Основні принципи фаціального картування

Підсумком фаціального аналізу є побудова фаціальних карт певного стратиграфічного підрозділу, яка відображає розподіл та зміну осадків по площі і за генезисом та інтерпретацію одержаних даних.

Літолого-фаціальна карта – це основа для переходу до фаціальної карти. Цей перехід полягає в реконструкції умов формування осадків з використанням всіх даних, одержаних при вивченні фауни і флори, різних генетичних діаграм, структур і текстур, морфології осадочних тіл і їх взаємодії з вміщуючими породами.

Фаціальні карти доповнюються декількома профілями, розміщеними навхрест простягання фаціальних зон. Профілі відображають зміни, які відбулися в розрізах певних горизонтів, циклічність геологічної будови і зміну фаціальних обстановок, заміщення деяких фацій в просторі і т. д.

 

 

ПИТАННЯ ДЛЯ САМОПЕРЕВІРКИ

 

1  Що Ви розумієте під терміном “фація”?

2  Яке значення має вивчення речовинного складу, структур, текстур осадочних порід для літолого-фаціального аналізу?

3  Як можна використати залишки древніх організмів і продукти їх життєдіяльності для фаціального аналізу?

4  Як і в якій послідовності складаються фаціальні карти і геологічні профілі?

5  Яке значення має атлас літолого-фаціальних карт для вивчення історії геологічного розвитку регіонів і прогнозування різних корисних копалин?

 

 

 

ЛЕКЦІЯ №24

 

СУЧАСНІ ФОРМАЦІЇ І ОСНОВИ
 ІНФОРМАЦІЙНОГО АНАЛІЗУ

 

Визначення і зміст розуміння “формація”

Вперше термін формація ввів Г.Х. Фюксель в середині ХVІІІ ст., об’єднавши комплекси пластів, які сформувались одні за другими при однакових умовах, причому кожна серія відповідає певній епосі розвитку в історії Землі. Самий термін “формація” появився в роботі А.Г. Вернера і означав асоціацію певних типів гірських порід, які можуть повторюватись в різні геологічні епохи. За Ч. Лейелем назва формація виражає в геології всяку групу порід, які мають близьке за умовами формування походження, час формування і речовинний склад.

Таким чином, термін мав літологічний і стратиграфічний зміст. Але з розвитком палеонтологічного методу з’ясувалося, що одновікові відклади можуть мати зовсім різний склад і будову, в той же час як однотипні формування нерідко мають різний вік.

Наприкінці ХІХ сторіччя М. Бертран відмітив, що деякі формації (моласові, флішеві, аспідних сланців) відповідають певним стадіям розвитку геосинкліналей. Він показав геотектонічний зв’язок окремих літологічних комплексів з етапами розвитку геосинкліналей.

Недивлячись на різні підходи до визначення формацій різних дослідників, найбільш важливими є спільні погляди. Як правило визначення формацій приводиться на основі трьох основних ознак:

1) петрографічний склад і характер будови відкладів;

2) фізико-географічні умови накопичення матеріалу;

3) тектонічна обстановка, яка визначає приуроченість відкладів до певних тектонічних структур.

За даними В.Є. Хаїна (1973 р.) формація – це природна і закономірна сукупність гірських порід або фацій, які мають спільні умови формування і виникли на певних етапах розвитку основних структурних зон земної кори.

За М.В. Логвиненко – формація – це парагенетична сукупність фацій (порід) більш-менш стійких в часі і просторі.

Формації виникають при певному тектонічному режимі і в певних ландшафтно-кліматичних умовах. Тектонічний режим є головним фактором, тому класифікацію формацій проводять за геотектонічним принципом. На цій основі виділяють геосинклінальні, перехідні і платформенні формації.

Геосинклінальні формації виникають в умовах диференційованих тектонічних рухів великої амплітуди, тому вони мають значну товщину, але швидко змінюються на вхрест простягання складчастої системи. Серед них широко розповсюджені магматичні і пірокластичні породи. В умовах геосинкліналей формуються пластові фосфорити, деякі кремнисті породи (яшми, радіолярити), боксити, грауваки і інші.

