Рухин Л.Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах
Подождите немного. Документ загружается.
278
СТАДИИ И
УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ
ОСАДОЧНЫХ
ПОРОД
Таблиц.а
5-1
Х
Выпа
де
ВJ
.
1
пз
ВОДНЫХ
растворов
с
lI
еОД
ПUаRовым
рН
ГИДРООRпсеii
н
еното
рых
элементов
(по
Грийну,
195
3)
наоборот,
растворимость
при
этом
ув
личива
тся,
у
третьих
-
она
сначала
у
l
еньmается,
а
затем
увеличивается
(фиг.
12 -
IX).
f2
{!
10
~
:§
9
~
8
г
I
Fe
"
I
I .
.....
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
\
,
"
,
/
Прпм
ером
соединений первой
группы
ЯВЛЯlOтся
ГИДРООЮIсные
соединения
железа
типа
F
(ОН)2
И
Fе(ОН)з,
В
виде
!{оторых
опо
обыЧlIО
и
находится
в
раствор
в
природных
водах,
а
также
J<ap-
бопаты
.
Трехnалентное
rнелезо
устойчиво
в
раствор
и
лишь
в
очень
кислых
водах
(pH=2-З),
на
поверхности
3
мли
обычnо
отсут
ствующих,
и почти
полностыо
ВЫ
падает
уже
прпрН
=
4-S;
заJ<Rсные
соединения
ж
леза
Тlша
Fe
(OH)z
могут
находиться
в
растворе
при
более
тироном
диапазоне
измен
-
ния
рН,
но
в
ОI<Ислительны
усло
виях
зе
1ВОЙ
поверхности
Fe (
Н)2
о
2 3
9
10
11
переходит
в
Fe
(ОН)
3
И
оннсляется.
рН
Поэтому
на
поверхности
3емли
Фиг.
12
- IX.
Изм.
пенле
растворимости
ОКИСПblх
соединений
железа
и
глинозема
по
мере
пзмевецllЯ
рН
(по
Коррепс,
1939).
щелезо
пере
1ещается
в
'
растворе
лишь
в
болотных
водах
главным
об
разом
в
виде
органо-
1Инераль
иых
со
динеНl1Й
.
По
мере
увели
чения
рН
среды
отложения
р
езко
уменьшается
таI<же
растворимость
карбонатов
в
связи
С
сокращением
ноличества
глеки
лоты,
присутствую
щей
в
растворе
(фиг.
13-IX).
ПЕРЕБОС U
ОТЛОЖЕНИЕ
ОСАДОЧНОГО
МАТЕРИАЛА
279
Прпмером
со
динеuий
растворимость
I<OTOPblX
увеличивается
по
lере
увелич
ния
рН,
служит
I<pe
шезем.
Его
растворимость
является
наибольшей
в
пейтральных
условиях.
Поэтому
в
J<реМНИСТО-J(арбонатных
породах
меньш
пие
рН
влечет
за
собой
отложения
в
данном
YQaCTI<e
хремнезема
и
растворепие
}{арбонатов;
повышение
же
рН,
наоборот,
D
реводит
Rp
шезем
в
раствор,
и
B1IleCTO
него
осаждаются
Rарбо
наты.
Значительно
сложнее
зависимость
м
жду
растворимостыо
и
рН
среды
у
глинозема
и фосфатов
Rальция.
Al
(ОН)з,
в
виде
ROTOPOrO
находится
в
растворе
ГЛJlRозем,
хорошо
растворим
лишь
в
очень
RПСЛЫХ
и
в
сильно
щел
чных
вода.
При
изменении
же
рН
в
пр
делах4,
1
-10
онпраRтически
почти
не
растворим.
Аналогичным
образо
~
изменяется
и
растворимость
фосфатов.
По
данным
Д. Л.
Аски
вази
(1949),
РzОь
переходит
в
рас
твор
из
фосфатов
Са,
Fe
и
Al
при
кислой
р
акции
(СаНРО4
-
при
рН
<
< 5,5; AIP
4-ПРИ
рН<3,5;
FeP04-
при
рН
<2,5)
и
при
резко
выражен
ной
Щ
лочной
реaIЩИИ
(рН
10- 11).
Другпм
важным
фаRТОРОМ,
влия
ющим
па
растворимость
HeRoTopblX
•
со
дивевий,
слагаr
щих
осадочны
отложения,
являются
ОI<ислителыlO
восстапопительпыu
потеnциал,
опре
деля
l\IЫЙ
газовым
ре»'имом
раство
ров.
Воды,
сод
ржащие
в
себе
сво
бодный
I<ИСЛОРОД,
являются
энергич
вьшп:
ОRпслитеЛЯJ\1II.
Р
зко
восста
новительной
реахцнейобладают
воды,
од
ржащи
сероводород.
500
г----т----.--rт---,-----.,.-
s.
400f-
---+-
-\--\f-
---+---+--
~
Е
ЗООf-
--t---\t
-\
<.>
'"
~
~
2001-----?"'t-
--
1-\
'"
..,
Е
..,
if.
1001--
-
-+---1--
""""'
O~-~-~--~-~-
5 6 7 9
рН
Фпг.
13-IX.
Изменение
растворимости
RреМJIез
ма
и
карбоната
наЛЬЦllЯ
в
за
висимости
от
изменения
рН
(по
Кор-
репс,
1950).
ОJ(ислптсльпо-восстановительный
потенциал
является
очень
ваЖВШf
фаI<ТОРО'м
оса>!
