Седиментолоrия




а


М. R. Leeder
Sedimentology
Process and Product


}


George Allen & Unwin
London Boston Sydney


. j




М.
Лидер
лr


.


Процессы
и продукты


Перевод с анrлийскоrо
кандидатов rеол.
мин. наук
Н. п. lриrорьева. Е. 1. lурвича,
л. Н. Индолева, л. п. Раченской
и кандидата reorp. наук Н. с. Сперан

CKoro


под редакцией
доктора rеол.
мин. наук В. 1. Кузнецова


Москва «Мир» 1986




ББК 26.323
Л55
УДК 551


Л55


Лидер М.
Седиментолоrия. П роцессы и продукты: Пер. с анrл.
 М.:
Мир. 1986.---439 с., ил.


rлавное внимание в моноrрафии видноrо анrлийскоrо ученоrо М. Лидера уделяет

ся факторам, механизмам и процессам транспортировки и седиментации, составу обра

зующихся осадков и морфолоrии осадочных тел, описанию континентальных, при

брежных, шельфовых и океанских фаций. Изложение основывается на новейших
материалах по исследованию осадков и осадочных пород, обобщенных на базе COBpe

менных теорий и rипотез. Полнота охвата проблемы, четкость изложения, арryменти

рованность выводов, большое число интересных иллюстраций делают книrу полезной
для rеолоrов широкоrо профиля, литолоrов, стратиrрафов, нефтяников, уrольщиков.
Может служить учебным пособием для аспирантов и студентов этих специальностей.


л 1904010000
334 112-----85 ч. 1
041 (01)-----86 '


ББК 26.323
552


Редакция литературы по zеолоzии


@ М. R. Leeder, 1982. This book was originally publi

shed in the English language Ьу George Аllеп
& Unwin (Publishers) Ltd. of London
@ перевод на русский язык, «Мир)
, 1986




Or лавление


Предисловие редактора перевода .
ПредИсловие. Перевод Е.Т. rурвuча


1 Происхождение частиц
осадочноrо материала


1. Происхождение терриrенных класти

ческнх зерен. Перевод Е.Т. rурвuча
2. Происхождение зерен карбоната каль

ция. Перевод Е. Т. rурвuча .
з. Эвапориты, биоrенный кремнезем, фос

фаты. Перевод Е. Т. rурвuча .
4. Свойства зерен. Перевод н.п. Tpи

20рьева


2 Поток жидкости
и транспортировка осадков


5. Свойства жидкостей и их движение.
Перевод н.п. Три20рьева
6. Транспортировка зерен осадка. Перевод
н. п. Три20рьева .
7. rравитационные потоки осадочноrо Ma

териала. Перевод н.п. Три20рьева


3 Донные формы
и осадочные текстуры


8. Донные формы и текстуры в зернис

тых осадках. Перевод н. п. Tpи20pьe

ва
9. Донные формы, обусловленные эрозией
связанных осадков. Перевод л.п. Pa

ченской
10. Краткое введение в биоrенные и opra

ноrенно
осадочные структуры и TeKCTY

ры. Перевод л.п. Раченской .
11. Текстуры деформации нелитифициро

ванных осадков. Перевод л. п. Рачен

ской


4 Анализ обстановок
осадконакопления
и фаций


12. Общее введение в фациальный анализ
и обстановки осадконакопления. П е pe

вод л. п. Раченской


5 Континентальные обстановки
осадконакопления
и фациальный анализ


13. Пустыни. Перевод л. п. Раченской .
14. Конусы выноса. Перевод н.п. Tpи



6
8


20рьева 176
15. Речные долины. Перевод н.п. Tpи
_
20рьева 181
16. Озера. Перевод н. С. СпераНСКО20 . 195
17. Ледниковые или rляциальные обста

новки. Перевод н. С. СпераНСК020 . 202


12


6 Морские береrа,
шельф и фациальный
анализ


28


48


53


18. q)изические процессы в береrовой зоне
и на шельфе. Перевод н. С. CпepaHCKO

20
19. Дельты. Перевод н. С. СпераНСКО20 .
20. Эстуарин. Перевод н. С. СпераНСК020 .
21. Линейно
вытянутые побережья с терри

reHHLIM осадконакоплением. Перевод
н. С. СпераНСК020
22. Шельфы с TeppHreHHLIM осадконакопле

ннем. Перевод л.н. Индолева
23. Побережья, шельфы и бассейны с Kap

бонатным и эвапорнтовым ocaДKOHa

копленнем. Перевод л.н. Индолева .


67


91


103


7 Океанская среда
и фациальный анализ


113


24. Процессы в океанах. Перевод Е. Т. Typ

вuча
25. у словин образования кластических
осадков. Перевод Е. Т. rурвuча .
26. Пелаrические океанские осадки. Пере

вод Е. Т. rурвuча


135


139


144


8 Диаrенез: преобразование
осадка в породу


154


27. Диаrенез: общие вопросы. Перевод
Е. Т. rурвuча
28. Терриrенные кластические отложения.
Перевод Е. Т. rурвuча .
29. Карбонатные отложения. Перевод
л. н. И ндолева
30. Эвапорнты, кремнезем, железо и Map

rанец. Перевод Е. Т. rурвuча .
31. Уrлеводороды. Перевод л. П. Рачен

ской


170


Именной указатель
Предметный указатель
rеоrрафический указатель.


212
225
236


240


249


259


285


297


309


319


333


352


376


387
423
428
437




Предисловие редактора перевода


Началом развития учения об осадочных
rорных породах в нашей стране послу

жили работы Н. И. Андрусова, В. В. ДOKY

чаева, А. д. Арханrельскоrо, К. д. rлинки,
Б.П. Кротова, В.П. Батурина, М.С. Шве

цова и ряда друmх исследователей. Перво

начально эта отрасль науки получила назва

ние петроrрафии осадочных пород, т. е.
науки о составе, строении и условиях обра

зования отдельных типов пород. В t 940 r.
л. В. Пустовалов рассмотрел некоторые об

щие закономерности образования и разме

щения осадочных rорных пород в простран

стве И времени, показал историчность науки
и предложил называть ее литолоrией.
После фундаментальных исследований
Н. М. Страхова это название прочно вошло
в лексикон ученых и rеолоrов
практиков.
Возникновение литолоmи и отделение ее от
общей петроrрафии (петролоmи) были
обусловлены потребностями rеолоrической
практики, и прежде Bcero нефтяной rеоло

rии. Второй, переживаемый ньше период ин

тенсивноrо развития науки связан с резким
раСIIШрением изучения Мировоrо океана
и ero осадков, что наряду с общенаучным
имеет и практическое значение для поисков
и освоения полезных ископаемых на мор-
ском дне. Настоящий этап развития литоло

rии характеризуется накоплением принци

пиально новых данных по океанскому
осадкообразованию, которые послужили
основой для публикации ряда важных работ
как у нас в стране, так и за рубежом.
С определенной долей условности можно
сказать, что литолоrические исследования
ныне идут по трем направлениям.
Стадиальный аспект литолоmи paCCMa

тривает историю осадочной rорной породы
от зарождения осадочноrо материала через
ero осаждение, превращение осадка в oca

дочную rорную породу и до исчезновения
последней в результате mперrенеза или Me



таморфизма. Седиментационно
rенетиче

ский аспект акцентирует внимание на
первых стадиях осадочноrо процесса, pac

сматривает факторы, механизмы и обста

новки осадконакопления и тесно связан
с фациально
rенетическим анализом. Этот
раздел литолоmи советские ученые назы

вают седиментолоmей (ю. п. Казанский,
С. И. Романовский). Историческое напра

вление изучает эвотоцию, а также перио

дичность (цикличность) осадочноrо поро

дообразования в истории Земли.
Исследования зарубежных ученых по
этим трем направлениям далеко не равноз

начны. Так, за рубежом мало внимания yдe

ляется вопросам эвотоции, особенно
в сравнении с теми успехами, которые дo

стиrнутыI в СССР и прежде Bcero блаrодаря
постановке этой проблемы академиком
А. л. ЯНIIШным, ero личным исследованиям,
работам rеолоrов ero школыI и ряда после

дователей. Полученные ими данные в значи

тельной мере обобщены в докладе
А. л. ЯНIIШна на XXVII сессии Междуна

родноrо rеолоrическоrо KOHrpecca 1984 r.
в Москве. Из зарубежных исследователей
можно упомянуть лишь интересную, но во
MHoroM спорную книrу Р. rаррелса и
Ф. Маккензи «Эволюция осадочных пород»
(М., «Мир», 1974). Известны также инте

ресные исследования постседимента

ционных изменений осадков и осадочных
rорных пород (Bathurst R. G., Carbonate
sediments and their diagenesis. Developments
in sedimentology. Amsterdam. Elsevier, 1971,
12, 620р. Sediment Diagenesis. Ed. Parker А.
Dortrecht, 1983, 418 р.), переведенная у нас
книrа «Диаrенез и катаrенез осадочных
образований» (Под редакцией r. Ларсена
и Дж. В. Чилинraра. М., «Мир», 1971) и HeKO

торые друmе, однако раБотыI советских
ученых в этом направлении более мноrочис

ленны и успехи их более значительны.




7


Преднсловве редактора перевода


Широко развернувшиеся за рубежом ис

следования осадков морей и океанов и co

BpeMeHHЬ
 процессов осадконакопдения
привели к тому, что в обобщающих общели

толоrических работах стали отчетливо пре

обладать седиментационно
rенетические
или седиментолоrические аспектыI, а саму
науку все чаще стали называть седименто

лоrией. Наrлядным примером может слу

жить предлаrаемый перевод книrи М. Лиде

ра. По ряду вопросов она во мноrом
уступает отечественным моноrpафиям
и учебникам и совершенно не затраrивает
исторических эвотоционнь
 аспектов oca

дочноrо породообразования, относительно
мало и конспективно излаrает вопросы CTa

диальноrо анализа и постседимента

цИонных изменений. По принятой в зару

беж ной литературе терминолоmи все эти
процессы названы единым термином «диа

rенез», который oxвaThlвaeT понятия «диаrе

нез» и «катаrенез» советских литолоrов. Oд

нако в rл. 31, посвященной преобразованию
орrаническоrо вещества, явно под влиянием
работ советских учень
, и прежде вcero
Н. Б. Вассоевича и ero учеников, исполь

зуются оба понятия
«диаrенез» и «KaTare

нез».
Вместе с тем собственно седиментолоrи

ческие аспектыI науки разобраны достаточно
подробно и представляют несомненный ин

терес для cOBeTcKoro читателя. Прежде вce

ro это хорошая и полная сводка новейших
дaнHЬ
 об осадках континентов и Мировоrо
океана и их отдельных зон. При этом дe

тально рассмотрены пока малоизвестные
и плохо изученные формы и механизмы
транспортировки в виде различнъ
 потоков
обломочноrо материала. К положительным
сторонам относится и попытка рассмотреть
процессы образования осадочноrо материа

ла, ero транспортировки и осаждения с при

влечением достижений mдромеханики, Me



ханики rpYHToB, химии, физико
химии, reo

химии изотопов. Весьма наrлядно, хотя это
специально и не отмечается, показано един

ство процессов седименто
 и морфоrенеза
(ч. 3), блаrодаря чему в разнь
 обстановках
формируются различные донные формы
и осадочные текстуры. Это позволяет на oc

нове изучения текстур и морфолоrии oca

дочных образований проводить фа

циальные реконструкции.
Ч то касается caMoro перевода, то здесь не
всеrда однозначно можно было перевести
некоторые специальные термины. Для еди

нообразия по возможности ИCIIользовалась
терминолоrия трехтомноrо «Толковоrо
словаря анrлийских rеолоrических терми

нов» (М., «Мир», 1977, 1978, 1979) и ДBYXTOM

Horo «Словаря общеrеоrрафических терми

нов» (М., «Проrресс», 1975, 1976), хотя в ряде
случаев при неоднозначности значения Te

мин переводился по смыслу текста (напри

мер, слово mud чаще переводилось как ил,
но иноrда как rлина или пелит, термин
texture обычно переводился как структура,
но иноrда как текстура или строение и т.д.).
Ряд терминов, достаточно широко вошед

ших в отечественную литературу (см., Ha

пример: «Карбонатные породы». Под ред.
Дж. Чилинrара, r. Биссела и Р. Фэйрбрид

жа. Т. 1.
M.: «Мир», 1970, с. 138
159), ис

пользовался без перевода (хардrраунд,
rрейнстоун, микрит, ваккстоун и т. д.).
Можно надеяться, что публикация пере

вода содержательной книm М. Лидера по

зволит советским читателям познакомиться
с состоянием зарубежнь
 исследований по
одному из важнейших направлений COBpe

мен ной литолоrии, а студентам rеолоmче

ских специальностей даст интересный дo

полнительный материал при изучении KY

сов «Литолоrия», «Петроrрафия осадочных
пород», «Фации и фациальныIй анализ».
В. Кузнецов




Кейт


БО2И пРИ20ворили Сизифа вечно вкатывать
на 20рУ камень, который, достИ2нув вe

шины, скатывался обратно под действием
собствеННО20 веса. БО2И не без основания дy

мали, что нет более страШНО20 наказания,
чем бесполезная и безнадежная работа.
.. .Каждый атом тою камня, каждая ча

стичка той 02рОМНОЙ 20рЫ сами по себе
являются целыми мирами. Уже одНО20 cтpe

мления к вершинам достаточно, чтобы Ha

полнить радостью человеческое сердце: Си

зиф был счастлив
 это должно быть ясно,
как день.


Камю. «Миф О Сизифе»


Предисловие


в центре внимания седиментолоrов Haxo

дится вопрос о происхождении, переносе,
отложении и захоронении природных ча

стиц осадочноrо материала. Эта проблема
является поистине междисциплинарной : за
ее решением пристально следят специа

листы в области наук о Земле, она предста

вляет значительный интерес для rидродина-:
миков и инженеров, имеет большое практи

ческое значение в ряде отраслей промыш

ленности.
В седиментолоmи возможны два подхо

да: описательный (при мерами MorYT слу

жить традиционная петроrрафия и фа

циальный анализ) и количественный,
с привлечением законов физики и химии.
Оба подхода дополняют друr друrа, и для
Toro, чтобы находиться на уровне послед

них значительных достижений седименто

лоrии, их следует применять совместно.
Цель настоящейкниrи
ознакомить с таким
комбинированным подходом студентов
старших курсов и аспирантов, а также при

влечь внимание профессиональных специа

листов в области наук о Земле. Поэтому Ha

ряду с описательными диаrраммами в книrе
использованы физические и химические
уравнения.
Автор старался изложить материал таким
образом, чтобы вопросы происхождения ча

стиц осадочноrо материала, их переноса, OT

ложения и диаrенеза (преобразования ocaд

ка в породу) лоrически следовали один за
друrим. Книra писалась в расчете на то, что
читатель уже владеет некоторыми фунда

ментальными знаниями в области наук о Зе

мле, а также в области общей физики и хи

мии. Некоторые важные дополнения даны
в приложениях. Я избеrал сложных MaTeMa

тических выкладок, поскольку считаю озна

комление с наиболее важными физическими
и химическими основами процесса для CTY

дентов более важным, чем формальные Ma





9


Предисловие


тематические преобразования неболыпоrо
количества .данных. Т. r. rексли писал:


«Математику можно сравнить с совершенней

шей мельницей, которая перерабатывает веще

ство до любой степени измельчения. Несмотря на
это, то, что вы получаете, определяется тем, что
вы в мельницу закладываете. И так же как самая
rрандиозная мельница на свете не в состоянии
перемолоть rороховую шелуху в пшеничную мy

ку, так и страницы формул не дадут точный pe

зультат на основании неточных данных».


Мне кажется, что я должен сдела ть HeKO

торые, на мой взrляд, важные замечания
и подчеркнуть суть этой книrи: в ней pac

сматриваются rлавным образом при1tципы.
у меня возникли некоторые трудности при
решении вопроса о том объеме, который
должна была
нять история вопроса изуче

ния древних осадочных пород с позиций фа

циальноrо анализа, анализа бассейна седи

ментации и тектоническоrо режима. по

скольку опубликовано очень большое коли

чество подобноrо рода исследований (см.
работу [666], являющуюся наиболее пол

ным кратким руководством), а также вслед

ствие Toro, что каждый автор ПОдХодит
к этому вопросу со своей точки зрения, я
в целом оrраничился кратким выборочным
рассмотрением некоторых древних приме

ров для каждоrо типа среды седиментацИ}l.
И действительно, в книrе сделан уклон
в сторону изложения фациальных моделей,


Блаrодарности
я хочу поблаrодарить следующих лиц, про

читавших предварительный план этой кни

rи, отдельные ее части, а также всю ее цели

ком и принесших большую пользу автору
своими конструктивными и критическими
замечаниями: Дж. Бриджа, п. r. Бриджеса,
Дж. Д. Коллинсона, К. А. Крука, Р. r. Джек

сона, Дж. Д. Хадсона, А. Д. Майолла,
Х. r. Ридинrа, Р. Стила, r. Тейлора
и Р. r. Уокера. Естественно, я должен при

нести извинения за некоторые возможные
ошибки и вольности интерпретации. Мои
коллеrи М. Р. Талбот и r. Клемми оказыва

ли мне всестороннюю помощь и столь необ

ходимую мне поддержку. Эрик Даниэлс
и Дэвид Бейли из фотолаборатории Универ



основанных на изучении современных ocaд

ков.
Оrpаниченный объем вынудил меня oткa

за ться от написания самостоятельных r лав,
посвященных следующим вопросам: а) aHa

лизу бассейнов седиментации с точки зрения
тектоники плит; б) неоднородным фациям
(таким, как полосчатыIe железные руды); в)
экономической седиментолоrии и пла

стовым рудам металлов.
Эту книrу в наибольшей степени я aдpe

сую молодым исследователям Земли.
Я надеюсь, что она будет способствовать
достижению истинноrо понимания процес

сов, иrрающих важную роль в формирова

нии лика нашей планеты и в образовании
природных ресурсов.
В заключение несколько слов о литера

турных источниках. Из
за оrраниченности
объема (и для rладкости изложения) я не
CMor дать полноrо доказательства каждой
приведенной формулировки. В книrе даны
ссылки на работы, опубликованные, как
правило, недавно, однако это не следует pac

сматривать как выражение неблаrодарно

сти или иrнорирование тысяч друrих иссле

дователей, чьи результатыI представляют
собой сумму наших современных (и все же
неполных) знаний.