Платформенні формації утворюються в областях зі слабо диференційованим тектонічним режимом невеликої амплітуди, тому вони мають незначну товщину і зберігають свої особливості на значних територіях. В умовах платформенних формацій утворюються кварцові піски, каолінітові глини, аргіліти, магматичні породи зустрічаються рідко.

До перехідних належать формації, які мають ознаки як платформенних так і геосинклінальних утворень. Це переважно формації, накопичення осадків в яких відбувається в умовах неглибокого моря або рівнинних ділянок суші, в тектонічному плані це краєві прогини.

До геосинклінальних формацій відносять:

а) глинисто-сланцеві;

б) флішеві;

в) вулканогенно-кремнисті;

г) карбонатні;

д) вугленосні;

ж) моласові та ін.

До перехідних:

а) вугленосні;

б) нафтоматеринські;

в) моласові;

г) червонокольорові (строкаті);

д) лагунно-соленосні та ін.

До платформенних:

а) кварцово-піщані;

б) глауконітово-фосфоритові;

в) карбонатні;

г) вугленосні та ін.

Формації – це парагенетична сукупність фацій і вони характеризуються певним речовинним складом. Крім того їх можна поділяти також за кліматичними ознаками на такі види: континентальні арідні, континентальні гумідні, континентальні нівальні, перехідні лагунно-затокові і дельтові, морські шельфові, морські батіальні, морські абісальні.

За речовинним складом виділяють теригенні, карбонатні, соленосні, глауконітово-фосфоритові, бокситові, вулканогенно-осадочні. залізисто-марганцеві та ін.

Розглянемо чотири найбільш розповсюджені формації, які формуються при різному геотектонічному режимі, але мають близький речовинний склад.

Вугленосні формації

Формуються в геосинкліналях, перехідних зонах крайових і передгірських прогинів і на платформах. В речовинному складі цих формацій присутні майже всі типи уламкових порід як рихлих, так і зцементованих – галечники і конгломерати, піски і пісковики, глини та аргіліти, алеврити та алевроліти, гравеліти та брекчії.

У геосинклінальних басейнах присутні також і метаморфізовані породи – глинисті та аспідні сланці, кварцити та ін.

Уламкові породи цих формацій вміщають значну кількість вулканогенного матеріалу (туфи, туфіти, туфогенні породи, вулканічний попіл). За мінеральним складом серед них можна виділити мономінеральні, олігоміктові і поліміктові породи. Досить поширеними в цих формаціях є кварцові і польовошпатові піски і пісковики, каолінітові, гідрослюдисті, монтморилонітові глини та аргіліти, аркозові та граувакові піщані та частково алевролітові породи, полімінеральні глини та аргіліти.

У породах вугленосних формацій спостерігається високий вміст органічної речовини – тонкодисперсної вуглистої разом з гуміновими сполуками, рідше бітумінозної речовини, завдяки чому породи мають темне забарвлення. У вугленосних формаціях є багато різних конкреційних формувань – карбонатних, сульфідних, кремнеземистих.

Крім уламкових порід в складі вугленосних формацій присутні хемогенні та органогенні осадки: вапняки, доломіти, кремнисті породи, а також вугленосні породи та вугілля.

Вугленосні формації геосинкліналей та передових прогинів мають невелику товщину і складені зцементованими і метаморфізованими породами. Вони включають велику кількість вугільних пластів, товщина пластів невелика, вугілля висометаморфізоване та антрацит.

Вугленосні формації платформ відрізняються невеликою товщиною осадків, наявністю рихлих незцементованих порід, одиничних пластів бурого вугілля значної товщини.

У фаціальному значенні породи вугленосних формацій належать до трьох груп фацій: континентальних (алювіальні, лімнічні; делювіальні), перехідних (лагунно-затокові, дельтові, лагунно-болотні) і морських, переважно шельфових.

Для вугленосних формацій характерна періодичність осадконакопичення, особливо яскраво виражена в геосинклінальних басейнах, де вищеназвані фації закономірно змінюють одні другі як в розрізах, так і по площі: континентальні змінюються перехідними, перехідні морськими і т.д. Цей набір фацій в розрізах називають циклом осадконакопичення або седиментації. Як правило, в таких циклах спостерігається зміна трансгресивного ряду регресивним.