дения
соединений
железа,
марганца
и
других
элементов,
способных
образовать
в
осадочной
оБОЛОЧRе
заI<исные
и окисные
соеди
неИ11Я
.
KaR
отм
чает
К.
КраУСRОПф
(1959),
выпадение
SiOz
таЮI
е
зависит
от
ОRпслительно-восстановительвого
потенциала.
Растворимость
занисных
соединений
а
ел
за
и
марганца
типа
R(OH2)
в
тысячи
И
более
раз
превосходит
растворимость
соответствующих
трех
валентных
соединений
этих
же
металлов.
Кроме
того,
в
восстановительной
среде
и
:р:ри
обилии
углеl<ИСЛОТЫ,
двухвалентное
железо
и
марганец
встре
чаются
в
вид
ещ
б"олее
растворимых
БИI<арБонатов.
В
итоге
для
этих
элементов
ОJ(ислительно-восстановительный
потенциал
является
не
ме
нее
важным
фанторо
1
оса;ндениЯ,
чем
рН
среды отложения,
обусловли
вая
l1ЗМ
пение
растворимости
соединений
этих
элементов
в
деСЯТJ(И
и
сотни
ты
лч
раз.
СовмеСТВШl
возд
йствием
на растворимость
ж
лезистых
соединений
рН
п
ЕЬ
объясняется
то,
что
она
меняется
в
неСI<ОЛЬКО
больших
преде
лах,
ч
м
у
глино;зема.
тим
а
е
обусловлена
устойчивость
I<аждого
из
ж
леЗJfСТЫХ
и
1арганцовых
1инераЛОD
лишь
в
пределах
определенных
со
пряжеnвых
значений
рН
и
ЕЬ
(фиг.
14-IX).
Сл
дующим
важным
фаI<ТОРО
1
растворимости
многих
соединений
является
содержани
растворенной
углеJ(ИСЛОТЫ.
Этот
фактор
имеет
280
СТАДИИ
И
УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ
ОСАДОЧНЫ
ПОРОД
первостепенное
'
значение
ДЛЯ
наRопления
извеСТНЯRОВ
и
ДОЛОМИТОВ,
а
таюне
Rарбонатов
других
элементов
(железа,
марганца
и
др.).
Количество
растворенной
углекислоты
возрастает
при
повышении
давления
и
значительно
уменьшается
при
нагревании.
Поэто
lУ
сод
е
ржа
ние
ее в
подземных
водах
обычно
значительно
выше,
чем
в
поверхност
ных,
а
среди
последних
ее
значительно
больше
в
холодных
водах,
чеи
в
теплых.
Eh
0,2
0.1
О
:"'-
.....
.....
а.)
Гематит
.....
"'
,
,
~
0,1
-
0,2
Guдериm
.....
.....
,
t'
-
....
....
_
~
--
-О,З
Пирит
-
04
•
б
7
"
,
,
---
б
9рН
Eh
0,2
0,1
О
-0.1
-0.2
-0.3
-0.'1
б)
,
Окислы
марганца
,
"
,
.....
,
.....
'_
Родохрозит
....
-
",
........
.......
-.
.....
t---.
....
-
Алаdандин
б
7
8
ФIIr.
1
4-IX.
Физm<о-хим:ичеСJше
условия
осаждения
1tШIlсралоп
железа
(а)
и
марганца
(6)
(по
Крумб
еiiny
и
1
орр
ПС,
1952).
рН
Растворимость
Rарбонатов,
наиболее
часто
пстречающихся
в
воде,
насыщеН110Й
углекислотой,
ИЛЛIOстрируется
табл.
6-IX.
Та
6л,
u
ца
б
-
I
Х
Растворимость
различных
Rарбонатов
в
воде
прп
18
0
С
п
общем
давлсюlИ
(СО
а
+
водяной
пар)
в
1
аm
Карбонаты
Mg
Ni
Со
Ба
Са
Sr
Fe
(по
А. А.
Смуропу,
1938)
Растворимость,
% .
.иг-Э
"/I
61,20
7.16
5,50
2,74
2,16
1,63
1,24
~
I
{
арбо
I
Растворим
о
ст
:
.
~
паты
%
.Al
г-э
lO
О
Zn
Mn
"
Ag
Mn
'"
С
и
РЬ
1,
12
0,70
0,
63
0
,5
1
0
,49
0,10
По
данным
И.
И.
Гннзбурга
(1
.947),
карбонаты
F , Mn
(частичпо)
въmадают
из
слабо
кислых
растворов
(рН
=6),
Rарбонаты
Си,
Zn, Sr
(ча
стично)
и
Mn
(частично)
ИЗ
слабо
щелочных
(рН
= 7,5- 8,0),
доломит
из
более
щелочных
(рН
=
9)
и
карбонаты
Mg
и
Na
из
паибол
ее
щ
лочвых
(рН
=
10-11)
растворов.
Сиорость
растворения
ра
зличн
ых
карбонатов
за
1етно
неодпнаI<ОВ
(табл.
7-
IX)
.
Количество
растворенной
в
воде
углеRИСЛОТЫ
прежде
всего
опреде
ляется
общим
количеством
ее
в
атмосфере
.