М.Р. Лидер
Лидс, март 1981


ситета в Лидсе выполнили большую часть
фотоrрафических работ, а Джоан Фолл
перепечатала часто неразборчивую PYKO

пись. Роджер Джонс из издательства Аllеn
and Unwin курировал эту книrу от идеи ее
создания до выхода в свет, давая при этом
дружеские советы и оказывая поддержку.
Я блаrодарен следующим владельцам
ориrиналов за разрешение воспроизвести их
фотоrрафии: Р. У. Куку (8.21, б, в), издатель

ству Кембриджскоrо университета (5.17),
Обществу экономических палеонтолоrов
и минералоrов (4.4, 11.2, в, 28.7), издатель

ству Elsevier (8.9, б, 8.21, а, д, е, 9.2, 9.3, 28.6),
Институту ropHoro дела и металлурrии
(30.4, а
 2).




10


Предисловие


Все остальные штриховые рисунки были
перерисованы и приведены мною в COOTBeT

ствие со стандартным форматом. По ходу
изложения я выражаю признательность aB

торам ориrиналов. Я блаrодарю более чем
300 авторов и нижеперечисленных владель

цев ориmналов, которые разрешили ис

пользовать эти штриховые рисунки после
изменения их формата (номера в скобках co

ответствуют номерам рисунков в тексте):


издательство Academic Press (21.1
21.3, 26.1);
рис. 24.13 воспроизведен из книm А. К. Даксбэри
"The Earth and its oceans" [227] с разрешения из

дательства Addison
 Wesley; Американскую acco

циацию reолоrов
нефтяников (15.19, 23.1
23.17,
25.8,25.11,25.14,27.10,28.2, 29.17, 30.2, 31.10); AMe

риканский reолоrический институт (20.1, 25.13);
Американский reофизический союз (2.3, 18.7);
журнал "American Journal of Science" (14.4, 15.6);
Американское общество rражданских инженеров
(15.13); издательство Edward Amold (5.22, 17.1,
17.4); А.А. Бэлкема (17.8, 17.9, 17.11); издатель

ство Blackie (5.2
7); издательство Бlackwell
Scientific (19.17, 19.18, 22.14); У. С. Брёккера (2.1,
2.10); издательство Кембриджскоro университета
(5.19, 5.20, 8.10); Канадское общество reолоrОIr
нефтяников (14.1, 14.3, 14.8, 15.20); издательство
Chapman and Наll (4.6, 5.13,6.9, 8.23); Дж. М. Кол

мена (19.1{}",-,19.12), журнал "Economic Geology"
(30.8); издательство Elsevier (3.4,3.5,9.1, 10.4, 13.1,
13.6, 15.7, 15.11, 15.12, 18.13, 19.9, 22.7, 22.8, 22.11,
25.4,26.6,26.8,27:2, 27.9, 29.2); рис. 7.3 воспроизве

ден из книm А. М. Джонсона "Physical processes
in geology" [426] с разрешения издательства
Freeman Cooper Inc.; Р. М. rаррелса (27.6); reo

лоrическую ассоциацию Канады (21.10, 21.16,
23.1, 23.28, 23.29, 26.5, 26.6); Американское rеоло

rическое общество (1.3
1.5, 5.10, 14.7, 15.5, 16.6,
16.7, 19.2, 19.3, 19.6, 19.7, 19.16, 21.11, 24.11, 28.3,
28.4,28.9,29.1,29.11,29.14, 30.6, 30.7); Лондонское
reолоrическое общество (17.7,26.7, 26.11); rеоло

rическую службу Канады (31.2
31.4); журнал
"Geologie Mijnbouw" (11.4,22.9,22.10, 22.14); Acco

циацию reолоrов (1.8; 8.5); издательство Gordon
and Breach (25.1); п. М. Харриса (23.19); рис. 22.5
воспроизведен из книm под редакцией Д. Свифта
и др. "Shelfsediment transport: process and pattern"
[809]@ 1972 Hutchinson Ross Pиblishing Со.; Ин

ститут британских reоrрафов и r. с. Бултона
(17.5); Международную ассоциацию седименто
'
лоrов (6.4, 7.5, 8.16, 8.24, 8.26, 8.27, 11.3, 12.9, 13.3,
14.6, 15.10, 16.1, 16.4, 19.13,22.12, 22.13, 26.3, 26.4);
Международное rляциолоrическое общество
(17.3); рис. 23.10,23.12 и 23.13 воспроизведены из
книm под редакцией Л. А. Харди и др.
"Sedimentation оп the modem carbonate tidal flats
of NW Andros Island, Bahamas" [340] с разреше



ния издательства Университета Джона rопкинса;
х. А. Лоуэнстама и Т. У. Доннелли (2.6); изда

тельство Macmillan Inc. (12.8); рис. 15.12 воспро

изведен из журнала "Nature", Physical Science, 237,
с. 7
76, с разрешения издательства Масmillап
Joumal Ltd.; рис. 12.3 воспроизведен из книm
Р. Тилла "Statistical methods for the Earth scientist"
[824] с разрешения издательства Macmillan
Pиblishers Ltd.; рис. 1.2 воспроизведен из книm
К. Краускопфа "Introduction to geochemistry"
[475], а рис. 30.9
из книm Р. Берн ера "Principles
of chemical sedimentology" [74], оба с разрешения
издательства McGraw
Hill; рис. 18.10 и 18.14 вo

спроизведены из книm Р. Триккера "Вores,
breakers and Waves" [829] с разрешения издатель

ства Mills and Вооп; издательство North Holland
(5.23, 8.2); рис. 24.9, 24.12 и 25.2 воспроизведены
из книm Б. К. Хизена и r. Д. Холлистера "The
face of the deep" [363] с разрешения издательства
Оксфордскоro университета; издательство
Pergamon Press (2.4, 2.5, 16.4); рис. 5.15 воспрои

зведен из книm М. А. Карсона "Mechanics of
erosion" [145] с разрешения издательства Pion
Ltd.; рис. 12.5 воспроизведен из книm Р. Мэтть

юза "Dynamic stratigraphy", с. 51, 58 [5431
а рис. 18.12, 21.5 и 21.9
из книm п. Комара
"Вeach processes and sedimentation", с. 136, 274,
289 [468], все с разрешения издательства
Prentice
Hall Inc.; рис. 22.2 воспроизведен из кни

m под редакцией Райта и Фрея "The Quatemary
of the United States" с разрешения издательства
Принстонскоro университета; Королевское reo

rрафическое общество (17.6); издательство
Scientific American Inc. (22.1); издательство
Scientific Press (31.8); Общество экономических
палеонтолоrов и минералоrов (1.6, 1.7, 6.1, 8.11,
8.25, 13.4, 13.5, 15.9, 15.15, 17.10, 17.13, 18.5, 19.14,
19.15,21.7,21.8,21.15,23.14,23.21,23.24----23.27,25.3,
26.9, 26.10, 27.7, 27.8, 27.12, 28.8, 28.11
28.14, 29.3,
29.7, 29.12, 29.15, 29.16, 31.5); рис. 6.3 и 6.8 BO

спроизведены из статьи В. Чепила [151] с разре

шения Американскоrо общества наук о почвах;
издательство Springer (8.18, 16.3, 21.12, 23.3, 23.4,
23.9, 23.22, 23.23, 26.2, 27.1, 28.10, 28.14, 30.1, 30.3,
31.6,31.7); издательство Чикаrскоrо университета
(6.10, 8.22, 12.7, 22.4, 24.3, 26.5); издательство Van
Nostrand Reinhold (3.2, 5.12); рис. 24.2 и 24.5 вo

спроизведены из книm Дж. Харвея "Atmosphere
and осеan" [349], опубликованной для Ореп
University Press издательством Artemis Press,
Sussex с разрешения издательства Vision Press
Ltd.; издательство Wiley (15.14); Йоркширское
rеолоrическое общество (19.17).
Я также блаrодарен издательству Оксфордско

ro университета и издательству Penguin Books за
разрешение использовать отрывки из стихотво

рений поэтов Бантинrа и Монтале, а также re<r
лоrическому обществу за длинную цитату, поме

щенную в разд. 29д.




Происхождение частиц
осадочноrо материала


я предпочел бы быть бесчувственным и первозданным'
Подобно камням, катящимся с 20р;
Я СО2ласился бы быть разъеденным солью,
Материи вневременным осколком,
Всевидящим и беспристрастным верным оком.
Монтале. «Я предпочел бы»


ФОТО 1. Известковая водоросль рода Peпicillus с субстратом, к которому она прикреплена. OrpoM

ное количество таких водорослей встречается в мелководных лаrунах Флориды и Баrамских
островов. После rибели водоросли ее нежные орrанические ткани разлаrаются, а мельчайшие
араrонитовые иrолочки «скелета» этоrо растения опускаются на дно лаrун. Некоторая часть
иrолочек накапливается в виде араrонитовоrо ила и по внешнему виду неотличима от xeMoreH

Horo араrонита (коллекция Р. Тилла).


. , . ...\ >о ..\.'
." t
;!f\\'
"',,; .
f; .
'Но .. \.
'. ,..t.,
., ,,',1, .
.
 '
.
1' .".
,,-..... .'.
. \io.

;-
J""
 . .

.','i .
,

 ". . :
,//f:
. F . . .' t l
t. '1
,\
;. : '1'

'
'<;: I!>'r

,
i' ;
 '..
 '. о( , ,'. i. '
". /f'. .4'


 . .
,
.'. ,.

>
\,
 . ,
.\,'
 ' . '
 J . i
, . .. ' ';..:ow \'.
"" ..

.....:..

'..

"'t,' '
\". , ','
..... ..... ::r.......

:
 t; ::: /.. .
., .,
..
...

."'



.... ! " .

:
? :
; .


;




 " "':


. .;..
 .... ; V" .
..
"; . f " .

 J i
:
,;
:
}.; '.';.


},i/ <
 \',,'
"'..'\-
, "", 1,; 1" f
 : '" "
 {. ,
. ,. . ; ц '. \ \fj'
.
 \ .

;. . \
I#,t if(:" oI :1. о
'r."j " !I
 " , . \ ' ,; \. \ ' "'

 ..
,., \\ ,.
" '
." t
. ,\,.,.
 ...... .I.

 ....
!
, . \:, t . . ;'"'' -\ \ .' I!
." \ .
 \
'" ..
\' \ ,\
.. ,
' . .



. , $ ""\

'
I,
.

 .
',It

\"'\
 " .\. , '

 .'

!!' .,' "'" ,
\ ' , ' :\
. \ '\" . " \
!:..>.o:.'-..
,'
 :
,( , ..




\.. 1 ' .It;',"t.., t'.
',\ , i}
.""'
 1\." ," '\'
' .
 " rt '" 11
. "
" .&;.
't
, \

. \ · ",'.,.' '"1 ...
, J
'

\." \,\

\.

ll.
 . ) .

 'н",':" I
 .i" н.
1... \\"''.
,,
 . ,:"J..1' R.
t. . f
. '
.
:
\. '.. \
 \ .
 ' , 'p.,

,,'1,... .. I
.
 . . . . t /l!. J .
 . .
. \, " . I .' .
. " i'
'tt. .
 " 1
, . ". 4i
/ "', f
-: 1,.


 "<..,'


,\.
.а'
!


{.::
il


# ('..
". , - ... ;". ..'-
, '..'
,',1,;;";; .У
j ;i..?,
.' ." .]0 ...
.;
'# ..1


'\


1;
 ,
, \
...
 .

,

,
 -:.:-:
. \ .


.



. .
\

 .
.
JH 'IJ
;,


....
А.



 ,,'
'..
\
:\ '


, )r ,
. ""')' '\
\ "


. \.


t
\:



.


t\..
.:
;'
. !.. .1'" " . '"
"". :1.-
:to- ,"'


'\'


\
. .....
t!


...

; ..


,


...:.. .,.


,.


.с
,t
f .
. ....
.

 ;'


..""-1
..


:. '.

 . ..
. . ,"


,-.




12


Часть I


Тема. В первой части мы рассмотрим происхождение
и структурные характеристики основных видов частиц осадочноrо
материала. Эти частицы подверrаются воздействию сил,
управляющих водным потоком, а также силы тяжести, что
в конечном счете при водит к их отложению и формированию
слоев осадков. Вообще rоворя, частицы осадочноrо материала
образуются вследствие а) химическоrо и физическоrо
выветривания материнских изверженных, метаморфических или
осадочных пород (процессы выветривания вызывают образование
терриrенных кластuческuх зерен), б) химическоrо выпадения из
раствора различных минералов и солей (приводит к образованию
xeMozeHHblX зерен) и в) биохимическоrо осаждения различных
минералов (приводит к образованию бuozенных зерен). Типы зерен
осаДочноrо материала весьма разнообразны и определяются
климатом, химическим составом вод, продуктивностью
орrаническоrо вещества и рельефом. В течение rеолоrической
истории Земли эти факторы изменялись в пространстве и во
времени. Помимо использования в палеоrеоrрафических
реконструкциях характер зерен может дать полезную информацию
для понимания эволюции атмосферы, rидросферы и биосферы.


1


Происхождение терриrенных
кластических зерен


lа. Введение. Терриrенные кластические
(обломочные) зерна являются фраrментами
пород и минералов, образующимися при
физическом или химическом разрушении
исходной породы. Каждая приповерхност

ная порода или поверхностное обнажение
служат потенциальным источником таких
частиц. Нарушения, такие, как трещины OT

дельности или кливажа, rраницы между
кристаллами и зернами, плоскости спайно

сти кристаллов, подверrаются химическому
атмосферному и почвенному выветрива

нию, а также выветриванию физическому.
Породы дробятся на составляющие их кри

сталлыI или на небольшие кусочки. Эти зер.-
на подверrаются химическому воздействию,
и в результате образуются характерные
продуктыI разрушения и растворы. Перенос
под действием силыI тяжести, а также с по

мощью ветра и воды (см. ч. 2) будет приво

дить к дальнейшему разрушению и измене



пию частиц. Такие изменения особенно
существенны у трещиноватых или He

твердых минералов. Химические изменения
частиц MOryT происходить и после их отло

жения, в области диаrенеза (см. ч. 8). Поэто

му С caMoro начала мы можем быть YBe

рены, что по своей химической и физической
природе обломочные отложения будут pa

дикально отличаться от исходной породы.
Например, среднее содержание полевых
шпатов в изверженных и метаморфических
породах составляет около 60%, Тоrда как
в песчаниках
 только около 12%. Но с дpy

rой стороны, песчаники обычно значитель

но обоrащены кварцем по сравнению с из

верженными и метаморфическими порода

ми. Рассмотрим некоторые причины таких
различий.


16. Роль воды в выветривании пород. Не BЫ

зывает сомнений тот факт, что наиболее




13


Происхождение частиц осадочноrо материала


важной особенностью поверхности нашей
планеты в сравнении, скажем, с безводной
Луной является присутствие значительноrо
количества воды и водяноrо пара. Вода
обладает необычными свойствами. Моле

ку лы воды, помещенные между пластинами
заряженноrо конденсатора, ориентируются:
положительно заряженные атомы BOДOpO

да
по направлению к катоду, отрицательно
заряженные атомы кислорода
по напра

влению к аноду. Этот эффект сходен
с ориентировкой маrнита в маrнитном поле.
молекулыI воды обладают полюсами,
сходными с полюсами маrнита, и такие MO

лекулы ведут себя как электрические диполи.
Величина дипольноrо момента (измеренная
в соответствующих единицах) зависит от Be

личины зарядов и расстояния между ними.
Существование таких полярных молекул,
как молекулыI воды, является следствием
асимметричной ковалентной связи, коrда
элементы, подобные кислороду, «оттяrи

вают» большую часть электронноrо облака.
Это дает сильно электроотрицательному
атому кислорода частичный отрицательный
заряд за счет частичноrо присоединения
электронов атома водорода; менее элек

троотрицательный атом водорода приобре

тает поэтому положительный заряд. Хими

ческие связи между атомом кислорода
и двумя атомами водорода представляют
собой результат перекрывания облаков

электронов и s
электронов а томов BOДO

рода. Теоретически эти связи должны быть
расположены под уrлом 900 относительно
друr друrа и состоять из молеку лярных o

биталей, занятых парой электронов. На
практике, вследствие отталкивания между
атомами водорода, уrол между связями co

ставляет немноmм более 1040 при длине
связи O
H 9,8. 10
 8 мм. Коrда молекулы
воды находятся в большом количестве, они
ориентируются относительно друr друrа
посредством водородных связей из
за по

лярной при роды только что описанных KO

валентных связей Н 2 О. С помощью BOДO

родных связей образуются тетраэдрические
rруппы из четырех молекул (рис. 1.1). CKa

занное объясняет мноmе из отличительных

 ....
своиств воды:
а) Полярная природа молекул обусло
'
вливает очень эффективную растворяющую
способность воды по отношению к веще



ствам с ионным типом связи. Положи

тельные и отрицательные концы диполей
молекул воды присоединяются COOTBeT

ственно к отрицательным и положительным
ионам вещества, нейтрализуя их заряды, так
что происходящий при механическом пере

мешивании отрыв атомов может способ

ствова ть растворению вещества.