Флішеві формації

Характерні для геосинкліналей. Фліш (швейцарське, німецьке flussen – текти) – це одноманітні за будовою осадочні товщі морських відкладів, які складаються з ритмічного чергування аргілітів, пісковиків вапняковистих, мергелів, рідше грубоуламкових порід. В петрографічному складі флішових товщ переважають уламкові та карбонатні породи переважно зцементовані і метаморфізовані, рихлі породи зустрічаються рідко. Це переважно глини полімінерального складу, які зустрічаються досить часто в розрізах флішевих товщ.

За мінеральним складом уламкові породи досить різноманітні. Тут зустрічаються кварцові, кварцово-глауконітові, кварцово-польовошпатові, аркозові та граувакові пісковики та алевроліти, мономінеральні та полімінеральні глинисті породи. Серед уламкового зустрічається вулканогенний матеріал у вигляді попелу і туфів. Для флішових формацій характерне закономірне ритмічне чергування різних типів порід. Класичний фліш представлений трьома типами шарів (елементів ритму). Такий фліш зокрема дуже поширений в Передкарпатському прогині, Криму, на Кавказі.

Перший елемент ритму представлений зернистими породами, пісковиками та алевролітами, рідше гравелітами та конгломератами. Карбонатність цього ритму невисока і зумовлена або карбонатним цементом, або зернами карбонатних порід.

Другий елемент ритму складений пелітовими породами з домішками карбонатного матеріалу: вапнякові глини, вапнякові аргіліти. Кількість карбонатного матеріалу може бути досить високою аж до появи мергелю та пелітоморфних вапняків.

Третій елемент ритму представлений безкарбонатними пелітовими породами: глинами, аргілітами. Товщина флішових ритмів невелика – від декількох сантиметрів до десятків сантиметрів, рідко 1-1,5 м.

Флішові товщі відрізняються значною товщиною – сотні і тисячі метрів і складаються із серій флішових ритмів. Зернистість в кожному ритмі закономірно зменшується знизу вверх (від грубозернистих до тонкозернистих пелітових порід).

Для флішових формацій характерні різні “флішові текстури”. Це в першу чергу гієрогліфи, а також сліди розмивів на границі елементів ритму. Флішеві породи небагаті на фауну і флору. Тут зустрічаються уламки форамініфер, брахіопод, залишки риб, тонкодисперсна органічна речовина. Породи мають діагональну та горизонтальну шаруватість морського типу зі знаками бриж, інколи градаційну шаруватість.

У флішових породах широко розповсюджені різні конкреції і формування (карбонатні, сульфідні) подібні до вугленосних і нафтоносних товщ. Породи флішу багаті на бітуми, часто вони нафтоносні, зокрема в Передкарпатському прогині. Формування флішу відбувалося в морських басейнах, обмежених “кордільєрами” (гірськими спорудами, островами, відмілинами), при певному геотектонічному режимі, зокрема при наявності малоамплітудних коливних рухів.

За даними Н.Б. Вассоєвича Карпатський флішовий басейн в крейдяному періоді представляв собою прогин довжиною в декілька сотень кілометрів при ширині 50-150 км. З одного боку тонкий прогин був обмежений вузьким підняттям (кордільєрою), яка періодично піднімалась над рівнем моря, а з другого - підводним прогином (або другою кордільєрою). Кордільєри круто піднімались над морем, але вони не могли бути єдиним джерелом зносу в басейн осадконакопичення. При землетрусах виникали великі обвали, що обумовлювали мутьєві потоки, а поблизу кордільєр накопичувався дикий фліш, представлений брекчіями і глибовими конгломератами.

Флішеві товщі широко розвинуті в палеогенових і крейдяних відкладах альпійських геосинкліналей.

Флішеві формації не дуже багаті корисними копалинами, в них зустрічаються поклади нафти і газу, вони використовуються як сировина для виробництва цементу.