ПОЭТОМУ
на
ранних
этапах
развития Земли,
когда,
Ral{
полагают,
содержание
углеrшслоты
в
атмо
сфере
было
значительно
выше,
растворимость
J
<а
рбонатных
соединений
ПЕРЕНОС
И
ОТЛОЖЕНИЕ
ОСА
ОЧНОГО
МАТЕ
РИАЛА
Таблuц
а
7-IX
Отпосительны
е
скорости
растворевuя
Iшрбоватов
в
3
%-
ной
соляноц
кислоте
прп
250
(по
Ф
еррари
и
Сесси,
1937)
ОТИОСl:Iтель-
Отпоситель
-
карбопаты
пая
скорость
Карб
онаты
пая
с
ко-
рость
рас-
растворения
творения
СаСО
з
100
000
(Mg,
F
е)СаСО
з
650
ZпСО
з
6500
FеСО
з
5
70
МПСО
а
850
Mg
CO
a
9
28
1
была
ивой,
следоват
е
льно
и отложение
карбонатных
осаднов
происхо
дило
сущ
ственно
иначе,
ч
м
в
совр
менную
эпоху.
В
отложениях
В
раз
личной
мер
обогащ
нпых
органичесним
веществом,
при
разложении
но
торого
обычно
образуется
УГЛeI<Ислота,
подвижиость
I<арбонатов
таI<ж
е
неодинаI<ова.
Из
других
общих
фаJ<ТОРОВ
растворимости
необходимо
упомянуть
химический
состав
растворов,
величину
раСТRОРЯЮЩИХСЯ
зерен,
т
е
мпе
рат
уру,
а
таЮI<е
давление.
В
большинстве
случаев
влияние
этих
фаI<ТОРОв.
лишь
в
неСJ<ОЛЬИО
раз
меняет
растворимость
данно
го
соедине
.
ния.
Наибо
ле
существенно
в
это
J
отнот
нии
влияет
химичесний
состав
раствора
ПОСJ<ОЛЫ<У
харант
р
присутствующих
в
нем
ионов
опр
деляет
рН
среды.
Краме
того,
при
совместном
раствор
ении
неСI<ОЛЬНИХ
солей
растворимость
данной
солн
уменьшается
в
при
утствии
другой
более ра
створимой
соли,
содерн
ащ
й
с
н
й
общий
ион,
и
наоборот,
увеличивается
при
наличии
другой
соли,
н
им
ющей
с
п
й
общих
ионов
(закон
Нернста).
Наприм
р,
растворпмость
СаСОз
в
присутствии
Са
04
несJ<олы<o
уменьшается
_
На
раствориыстьь
ВЛия
е
т
также
размер
частиц.
Чем
более
они
тон
I<ОДПСП
рсны,
тем более
растворимы.
Тан,
например,
по П. П.
Бу
д
пи
нову
(1943)
растворимость
гипса
при
увеличении
размера
его
ча
с
тиц
с
0,0003 JltJlt
до
0,002 JltJlt
умевьшается
с
18,2
до
15,3
МJltОЛЬ.
НеодинаI<О
вая
растворимость
различных
по
размеру
частиц
способствует
таЮI<
росту более
I<РУПНЫХ
зер
н
аа
счет
растворения
мелник
.
Изм
В
ние
темп
ратуры
влияет
на
растворимость
различных
соеди
нений
н
одииаиово.
В
осадочной
оболочне
и
на
поверхности
Земли
повы
шение
т
шературы
в
большинстве
случаев
вызывает
иекоторое
увеличе
ние,
а
зат
м
заметно
уменьшается.
При:мером
этого
может
служить
ГIIПс,
наиболее
растворимый
в
интервале
температур
от
32
до
41
0
С
(табл.
8-IX).
Т
е
ъш
е
рату
ра,
о
с
о
18
24
32
38
Та
блuца
8-
IX
Растворииостп
CaS0
4
•
2Н.О
в
во
е
(по
П.
П.
БУДIIIJКОВУ,
1933)
I
Растворимость,
% \
темпераТУ-
\
РаСТDОРИЪiОСТЪ,
о
ра,
ос
%
0,241
0,259
0,
265
0,269
0,272
41
53
72
86
90
0,269
0,266
0,255
0,239
0,
222
282
СТАДИИ
Jj[
условия
ОБРАЗОВАНИЯ
ОСАДОЧНЫХ
ПОРОД
Однако
неоБХОДIIМая
т
ш
ратура
В
тех
пр
де
J
lа"
в
которых
она
свойств
нна
для
поверхности
3
ти,
обусловлипа
т
в
общем
лишь
не
большое
из
fенение
раств
римости
(обычно
не
бол
чем
в
1,5-2
раза).
Лишь
растворимость
Rарбоната
I,альция
(из-за
уменьшения
сод('ржания
в
раствор
СО2)
увеЛI1ЧИвается
почти
в
10
раз
при
повышеИlШ
т
z,шера
туры
с
25
до
б5
0
С.
На
растворимость
таlШ
е
влияет
давл
пи
,
но на
поверхпости
3емли
измен
ния
его
нев
ЛИlШ.
НаRопленп
осадхов
при
давл
ппях,
значи
тельно
пр
восходящих
одну
атмосферу,
происходит
лишь
в
глуБОl\ОВОД
ных
впадинах,
гд
оио
обусловли
ва
е
т,
например
,
ПОВJ.шr
нное
содер
жаиие
раствор
нной
углеlШСЛОТЫ
и
тем
самым
затрудня
т
осажд
пп
е
Rарбонатов.