(а) (б)


\ .f..ff Ковалентные связи
'( о .
,.,....._
.
P' - -
-:{



 (:{
ij;;
,...
:.., .'8.....
"-Ъ
 9,8.1O
9 мм
О
 ..+
'

...:,. 104040'
Атом кислорода Полярная молекула
+ 2 атома водорода воды


(в)



poдн,"

.,'


Рис. 1.1. Структура молекул воды. а, 6
 образо

вание полярной молекулы воды посредством
ковалентных связей; в
 молекулы воды, соеди

ненные водородными связями.


б) Тетраэдрические rруппировки молекул
воды являются причиной таких ее свойств,
как высокое поверхностное натяжение
и большая способность проника ть по капил

лярам, высокая температура плавления
и большой диапазон температур, при KO

торых вода находится в жидкой фазе.
в) Понижение температуры вызывает
уменьшение тепловоrо движения молекул
воды и увеличение числа водородных свя

зей, а отсюда размера связанных ими acco

циаций молекул. Таким образом, с пониже

нием температуры вязкость воды возра

стает (rл. 5).
r) Плотность воды при понижении TeM

пера туры увеличивается. Это обусловлено
сжатием, вызываемым уменьшением тепло

Boro движения молекул. Однако в то же
самое время идет обратный процесс: из
за
образования все большеrо числа BOДO

родных связей происходит расширение.
Этот процесс преобладает при темпера туре
ниже 4 ОС, поскольку в дальнейшем TeTpa

эдрические молекулярные rруппировки Ha

чинают перестраиваться в rексаrональные
структуры льда, и поэтому плотность вновь
уменьшается. Расширение продолжается
вплоть до температуры
 22 0 С, при KOTO

рой лед достиrает своей минимальной плот





14


Часть 1


ности И максимальноrо давления расшире

ния. r ексаrональные кристаллы льда имеют
максимальную скорость роста по нормали
к плоскости. Так что рост кристаллов в ми

кротрещинах пород может вызывать BЫCO

кие напряжения.
д) Молеку лыI воды диссоциируют на
ионы Н + И ОН
 при любых температурах,
однако обычно степень диссоциации очень
мала. Ион Н + ответствен за кислотность
водных растворов. КOlщентрация BOДO

родных ионов может весьма значительно
изменяться, поэтому Кислотность принято
выражать в виде отрицательноrо лоrариф

ма концентрации свободных ионов Н + , BЫ

раженной в rpaMMax на литр. Ero называют
величиной рН. При комнатной температуре
в 1 л чистой воды содержится лишь 1 О
 7
молей ионов водорода (и столько же ионов
ОН
). в этом случае rоворят, что наблю

дается нейтральная величина рН (равная 7).
Большие значения рН указывают на щелоч

ную среду, а меньшие
 на кислую. В водных
растворах под действием друrих реакций
И.реаrентов образуются ионы Н+ или OH
.
Например, ионы Н + образуются в реч

ной или почвенной воде при участии уrле

кислоrо rаза в ходе реакции
Н 2 О + СО 2
 Н 2 СО з
1
 (1.1)
Н+ + НСОЗ-,
а также под действием rуминовых кислот
и кислот бактериальноrо происхождения
(см. rл. 2).
е) Разрушение силикатных минералов ча

сто происходит вследствие 2идролиза, в ходе
KOToporo небольшие сильно заряженные
ионы Н + В воде замещают катионы метал

лов в кристаллических решетках, так что
ионы ОН
 или НСОЗ- MorYT соединяться
с замещенными катионами и образовывать
растворы или локальные осадки. rидролиз
имеет место вдоль нарушений в породах
или минералах, таких, как трещины кливажа
и отдельности, rраницы между кристаллаl\Ш
и плоскости спайности минералов.


lв. Окисление, восстановление и Eh
 рН
ди.
[""раммы. Химические элементыI' присут

ствующие в первичных изверж
нных или
метаморфических минералах, в зоне BывeT

ривания имеют теlЩенцию к достижению
равновесия с окружающей их окислительноu


или восстановительной средой. Окисление
влечет за собой потерю электронов элемен

тами или ионами и приводит к увеличению
их положительноrо заряда или к уменьше

нию отрицательноrо. При восстановлении
мы имеем обратную картину, например
в обратимой реакции железо со степенью
окисления + 2 в таких минералах, как пи

роксен, оливин или роrовая обманка, может
окисляться по схеме


Fe 2 +
 Fe 3 + + е


(1.2)


закисное окисное
железо железо


электрон


в поверхностных водах наиболее важным
природным окисляющим areHToM является
растворенный кислород вследствие ero
очень высокой электроотрицательности.
Окислительно
восстановительный потен

циал (редокс
потенциал) можно измерить
посредством фиксации разности потенциа

лов между поrруженными в измеряемую
среду инертным электродом (обычно плати

новым) и водородным электродом с из

вестным потенциалом. Окислительно
вос

становительный потенциал реакций, обо

значаемый для краткости Eh, сравнивается
с условной величиной 0,00 мВ для водорода
в реакции
2Н + + 2е
 ----+ Н 2 (1.3)
при температуре 25 0 С, давлении 1 атм
(101325 Па) и концентрации ионов водорода
1 моль/л (рН О). Отрицательные величины
Eh обозначают восстановительные условия,
а положительные
 окислительные условия
по отношению к условной водородной
шкале.
Большинство элементов в зоне выветри

вания и в верхних частях колонок отло

женных осадков окисляется. Исключения
наблюдаются в бедных кислородом заболо

ченных почвах, в которых в большом коли

честве присутствуют анаэробные бактерии.
Здесь может идти реакция (t .2), и HepaCTBO

римое окисное железо восстанавливается до
растворимоrо закисноrо железа. BOCCTaHO

вительная среда существует ниже поверхно

сти аэробной зоны при субаквальном HaKO

плении осадков, а также в так называемы»
эвксинных условиях слабо аэрируемых мор.-
ских водных масс или обоrащенных орrани

ческим веществом рассольных водоемов.




[5


IIроисхождение частиц осадочноrо материала


Если в результате лабораторных измере

ний получен стандартный потенциал для
конкретной реакции и имеются данные по

левых измерений ЕЬ в зоне выветривания,
то можно предсказать степень окисления
для конкретноrо иона. Например, CTaH

дартный потенциал для пары Fe 2 +
 Fe 3 +
в реакции (1.2) составляет + 0,77 В. Если,
к примеру, полевые измерения в кислой cpe

де (рН 2) дали величину + 0,5 В, то можно
ожидать, что устойчивой фазой железа
в этой обстановке будет Fe 2 + (см. rл. 27, 30).
На практике было обнаружено, что HeKO

торые из реакций, определяюIIШХ величину
ЕЬ, протекают очень медленно и что водная
среда долrо не приходит в равновесие с из

мерительными' электродами. Таким обра

зом, полевые измерения окислительно
вос

становительноrо потенциала в большинстве
случаев позволяют дать только полуколиче

ственную оценку.
При нанесении на rрафик значений ЕЬ
и рН может БЫ1]> получена исключительно
информативная диаrрамма. Оrраниченная
жирной линией на рис. 1.2 область показы

вает обычные пределыI величин ЕЬ и рН, об

наруживаемые в приповерхностных усло

виях. Нижний предел для рН составляет
около 4. Он обусловлен при родными KOH

центрациями С0 2 и орrанических кислот,
paCTBopeHНbIX в поверхностных и почвенных
водах. Верхний предел для рН составляет
около 9. Он достиrается в водах, контакти

рующих с карбонатными породами при сла

бом контакте с атмосферным С0 2 . Наи

большие величины ЕЬ определяются peaK

uией


Н 2 О
 1/202 + 2Н+ + 2e



ЕО == + 1,23В.


Эта реакция в действительности зависит от
величины рН. Зависимость выражается сле

дующим образом:
ЕЬ == + 1,22
 0,059 рН.
Наименьшие величины ЕЬ определяются
реакцией
H2
2H+ + 2e
; ЕО == О,ООВ, (1.5)


которая зависит также от рН. Зависимость
имеет следующий вид:
ЕЬ ==
 0,059 рН.


1.4
1,2
1.0
0,8
0.6
Eh,
В 0,4
0,2
0.0


..... 02
,
Н/)' ,
, f/J":,
1,<,
. . <-"'0
ОК-иёли
 .OS9
it!Jl
HefI. '. . /J4
t(Иf;ЛIIЯ. .. : . : .
обс;tаiюв
а. : . : . "
.:... .:: ..QКл.(!
k;' "
. :.. : . : X
I1
H\UI. "
. . ... ще}ючнtuI .......,
q .....
)6ё.,ай
IiКа. ,
i :.: :.:.: :
<:
. .:...:....: о
: :-: :.: -: :. : :-:.

8.occ!aIioL . : .: о-
Н О ВmеЛltнаЯ:. .. ....
....., 2 к
сЛ
. : ..... .. :
Н 2 .....,..... ббс'i,!:. Яо

!,!
о:
.......... l{aeKa. "В
ЦJ)r.ная.
4", .. .... :Щ
ло'll-iаЯ
..., -... О ..:: -: QQOT.a:'
,OS9 .. rюliк.
A/t . . .'.



0,2


4),4



0,6
О


Нейтральное
значение рН


,
,
,
.....


4


2


6


8


10


12


14


(1.4)


рН
Рис. 1.2. Диаrрамма, показывающая обычный
диапазон значений Eh и рН на поверхности
Земли (контур, покрытый точками) и диапазон
устойчивости воды (по Краускопфу [475]).
Важно подчеркнуть, что область природ

ных значений ЕЬ и рН на рис. 1.2 вклю

чает «нормальные» условия. Местные усло

вия MoryT иноrда значительно отклоняться
от условий этой области. Например, при
окислении пирита возникает очень кислая
среда, а при разложении орrаническоrо Be

щества без контакта с водой
 среда BOC

становительная. Еh
рН
диаrраммы [292]
MorYT быть построены для множества peaK

ций и peareHToB. Они оказывают ценную
помощь при интерпретации химических pe

акций, происходящих 80 время вьmетрива

ния, отложения и диаrенеза (см. rл. 27).
Однако эти диаrраммы ничеrо не rоворят
нам о скорости таких реакций, их завер

шенности, или, иначе rоворя, о степени
достижения равновесия.
1 r. Поведение породообразующих минера

дов в процессе выветривания. В этом раз":
деле мы приступаем к наиболее важной
теме, касающейся образования кластичес

ких частиц. Даже самое элементарное зна

комство с тремя основными rруппами по





16


Часть 1


род
 изверженными, метаморфическими и
осадочными
 вскоре убеждает наблюдате

ля в том, что набор распространенных
типов минералов в кластических осадочных
породах обычно HaMHoro более оrраничен,
чем в изверженных и метаморфических по

родах. С чем это связано?
Начнем с рассмотрения результатов ис

следования У олстромом [839] минералов,
сохраНИВlllИХСЯ в верхнепалеозойской коре
выветривания, развитой на rранодиоритах
Боулдер, Колорадо (США). На рис. 1.3 CYM

мированы данные, показывающие измене

ние минеральноrо и химическоrо составов
в про филе выветривания с rлубиной, по
мере приближения к неизмененному MaTe

ринскому rранодиориту. Отметим устойчи

вость кварца и в меньшей степени микро

клина; неустойчивость плаrиоклазов, био

тита и роrовой обманки; образование «HO

выю> минералов, таких, как каолинит, MOHT

мориллонит И иллит. Если в первом при

ближении увеличение rлубины рассматри

вать как показатель уменьшения степени
выветривания, то выходит, что роrовая об

манка разрушается при выветривании пер

вой; далее минералы следует за ней в таком
порядке: плаrиоклаз, биотит, микроклин.
Химические анализы rлавных окислов по

казывают, что при движении снизу вверх
по профилю выветривания содержания
А1 2 О з , Fе20з и К 2 О возрастают, а coдep

жания Si0 2 , FeO, СаО и Na 2 0 уменьшают

ся.


{..,


с




 $" '



fJ



 fj
fJ.

 I
Bы
e
 t'G q"
""


осадки :! r$
 r$

.....
t ..L ... 4-
KpaCHO
 I
цветы-: J I
I


:

 I
.." :1: -Зона" :::Е


 выщел
 о
с р., чивания м l
о.. t .....", .........
t:: е:

 ......: ' l

 :
'.-.

 .....:..;


 ,.eBЫB:
-:
" релыи '$
rранодиорит ff.


!: j


"IМfW\J"VN <tr fj '" fj
:r;

 t! G-

 <tr ff

J с
$; $/ . с

:!
 IJ
::I;


Над этими резуль татами стоит HeMHoro
подумать. В процессе выветривания HeKO

торые минералы, очевидно, были более yc

тойчивыми, чем друrие. Ряд минералов
вновь образовался. Некоторые окислы бы

ли почти полностью вынесены. тоrда как
количества друrих увеличились. В настоя

щем разделе мы остановимся на вопросе
устойчивости минералов.
Мноrочисленные исследования процесса
выветривания в большинстве случаев под

тверждают первоначальный постулат rол

дича [305], соrласно которому для обыч

ных минералов изверженных пород может
быть установлен ряд «выветриваемости»
(или «устойчивости к выветриванию».
 Ред.)
(табл. 1.1). Обратите внимание на то, что
этот ряд напоминает реакционный ряд
Боуэна, характеризующий процесс кристал

лизации маrматических пород из расплава.
Обычно не составляет труда установить,
что менее устойчивые в коре выветривания
минералы
 высокотемпературные, началь

ные температуры образования которых
значительно отличаются от температур в
приповерхностных условиях Земли. Тем не
менее это не дает нам убедительноrо OT



Рис. 1.3. Изменение минеральноrо и химическо

ro составов в профиле выветривания мисси

сипскоrо возраста (нижний карбон), развитом
на rранодиоритах вблизи Боулдера. шт. Коло

радо, США (по У олстрому [839]).
$


i
j
t.;
&




Si0 2


$




о


20 40


Весовые про центы


Na 2 0




17


Происхождение частиц осадочноrо материала


Таблица 1.1. Ряд «устойчивости к выветрива

нию» силикатных минералов изверженных по

род Порядок расположения здесь минералов
противоположен их порядку в реакционном ря

ду Боуэна, характеризующем кристаллизацию
минералов из силикатных расплавов [305]


Оливии


Авrит
"'-
Роrовая обманка
')J

Биотит Натриевый nлаrиоклаз

/
Калиевый полевой шпат
J..


Кальциевый nлаrиоклаз


Натриево
кальциевый nлаrиоклаз


Мусковит
+
Кварц


вета на вопрос: «Почему некоторые M!1:He

ралы более стабильны?» Не проясняет этот
вопрос и использование предложенноrо
Райхе индекса потенциалов выветривания
(WPI
 Weathering potentials index) для по

род и минералов, который представляет
собой выраженное в процентах отношение
100 х (К. 2 О + Na20 + СаО + MgO

(Si0 2 + А1 2 О з + К 2 О + Na20 +

 Н 2 О) моль
----+ + СаО + MgO
 Н 2 О) моль.


----+


Малоустойчивые минералы и породы име

ют высокий индекс, и наоборот (табл. 1.2).
Индекс служит rрубым ориентиром OTHO

сительной устойчивости пород и минера

лов. Он основан на том, что щелочные и


Таблица 1.2. Индексы потенциалов выветрива

пия (WPI) Райхе для некоторых силикатных ми

нералов [144]


Минерал


Средний WPI Диапазон измене

ния WPI


Оливин 54
Авrит 39
Роrовая обманка 36
Биотит 22
Лабрадор 20
Андезин 14
Олиrоклаз 15
Альбит 13

усковит 10
Кварц 1



65
21
46
21
63
7
32
1
20


2
91


(1.6)


щелочноземельные элементы леrче подвер

rаются выветриванию. Помимо этоrо ин

декс мало что объясняет.
Интересная попытка объяснить относи

тельную устойчивость минералов в зависи

мости от свойств их кристаллических CTPYК

тур была предпринята Келлером [ 435].
Он предположил, что порядок образования
из маrмы некоторых силикатных минера

лов частично обусловлен относительными
силами связей различных катионов с кисло

родом. Такое предположение в значитель

ной степени подтверждается расчетом CYM

марных сил связей между катионами и
кислородом в минералах реакционноrо ря

да Боуэна. Несомненно также, что мине

ралы с относительно небольшим количест

вом связей Si
O являются неустойчивыми
по сравнению с минералами, имеюшими
MHoro таких связей. Это обусловлено тем,
что большая сила связи стремится coxpa

нить структуру кристалла независимо от
нарушения друrих слабых связей вида Ka

тион
кислород. Например, связь Mg
O

относительно сильная, однако форстерит
(Mg 2 Si0 4 ) относится к числу наименее yc

тойчивых минералов изверженных пород
из
за Toro, что у Hero мало сильных свя

зей Si
O. Поэтому наиболее устойчивыми
являются минералы, состоящие исключи

тельно из соединенных друr с друrом
тетраэдров кремнезема. Коrда в кристалли

ческой решетке присутствуют друrие ионы,
по
разному присоединенные к тетраэдрам
кремнезема, минерал менее устойчив, по

скольку эти ионы MorYT быть нейтрали

зованы полярными молекулами воды.
Подход Келлера ПРИВОДИТ нас к понима

нию фундаментальной термодинамической
природы и дает возможность оценить yc

тойчивость минералов. По существу, мож

но сказать, что характер изменения cвo

бод ной энер2ии реакции позволяет опре

делить, какая из двух возможных реакций
будет иметь место. Изменение стандартной
свободной энерrии реакции представляет
собой сумму свободных энерrий образо

вания (.1G f ) всех продуктов реакции ми

нус сумму свободных энерrий peareHToB.
Коrда раССЧlпанные изменения свободной
энерrии отрицательны, реакции будут про

текать самопроизвольно. Чем больше OT

рицател?ная величина изменения свобод





18


Часть 1


ной энерrии, тем более вероятным должно
быть протекание реакции.
Кертис [183] взялся за решение пробле

мы устойчивости минералов при выветри

вании с точки зрения термодинамики и по

лучил обнадеживающие положительные pe

зуль таты. Для Toro чтобы определить yc

тойчивость, мы должны написать KOHKpeт

ные уравнения химических реакций при BЫ

ветривании, про исходящих с «первичными»
минералами изверженных и метаморфи

ческих пород (табл. 1 .3). Эксперименталь

ные значения величин стандартных свобод

ных энерrий образования возможных pea

reHToB, а также продуктов реакций затем
используются для расчета приведенных в
табл. 1.3 свободных энерrий (ДG;). Напри

мер,
CaAl 2 Si 2 0 8 + 2Н+ + Н 2 О----+


анортит


в растворе вода


----+ AI 2 Si 2 0s(OH)4 + Са 2 + .