Моласові формації

Термін моласи вперше був запропонований для визначення рихлих пісковиків і конгломератів третинного періоду західної частини Швейцарії. Пізніше цей термін був поширений на піщаноконгломератові товщі різного віку, які утворилися в процесі руйнування молодих хребтів. Моласи сформувались в кінці геотектонічного циклу і тому породи в них неметаморфізовані (моласи альпійського циклу).

До складу молас входять всі типи уламкових порід, які характеризуються слабою відсортованістю. Крім уламкових, в складі молас присутні хемогенні та органогенні породи - вапняки, гіпси та ін. Забарвлення порід строкате, часто буре. В моласах спостерігається ритмічність, товщина ритмів від одного до десяти метрів. Органічні залишки в них рідкісні, це переважно залишки наземних і прісноводних тварин, рідше флори. Прикладом типової моласи є альпійська (Карпати, Кавказ) міоценового віку, яка поділяється на три товщі. Нижня - прісноводна, складена аркозовими пісковиками, середня – лагунними і морськими відкладами (карбонатні і глинисті аркозові пісковики, шари гіпсів, солей, мергелі). Верхній відділ - прісноводна моласа.

Моласові формації виникають в епохи енергійного і різко диференційованого підняття. Товщі порід, які піднімаються, піддаються в цей час глибокому ерозійному зрізу аж до розмиву глибинних кристалічних порід.

Продукти розмиву швидко захоронювались в прилягаючих областях, завдяки чому товщина моласових відкладів досягає сотень і декількох тисяч метрів.

Моласові формації не багаті на корисні копалини, але в них зустрічаються поклади міді, солей, вугілля, розсипні родовища благородних металів, нафта.

Нафтоматеринські формації

Вивчення нафтоматеринських формацій пов’язане зі значними труднощами, так як нафта досить рухома і може знаходитись цілком в інших відкладах, а не в тих, що сформувались.

З виходом ув 1932 р. монографії І.М. Губкіна “Учение о нефти” стало міцніти серед вчених переконання, що спочатку нафта утворюється в дисперсному стані, переважно в глинистих породах, а пізніше мігрує в пористі проникні пласти, які називаються колекторами, в яких залягає у вигляді покладів.

Як відмічав Н.Б. Вассоєвич, мікронафта зустрічається в більшості осадочних порід, тому багато осадочних порід можуть розглядатись як нафтоматеринські. За цією ознакою нафтоматеринські породи можна поділити на три групи: 1) потенційно материнські шари, якщо вони ще не віддали свою розсіяну нафту в колекторі; 2) нафтогенеруючі, якщо вони вже генерували нафту, але не втратили здатності виробляти її і надалі; 3) бувші нафтоматеринські породи, якщо вони в процесі катагенезу або метаморфізму втратили мікронафту.

Необхідною умовою для формування нафтоматеринських формацій, так як і вугленосних, є накопичення органічної речовини. Але на відміну від вуглеутворення (континентальні і перехідні фації), ця органічна речовина формується в мілководних морях і лагунах. Вважають, що згідно органічної гіпотези походження нафти, формування бітумів відбувається за рахунок перетворення без доступу кисню речовин змішаного тваринного і рослинного походження, серед яких переважають залишки одноклітинних організмів. Збереження значної кількості органічного матеріалу в осадках можливе лише при його швидкому захороненні. В цьому випадку в самому осадку створюються відновне середовище, що затрудняє окислення органіки. Накопичення глин сприяє ізоляції органічної речовини від середовища відкладання.

Подальше перетворення органічної речовини відбувається в присутності води, глинистих мінералів, підвищеної температури, в область якої при значному зануренні попадають нафтоматеринські породи.

Тому при інших рівних умов області значного занурення земної кори є найбільше сприятливими для формування нафтоматеринських формацій.

Нафтоматеринські формації часто формуються паралельно з соленосними, строкатими, моласовими та вугленосними формаціями. Особливої уваги заслуговує зв’язок вугленосних і нафтоматеринських формацій, так як в природі є регіони, де вугленосні формації є одночасно і нафтоносними (середньоюрські відклади Ельби, пенсільванські шари Апалачських гір).

Більша частина нафтогазових родовищ належить до відкладів морів, менша – до внутрішніх крупних водойм типу Каспійського моря, дуже опріснених.