3начительно
большую
роль
играет
давл
ние кю<
фаI\ТОР
растворимостп
в
осаДОЧllоii
обо-
100
ЛОЧRе
в
процессе
эпиг
н
за.ОднаRО
~
.
~~--~~--~~--~
25
45
Фиг.
15-IX.
СопоставлеШIе
растворимо
сти
СаСО,
при
различиьrх
темп
ратурах,
давл
е
ш1И и
сол
пости
(по
Rорреис
и
ДреЙер.
1952).
ном
биогенныz,I
п
тем.
Это
особенно
фосфатов
Rальция.
даже
в
случае
раствор
ния
J<арбо-
натов,
изменение
давл
ния
знаЧIl
тельно
1I1еньш
влия
т
на
раство
римость,
чем
темп
ратура
и
о
л
ность
раствора
и
т
1
бо
л
е
го
рН
(фиг.
15
- IX).
В
современную
эпоху
J<опцен
трация
в
раствор
многих
соеди
нений,
образующих
осадочпые
от
ложения,
очень
llеве
J
1Иl,а.
Поэтому
химичеСRое
осажд
нне
большпн
ства
соединенпй
в
обычны
'
у
сл
о
виях
ИСIШЮЧ
но,
И
паRоп
л енне
их
в
о
адхах
пропсходит
в
спов-
заметно
на
ПР1IlI1ере
xpe~т
зе
1а
11
В
IШСЛЫХ
водах
кремнезем,
из
-
за
плохой
ег
ра
творимости
в
этих
условиях,
может
находиться
лишь
в
виде
I<ОЛЛОИДПЫХ
ра
творов.
В
l\lOP
-
СI
их
же
водах
реЗl{Q
преобладает
I<Р
lI1IIеуислота
в
и
типпо
раств
репном
состоянии.
В
воде
Азовсного,
Черного
и
RаспиiiСI
ого
мор
ii
Р
дв
сод
р
жание
истинно
растворенной
креz,шеl\ИСЛОТЫ
составляет
70%,
в
коллои
-
Hoii
форме
находится
18%
и
на
долю
плаю{тонво
-
детритовоii
при
одится
12 %
от
общего
1
О
J
шчества
}{реz,шекислоты,
находящей
я
в
JI10РСI{0Й:
воде
(С.
В.
Бруевич,
1953).
Общее
содержание
растворенной
l(ре?шеl{ИСЛОТЫ
в
морской
воде
обычно
увеличипа
тся
с
глубиной.
Так,
в
верхних
горизонтах
тланти
ческого,
Тихого
и
ИНДИЙСl(ОГО
океанов
содержание
i
2}\
л
еблется
бьrч
но
в
пределах
0,1-0,3
мг/л;
в
ПРИДОIШых
же
слоях
оно
возрастает
до
2,3-3,3
J.tг/л
И
в
редних
случаях
достигает
27,0
J.tг
/
л.
Для
иловых
растворов,
пропитывающих
совреЪfOнные
юрские
осаДЮI
и
аначительно
более
насыщенных
креl\Iнеl{ИСЛОТОЙ,
С.
В.
руевич
(1953)
Уl(азыва
т
среднее
максимальное
содержание
70
J.tг
i 2
на
1
л.
Все
эти
данные
свидетельствуют
о
том,
что
современные
воды
он
анов
H~
насыщены
нре?шеземом
11
его
осаждение
в
современную
эпоху
происхо
дит
почти
исюпочительно
органогенным
путем
(Бруевич,
1953;
Страхов
1954
и
др
.
).
Химичссное
ВЫIIадение
кремнеl(ИСЛОТЫ
иа
Dасыщ
ивы
н
ПЕРЕНОС
И
ОТЛОШЕНИЕ
ОСАДОЧНОГО
М
ТЕ
РИАЛА
283
пере
ыщ
нных
растворов
в
совреJl1внRыx
морях
воз
южно
лишь
В
вул:иани
ческих
областях,
где
изливается
большое
количество
вод,
обогащенных
раствор
ПRОЙ
HP
MТ:r
ни
лотой.
Сод
ржание
в
морской
воде
фосфора
зависит
главным
образом
от
?l\изнедеятельности
планктона
и
парциального
давления
углеI{ИСЛОТЫ.
Поэтому
:иоличе
тво
P20s
В
верхних
слоях
МОрClюй
воды
подвержено
отчетливЫМ
зонным
ИЗ1l1енеНl1ЯМ
(от
0,01
до
0,03
J.tг/.л,)
и
рез:ио
увеличи
вается
с
глубиной
(до
0,2-0,3
J.tг/.л,
на
глубине
500-1500
м).
По
r,mению
А.
В.
К
аза:иова
(1939),
гл
бииные
воды,
обогащенные
фосфатами,
при
выходе
их
на
шельф
теряют
значительное
Iюличество
угле:иислоты
и
на
ыщ
а
IOТСЯ
фосфатами,
:иоторые
и
выпадают
в
осадо:и.
Наибольшая
I{онцентрация
ра
ство
ренных
фосфатов
обнаружена
в
Hel{OTOpblX
современных
осадках
(1
-2
J.tг/.л,)
,
но
и
здесь
она
далека
еще
от
величиnы
МaI{симал:ьной
растворимости.
Поэто
1У,
не
отрицая
возможности
"
IlМического
выпадения
фосфатов,
Н. М.
Страхов
(1954)
счи
-тает
,
что
подавляющая
масса
их
в
совре
{енных
морях
осаждается
все
же
биогенным:
путем.