каолинит


в растворе


Таким образом,
ДGj== (ДGjАI 2 Si 2 ОS(ОН)4 + ДGjCа 2 +)


 (ДGjCаАI 2 Si 2 О 8 + ДGj2Н+ +
+ ДGjН 2 О) == (
904 + (
132,2»


 (
955,6 + о + (
56,7» ==
 1036,2 +
+ 1012,3 ==
23,9 ккал.моль
1.


(1.7)


Этот результат показывает, что анортит
будет реаrировать с ионами водорода в
водных растворах, и в итоrе образуется
rлинистый минерал каолинит и ионы каль

ция. Отрицательное значение изменения
свободной энерrии свидетельствует о том,
что реакц
я протекает самопроизвольно.
Данные аналоrичных расчетов для десяти
друrих силикатов изверженных пород при

ведены в табл. 1.3. Для Toro чтобы упрос

тить сравнения между разными химичес

кими уравнениями, результаты расчетов,
полученные в ккал. моль
 1, следует затем
перевести в ккал. r . атом
 1 путем деления


Таблица 1.3. а) Уравнения выветривания, записанные в виде уравнений реакций распространенных
породообразующих силикатных минералов с водной фазой [183]


I




1. Fe 2 Si0 4 + 1/202 ----+ Fе 2 О з + Si0 2
2. Mg 2 Si0 4 + 4Н + ---+ 2Mg 2 + + 2Н 2 О + Si0 2
3. МgSiО з + 2Н + ---+ Mg 2 + + Н 2 О + Si0 2
4. СаМg(SiО З )2 + 4Н + ----+ Mg 2 + + Са 2 + + 2Н 2 О + 2Si0 2
5. Mg 7 Si B 0 22 (ОН)2 + 14Н+ ---+ 7Mg2+ + 8Н 2 О + 8Si0 2
6. Ca2Mg5SiB022 (ОН)2 + 14Н + ---+ 5Mg 2 + + 2Са 2 + + 8Н 2 О + 8Si0 2
7. CaAl 2 Si 2 0 B + 2Н + + Н 2 О ---+ Al 2 Si 2 0 5 (ОН)4 + Са 2 +
8. 2NаАISi з О в + 2Н + + Н 2 О ---+ Al 2 Si 2 0 5 (ОН)4 + 4Si0 2 + 2Na +
9. 2КАISi з О в + 2Н + + Н 2 О ---+ Al 2 Si z 0 5 (ОН)4 + 4Si0 2 + 2К +
10. 2КАl з Si з 0 1о (ОН)2 + 2Н + + 3Н 2 О ---+ 2К + + 3Al 2 Si 2 0 5 (ОН)4


б) Величины свободных энерrий rиббса для реакций выветривания 1
 10, приведенных в табл. 1.3, а
[183]


Минерал


I1GJ, ккал'r,атом
l


I1Gj, ккал. моль
 1


1. Оливин (фаялит)
2. Оливин (форстерит)
3. Пироксен (клиноэнстатит)
4. Пироксен (диопсид)
5. Амфибол (антофиллит)
6. Амфибол (тремолит)
7. Са полевой шпат (анортит)
8. Na полевой шпат (альбит)
9. К полевой шпат (микроклин)
10. Слюда (мусковит)



52,7

44,0

20,9

 38,1

 137,2

 123,2

23,9

23,1

 17,3

 17,3



6,58

4,00

2,98

2,72

 2,49

2,24

 1,32

0,75

0,32

0,32




19


Происхождение частиц осадочноrо материала


на число атомов в продуктах каждой peaK

ции. Необходимость такой поправки опре

деляется тем, что значение I1.Gj зависит от
количества атомов в молекуле, а при cpaB

нении сопоставляются количества энерrии,
высвобождаемые набором атомов, являю

щихся продуктами реакции. Окончатель

ные результаты (табл. 1.3,6) хорошо COOT

ветствуют данным, полученным при поле

вых исследованиях, подобных тем, о KOTO

рых rоворилось выше. Следует подчерк

нуть, что все рассмотренные реакции вклю

чают в себя полное окисление, которое
вполне возможно в наиболее хорошо дpe

нируемых, но влажных rоризонтах коры
выветривания.
Изложенные в настоящем разделе дaH

ные должны бьти бы привести нас к
предположению, что кварц, мусковит и op

токлаз будут преобладать среди класти

ческих минеральных компонентов, обра

зующихся вследствие эрозии из BЫBeTpe

лых изверженных и метаморфических по

род. Однако опыт подсказывает, что хотя
кварц, несомненно, и является наиболее
распространенным кластическим минера

лом, распространенность друrих первичных'..'
минералов весьма изменчива и зависит от
ряда факторов, таких, как климат и тип
выветривания, распространенность пород,
содержащих те или иные минералы, TBep

дость минералов, первоначальный размер
их зерен, скорость осаждения и др. Важ

ную роль иrрают также минералы, вновь
образованные в процессе выветривания;
они будут рассмотрены в следующем раз

деле.


lд. Продукты разрушения пород и вновь
образованные минералы. Происходящие в
процессе выветривания реакции окисления
и rидролиза обычно приводят к высвобож

дению щелочных и щелочноземельных эле

ментов (К, Na, Са, Mg) и их переводу в
раствор в виде rидратированных ионов;
остаточными продуктами этих реакций яв

ляются кремнезем и алюмосиликаты.
Железо со ст"епенью окисления + 2 теряет
один электрон и переходит в устойчивую
нерастворимую форму со степенью окисле

ния + 3. Реакции, приведенные в табл. 1.3, а,
являются верными с точки зрения TepMO

динамики, но в природе основным источ



2*


ником ионов водорода служит ДИССОllиация
уrольной кислоты, образующейся при paCT

ворении в воде уrлекислоrо rаза:
Н 2 О + СО2
Н2СОз
Н+ + НСО-З,


(1.8)


так что высвобожденные щелочные и ще

лочноземельные элементы быстро образу

ют растворимые карбонаты или бикарбо

наты. Например,
2КАlSi з О в + Н 2 СО з + Н 2 О----+
ортоклаз уrольная вода
кислота


----+ К 2 СО з + A1 2 Si 2 0s(OH)4 + 4Si0 2 (1.9)
карбонат каолинит KpeM

калия незем


(Кислая среда)


или


4КМg2Fе(ОН)2АlSiЗОl0 + 12Н 2 СО з +
биотит уrольная
кислота


+ пН 2 О ----+ 4КНСО з + 8Мg(НСО З )2 +
вода бикарбонат бикарбонат
калия маrния


+ 2Fе20з. пН 2 О + 2A1 2 Si 2 0 s (ОН)4 +


rидратированная
окись железа


каолинит


+ 8Si0 2 ,
кремнезем


(t .10)


а также хорошо известная реакция, при

водящая к химическому разрушению из

вестняков:


СаСО з + 2Н 2 СО з
Са(НСОЗ)2 + Н 2 О +
кальцит уrольная бикарбонат. вода
кислота кальция


+СО 2 .
уrлекис

лый rаз
Одной из наиболее важных rрупп вновь
образованных в коре выветривания мине

ралов являются 2линистые минералы. Ими
может бьпь представлена основная часть
элювия (остаточноl"О продукта выветрива

ния). rлинистые минералы MorYT леrко
переноситься к месту отложения, rде в слу

чае отсутствия постседиментационных
прео6разований (rл. 27, 28) они дают нам
ценную информацию об условиях выветри

вания. Каолинит образуется на кислой CTa

дии rумидноrо выветривания пород, обоrа





20


Часть 1


щенных полевыми шпатами, посредством
реакций, подобных приведенным выше
«1.9) и (1.10». Нллит (rидратированный
силикат калия и алюминия) образуется на
щелочной стадии выветривания полевых
шпатов и слюд в случае, коrда выщела

чивания подвижных катионов, подобных
калию, не происходит. Монтмориллонит
(смешанослойный силикат) образуется на
щелочной стадии выветривания основных
изверженных пород в условиях дефицита
ионов к+. Ниже (разд. 1з) мы рассмотрим
rруппы rлинистых минералов.


lе. Физическое выветривание. Две наиболее
важные формы физическоrо выветривания

морозное и солевое" выветривание. В ходе
обоих процессов при кристаллизации TBep

дой фазы из раствора в мельчайших Tpe

щинах возникают напряжения. Морозное
выветривание частично является результа

том аномальноrо расширения и уменьше

ния плотности во время замерзания воды
(разд. Iв). Увеличение объема примерно на
10% приводит к возникновению в неболь
'
ших трещинах напряжения растяжения, дo

статочноrо для расщепления и расширения
трещины. Величины этих напряжений, воз

никающих при простом расширении, MorYT
быть превзойдены в 1 О раз в результате
дополнительных напряжений, обусловлен

ных образованием скоплений параллель

ных иrольчатых кристаллов льда, растущих
по нормали к замерзающей поверхности.
Если в небольшую трещину поступает HO

вая порция воды, то напряжения, связан

ные с ростом кристаллов, оrраничиваются
только натяжением воды, которая «под

тяrивает» молекулы Н 2 О к концам paCTY

щих кристаллов посредством капиллярных
пленок. Морозное выветривание наиболее
действенно в тонких трещинках и расще

линах неправильной формы в условиях от
YMepeHHoro до субарктическоrо климата,
коrда ежедневно чередуются таяние и замо

раживание. Иноrда процесс ежедневноrо
замораживания и оттаивания, и порой в
значительных масштабах, наблюдается в
жарких пустынях, rде зимние дожди и роса
дают достаточное количество влаrи.
Раньше солевое выветривание как вид
выветривания резко недооценивалось. По

видимому, имеют место следующие факто



ры, посредством которых поступление co

лей может вызывать напряжения, приводя

щие к разрушению породы: rидратация,
разоrрев и рост кристаллов [169, 31 1].
Последние два фактора, вероятно, наибо

лее важны. Они действуют в пустынях и
прибрежных районах на всех широтах, rДе
концентрируются соли и rде роса, прибреж

ный туман, морские брызrи и обычные
осадки поставляют необходимую жидкую
фазу. Напряжения, возникающие за счет
роста кристаллов, сильно зависят от по

ристости пород. Особенно велико их влия

ние в пористых осадочных породах. По
своей способности разрушать породы соли
неодинаковы. Наиболее активны в этом
отношении сульфаты натрия и маrния. Ha

пряжения, связанные с ростом кристаллов,
отмечаются в извилистых трещинах, Haxo

ходящихся под давлением. Внезамкнутых
пространствах, rде соли кристаллизуются
вследствие испарения, не происходит из

менения объема, и, следовательно, напря

жения не MorYT иметь места.
В настоящее время полarают, что cy

точные изменения температуры в пусты

нях не MorYT приводить к расслоению по

род, поскольку в мноrочисленных лабора

торных экспериментах этот процесс не yдa

лось воспроизвести. Расслоение относят за
счет отщепления частично выветрелоrо хи

мическим путем внешнеrо слоя породы,
причем выветривание нередко приурочено к
затененным поверхностям породы, rде oco

бенно сильно и длительно проявляется
воздействие поверхностной влаrи.
Однако, несмотря на приведенные выше
замечания относительно влияния физи

ческоrо выветривания, можно утверждать,
что, по
видимому, на большей части по

верхности Земли оно иrрает подчиненную
роль по сравнению с химическим BЫBeт

риванием.


lж. Вынос осадочНо....о материала. Можно
предположить, что твердые кластические
зерна выносятся из разных районов по

разному. Наиболее важными с rеолоrи

ческой точки зрения контролирующими
факторами являются климат, растительный
покров, литолоrический состав пород, а TaK

же рельеф. Однако возделывание земель
и вырубка лесов в прошлом и в настоя





21


Пронсхожденне частнц осадочноrо матернала


щее время привели к значительным из

менениям, особенно в низких широтах. Об

разовавшийся в результате химическоrо и
физическоrо выветривания обломочный
материал отделяется от обнажающейся на
поверхности земли массивной породы со
скоростью, зависящей от литолоrическоrо
состава этой породы, а также от эффек

тивности процесса сноса. Последний KOHT

ролируется rлавным образом количеством
осадков. Скорость траНСIIОРТИРОВКИ CBO

бодноrо обломочноrо материала eCTeCTBeH

ными водотоками в речные системы затем
контролируется характером поверхностных
склонов и величиной стока осадков. Oca

дочный материал, образовавшийся на по

верхностных склонах водосборноrо бассей



Рис. 1.4. а
взаимоотношение между средним
['одовым количеством атмосферных осадков и
выносом осадочноrоматериала(денудацией)(по
Шумму [721]) С учетом обобщенноrо влияния
сезонности по. Уилсо.ну [875]; 6
rипотетические
связи между средним ['одовым количеством aT

мосферных осадков и выносом осадочноrо Ma

териала: 1
 до развития растительноrо покрова
суши (досилурийское время); 2
 появление при

митивной pac

тительности (силур
девон); 3
появление ЦBeT

ковых растений и хвойных деревьев (карбон

юра); 4
появление трав (поздний мел) (по Шум

му [721]).


(а)


:s:

 400
t:[


't:[
<u О
t:[ .....

 7.

 ::t
:s: :.:
1:; .

 .... 200
t>:
t>:
:I:


О.
U



O IJ
<# / '!

 /


 //../


 / /.0С;
<# //.':>.'l.J


/


"" ,.,0
CJ'l.J


200 400


800


Среднее rодовое количество осадков, мм


на, переносится речной системой со CKO

ростью, зависящей от силы потока (разд.
5r).
Увеличение поверхностноrо стока в слу

чае водосборноrо бассейна заданноrо раз

мера способствует увеличению объема по

ставляемоrо осадочноrо материала. По

верхностная растительность будет препят

ствовать этой тенденции. Аридные и семиа

ридные районы характеризуются неболь

шим растительным покровом. Возрастание
роли травяноrо покрова и лесов с увеличе

нием количества осадков будет способство

вать резкому уменьшению количества CHO

симоrо поверхностным стоком со склонов
выветрелоrо материала. Соотношение меж

ду этими двумя факторами показано на
рис. 1.4 [486]. Увеличение количества ocaд

ков выше примерно 1000 мм может вызы

вать ослабление сдерживающеrо влияния
растительноrо покрова, что приведет к по

степенному увеличению выноса осадочноrо
материала, особенно в условиях сезонноrо
и мyccoHHoro климатов [875]. Важно OTMe

тить, что рис. 1.4 построен rлавным обра

зом на основании данных по небольшим BO

досборным бассейнам центральной части
США. Даже если в друrих районах абсолют

ное значение выноса осадочноrо материала
иное, общая тенденция будет оставаться той
же.


(6)


1200


os 4
1:;
os
:s:
g.
....
os
::t
2
о 3
:I:
::r
о
t:[
os
u
О
u
О
:I:

 2
':s:
:i3
:I:
'"
5
....
:s:
u
о
:I:
....
О


3


2


4


о 200 400 600 800
Среднее rодовое количество осадков, мм




22


Часть 1


Можно предположить вслед за Шуммом
[721], что в rеолоrическом прошлом в дo

кембрии и раннем палеозое (4500---400 МЛН.
лет назад) из
за отсутствия на суше расти

тельноrо покрова сдерживающее влияние
последнеrо на увеличение выноса осадочно

ro материала при возрастании поверхност

Horo стока не проявлялось. Поэтому в Цe

лом поверхность Земли, по
видимому, вела
себя подобно поверхности современных
полузасушливых семиаридных районов.
П роrрессировавшее уменьшение выноса
осадочноrо материала во внутренних рай

онах с rодовым количеством осадков свыше
250 мм, видимо, определялось развитием
хвойных лесов в раннем мезозое и, что ca

мое важное, трав в раннем мелу (рис. 1.4).
Некоторые авторы предпринимали
попытки построить мировые KapThI CKOpO

стей выноса осадочноrо материала. В своем
замечательном исследовании Фурнье [274]
приводит такую карту, составленную на oc

нове эмпирическоrо уравнения, полученноrо
при допущении, что вынос осадочноrо MaTe

риала является функцией количества ocaд

ков и рельефа. Он оперировал данными при

мерно по 80 отдельным водосборным
бассейнам. На сходной карте, построенной
Страховым (рис. 1.5), виден максимальный
вынос осаДОЧНQrо материала в тропических
районах с периодами сезонных дождей.
В направлении к экваториальным районам,
rде сезонные факторы отсутствуют, вынос


уменьшается. Уменьшение происходит и по
направлению к аридным зонам (как жарким,
так и холодным) с небольшим количеством
осадков. Влияние рельефа 01Четливо видно
в районах Кордильер и rималаев. Друrие
авторы отмечают, по существу, те же TeH

денции, однако они при водят величины BЫ

носа осадочноrо материала, отличающиеся
более чем на порядок по абсолютным значе

ниям. Такое большое расхождение отражает
большие трудности при отборе данных
и при про ведении подобноrо p
дa исследо

ваний. Особый интерес представляют
карты, показывающие вынос твердоrо oca

дочноrо материала из бассейнов больших
рек (рис. 1.5). Следует обратить внимание
на то, что связь между размерами BOДO

сборных бассейнов и выносом осадочноrо
материала невелика. Она зависит от множе

ства друrих климатических, ороrрафических
и литолоrических факторов; сюда же сле

дует добавить и очень важные антропо

rенные воздействия, являющиеся результа

том сельскохозяйственной деятельности че

ловека в течение нескольких тыIячелетий..