Керівна роль в утворенні нафтоматеринських порід належить тектонічному режиму, а також залежить від віку западини та геологічного розвитку території.

Найбільші скупчення вуглеводів приурочені до центральних частин западин, прикладом яких є Дніпровсько-Донецька западина, Західносибірська низовина, Південна Аляска, що пояснюється тим, що в центральних найбільш прогнутих ділянках досить сприятливі умови для накопичення органічної речовини.

Карбонатні формації

Карбонатні формації – складені різними вапняками, серед яких зустрічаються окремі пачки доломітів, рідше силіцитів. Карбонатні формації утворюються при різному геотектонічному режимі: геосинклінальному, перехідному і платформенному.

Карбонатні формації геосинкліналей складені переважно вапняками, серед яких переважають темно-сірі і чорні. Забарвлення вапняків зв’язане з наявністю бітумінозної вуглистої речовини, рідше зустрічаються вапняки світлі, майже білі. Вони вміщають теригенні домішки у вигляді глин та аргілітів. Для вапняків характерна шаруватість, плитчатість різного масштабу і генезису.

Серед карбонатних формацій геосинкліналей, як правило, спостерігаються рифові вапняки (коралові, археоціатові, водорослеві). Рифові вапняки характеризуються відсутністю шаруватості, наявністю пор і каверн. Протяжність рифів від декількох десятків і сотень метрів до десятків і сотень кілометрів. Товщина карбонатних формацій геосинкліналей від декількох сотень метрів до 3-5 км.

Платформенні карбонатні формації відрізняються від геосинклінальних невеликою товщиною (100-200 м), незначними змінами і метаморфізмом порід. Вапняки мають світле забарвлення, але при асоціації з вугленосною і теригенною формацією, спостерігаються теригенні домішки та більш темне забарвлення.

Крейдяні відклади розвинуті в межах платформ та в перехідних областях від платформ до геосинкліналей. Представлені вони білою крейдою та мергелями з різними домішками теригенних, переважно глинистих порід. Серед крейди та мергелів часто спостерігаються кремневі конкреції, лінзи та прошарки кремнистих порід, діатомітів, трепелів, часто дуже окремнілих. Товщина крейдяних відкладів від декількох десятків до декількох сотень метрів.

У складі карбонатних формацій виділяються лінзи літоралі, субліторалі, мілководні та глибоководні частини шельфу. Більша частина карбонатних порід це шельфові відклади, глибоководними осадками, очевидно, є відклади білої крейди, що сформувалися на глибинах до 500 м та вапняки з кремневими конкреціями та пластами силіцитів.

Соленосні формації

Соленосні формації формуються на суші, в озерах і лагунах, пов’язаних з морськими басейнами. В геоструктурному плані більшість формацій належить до крайових прогинів та синекліз платформ, рідше міжгірських западин, що сформувались на завершальній стадії розвитку геосинкліналей.

Петрографічний склад формацій досить складний. Крім галоїдних та сульфатних солей звичними компонентами соленосних товщ є теригенні відклади, переважно глини та аргіліти гідрослюдистого та монтморилонітового складу, рідше алевритові та піщані породи. На периферії міжгірських западин зустрічаються конгломерати та брекчії.

У вертикальному розрізі соленосних товщ спостерігається така закономірність: в основі залягають карбонатні породи, вище ангідрити, кам’яна сіль, калійні солі, які часто знову ж перекриваються кам’яною сіллю, або гіпсом.

Потужність соленосних формацій від декількох десятків метрів до 1-2 км в синеклізах платформ і від декількох сотень метрів до 5-6 км в крайових прогинах і міжгірських западинах. Соленосні породи складають від 10 до 65% потужності всієї формації. Солі залягають пластами, пластоподібними покладами та лінзами досить великої товщини. У соляних відкладах спостерігається тонка шаруватість, ритмічність, що пов’язано зі зміною кліматичних умов.

Соляні породи здатні під тиском текти в твердому стані і часто утворюють складки і куполи вижимання. В парагенезі з соляними відкладами (соляними куполами) знаходяться вугільні поклади, а частіше нафтові родовища (наприклад в Дніпровсько-Донецькій западині).