РазлlfЧПЫ
компонентЫ
современны
МОРСI{ИХ
осад:иов
химичесного
11
органического
происхождения
Н.
М.
Страхов
подразделяет
на
следующие
четыре
группы:
«Первую
группу
образуют
органическое
вещество
+
Si02
+
Р
+
+
СаСОз
+
МgСОз.
В
осаждении
этих
веществ
основную
решающую
ро
ль
играет
н
посредственное
извлечение
их
из
воды
организмами
и
отло
жепии
на
дне
в
составе
их
с:иелетных
частей
или недоразложившихся
lЯГIШХ
тнан
й
...
Ко
второй
группе
относятся
Fe,
Мп,
А120з.
Основньщ
.(VЮ
тором
извл
ч
ни
я
их
пз
растворов
является
гидролиз
их
металлоор
ганичеСIШХ
с
едпнениii
и
I<оагуляция
образующихся
таним
путеlll
золей
ГИДРООl{исеЙ.
Биогенное
извлечение,
не
отсутствуя
совсем,
иыеет
второ
ст
пенnое
знач
ние.
Третью
группу
составляют
малые
элементы:
Sr,
В,
<:г
i,
Си,
V
и
др.
Осповным
путеllf
извлечения
их
из
воды
является,
по
видимому,
сорбцпя
их
гелями
Fe,
~n,
A120d
и
ноагулировавшей
силикат
ной
ыутыо,
это
элемеПТЫ-СПУТПИI<И;
биологичеСIШЙ
процесс
осаждения
им:
ет
ые
то,
но
играет
совершенно
второстепенную
роль
(.).
Након
ец,
четверт
у
ю
стественную
гр
ппу
образуют:
NaCl, KCl,
MgC12,
MgBr2,
Mg
<1,
Са
4.
илу
сво
Й
высокой
растворимости
эти
соли
(в
море
·
Л.
Р.)
не
осаждаются
"имичеСIШМ
путеы
и
в
то
же
время
не
извлеl
аются
{:l{олы{о-нибудь
заметным
биологичеСIШМ:
путем;
эта
граница
не
активных
в
условиях
моря
НОJ\шонентов
»
(Страхов,
1954,
стр
.
520).
Для
прошлых
геологичеСIШХ
эпох
наблюдаются
значите
'
льные
откло
неппя
от
этоп
схемы,
обусловлепные
общим
пзменением
условий
осадно
<>бразования
по
мере
хо
а
истории
3емли.
Отложения
водных
бассейнов
Отложенпя
водных
бассейнов
пользуются
очень
ШИрОIШМ
распростра
ненпеы,
посколы{у
70,8
%
земного
шара
покрыта
морями
нонеавами.
Морские
ОТЛОr]
епия
по
происхожденюо
подразделяются
на
терриг
ен
ны
,
хемогеnпые
и
орг
ногенные,
а
по
положению
в
раЗJ[ИЧНЫХ
морфоло
гичес}{их
оБJхастях
OI{eaHOB
-
на
отложения
шельфовые,
fатеРИl{ОВОГО
сушона,
ложа
шрового
оиеава
II
глубоноводные.
Больше
ПОJ[ОВИВЫ
всей
площади
дна
мирового
онеана
располагается
на
гл
бине
свыше
4000
м,
а
ОI{ОЛО
четверти
(т. е.
площадь
большая,
чем
Азия,
Северная
и
ЮJl
ная
мерю
а)
-
лежит
ва
глубинах
более
5000
м.
284
СТАДИИ
И
УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ
ООАДОЧН1JХ
ПОРОД
Береговые
отложеJDfЯ
.
Характер
этих
отложений
мощет
быть
раЗllИ
ч
ен,
в
зависимости
от
динамики
моря
и
рельефа
побережий
.
Га
лечн
ые
отлощения
имеют
более
или
менее
сплошное
распро
тране
ние
лишь
у
гористых
берегов
.
Форма
галеи
зависит
не
только
от
условий
отложения,
но
и
от
физичесиих
особенностей
пород,
слагаЮЩIlХ
гальии.
Чаще
всего
встречаются
хорошо
OI{aTaHHMe,
уплощ
нные
СИ1\шетричпые
гальки
.
Длинные
оси
их
располагают
ся
обычно
параллельно
береговой
липии;
уплощенные
гальии
паилонены
в
сторону
!Оря.
Лучшая
орп
нти
ровка
наблюдается
у
изолированных
гален.
Хуже
ориентированы
1\!
лние
соприкасающиеся
между
собой
гальки,
среди
ноторых
количество
ориен
тированных
часто
не
превыmает
33
% .
Для
береговой
зоны
типичны
песчаные
отложения,
характери
зу
ю
щиеся
хорошей.
СОРТИРОВI{ОЙ.
Пля»
евые
пес}
и
сложены
в
о
новном
зер
нами
от
0,5
до
0,25
мм
.
Содержание
зерен
0,05
или
0,1
MAt
очень
невелПI,О
и
не
превышает
несколышх
процентов.
Отдельные
СЛОЙI<И
пляжевых
пеСI<ОВ
часто
обогащены
тяжеЛЫl\m
?шне
ра
лами,
особенно
ильменитом
и
гранатом,
редко
золотом,
кас
итеритом
и
другими
рудными
минералами.