Рис. 1.5. Мировое распределение величины Me

ханической денудации, водосборные бассейны
крупнейших рек и приблизительное значение
разrрузки твердоrо материала, осаждающеrося
вблизи устьев рек (по Страхову [798] и CTOД

дарту [792]).


ДЕНУДАЦИЯ,
T'KM
2

 ..:
:".":::::::.::;
....,........... > 100
.:...:::
:.

::::-:.:



1.:"." :: .:'.: :j 10
100
D<IO




23


Пронсхождение частиц осадочноrо матернала


1з. Кластические частицы и идентификация
их источников. В кластическом осадочном
материале среди зерен песчаной и алеврито

вой размерностей (см. rл. 4) наибольшим
распространением пользуются зерна KBaJr
ца. Срезы отдельных кристаллических KBap

цевых частIЩ при скрещенных николях MO

rYT иметь прямое или волнистое поrасание.
Недеформированный вулканический кварц
имеет прямое поrасание, в то время как
кварц изверженных rлубинных и MeTaMOp

фических пород имеет либо прямое, либо
волнистое поrасание. Последнее является
следствием деформации кристаллической
решетки. Недавно проведенные статистиче

ские исследования [58] показали, что cpeд

нее значение уrла поrасания частиц кварпа
метаморфических пород больше 50, тоrда
как rлубинных изверженных пород меньше
50 (рис. 1.6). Частицы кварца MorYT быть как
MOHO
, так и поликристаллическими. Почти
все частицы кварца вулканическоrо проис

хождения относятся к монокристаллическо



35
30


:i 25
!ОО
u
О

 20
os
:J"
<u
cl.
!ОО 15
u


os
!ОО 10
о
!ОО
U
os
::r' 5


Маrматический кварц
(п == 335 )


Метаморфический кварц
( п == 571)


о O
l 4
S 8
9 12
13 16
1120
21 24
2S 28
29
2
3 6
7 1O
1l 14
IS 18
19 22
23 26
27 30
31
Истинный уrол волнистоrо поrасания (в rрадусах)


Рис. 1.6. Частотные кривые, показывающие pac

пределение истинных уrлов волнистоrо поrаса

ния в зернах обломочноrо кварца rлубинных
и сла.бометаморфизованных пород. Обратите
внимание на значительное перекрытие кривых.
Величины основаны на данных универсальных
измерений (по Басу и др. [58]).


му типу. В rлубинных изверженных породах
содержание полuкристаллuчеСКО20 кварца
минимально (рис. 1.7); оно возрастает в BЫ

сокометаморфизованных породах и дости

raeT максимума в слабометаморфизо

ванных. Точно так же количество монокри

сталлов в поликристаллическом кварце


является наибольшим в слабометаморфизо

ванных породах и наименьшим в силъноме

таморфизованных rлубинных изверженных
породах (рис. 1.7). Нанося информацию об
этих свойствах кварца на двойную TpeXKOM

понентную диаrрамму, а также используя


ПОJJИКРИСТaJIJIИ\IССКИЙ кварц


(2-3 единичных
кристалла на зерно;
> 75'! rюликристаллическоrQ
кварца)


Кварц с
ВОЛНИСТЫМ
поrасанием


. ]
.2
+3
.4


Поликристаллический кварц
(> 3 единичных кристаллов на зерно;
>25% поликристаллическоrо кварца)


Рнс. 1.7. Трех компонентные диаrраммы, по

казывающие распределение отдельных типов
кварца из различных пород. 1
 хлоритовая и био

титовая зона; 2
rpaHaT и силлиманит; 3
rpaHY

литовая зона; 4
маrматические rраниты (незату

шеванные значки
 аномальные образцы) (по Басу
и др. [58]).


данные изучения состава кварца известноrо
происхождения в современных водотоках
для осадков первоrо цикла (т. е. не подвер

rавшихся переотложению) (разд. 1и), можно
получить полезный индикатор для опреде

ления источника частиц (рис. 1.7).
Полевошпатовые зерна представлены ще

лочными полевыми шпатами (ортоклазом,
микроклином), пертитом и плаrиоклазом
(от альбита до анортоклаза). Относительная
распространенность частиц полевошпа

товых минералов обычно отражает ряд
устойчивости этих минералов к химическо

му выветриванию. Микроклин широко pac

пространен как в метаморфических поро

дах, так и в rлубинных изверженных
породах. Состав плаrиоклазов изменяется
в зависимости от химическоrо состава rлу

бинных изверженных, а также метаморфиче





24


Часть 1


ских пород. В водотоках с большими укло

нами, rде часты сильные соударения частиц,
сдвоенные кристаллыI (особенно в случае
карлсбадскоrо двойникования) имеют TeH

денцию к разрушению вдоль плоскостей
двойникования. Поэтому их количество рез

ко уменьшается [641]. Сложные плаrиокла

зовые двойники в меньшей степени подвер

жены такому воздействию. Небольшое
содержание полевых шпатов во мноmх
пляжных песках (по сравнению с речными
песками), по
видимому, отражает склон

ность частиц полевых пrnатов к разруше

нию вследствие их раскалывания по Tpe

щинам в области прибоя.
Ф ра2менты пород полезно подразделить
на внутриформационный и экзотический
типы. К внутриформационным фраrментам
относятся преимущественно нетвердые
обломки суrлинка, вынесенные из илистых
пластов, к экзотическим
 целая raMMa фраr

ментов изверженных, метаморфических
и осадочных пород. Более крупнокристал

лические rлубинные породы, сланцы
и rнейсы обычно встречаются в виде более
крупных обломков rравийной размерности,
распадающихся в процессе последующеrо
выветривания или абразии на свои мине

ралъные компонентыI песчаной размерно

сти. К числу важных обломков более тонкой
размерности относятся фраrменты кислых
вулканитов, стекловатых туфов, кремней,
арmллитов и кварцитов.
Тяжелые минералы редко составляют бо

лее 1 % осадка или породы. Для исследова

ния их необходимо отделить от рыхлоrо
осадка или раздробленных пород, исполь

зуя тяжелыIe жидкости (с плотностью более
2,8 r .CM
3) (см. [146]). Среди тяжелыIx мине

ралов в наибольших количествах обычно
встречаются непрозрачные минералыI Mar

нетит и ильменит. Из прозрачных минера

лов неибольшим распространением поль

зуются твердые и устойчивые циркон,
турмалин, рутил и rpaHaT. Высокое coдep

жание турмалина служит индикатором обо

rащенных бором плутонических питающих
провинций. Очень ценные данные в этом
смысле MorYT дать современные методы
определения абсолютноrо возраста по OT

ношению 40 Ar / 39 Ar в обломочном TypMa

лине [27]. f'ранаты чаще Bcero встречаются
в r линистыIx сланцах. Увеличение степени


метаморфизма последних сопровождается
уменьшением в них содержаний кальция
и маrния, тоrда как в кристаллической pe

шетке rpaHaTa содержания железа и маrния
увеличиваются. Из друrих метаморфиче

ских минералов в тяжелых фракциях BCтpe

чаются ставролит, дистен и силлиманит. Xo

тя исследования тяжелыIx минералов
в настоящее время «немодны», их резуль

таты (коrда они представлены в COOTBeT

ствующей статистической форме) совместно
с данными изучения палеотечений и палео

rидравлики, а также с данными фациально

ro анализа MorYT дать очень интересные pe

конструкции древних речных бассейнов
(рис. 1.8). Однако следует отметить, что
после захоронения в пределах пласта MorYT
происходить растворение и переосаждение,
которые приводят к изменению абсолютно

ro и относительноrо состава ассоциаций тя

желых минералов.
rлавными 2линucтыми минералами
являются каолинит, хлорит и смешано

слойные rлинистые минералыI. Основная
структура rруппы rлинистыIx минералов xa

рактеризуется чередованием октаэдриче

ских слоев rnббсита и тетраэдрических
слоев кремнезема (рис. 1.9). Во мноrих rли

нистых минералах в обоих слоях происхо

дит замещение ионов алюминия или KpeM

ния. Это при водит К дефициту зарядов,
который компенсируется межслоевыми Ka

тионами.
Каолинит образуется за счет полевых
пrnатов на кислой стадии выветривания по

средством реакций, подобных описанным
уравнениями (1.9) и (1.10). Структура каоли

нита проста и заключается в чередовании
слоев mббсита и кремнезема. В структуре
каолинита отсутствуют межслоевые Ka

тионы, поскольку замещение кремния алю

минием незначительно (в одном случае из
4(0). Каолинит составляет от 8 до 20% об

щеrо содержания rлинистых минералов
в современных океанских осадках и поль

зуется наибольшим распространением
в осадочном материале, образовавшемся
в процессе выветривания в тропическом
климате низких широт (рис. 1.1 О).
И ллит находится в близком родстве
с мусковитом, но отличается тем, что coдep

жит больше кремния и меньше калия.
В слоях кремнезема ионы АР + замещают




25


Пронсхождение частнц осадочноrо матернала


ионы Si 4 + В отношении 1 : 7. Образующиеся
при этом замещении свободные отрица

тельные заряды уравновешиваются ионами
К +, которые связывают смежные «сандви

чи» вида кремнезем
 rиббсит
 кремнезем
(рис. 1.9). Эти межслоевые ионы К + препят

ствуют попаданию друrих катионов и моле

кул воды, обусловливая малую емкость об

мена, оrраничивающуюся лишь краями
кристаллов. В некоторых почвах, подв.ер

женных выщелачиванию, MorYT содержать

ся де2радированные uллumы, которые имеют
меньше ионов К +, чем следует (их высокая
способность поrлощать ионы К + находит
применение в сельскохозяйственной практи

ке для повышения плодородия почв). Иллит
составляет от 26 до 55% общеrо содержания
rлинистыIx минералов в современных OKeaH

ских осадках. Он наиболее распространен
в районах, примыкающих к умеренным
и полузасушливым континентальным обла

стям (рис. 1.1 О).


Рнс. 1.8. Пример использования распределения
фракций тяжелых минералов в палеоrеоrрафиче

ских реконструкциях; вельдские (нижний мел) фа

ции Северо
Западной Европы. 1
 перенос обло

мочноrо материала; 2
суша; 3
обоrащенные
турмалином источники сноса; 4
 флювиальная
фация; 5
 rpaHaT; 6
ставролит; 7
 дистен;
8
апатит; 9
амфибол; lО
пироксен (по п. Ал

лену [26, 27]).


м онmморuллонum принадлежит к rруппе.
смектитов. В нем ион Mg 2 + замещает ион
АI З + в слоях rиббсита в отношении 1 : 6. Mo

rYT осуществлять и дмиrу, замещения,
rлавным образом замещение иона Si 4 + ио

ном АР +, а также иона АI З + ионом Fe 2 +.
Образующиеся при таких замещениях CBO

бодные заряды частично компенсируются
небольшим числом межслоевых катионов,
обычно ионами Na+ или Са 2 +. Между эти

ми структурными слоями леrко адсорби

руется вода. Поскольку базальное расстоя

ние равно 1
21 А, в ero пределах MorYT
поместиться 1
3 слоя воды. При наrревании
до 1 0
2000C смектиты теряют межслоевую
воду. Этот процесс обратим. Все смектиты
обладают способностью к катионному об

мену. Ero ОСНОВНОЙ причиной является He

сбалансированность зарядов в каркасообра

зующих слоях. В целом энерrия замещения
у ионов с большим зарядом выше, а их спо

собность К замещению
 меньше. Поэтому,
например, ионы Са 2 + удерживаются более
прочно. В современных океанских осадках
количество монтмориллонита составляет
1
53% общеrо содержания rлинистыIx ми

нералов. Наибольшей распространен

ностью монтмориллонит пользуется в рай

онах, rде породы OCHoBHoro или среднеrо
состава подверrаются субаэральному BЫBe

триванию или rальмиролизу (подводному
выветриванию) в щелочных условиях MOp

cKoro дна. Например, это материал, перено



IOOKM
L..............


06
07
08
09
C!JIO




в высоких широтах, особенно в районах,
подверженнь
 влиянию ледников
(рис. 1.1 О). В современных океанских ocaд

ках количество хлорита находится в преде

лах 1
1 8% от общеrо содержания rли

нистых минералов.
К смешанослойным rлинистым минера

лам относятся минералы, в кристалличе

ской структуре которых различные слои че

редуются друr с друrом. Это чередование
может быть реryлярным или нереrулярным.
Среди значительноrо числа разнь
 видов
смешанослойных минералов наиболее
важными с точки зрения седиментолоrии
являются иллит
монтмориллонитовые
типы.
Вкраще подчеркнем, что все rлинистые

 минералы в процессе диаrенеза и захороне-
ния претерпевают существенные изменения.
Поэтому представление о том, что характер
rлинистых пород в «летописи» rеолоrиче

ских событий будет отражать состав cвe

жеотложенных rлин (rл. 28), является заблу

ждением.


26


Часть 1


Октаэдрическая
I I
А е в шестерной
координации


Т етраэдрич е ска я
/ "'-
S i в четверной
координации


I
/
I
/
I
/


I А!
 (
:' 51 З5i'IАt )k') "'

" J (
I 0("') <к+)
" " /
I Мусковит I
(
 K +"20 +я
 Аf==, иллит)




 (
Mg (ОН)6
)


Каолинит


)


(


Катионы + "20
)


(


(


)


(


)


(


Монтмориллонит


Хлорит


1 2
1 1
2 1
1 1
1 2
2 2
1 1
1 2
Правильно е чередование Беспорядочное расположение
( Схема смешанослойных минералов:
1- слюда, 2 - монтмориллонит)
Рис. 1.9. Схематическое представление структур
основных rлинистых минералов (по Петтиджону
и др. [635]). Обсуждение см. в тексте.
симый в южную часть Тихоrо океана или
встречающийся вдоль срединно
океаниче

ских хребтов (рис. 1.1 О).
Х лорuт имеет сложную структуру, вкmo

чающую «сандвичи» из слоев талька между
слоями кремнезема, чередующиеся с «caнд

вичами», состоящими из слоев талька меж

ду слоями брусита (рис. 1.9). В незначитель

ной степени в хлорите происходит замеще

ние ионов Si 4 + и Fe 2 + ионами АР+ и ионов

g2 + ионами АI З +. Леrкость окисления
иона F е 2 + В слоях брусита означает, что
хлорит может встречаться только в тех KO

рах выветривания, rДе химическое выветри

вание происходит в сильно восстанови

тельнь
 условиях или процесс выветрива

ния не идет. Распространение хлорита
в современных океанских осадках, таким
образом, отражает условия ero coxpaHHO

СПl. Поэтому минерал наиболее обычен


lи. Источники осадочноf'О материала, диффе

ренциация и тектоника плит. Кластические
осадочные зерна, образовавшиеся из MeTa

морфических или изверженных пород в рай

онах, удаленных от прибрежной полосы,
можно назвать зернами первО20 ЦИкла. Впос

ледствии, после повторения rеолоrическоrо
цикла отложения, . литификации (rл. 28)
и подъема, эти зерна уже сами по себе MorYT
входить в состав пород районов, удаленных
от прибрежной полосы. Зерна второю
цикла, по
видимому, образуются в результа

те эрозии этих пород и т. д. В процессе Ka

ждоrо цикла отложения, диаrенеза, подъема
и выветривания зерна должны становиться
более мелкими, более окатанными; при
этом увеличивается количество зерен KBa

ца (при этом роль поликристаллическоrо
кварца уменьшается) и уменьшается количе

ство зерен неустойчивых тяжелых минера

лов.
Иными словами, любые отложения вслед

ствие таких процессов становятся все более
«зрелыIи>>.. При палеоrеоrрафических pe

конструкциях обычной ошибкой является
предположение, что кластические осадки co

стоят из зерен первоrо цикла; в действи

тельности это случается редко.




27


Пронсхожденне частнц осадочноrо матернала


Несмотря на указанное предостережение
и наличие во мноrих кластических отложе

ниях зерен разных циклов, ясно, что на coc

тав кластических отложений сильное влия

ние может оказывать взаиморасположение
континентальных окраин и океанских бас

сейнов, реrулируемое тектоникой плит. Ta

ким путем мы можем сравнить устойчивые
кристаллические и древние осадочные пи

тающие ПРОВИНlIИИ типичных пассивных
(Атлантический тип) континентальных
окраин с вулканическими активными обла

стями сноса активных (Андский тип) конти

нентальных окраин. Используя точные CTa

тистические методы, Валлони иМейнард
[835] подразделили rлубоководные пески на
основе средних процентных содержаний
в них кварца (Q), полевых шпатов (F)
и обломков пород (R), определяющихся
влиянием тектоники плит. При этом Bыдe

лились следующие минеральные ассоциа

ции: а) пески пассивных континентальных
окраин, имеющие состав Q62F 26R12; б) пес



Рис. 1.10. Карты, показывающие распределение
высоких содержаний различных rлинистых мине

ралов в поверхностном слое донных осадКО8
океанов (по rриффину и др. [318]). Содержания
даны в процентах от суммы rлинистых минера

лов. Обсуждение см. в тексте.


(а) КЗOJUlнит> 20%


ки активнь
 континентальных окраин или
зон субдукции С составом Ql0F sзRЗ1; в) пес

ки зон rоризонтальноrо смещения с COCTa

вом QЗ4F З9R27; r) пески тылвыЪIx дуrовь

бассейнов, имеющие состав Q20 F 29RS1; д)
пески преддуrовых бассейнов с составом
QsF 17 R 7S'
ДЛЯ распознавания обстановки седимен

тации важнейшими характеристиками
являются количество и тип обломков пород,
а также тип полевых шпатов.