Обогащение
тяжелымн
мин
ралами
наблю
дается
преимущественно
в
тех
участнах
пляжа,
в
I<OTOPMX
пески
подв
р
гают
ся
долговременному
перемыванию
,
в
условиях,
об
спе'швающuх
ра
зделение
тяжелых
и
леГl<ИХ
минералов.
Появление
тою<их
слойков
тяжелых
минералов
пр
исходпт
отнО
и
тельно
быстро.
В
некоторых
пляжевых
песчаных
отложенпях
вс
тр ча
етс
я
перекр
стная
косая
слоистость,
падающая
в
...
.nротивоположные
СТОРОIlЫ
под
небольшими
углами
(обычно
не
круче
5-10
0
).
Встречаются
пасты
С
полого
наклоненной
слоистостью
в
сторону
моря
.
Неиоторы
е
береговые
пески
состоят
из
зерен
известrIю,а.
Таиие
изn
-
стняковые
песни
и
галечниии
широко
распространены
па
l\ор
аллов
ы
островах,
где
иногда
встречаются
совместно
с
черными
п
лами
мапгровых
зарослей
на
периодичесии
осymающей
с
я
части
норалловых
островов.
В
n -
добных
отло»
ниях
встречает
я
много
следов
деятельности
сверлящих
и
роющих
организмов.
Глинистые
отложения
тироно
распро
транены
на
пнзм
пны
бер
о
гах,
в
частности,
в
пределах
Северной.
Германии,
Гол ландии
и
Б
ЛЬГЮJ.
m
льфовые
отложеНJJЯ
.
Среди
шельфовых
отложеппй
встречают
я
обломочные,
органичеСlше и
ХИl\InчеСl<ие
.
Харю<тер
образующихсл
па
шельфе
осаднов
зависит
главным
обраЗО~1 от
гидродинамического
режима
моря,
нлимата,
рельефа
прилежащей
суши
и
два
моря.,
наличия
донных
течений,
расположения
устьев
рек
.
"Уменьшение
зерпистости
обломочных
отложений
по
repe
удаления
от
берега
наблюдается
лишь
в
сравнительно
прибрежной.
зон
па
глубипе
неснольних
десятиов
метров
.
Дальше
от
берега
осадки
часто
таноВЯТСЛ
вновь
крупнозернистЫl\1И,
в
особенности
у
внешнего
нрая
шельфа.
3начительное
влияние
на
XapaI{Tep
образующихся
шельфовых
осад
I,ОВ
оназывает
рельеф
суши,
а
танше
подвижность
поды,
ноторая.
опре
деляетс
я
связью
шельфа
с
отнрытым
о!,еаном.
Чем
больше
отчленен
от
ыоря
водоем
и
чем
меньше
его
размеры,
теll1
более
мелнозернисты
осаДl<И.
химич~с!шй.
состав
шельфовых
осаднов
и
ха
рантер
образующих
я
в
BJI
сингеиетичеCI<ИХ
минералов
в
числе
прочих
фаI<ТОРОВ
связан
с
нлиматоr.t
и
характером
выветривания
'
пород
на
при
ежащей
суше.
Г
линист
ы
е
осадки
встречаются
препмущественно
в
ШИрОIШ
заливах,
сильно
вдающихся
в
пределы
суши, у
устьев
НРУПНЫХ
рек, а
таиже
в
под
водных
Iютловинах.
П
есчаные
осадки
распространены
на
OTl<pmbIX
ЛЕРIШОС
И
ОТЛQЖЕНИЕ
ОСАДОЧНОГО
МАТЕГИАЛА
285
шельфах,
у
устьев
больши
рек, а
таюке
в
прибрежной
мелководной
части
шельфа
.
Однано
наблюдается
мнОго
исключений
и
на
некоторых
шельфах
песчаные
отложения
на
внешней
части
преобладают
над
глини
стblЛЩ.
Современиые
галечиини
встречаются
в
виде
неправильных
пятен
на
различnых
ГJIубинах
.
3а пред
лаии
прибрежной
зопы онн
наблюдаются
пр
е
и
Jущественпо
на
участках
шеJIЬфов,
понрывавшихся
ранее
четвер
ТllЧIlЫМ
ледню<ом
.
ОтлощеUIIJJ
мат
РИКОВОГО
Ю1Оиа
11
ложа
MlJPOBOrO
Ol,eana.
Среди
со
временных
глубоководных
органогеlШЫХ
морсних
илов
различают
извест
новые
(глобигериновыii,
птероподовый
и
I<ОЮ<ОЛИТОnЫU),
нремнистые
(дпатом.оnые
и
радиоляриевы
с
)
илы.
Глобигериновый
ил
представляет
собоu
осадок,
образовавшийся
в
условиях
слаБООl<Ислительной
среды
и
состоящий
в
основном
из
ра!
ОВИНОI{
и
обло~шов
рю<овин
фораминифер
и
l{аЛЬЦита
ХlIмического
происхождения.
Цвет
его
молочно-белый,
розовый,
светло-желтый
или
норичн
ВЫЙ.
Вблизи
суши
-
грязно-белый,
серый
или
голубоватый.
По
обли.ку
и
составу
глобигериновый
ил
ближе
всех
ОI<еани
чесних
илов
сходен
с
писчим
мелом,
но
реЗlЮ
отличается
от
него
по
усло
виям
образования.
ПтеропоДовый
ил
отличается
от
глобигеринового
обилием
остатков
отер
под.
Цвет
го
изменяется
от
белого до
свеТЛО-l<оричневого
.
Серый
диатомовый
ил,
обычно
желтоватого,
а
в
сухом
состоянии
серого
цвета.
чистом
виде
он
состоит
на
7
0%
и
более
из
панцирей
диато-
1ей,
а
вблизи
суши
приобретает
более
теътые
оттеюш
благодаря
примеси
обломочных
частиц.
Образуется,
по-видимо
ry,
в
условиях
окислительно:u
среды,
так
же
1\а1\
II
радиоляриевый
ил,
1\ОТОРЫЙ
хара1\теризуется
1\расным,
IЮРИ1JН
Bым
или
соломенно-желтым
цветом
.
Минералогический
состав
нерастворимой
части
всех
пелагических
сад)
ов
ПОЧ'l'll
оДИнанов,
что
свпдетельствует
об
общности
происхождения
бл
мочного
lатериала
в
глуБО1\ОВОДНЫХ
отложениях.
3пачительную
площадь
ОI<еанnчесного
дна
заВJlМaIОТ
отложения
мут
ных
потоков.
1
глуБОНОВОДНЫА[
отложениям
относится
I<расная
глуБОI{О-
1:I0ДIIая
глина.
Она
образуется
в
условиях
ОI<Ислителъной
среды
.
В
север
ПОЙ
части
АтлаНТИКR
пр
обладает
коричневаТО-I{
р
асный
цвет
глубоковод
ной
глины,
но
в
южной
части
Тихого
и
в
ИНДИЙСI<ОМ:
01\еанах
для
нее
характерен
светло-коричневатый
цвет.
Красная
глубоководная
глина
кроме
минеральных
частиц
содержит
примесь
органических
остаТIЮВ
(главным образом
радиоляряЙ).
С
увеличением
их
I\Оличества
до
20%
l<расная
глубо]{оводная
глина
ходит
в
радиоляриевый
ил.
Малое
1{ОЛИ
че
тв
оргаНIIЧ
снях
остат!
ов
в
1\расной:
глине
свявано
с
их
растворе
нием
на
глубпuах
в
МОРСI<ОЙ:
воде
во
время
длительного осаждения.
олее
подр
бпая
хараl(теристика
МОРСIШХ
отложений
ПРОВОДИТСfI
Б
третьей
'1
ти
IПIИГИ.
§ 34. П
е
р
е
по
е
11
о
тл
ож
еи
п
е
об
л
омоч
н
ого
м
ате
риала
в
е
тром
Перенос
обломочных
частиц
ветром
Перено
обло
ючного
материала
ветром
играет
значительную
родь
.
До
таточио
ВСПОАШИТЬ
пыльные
бури
в
засушливых
и
степн
ы
х
районах,
во
вре
fЯ
I{OTOPMX
в
одних
местах
сдувается
на
ц
ело почва,
а в
други
х
от}{ладываются
десятки
сантиметров
пыли
.
Обилие
пыли
вызьmает
летом
286
СТАДИИ
И
УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ
ОСАдоqны
ПОРОД
слабую
прозрач:ность
воздуха
(на
юге
европеЙ:СI<ОЙ
части
СССР,
в
СреднеЙ"
Азии
И
др.).
Во
вре
lЯ
пыльных
бурь
I<ОЛИЧ
ство частиц,
взвешенных
в
воздухе,
настолько
велико,
что
иногда
наступает
почти
полная
те
шота.
Пыль
из
Сахары
является
заметнЫМ 10мпонентом
глубоноводnы'
осаДI{ОВ
центральной
части
Атлантнчесного
океана.
В
Среднем
и
IОжном
Каспии
эоловая
пыль
составляет
в
дов:п
ых
осаДl{ах
по
весу
1·
%.
П
ил
вы
частицы,
выброшенные
в
атмосферу
во
время извержения
кавнаЗСIШ
ВУЛl<аиов,
обра
з
овали
сравнительно
ющны
е
прослои
пепла
в
Вороне
ж
СI{ОЙ
области.
Перенос
обломочного
материала
ветром
имеет
специфические
особ
н
ности
сравнительно
с
аналогичными
процессами
в
водной
ср
де.
Это вя
зано
со
8начительно
меньш
ей
п
ОТВО
тъю
В
зду
а
по
сравиепию
водой.
Н
опооlJленu{'
8еmра
!iI
Фиг.
16- 1 . 0'1
ртаШlе
бархана
в
плане
и схема
ра
пр
Д
-
J
lепия
ветровых
струй
у
его
ОСUОn8Ш1Я
(по
М.
П.
Л
тропу
).
Транспортирующая
способность
ветра
пр
.
и
1
е
рно
в
3
раз
JIIеньш
,
ч
1\1
воды,
Д13Dгающейся
с
такой
же
норостыо.
.
Сог
ла
но
нла
спч
ким
иссЛ(щовапиям
Н.
.
Соколова,
зало>}
ПЕшего
еще
в
188
4г
.
осиовысоврем
ииыхпредставлениiiОЗaJ
опом
рио
тяхпереноса
обломочных
частиц
воздухом,
при
скоро
ти
В
тра
4,5
-6,
7
M/ce1i.,
п
реме
щаются
песчиН}{и
до
0,25
~t~t
в
попереЧНИl<е,
при
Cl,OPOCTU
ветра
6,7-
8,4
м./се1>
-
до
0,5
~Ut,
при
норости
9,8-11,4
ltt/cer. -
до
1,0 lttltt
и,
пан
онец,
при
СНОРОСТИ
11,4-13
.м/сеп
-
до
1
,5
Mltt
Е
попер
ЧНИI<е.