11(. Выводы. Кластические минеральные
зерна и обломки пород образуются из из

верженных, метаморфических и ранее обра

зовавшихся осадочнь
 пород в процессе фи

зическоrо выветривания. а также в ходе
реакций окисления и rидролиза, протекаю

щих при химическом выветривании. Мине

ральный состав и объем кластических час

тиц, образующихся в местах «подrотовки»
осадочноrо материала, зависят от ряда фак

торов: rеолоrии областей сноса, рельефа,
климата, площади водосбора, а также co

стояния растительноrо покрова. Кластиче

ские зерна MorYT в некоторой степени свиде

тельствовать о месте cBoero образования,
однако при таком анализе возникают TPYД

ности, обусловленные переработкой осадоч

Horo материала в процессе последова

тельных rеолоrических циклов и диаrенети

ческн
 изменений (см. rл. 28).


(6) Монтмориллонит >50%


(в) ИтIит>40%


(2)


Хлорит > 20%




28


Часть 1


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Необходимый элементарный курс физической хи

мии, охватывающий вопросы, рассмотренные
в этой и последующих rлавах, имеется в книrе
Краускопфа [475]. Более уrлубленно конкретные
проблемы rеохимии осадочных пород paCCMa

триваются в работе Бернера [74].
Вспомоrательный материал, касающийся иден

тификации частиц пород, можно найти в боль..
шинстве петролоrических руководств. Среди них


2


назовем книrи Керра [447], Петтиджона [633],
Петтиджона и др. [635]. Необходимые сведения
по минералоrии rлин имеются в книrе rрима
[320]. Методические стороны петроrрафичес

ких исследований рассматриваются Карвером
[146].
Освещение вопросов, касающихся источников
частиц осадочноrо материала, мультициклично

сти, подrотовки осадочноrо материала к перено

су и мноrих друrих, можно найти в прекрасной
книre Фолка [270], хотя изложенные в ней TeKTO

нические КОlЩепции не связаны с современной
тектоникой плит.


Происхождение зерен карбоната кальция


2а. Введение. В отличие от рассмотренных
в предыдущей rлаве обломочных или кла

стических зерен частицы карбоната кальция
обычно образуются в самом водоеме осаж

дения и, как правило, имеют морское проис

хождение. Происхождение и значение Ka

бонатных зерен невозможно понять без
некоторых предварительных знаний физиче

ской химии СаСО з в растворах. Поэтому
после KpaTKoro описания общих черт pac

пределения современных морских карбо

натных осадков мы рассмотрим химический
состав морской воды, rлавные карбонатные
минералы, а также некоторые из проблем,
касающихся осаждения СаСО з .
2б. Современные морские карбонатные ocaд

ки. На рис. 2.1 видно, что карбонатные
осадки имеют очень широкое распростране

Ние. Можно выделить три rруппы карбо

натных осадков:
а) Океанические БU02енные пела2ические
карбонаты. Широко распространены в OKea

нах (за исключением северной части Тихоrо
океана, Арктики и Антарктиды), rде они
приурочены к системе срединно
океаниче

ских хребтов и районам апвеллинrа (rл. 24,
26). Эти биоrенные карбонатные илыI HaKa

пливаются на rлубинах, не превышаюIЦИХ
3,5
5 км.


б) ШеЛЬфО8ые карбонаты субтропической
и тропической ЗОН. Некоторые из более тща

тельно исследованных районов указаны на
рис. 2.1. Среди карбонатов преобладают
биоrенные, однако в ряде мест важную роль
иrрает неорrанически осажденный (xeMO

rенный) СаСО з .
в} ШеЛЬфО8ые карбонаты умеренных ЗОН
распространены более широко, чем порой
, считается, и являются суrубо биоrенными.
Помимо этих морских карбонатов Kap

бонатные частицы встречаются во мноrих
пресноводных озерах и в озерах с повы

шенной соленостью. Из картины распреде

ления карбонатных осадков можно видеть
(в самых общих чертах), что KOHцeHTpa

ция СаСО з убывает в rлавных областях
отложения кластических частиц, а также
(за счет растворения СаСО з ) в rлубоко

водных районах океана.


2в Состав пресных и морских вод. При
сопоставлении средних составов речных и
морских вод (табл. 2.1) Выявляются HeKOTO

рые интересные факты.
а) Концентрация растворенных солей в
морских водах примерно в 300 раз боль

ше, чем в пресных.
б) Концентрации растворенных катионов




29


Пронсхождение частнц осадочноrо матернала


в морских водах убывают в следующем
порядке: Na+, Mg 2 +, Са 2 +, К +, paCTBO

ренных анионов
Сl
, SO

, НСО-З. COOT

ветствующие ряды в пресных водах имеют
вид Са 2 +, Na+, Mg 2 + и НСО-З, SO

,
Cl
.
Вследствие Toro что СООТНОlllения paCT

воренных солей различны, можно считать,
что морская вода не является просто KOH

центрированной речной водой. Следова

тельно, морская вода должна образовы

ваться как за счет испарения, так u за
счет ХИМИI<:о
биолоrической дифференциа

ции речной воды. Например, в солевом
остатке речной воды концентрация Са 2 +


Рнс. 2.1. Карта, показывающая картину распре

деления СаСО з в донных осадках океанов и MO

рей. Обратите внимание на приуроченность обо

rащенных СаСО з осадков к фланrам и осевым
зонам системы срединно
океанических хребтов,
а также на распространение мелководных карбо

натов платформенноrо типа (по Брёккеру [125J
и источникам, на которые имеются ссьтки там
же).


во MHoro раз больше, чем в солевом oc

татке морской воды. Это, по
видимому,
отражает ту относительную леrкость, с KO

торой Са 2 + выводится из морской воды
под действием биолоrическоrо и в MeHЬ

шей степени химическоrо осаждения по
сравнению с тремя друrими rлавными Ka

тионами: Na+, к+ и Mg 2 +.
Указанные сведения подводят нас к теме
дискуссии оrромной важности: претерпева

ет химический состав океанских вод изме

нения во времени или нет? Можно ДOKa

зать, что по соотношению основных компо

нентов в солевом остатке первичная океан

ская вода бьmа, по
видимому, ближе к COB

ременным речным водам.. Это обусловлено
тем, что основным процессом химической
дифференциации, действующим в настоя

щее время, является биолоrическое BЫBeдe

ние СаСО з в твердые части скелетов жи

вых орrанизмов. Такое выведение ускори

лось начиная с paHHero кембрия и, по
ви

димому, достиrло максимальной скорости
лишь в мезозое по мере эволюции очень
распространенной пелаrической карбонат



О<25 %СаСО з
D 25
 75 %СаСО з
[[] > 75 % Са СО З
Срединно
океанические хребты




зо


Часть 1


Таблица 2.1. Средний химический состав морских и речных вод, по Свердрупу и др. [804], Ливинr

стону [510], rаррелсу и Томпсону [291]


Концентрация, r. моль. л
 1 Морская вода
Ион
Речная вода
Морская вода Место в ряду Речная вода Место в ряду
Na+ 0,47 (2) 2,7.10
4 (3) 1740
К+ 1,0.10
 2 (5) 5,9 . 1 О
 s (7) 170
Са 2 + 1,0 . 1 О
 2 (5) 3,8 . 1 О
 4 (2) 26
Mg 2 + 5,4 . 1 О
 2 (3) 1,7.10
4 (5) 318
Cl
 0,55 (1) 2,2 . 1 О
 4 (4) 2500
SO

 3,8 . 1 О
 2 (4) 1 ,2 . 1 О
 4 (6) 317
НСО з 1,8 . 1 О
 3 (6) 9,55. 1 О
 4 (1 ) 1,9
рН 7,9 ",7
Ионная сила 0,65 0,002


ной микрофауны и флоры. Поэтому, воз

можно, В течение rеолоrическоrо времени
отношение Mg : Са в океанской воде посте

пенно увеличивал ось [700] от такой незна

чительной величины, как 0,25 (отношение
в пресных водах), до cBoero COBpeMeHHO

ro значения, paBHoro примерно 5. Этот
процесс, видимо, оказывал rлубокое влия

ние на минеральный состав карбонатных
осадков, поскольку, как мы увидим даль

ше, при высокой величине отношения
Mg : Са в морской воде наблюдается TeH

денция к преимущественному осаждению
араrонита вместо кальцита.
Подводя некоторый итоr рассмотрению
замечательных свойств морской воды,
можно отметить, что она является также
хорошим буферным раствором с большой
ионной силой. Под словами «хороший бу

ферный раствор» подразумевается то, что
раствор содержит компоненты, которые
осуществляют «бдительный контроль» за
изменением величины рН. Поверхностная
морская вода имеет величину рН, равную
7,878,3. В следующих разделах этой rла

вы будут рассмотрены некоторые из хими

ческих реакций, которые поддерживают
постоянным рН среды. Вкратце поrоворим
об ионной силе. Растворимость карбоната
кальция в чистой воде может быть рассчи

тана на основе термодинамических дaH

ных. Однако обнаружено, что в растворе,
подобном морской воде, в котором в боль

ших количествах присутствуют друrие
ионы, растворимость карбоната кальция во


MHoro раз выше. Ионы морской воды
вместе с полярными молекулами Н 2 О име

ют тенденцию rруппироваться BOKpyr про

тивоположно заряженных ионов Са 2 + И
CO

 и препятствовать объединению этих
ионов, приводящему к осаждению карбо

ната кальция. Друrими словами, paCTBO

римость СаСО з в морской воде возрастает.
Чем выше заряд указанных ионов
«заrряз

нителей», тем больше эффект. Вследствие
образования комплексных ионов и ионных
пар растворы, подобные морской воде, Ha

зьmают растворами с большой ионной си

лой. Морская вода имеет ионную силу
около 0,7, тоrда как пресная вода
 поряд

ка 0,002. Вследствие такой разницы в ион

ных силах растворимость СаСО з в морской
воде HaMHoro выше, чем в пресной (более
подробно см. в работе [475]).


2r. rлавные карбонатные минералы. Карбо

нат кальция существует в двух минераль

ных формах
в виде кальцита и apa20

нита. Как кальцит, так и араrонит MorYT
образоваться вследствие осаждения абио

rенным путем или посредством биолоrи

ческоrо секретирования в твердых частях
мноrочисленных орrанизмов. Из пресных
вод араrонит не осаждается. Свойства
обоих минералов приведены в табл. 2.2.
В условиях поверхности Земли араrонит
является метастабильным, будучи карбона

том, находящимся в равновесном состоя

нии при высоких давлениях, что обнаружи

вается в фации метаморфизма rолубых




31


Происхожденне частиц осадочноrо материала


Таблица 2.2. Произведения растворимости (К)
и произведения активностей ионов (IAP) дЛЯ
кальцита, доломита и араrонита в морской воде
при 25 0 С. Произведения растворимости для
кальцита и араrонита
по Бернеру [74], для
доломита
 по Хсю [389]. IAP дЛЯ
СаСО з
приблизительное среднее значение для
поверхностной морской воды при 25 0 С по Бер

неру [74], IAP для доломита
по Хсю [389].
Обратите внимаНl!е на то, что поверхностная
морская вода является пересыщенной относи

тельно всех rлавныx карбонатных минералов


Минерал К IAP IАР/К
Кальцит 4,0 . 10
. } 1,35. 1 О
 8 3,4
Араrонит 6,3 . 1 О
 9 (СаСО з ) 2,1
Доломит 1.0 . 1 О
 17 1.0 . 1 О
 15 '" 1 00


сланцев. Мноrие из проблем диаrенеза Kap

бонатов касаются BpeMeHHbJX и химических
оrpаничений преобразования араrонита в
кальцит и растворения араrонита (rл. 29).
Важным следствием сходства величин
зарядов и радиусов ионов Са 2 + и Mg 2 +,
а также характера структуры кристалличе

ской решетки кальцита является то, что в
кальците возможно широкое замещение
иона Са 2 + ионом Mg 2 +. Поэтому правиль

нее записывать формулу кальцита в виде
(Са!
 xMgx) СО з , rде х обычно находится
в пределах 0,01
0,25, никоrда не превы

шая значений около 0,4. Кальциты с co

держанием МgСО з более 5% известны как
8ысокомаzнезиальные кальциты. Содержа

ние маrния в некоторых твердых частях
орrанизмов, по
видимому, связано с темпе

ратурой ; в более теплых водах Mg coдep

жится больше. Ионы Са 2 + MorYT также за

мещаться небольшим количеством ионов
Fe 2 + (до нескольких тысяч частей на мил

лион), что при низких значениях Eh приво

дит к образованию железистых кальци

тО8. Замещение ионов Са 2 + следовыми KO

личествами ионов мп 4 + вызывает свечение
кальцита под действием бомбардировки
катодными лучами. Если привнос ионов
мп 4 + при кристаллизации кальцита изме

няется во времени, то исследование люми

несценции позволяет обнаружить индика

торные зоны роста, которые в стратиrpа

фических разрезах зачастую можно закар

тировать.


Если араrонит является абиоrенно осаж

денной фазой, то ero кристаллическая pe

шетка не может присоединять ион Mg 2 + ,
хотя В некоторых случаях араrонит корал

ловых скелетов может содержать около
0,001% Mg 2 +. Араrонитовые решетки MorYT
присоединять стронций до максимальных
концентраций около 1 %. Форма кристаллов
араrонита в химически осажденных и в
некоторых биоrенных фазах (карбонатные
водоросли) обычно волокнистая, тоrда как
кристаллы кальцита MorYT иметь волок

нисто
ромбовидную форму ИЛИ форму «co

бачьих зубов» (скаленоэдрическую).
Двойной карбонат доломит, СаМg(СО З )2,
в основном является диаrенетическим ми

нералом (rл. 29). Ион Mg 2 + может заме

щаться ионом Fe 2 + в ряду твердых paCTBO

ров доломит
анкерит, (CaMgo,7sFeO,2S)
(СО З )2. Чистые железисто
кальциевые Kap

бонаты в природе неизвестны. Кристалли

ческая решетка доломита в высокой степе

ни упорядочена. В ней чередуются слои
катионов и rрупп CO

 , в которых катион

ные слои попеременно представлены иона

ми Са 2 + и Mg 2 + (см. рис. 29.13).
Современные мелководные тропические
и субтропические отложения карбоната
кальция сложены преимущественно aparo

нитом и высокомаrнезиальным кальцитом,
тоrда как мелководные карбонаты YMepeH

ных широт представлены rлавным образом
кальцитом.
Распознаванию карбонатных минералов
значительно способствуют методы окраши

вания в шлифах и образцах. Таким путем
можно различить кальцит, железистый
кальцит, высокомаrнезиальный кальцит,
араrонит, доломит и железистый доломит
(приложение 2.1).


2д. XeMoreHHoe осаждение карбонатов. OT

личительная особенность поверхностной
морской воды
 пересыщение в отношении
араrонита, кальцита и доломита (табл. 2.2).
Тем не менее осаждение СаСО з абиоrен

ным путем оrраничено лишь несколькими
тропическими и субтропическими района

ми, rде оно количественно менее важно
по сравнению с биоrенным осаждением
СаСО з . Хотя морская вода и пересыщена
в отношении араrонита, кальцита и доло

мита, непосредственно из нее осаждается




32


Часть ]


только первый минерал этой rруппы (иc

ключение составляет область диa2eHeтu

ческuх поровых вод).
Осаждение СаСО з определяется следую

щими реакциями:
Н 2 О + СО 2
вода двуокись
J
 уrлерода
СаСО з + Н2СОз
Са2+ + 2НСО-З. (2.1)
карбонат уrольная ион бикарбонат

кальция кислота кальция ион


Эти реакции показывают, что осаждению
блаrоприятствуют процессы, уменьшаю

щие содержание в растворе СО 2 (т.е.
уменьшающие парциальное давление Р со).
Такими процессами MorYT быть HarpeBa

ние или орrанический фотосинтез. В MOp

ской воде большая часть СО 2 находится
в форме аниона НСО-З, образующеrося в
результате реакций
СО 2 + Н 2 О
 Н 2 СО З ,
Н2СОЗ
Н+ + НСО-З,
Н+ +СО


НСО-З.


Увеличение щелочности влечет за собой
увеличение содержания CO

 за счет peaK

ции


НСО-З + OH

CO

 + Н 2 О. (2.5)
Из уравнений (2.3) и (2.4) видно, что уrоль

ная кислота диссоциирует ступенчато, по

этому константа диссоциации К для каж

дой из реакций может быть написана в
виде
[Н+] [НСО-З] == к == 10
б,4
[Н 2 СО З ] 1 ,
[Н+] [CO

]
 к == 10
10,З
[НСО-З] 2 .


Поэтому в ходе реакции (2.3) образуется
более кислый раствор, однако эта кислота
довольно слабая. При обычном значении
рН в пределах 8, 1
8,3 морская вода co

держит как ион НСО-З, так и большое
количество недиссоциированных молекул
Н 2 СО З , а также HeMHoro ионов CO


(рис. 2.2). Два первых компонента являются
rлавными составными частями буферной
системы морской воды. Увеличению ее
кислотности препятствуют прямая (идущая
слева направо) реакция (2.4) и обратная


Величина рН, характерная
для поверхностноЙ
МОрСКОЙ БОДЫ


2,5


6,5


I
1,5



1,0 2




рН образца


Рис. 2.2. Изменение соотношения компонентов
щелочности морской воды в зависимости от рН.
См. в тексте реакции (2.2)
(2.5) (по Клауду [157]).