Н
смотря
на
то,
что
СIЮрОСТЬ
движе
ния
ветра
достигает
25-30
ltt/ce1i.,
зпаЧJIте
J
IЬПО
превышая
снорость
движени
я
во
ды,
ветер
10»
ет
переноспть
лишь
n
чаиые
и
более fелки
частицы.
То
лыю
при
ураганах
пер
{е
щаются
гравийные
ве
рна.
Передвижение
зе
р
ен п
Д
действием
ветра
в
ОСНОЕП
f
происходит,
тан
же
ню{
и
в
водной
сред,
при
помощи
СI{аЧI{ОВ
разлнчпоii
длин
ы.
Наря
ду
этm.I
отд
льные
зе
рн
перенатываются,
а
меЛIше
зерна
переме
щаются
во
взвешенном
о
тоянни.
При
перемещении
в
тром
песчаных
зерен
по поверхпостп
Земли,
тан
же
}{а!{
и
в
водной
среде,
образуются
песчаные
гряды.
Крупны
гряды
на
морсном
побережье
и
вблизп
р
l{
назьmаются
дюнами.
ДT~>nЫ
неснольно
отличаются
по
влажности
neCI{a,
по
его
сортиров
не
и
форм
навевания
от
барханов
-
ветровых
песчаны
х
гряд
в
пу
тыпях.
Изолпр
ванные
бар
ханы
m.1еют
форму
полуме
яца.
Вн
треннn:li
J\РУТОЙ
клон
бархана
п
-
да
т
по
направлению
ветра
(фиг.
16
-I
X).
При
групповом
ра
полож
нии
барханы
оединяют
я
концами
11
образуют
11есчаные
гряды.
Мелrше
ветровые
11'
счалы
ваюш
назьmают
я
эоловой
рябью.
По
своей
конфигурации
эта
ря.бь
БЛИЗl{а
}{
н
J(
торым
раЗНОВII
Д110СТ
ЯМ
в
дпых
ПЕРЕНОС
И
ОТЛОЖЕНИЕ
ОСАДочн
ого
МАТЕРИА
ЛА
287
знаков
ряби.
Отличием
является
лишь
относительно
меньшая
высота
валинов и
HeBыд
ржанность
их
простирания
в
связи
с
завихре
ниями
ветра
с
тыловоii
тороны
бархана
(фиг
.
17
- IX).
Эти
'1
эо
лова
я
рябь
р
ез
ко
отличается
от
ряби,
образуе
мой
волна~rи
в
прибрежной
зоне
водоемов.
П
е
р
емещение
эоловых
песчаных
гряд
вызывает
об
ра
зование
в
СООТВ\:IТСТВУЮЩИХ
песчавых
толщах
ко
ой слои
стости.
О
днако
в
связи
с
не
постоянством
нап
рав
ления
ветра
пер
мещение
барханов
н
однократно
11
З '1еШl
тсл
(фиг.
18
- IX)
и
у
эоловой
J
осой
слои
тос
ти
часто
отсут
ствует
одно
господствующе
е
пап
рав
леnпе
пад
пия.
Эо
ло
вые песни
часто
совсем
не
слоист
ы
из-за
одинаI<ОВОЙ
величины
з
рен
в
смежных
лоПках.
При
переносе
п
есчапых
з
рен
в
во
зд
ушной
среде
воз
Фиг.
1.7
- 1 .
Сх ма
распр
Д
леют
в
тровых
струй
(стрелки)
n
ветровой
рнбн
(п
пктир)
113
поверхности
п ка
в
спсте
J
бархапов
(по
В.
Н.
Куппну).
можны
частые
u
сильвые
столкновеuия
друг
с
другом
б
ла
годаря
ч
МУ
происходит
более
быстрое
их
округленпе
и
ра
зрушенпе
uеустойчивы](
ыlIер
а
лов;;
при
том
пов
ерхпость
зе
р
ен,
перепес
ппых
ветром,
быtтро
тановится
ш
ро
оватой
и
матовой.
Леm
Н(JU
d.
те
р
J
UN
HUU
Оетер
~
"
~
A
/~
,/
...
Лсmнu/J
6еmер
3u..,HuO
А!llJф
--
1/'
~
~
~
ЛетН(JU
(J
зиAlнуи
Оетер
/11
б
.
·
~
СиЛЬНЫй
лстнuu
Остер
Слаоыt')
зиAlнии
Остер
fI
'
У
11/
У'
v
..
8
Фur
.
1
8-
JX.
Схема
раЗЛИЧlililХ
ТIlПОВ
ДJШЖСШlЯ
бархаl10В
(по
М
.
п.
Петров
у)
.
А
-
кол
бат
л
ьпый;
В
-
lIостynатеЛЬElliU1:;
В
-
кол
ебательно
-
л
стynа
телыrый.
Во
вр
lI1Я
переноса
ветром
про
исходит
ОТСОРТИРОDRа
зе
р
ен
по
их
ра
з
ы
ру,
форм
и
уд
JIb
H01\1Y
весу.
Кр
упные
оБЛОМlШ
остаютсл
на
поверх
по ти
разв
ваемых
пород
в
виде
остаточноii
ро
сыпи.
Более
окр
угл
ые
зерпа
п
р
двигаются
с
большей
л
гкостыо,
овершая
бо
ее
длинн
ы