(2.2)
(2.3)
(2.4)


(идущая справа налево) реакция (2.3). Кроме
Toro, как буфер будет действовать и Haxo

дящийся в контакте с морской водой He

растворенный СаСО з в реакции
СаСО з + Н+
Ca2+ + НСО-З, (2.8)
т. е. в случае увеличения кислотности будет
растворяться большее количество карбона

та кальция.
Увеличению щелочности морской воды
будут препятствовать также прямая peaK

. ция (2.5) и осаждение СаСО з в ходе peaK

ции
Са 2 + + НСО-З + OH

СаСОз + Н 2 О.
(2.9)


(2.6)


Сказанное выше объясняет хорошие бу

ферные свойства морской воды. Воды суши
с малой щелочностью, наоборот, обладают
очень слабыми буферными свойствами.
Отложения карбоната кальция, происхо

ждение которых, по мнению некоторых ис

следователей, связано с абиоrенным oca

ждением, обнаружены в нескольких местах,
особенно в районе Баrамских островов,
в Персидском заливе и в Мертвом море.
Во всех случаях ero минеральной формой
является араrонит, кристаллыI KOToporo
размером несколько микрон имеют xapaK

терную иrольчатую форму. В Мертвом
море случаи MaccoBoro осаждения связы

вают с развитием призрачных вайтиН20в

больших неправильной формы белесых пя

тен араrонитовой взвеси, внезапно по

являющихся в поверхностных водах. Вай

тинrи MepTBoro моря [605] сопрово

ждаются немедленным уменьшением KOH



(2.7)




33


Пронсхождение частиц осадочноrо материала


центрации НСО з в водной массе, что
свидетельствует об осаждении СаСО з по

средством указанной выше обратной peaK

ции (2.1). Химические данные по Персид

скому заливу отсутствуют, однако размер
и природа вайтинrов, по
видимому, указы

вают на абиоrенное выделение карбонат

Horo материала. Причиной вайтинrов было
увеличение потребления СО 2 во время пе

риодическоrо цветения диатомовых BOДO

рослей. Однако при этом возникает новая
проблема, связанная с полным OTCYT

ствием сохранившеrося араrонита в ДOH

ных осадках открытой части Персидскоrо
залива (rл. 23).
Изменение химическоrо состава xo

лодных вод Атлантики во время их прохо

ждения над обширными мелководьями Ба



(а)



Время пребывания

Соленость *
..... Изобаты Вайтинr
L..............


.......


 4r


. ...."
:;1. о'" БИ":

/
h 0'('.


Ь::
:::.
,',Б
J
\;. Океанский
\;:зык


С




30км


о. Андрос


Рис. 2.3. а, б
карты, на которых показано cpeд

нее время пребывания океанской воды на плат

форме Баrамских банок, типичные величины co

лености и рассчитанные скорости осаждения
СаСО з ; в
связь между произведением активно

стей и временем пребывания воды. Уменьшение
пересыщенности (характерной для океанских вод)
приблизительно до насыщения с увеличением
времени пребывания отчетливо указывает на
абиоrенное осаждение (по Брёккеру и Такахаси
[ 126]).


3
91


rамских банок, rде вода наrревается, Ha

rлядно иллюстрируется рис. 2.3. Обратите
внимание на увеличение солености
и уменьшение концентрации карбоната
кальция (свидетельствующее о ero осажде

нии) в направлении от Флоридскоrо про

лива через Большую Баrамскую банку. OT

метьте также приуроченность вайтинrа
именно к району таких изменений химиче

cKoro состава BOДbI. Скорость выведения
СаСО з определяется путем деления дефи

цита СаСО з на среднее время пребывания
на банках единичных объемов BOДbI. Пер

воначалъно среднее время пребывания бы

ло рассчитано на основании данных о по

ступлении из атмосферы изотопа 14С,
образовавшеrося при атомных взрывах
[126]. Средняя скорость осаждения


(6)


.......70.......... Скорость осаждения
СаСО 3 , Mr.cM
2 .roA
 1


\:\\


.......... 2


/./\'.......\
..........

........ :.


". .............. о"


2,0
. (в)


Открытый океан
1.8



о
u
C<:I
u
,:;:
с1.>
1:;
О
:r:


:s::
...
:.:
C<:I
с1.>
:s::


g


:s::
о
о..
t::


ос>
I
::) 00
::::. 1,6


:. \
о"" о
u 1,4 о
;:s


C<:I
U 1,2
<::s


1,0


о


0,8
О


300


100 200
Время пребывания сут.




34


Часть 1


СаСО з , полученная таким путем, COCTa

вляет около 50 Mr . см
 2 . rод
 1. Высказы

валось предположение, что такие измене

ния химизма свидетельствуют о некотором
абиоrенном накоплении СаСО з в этом
районе (вероятно, до 50% вcero СаСО з ).
Однако здесь возникают трудности, свя

занные с тем, что содержание 14С в aparo

ните, отобранном в вайтинrах, не COOTвeT

ствует ero концентрации в обоrащенных
14С поверхностных водах, из которых oca

ждался этот минерал. Содержание 14С
в араrоните вайтинrов было идентично об

наруженному в араrонитах со дна лаrун.
Из этоrо следует, что вайтинrи в paCCMa

триваемом районе должны в значительной
мере отража ть периодические эпизоды
вториЧН020 перехода ара20нита во взвешен

ное состояние. В разд. 2ж будет paCCMO

трен вопрос о биоrенной природе большей
части араrонита в современных Баr'амских
лаryнах.
Выше уже отмечалось, что хотя морская
вода и заметно пересыщена в отношении
араrонита, кальцита и доломита, лишь
первый из этих минералов, по
видимому,
осаждается непосредственно из морской
воды. Почему же это происходит?
В результате мноrочисленных эксп
ри

ментальных и теоретических исследований
установлено, что ионы Mg 2 + сдерживают
рост кристаллов кальц:йта. Очень тщатель

ное лабораторное изучение осаждения кар.-
бонатных минералов [75, 78] показало сле

дующее (рис. 2.4):
а) Изменение РСО 2 (при фиксированных
значениях пересыщения) не оказывает cy

щественноrо влияния на скорость выпаде

ния из раствора кальцита или араrонита.
б) Растворенный ион Mg 2 + в морской
воде не влияет на осаждение внесенной
в раствор араrонитовой взвеси.


(а)
20 о
Морская вода, лишенная
маrния О

O
О
Океан
о о I
О I
I
oQ O t I
.
0,2 0,4 0,6
Лоrарифм степени
перенасышенности кальцитом


'"
""
u

 10
:.:
u


Морская вода
.:;


.


О
О


0.8


в) Растворенный ион Mg 2 + сильно пре

пятствует осаждению кальцита.
r) Кальцит, осажденный из морской BO

дЫ на чистых кальцитовых зернах, содер.-
жит 7
10% МgСО з в составе нароста BЫ

сокомаrнезиальноrо кальцита.
д) В «морской воде», лишенной части
Mg 2 +, при содержании Mg менее 5% от
ero нормальной концентрации ион
g2+
не препятствует в ощутимой мере осажде

нию внесенной в раствор кальцитовой
взвеси. Поэтому низкомаrнезиальный
кальцит может быть устойчивым в пресно

водных условиях.
Можно привести две mпотезы, объяс

няющие такое воздействие ионов Mg 2 + на
осаждение кальцита. Соrласно первой,
ионы
g2 + действуют как поверхностный
«ЯД», который сдерживает кристаллиза

цию. Это может происходить из
за Toro,
что ионы Mg 2 + сильнее rидратируются
полярными молекулами воды по cpaBHe

нию с ионами Са 2 +. Процесс деrидрата

ции ионов
g2+ требует большей термоди

намической работы, чем процесс деrидрата

ции ионов Са 2 +, необходимых для роста
кристаллических решеток араrонита [63,
508]. Ионы
g2 + не оказывают влияния на
образование кристаллических решеток apa

rонита из
за особенностей структуры этоrо
минерала. Рост же кристаллов кальцита
затрудняется адсорбцией сильно rидратиро

ванных ионов Mg 2 +. На кристаллах apa



Рис. 2.4. Соотношение между скоростями спро

воцированноrо затравкой осаждения (в условных
единицах) и степенью пересыщения кальцита (а)
и араrонита (6) в морской воде и в «морской BO

де», лишенной маrния. Все скорости начальные.

 19 РС0 2 == 1,51, Т == 25 0 С (по Бернеру [75]).
Обратите внимание на замедление осаждения
кальцита в морской воде.


20


(б)


'"
""
8.10
о
:.:
u


О .
Океан ·
i О
I
10 .
о!..


1,0


О
О


о-----
0,2 0,4 0,6 0,8
Лоrарифм степени
перенасыщенности араrонитом




35


Происхождение частиц осадочноrо материала


rонита такая адсорбция не происходит.
Вторая rипотеза предполаrает, что BXO

ждение ионов Mg 2 + в кристаллическую
решетку кальцита, обусловливая рост BЫ

сокомаrнезиальноrо кальцита, OДHOBpeMeH

но служит причиной заметноrо увеличения
растворимости маrнезиальноrо кальцита
по сравнению с растворимостью араrони

та. Поэтому араrонит является более пред

почтительным продуктом кристаллизации.
В действительности же чистый кальцит Me

нее растворим, чем араrонит (табл. 2.2).
Влияние увеличения содержания маrния на
свободные энерrии образования кальцита
и, следовательно, на растворимость пока

зано на рис. 2.5.
Можно привеСПI доводы в пользу Toro,
что если отношение Mg: Са в морской BO

де (разд. 2в) в rеолоrическом прошлом бы

ло намноrо меньше, чем в настоящее Bpe

МЯ, то тоrда, по
видимому, должен был
осаждаться только кальцит. Это обусло

влено тем, что при таких условиях не Mor
существовать механизм задержки осажде

ния кальцита ионами маrния. Хотя трудно
привести подтверждающие данные, однако
в последнее время ряд авторов, исходя из
результатов исследования структур HeKO

торых древних домеловых оолитов (rл. 29),



 264 /0
266 /"

 /'

C!


268
 /


 Измеренная О

 270 Рассчитанная



о 0,05 0,1 0,15 0,2
СаСО з ( Са 0.8 M
 0,2 )СО з
Мольная доля Мр; СО З в твердом растворе


Рис. 2.5. Соотношение между стандартной энер

rией образования маrнезиальноrо кальцита (L\Gf)
и мольной долей МgСО з в твердом растворе.
П рисутствие маrния увеличивает растворимость.
В результате минимальная степень пересыщения,
необходимая для начала осаждения кальцита из
морской воды, становится намноrо выше степени
пересыщения, существующей в открытом океане
(по Пламмеру и Маккензи [642] и Бернеру [75]).


3*


склонны высказываться в поддержку этой
rипотезы [700].
Отсутствие осаждения доломита в MOp

ской воде, очевидно, также является след

ствием действия механизма, препятствую

щеrо такой реакции. Это обусловлено тем,
что из морской воды известноrо нам co

става доломит должен был бы осаждаться
первым ([389]; см. также rл. 29). Очень BЫ

сокая степень упорядоченности кристалли

ческой решетки доломита, по
видимому,
служит причиной исключительно медлен

Horo образования ядер кристаллизации
и малыIx скоростей роста кристаллов. По

пытки осаждения доломита в лабора

торных условиях привели к образованию
менее упорядоченных и метастабильных
маrнезиальных кальцитов, имеющих хими

ческий состав доломита; они известны под
названием протодоломитов. Действие по

BepxHocTHoro «ядю>, коrда rидратиро

ванные ионы Mg 2 + окружают растущие
слои Са 2 + крохотных ядер доломита, MO

жет сильно препятствовать росту кристал

лов так же, как и при описанном выше Me

ханизме, мешающем росту кристаллов
кальцита.
В завершение KpaTKoro обсуждения при

чин, вызывающих преимущественное хими

ческое осаждение из морской воды aparo

нита, необходимо подчеркнуть, что как
кальцит, так и доломит вследствие раз

личных причин MorYT образовываться в yc

ловиях дuazенетических поровых вод, что
будет рассмотрено ниже (rл. 29). Здесь же
мы коснулись лишь проблемы свободною
химичеСКО20 оса:ж:дения карбонатов из MO[r
ской воды.
Последний вопрос касается причин пере

сыщения мноrих поверхностных морских
вод относительно араrонита, несмотря на
то что абиоrенное осаждение этоrо мине

рала наблюдается сравнительно редко. Co

rласно современным представлениям, этот
эффект, по
видимому, является следствием
влияния орrанических компонентов, обна

руживаемых в rуминовых кислотах и фуль

вокислотах, или фосфатов, которые покры

вают в океане все потенциальные ядра
взвешенных частиц орrаническим фос

фатным монослоем, предотвращая таким
образом кристаллизацию при нормальных
концентрациях в морской воде [78]. Эти




36


Часть 1


орrанические монослои содержат opraHo

карбонатные ассоциации между карбо

натными и орrаническими КОJ.\.1Понентами,
такими, как аминокислоты, жирные кис

лоты и жирные спирты. Если иметь в виду
этот контроль, ТО в настоящее время нель

зя с определенностью сказать, каким обра

зом осуществляется осаждение в таких
районах, как Большая Баrамская банка,
Персидский залив и Мертвое море.
Сходные оболочки орrанических 'веществ
покрывают араrонит в карбонате скелетов,
предохраняя их таким образом от paCTBO

рения. В том случае, если в процессе диаrе

неза защитные орrанические оболочки
окисляются и перестают существовать,
араrонит становится доступным для pac

творения.


2е. Биоrенные карбонатные зерна. П реобла

дающая часть карбонатных частиц обра

зуется из твердых частей скелетов беспо-
звоночных известковых орrанизмов. По-
этому локальное биотическое сообщество
будет приводить к характерному скопле

нию на дне карбонатных обломков отмер-
ших Ор2ани3МО6. Степень сходства между
этим скоплением отмерших орrанизмов
и первоначальным фаунистическим сооб-
ществом отражает степень физической, хи

мической и биолоrической деструкции
и перераспределения после отмирания ор-
rанизмов. П ростота идентификации
твердых карбонатных частей орrанизмов
зависит от степени их физическоrо и хими

ческоrо разрушения. В частности, чем
меньше частица, тем сложнее найти ей Me

сто в зоолоrической классификации. Если
осадок частично литифицировался или ec

ли он преобразовался в породу, то следует
использовать методы анализа тонких шли

фов. Однако таким способом мноrие ча

стицы трудно идентифицировать, посколь

ку В шлифах они приобретают различные
очертания. Подсчитайте, к примеру, коли

чество возможных очертаний, которые бу

дут видны в срезе толстостенноrо цилин

дра (аналоrа панциря криноидеи) в случай

но выбранном направлении. Не удивитель

но, что мноrие частицы MOryT быть иден

тифицированы только на уровне их биоло

rических типов. Особенно БолышIe TPYДHO

сти возникают в том случае, если


у первоначально араrонитовой раковины
после диаrенетическоrо растворения
и переосаждения кальцита первичная
структура полностью раЗРУIШIлась. OДHa

ко следует подчеркнуть, что при опреде

ленной практике и упорстве при определе

нии фауны в шлифах можно творить
чудеса. Биостратиrрафическое расчленение
карбона, например, все в большей и боль

шей мере основывается на идентификации
видов фораминифер в шлифах!
Орrанизмы MOryT образовывать свои
твердые карбонатные скелетыI из араrони

та, низкомаrнезиальноrо и высокомаrне

зиальноrо кальцита. Некоторые из них
имеют полиминеральные раковины. П ри

чины секретирования определенных мине

ралов отдельными rруппами орrанизмов
неизвестны. Различный химический и ми

неральный составы карбонатов твердых
скелетов отчетливо определяют присущий
последним химико
минералоrический пo

тенциал сохранности.
Характер скелетных карбонатных частиц,
образовавшихся в конкретных условиях
среды (например, в условиях рифов, зали

ваемых приливами отмелей или шель

фовых песков), явно менялся в течение reo

лоrическоrо времени в соответствии
с эволюцией. Поэтому силурийское рифо

вое сообщество фауны и флоры отличается
от cOBpeMeHHoro рифовоrо сообщества
(rл. 23), хотя способы приспособляемости
и внешний облик некоторых орrанизмов,
по
видимому, изменились значительно
меньше. Одним из практических следствий
эволюции фауны и сообществ является по

этому оrромное количество типов карбо

натных частиц, с которыми петролоr имеет
дело. При дальнейшем изложении автор не
предпринимает попыток систематизиро

вать все эти этапы. На рис. 2.6 сведены
данные об основном минеральном составе
и относительной rеолоrической распро

страненности наиболее обычных карбона

тосаждающих орrанизмов. На рис. 2. 7
 2.9
показаны наиболее распространенные
типы зерен, встречающихся в современных
и древних карбонатных отложениях. Te

перь вкраще перечислим ряд моментов,
имеющих отношение к вопросу о типе ча

стиц (более детально см. в специальных ис

следованиях [383, 531, 708]). Очевидно, не




37


Происхождение частиц осадочноrо материала


К.А,А,К Во;:rоросли


К,А


ВМК А Фораминиферы


К+А


К,А,К,+ А Пелециподы


К,А,К+ К,А,К + [астроподы

 + ? К I '\ К I А,К Цефалоподы
. 1

 ВИК 1 :

вмк
К


Морские ежи


Офиуры (астероиды)


Морские лилии


К


К


I Остракоды
К+ А, К,А


Мшанки


А Д.


К Коралпы


К


Брахиоподы (замковые)


k


?А


Трилобиты
Строматопороиды


600 500


100 О
Мезозой Кайнозой


Палеозой


Рис. 2.6. Распределение и относительная значи

мость в качестве осадкообразующих KO
OHeH

тов различных типов известковых растений и жи

вотных В течение rеолоr:ическоrовремени. Толщи

на линий отражает относительную значимость
типов. К
 кальцит; ВМК
 высокомаrнезиальный
кальцит; А
араrонит (по Лоуэнстаму [525]).


следует пытаться про водить идентифика

цию фауны без обращения к стандартным
палеонтолоrическим работам.
В раковинах моллюсков наблюдается
сложное чередование кальцитовых и aparo

нитовых слоев, образующих различные
rеометрические узоры и разделяющихся на
несколько характерных микроструктурных
типов (см. [64]).
Раковины брахuопод целиком состоят из
кальцитовых (тонких первичных и толстых
вторичных) слоев, образующих фибровую
структуру. В раковинах некоторых брахио

под может встречаться третий внутренний
призматический слой. MorYT также наблю

даться каналыI' пересекающие вторичные
слои. Тканевые каналыI' расположенные
перпендикулярно стенкам раковины и за

полненные в захороненных окаменелыIx
остатках кальцитовым цементом, назы

ваются эндопорамu. Вертикальные KOHYCO

подобные отростки фибр вторичных слоев
носят название псевдопор. У ряда видов
в большом количестве встречаются иrлы
(рис. 2.8, а), и при некоторой определенной
ориентировке в шлифах невнимательный


наблюдатель может поначалу спутать их
с оолuтамu.
Скелеты кораллов, включая наружные
оста тки, пластинки, септы и др., построены
из крошечных кальцитовых (ячеистые KO

раллыI, руrоза) или араrонитовых (шести

лучевые кораллы) нитей, имеющих различ

ную ориентировку.
Раковины форамuнuфер (рис. 2.7,а)
обычно построены из кальцита и имеют
аплютинированную микроrрану лярную,
фарфоровидную, радиально
волокнистую,
иrольчатую и монокристаллическую CTPYК

туру. Морфолоrия стенок раковин фора

минифер имеет первостепенное значение
для их классификации на подотрядном
уровне.
Остатки U2ЛОКОЖUХ состоят из петле

видных кальцитовых элементов и имеют
весьма характерную поровую структуру.
Отдельные частицы остатков иrлокожих
под микроскопом при скрещенных николях
выr лядят как единичные кристаллы каль

цита. Диаrенетическое заполнение пор
кальцитовым цементом способствует KOH

сервации таких единичных кристаллов, по

этому остатки иrлокожих в известняках
при наличии опыта MorYT распознаваться
в скрещенных николях (рис. 2.8) по yraca

нию.
Известковые бенmосные водорослu имеют
разнообразную структуру. Вертикальные
ветвеобразные формы, подобные зеленой
водоросли Н alimeda и баrряной водоросли
[jthothamпioп (последняя иrрает важную
осадкообразующую роль в умеренных ши

ротах), первоначально разрушаются до ча

стиц rравийной размерности. Особенно ти

пичной является трубчатая внутренняя
структура первой из них (рис. 2.8, б). MHO

rие водоросли обладают ячеистой BHYTpeH

ней структурой. В пределах отдельных
ячеек, в их стенках или за пределами CTe

нок может наблюдаться кальцитизация.
После rибели кодиевые водоросли (напри

мер, Peпicillus; фото 1) MorYT полностью
распадаться на араrонитовые иrолочки;
последние иноrда составляют значитель

ную часть араrонитовоrо ила, обнаружи

BaeMoro на подверженных слабому дина

мическому воздействию мелководьях
в тропических и субтропических районах.
Волокнистые известковые водоросли, Ta





,38


Часть 1



 ,.. !11
 rfr

A
 ,
t. 'i _
"
MM ").... > . .....

.
..
"

[
y .. ':
 ..... ,<

.
f.
 . ' ; _ , "
i
'" ., .

... '1




.


,


'"
"


.. . '\



 ...



#


.t .-"
t






.
\ ..\ - '" ....
. . ",
, ".,..,.
.......' ,
(' ... '
,
.


.. ., ,
.. '.'"

'"

 I .
.... ,..


,.


(а!


...


ММ



 " .,.
t. · '.


'"


,


11


А""'1'






.1
;.


t'!!'" ....:Ja

9' .Ь . '.
... \;...



&f"
 '. · Z ... '
i . tJ;.
.::' .
........ ... ..
- 1 -. .. .. ·
. . ;. , .
'=-<:: .-
. .' . .
.

'. ,.., .
(1----. . ,\!,'

;:'l:'
 ;r ..
.' J
VЮ)
'. .. ..I.




-1
 . " . .
.
 ....
... . ...
.,
.:.\

 f' " : ,.\."": _. ..
-,



 . >"1 ".:t
:' .
}..r\., .,1
., .. 1а.)' '" .
.. · · т
.'
. ....
. ... ...
. :. '" .;;


..
....'


. .


'



" .-с-
А


"..


j... fб)




... .... ..
!
 J (2)


(в)


, ;.... Or1I'

 "" ... iL '
, . ..
. /1. . ,
,> ' ./. _ " ..
. .-.... ..
.. . "....-.....
'... ..,

..... ...t. .fJ1
.


I&.:
..

.
 .
.. ..
.- .

 · .. j.
.. .:., -С!.. ·
"';.

 .r: .-
А ..:L...

 _
..... :" '"'р
..
,. .... , :.
,...
.... -
.. I
..


.


/"1
j


,.


,


2мм
L..............


,


2мм
L..............




39


ПРОllсхождение частиц осадочноrо материала


кие, как Girvaпella, Garwoodia (рис. 2.8, в)
и Ortoпella, иrрают важную инкрустирую

щую роль во мноrих древних известняках,
особенно верхнепалеозойских и мезозой

ских.
И звестковые планктонные водоросли
представлены в больших количествах во
мноrих пелаrических отложениях начиная
с юры. Первоначально, при жизни, клетку
водоросли окружали мельчайшие диски
круrлой до овальной формы, называемые
кокколитами. Для кальцитовых кокколи

товых пластинок типичен максимальный
диаметр от 2 до 20 МК:М.


2ж. Имеют ли араrонитовые илы скелетное
происхождение? Несмотря на дискуссион

ность химических данных, касающихся
осаждения араrонита, является очевидным,
что накопление мель
айших араrонитовых
иrолочек в результате разрушения бен

тосных известковых водорослей может
вносить существенный вклад в накопление
араrонита на дне мноrих участков Баrам

ско
Флоридской карбонатной провинции.
Соrласно данным некоторых авторов, био

rенная природа араrонита в значительной
мере подтверждается результатами изуче

ния изотопноrо состава кислорода (СМ. об

суждение в работе [64]). Количество
Peпicillus, Н alimeda и друrих известьвыде

ляющих бентосных водорослей в типичных
лаrунах Флориды колеблется от О до 30 эк

земпляров на 1 м 2 В rод [791]. Известно
также, что широко распространенные «apa

rонитовые» илыI к западу от острова AHД

рос (Большая Баrамская банка) характери

зуются относительно большим содержа



Рис. 2.7. а
скелетные карбонатные зерна: OKa

танные скелеты моллюсков, фораминиферы, эхи

ноиды и фраrменты водорослей; б
 скелетно

пеллетный карбонатный песок. Обратите внима

ние на овоидные пеллеты, окатанные форамини

феры и rастроподы; в
rрейпстоуновая фация
с аrреrатами, построенными из микритизиро

ванных скелетных частиц и пеллет ; 2
 оолитовая
фация; обратите внимание на хорошую отсорти

рованность, а также на высокую степень отшли

фованности отдельных ооидов. Все образцы по

лучены драrированием из современных отложе

ний в районе Бимини, Баrамские банки (фотоrра

фии любезно предоставлены Р. Тиллом).


нием высокомаrнезиальноrо кальцита; это
позволяет предположить
 что источником
некоторой части материала указанных
илов служили продукты разрушения ба

rряных водорослей. Более ранние исследо

вания показали, что разрушение BOДOpOC

лей in situ может обеспечить только около
5% материала отлаrающихся араrони

товых илов. Однако недавно проведенные
работы в лаrунах Флориды и Баrамских
островов [791] навели на мысль об избы

точном накоплении водорослевь
 ОСЦДКОВ
и о том, что важной особенностью процес

са является перенос араrонита в виде язы

ков взвеси и ero переотложение в друrих
местах. Это следует иметь в виду при
оценке потоков осадочноrо материала
[607]. .


2з. Микритовые оболочки и интракласты.
При микроскопических исследованиях CKe

летных фраrментов, отобранных из карбо

натных фаций спокойных вод, часто видно,
что внешние части фраrментов покрыты
- темной коркой (рис. 2.9, a
в). Более тща

тельное изучение показывает, что у разных
фраrментов корка имеет переменные тол

щину и характер. В менее ясно Bыpa

женных корках и на внутренних rраниuах
более толсть
 корок MorYT быть видны
отдельные трубкообразные уrлубления.
Создается впечатление, что корки обра

зуются вследствие срастания таких трубок.
Последние MorYT быть полыIи или запол

ненными очень тонкозернистым араrони

том или высокомаrнезиальным кальцитом.
Тонкозернистый, иловой размерности, Kap

бона т называется микритом, однако в дpy

rих контекстах (rл. 29) этот термин обычно
оrраничивается кальцитовым микритом.
При растворении карбоната раковин раз

бавленной кислотой образуется CTyдe

нистый остаток, в котором MorYT быть BЫ

явлены различные виды сине
зеленых BO

дорослей. Поэтому было высказано пред

положение, что трубки образуются в pe

зультате деятельности сверлящих сине
зе

леных водорослей (отверстия, сделанные
растениями, также имеются
 быстро засе

ляющих все карбонатные фраrменты после
их отложения [62]. Причина осаждения
карбоната в отверстиях точно не YCTaHOB

лена, однако она может быть связана с ло

калъным повышением рН в трубках вслед





40


Часть 1


"\
,< ,
.


1""
:
; V ; ".


;1



'


. t Ь .
" ! ;,I.t ' .' '


ь


.'


,.,.:. "

.

,' '



), ;-


" " ", , "


.,


';-0.


.
h ".
. . ...
'С', .


. . . е.
f


"', '




I



' , ",1,$
. ',
 "


")-

, ;


а



:r, ,:у ..
,
 ., у{,\.
- .
J
'- .. , .. ,. ,
.' ,
 '

.
.. " :- ..."'-
d ,
 Р \ \\.. ..
.,
' 4 iO\
:.",
. I ,
 .\..
l' Ioj
 \
.... ..,,", .
 g
'.1' А ...", ,

',",
 .

'10 " .


 " " ,t"
, ,
.. ..
.
.. " ! ,. J "

 -. . .I'J .
, jI . .,
. . .... .. .. .
-* '. . "00 .
, .., . .; ...

1. . t
в . ..
.... (2
L.. ..



 -:"


....


(:


;..'. .


.
;,
'/


'"
\,






'"


....


""".


''''';',


'!.


(






(
)




41


Происхождение частиц осадочноrо материала


ствие поrлощения СО 2 соседними фото

синтезирующими водорослями или бакте

риями, усваивающими орrанические OCTaT

ки, сохранившиеся в освободившихся труб

ках. В сделанных водорослями отверстиях,
обнаруживаемых в карбонатах умеренных
широт, не отмечается какоrо
либо осажде

пия карбонатов [323] даже при пересыще

нии морской воды относительно СаСО з .
Микритовые оболочки, образующиеся за
счет покровов нитевидных водорослей, опи

саны Коблуком и Риском [462]. Внутри Ka

пилляров и на поrибших водорослях, под

нимающихся над поверхностью MopcKoro
дна, отмечается быстрое осаждение низко

маrнезиальноrо кальцита. Срастание по

rибших и отвердевших вследствие отложе

ния карбоната кальция нитей может приве

сти к образованию водорослевой микрито

вой оболочки, которая нарастает по краям
частиц, rде до этоrо образовались OTBep

стия. Затем происходит микритизация в co

ответствии с описанным выше механиз

мом, предложенным Батерстом.
При дальнейшем анализе имеющихся
данных становится очевидным, что образо

ванные сверлящими водорослями MиKpи

товые оболочки MorYT развиваться внутрь
и заполнять раковины целиком. Таким пу



Рис. 2.8. Карбонатные зерна в шлифах. а
 каль

цитовые обломки раковин брахиопод (Ь) и шипы
(s). Динантский ярус (нижний карбон) юro
запада
Шотландии; б
крупные фрarменты водоросли
Н alimeda (Н) с пеллетами, аморфными комками
и обломками фораминифер (п. Современные Kap

бонатные пески лаrуны Бимини, Баrамские банки
(коллекция Р. Тилла); в
прикрепляющиеся из

вестковые нитевидные водоросли рода Garwo

odia. Динантский ярус Нортумберлендскоrо бас

сейна, Анrлия; 2
 микритизированные скелетные
обломки моллюсков в rрейпстоуновой частице
(g) и овоидная бесструктурная пеллета (р) (в CKpe

щенных николях). Современные карбонатные пе

ски Бимини, Баrамские острова; д, е
 обломки
иrлокожих (при параллельных николях и в CKpe

щенных николях соответственно); видна xapaK

терная «точечная» структура заполненных каль

цитом пор, а также отдельные фраrменты,
ведущие себя как единичные кристаллы кальцита.
Обратите внимание на КOlщентрическое обраста

ние частиц цементом (rл. 29), оптически OДHO

родным с отдедьными зернами. Средняя юра,
район Мендипс, Анrлия. Все масштабные отрезки
соответствуют 100 мкм.


тем образую
ся аморфные комковатые ча

стицы. У них нет замысловатой раковин

ной структуры, которая в случае coxpaHe

ния свидетельствует в пользу первоначаль

Horo происхождения частиц из фраrментов
раковин [62]. В некоторых лаrунах Баrам

ских островов и Персидскоrо залива по

добные уrловатые комки составляют зна

чительную часть осадка. Такие частицы
следует относить к классу карбонатных ча

стиц, известных под названием интракла

стов. К этому классу обычно относятся
карбонатные частицы, которые были пере

работаны в бассейне отложения [266]. Ми

критовые аморфные комки, образовавшие

ся вследствие микритизации, cTporo rOBo

ря, не являются интракластами, однако их
следует включить в это понятие, поскольку
они неотличимы от истинно перерабо

танных интракластов иноrо происхожде

пия. К интракластам, таким образом, OT

носится весьма разнообразная rруппа ча

стиц. Они включают переработанные фраr

менты бичрока (rл. 29), обломки xapд

rраунда (<<твердоrо дню>; rл. 29), rрейп

стоуны (разд. 2л), более древние литифици

рованные карбонатные частицы, а также
аморфные комки скелетноrо происхожде

ния. Однако читатель должен обратить
внимание на то, что даже самых незначи

тельных следов остаточной скелетной
структуры в аморфных комках достаточно
для Toro, чтобы классифицировать ча

стицы ка!\. скелетные обломки. Для надеж

Horo отождествления карбонатных корок
с микритовыми оболочками и ответа на
вопрос: «Может ли быть корка BOДOpOC

левым покровом?»
необходимы тща

тельные наблюдения и терпеливые размы

шления. А как же иначе можно установить
различия?


28. Пеллеты 8 пеЛО8ДЫ. В тихих лаrунах
с араrонитовым илом на дне большое KO

личество моллюсков (rлавным образом ra

стропод и двустворок), червей и paKO

образных пропускают через себя обоrа

щенные орrаническим веществом илыI для
Toro, чтобы извлечь необходимые пита

тельные вещества. Использованный ил BЫ

брасывается в виде яйцеобразных фе

кальных пеллет размером от 0,1 до 3 мм
в длину и от 0,05 до 1 мм в ширину. Вели





42


Часть 1


"....1 <.
.' .1::. ""
--,,".
.

..!"


..'


,,'



.. '


(а)
0.':180.


" :



.'


.
,


.,
..

 .


.. ,>


(8)


,


. '.


;',;:
 '.,<


(ж)


. '
' :11.;, :


..'


:0. ,I{II' .....


,



.


..... "


..... "


'\
:".'


_'


";


.М',"







';'.


(б)


(с> )


,.
1
, ',L'


(е


....


(3)


....... .


. 1


,..
. -"... ...
 '"
. ; ..
:, '""".
..
".....


,'(



,
< .


"
......


t

.fI«\,


.


.


L


'f.. ":
j


,,



.........


..........,


, .




С,


,
t
 '-6


r'""""""""1


'"


*..

.


:{.


.."


" ...


..


"






,



so



:.


'J


,


"








43


Ilроисхождение частиц осадочноrо материала


чины отношения длины к ширине находят

ся в пределах от 1,5 до 3. В разрезе пел

леты темные, тонкодисперсные и бесструк

турные (рис. 2.7, б, 2.8,2). Они содержат
мноrо орrаническоrо вещества и являются
мяrкими, пока свежие. Более старые пел

леты достаточно твердые, что, вероятно,
обусловлено быстрым осаждением карбо

натов между. мельчайшими фраrментами.
Разнос араrонитовоrо ила может приво

дить к формированию пеллетных песчаных
отложений, подобных тем, которые BCTpe

чаются в Персидском заливе (rл. 23).
В древних карбонатных породах фе

калъные пеллеты с большим трудом мож

НО отличить от отшлифованных аморфных
комков, образовавшихся при микритиза

ции раковин и друrих процессах, включая
и полную микритизацию оолитов. По этой
причине для обозначения любой бесструк

турной яйцеобразной микритовой частицы,
до тех пор пока ее rенезис в ходе друrих
наблюдений не будет точно установлен,
лучше Bcero использовать термин пелоuд.


2к. ООЛИТЫ. Ни одна друrая карбонатная
частица не привлекает большеrо внимания
седиментолоrов, чем скромный оолит.
Имеются буквально сотни работ, посвя



Рис. 2.9. Карбонатные зерна в шлифах. а,
6
 фраrмент раковины моллюска с хорошо раз

витыми водорослевыми отверстиями при парал

лельных николях (а) и в скрещенных николях (6);
в
 фраrмент раковины моллюска с хорошо раз

витой микритовой оболочкой, образованной
сросшимися и заполненными водорослевыми OT

верстиями; 2
интракласт, состоящий из крупно

ro аморфноrо комка и сцементированных по

средством микритизации пелоидов. Динантский
ярус Нортумберлендскоrо бассейна. Анrлия; д,
e
COBpeMeHHыe ооиды при параллельных (g) и
в скрещенных (е) николях. Обратите внимание на
оболочечный ооид с пеллетовым ядром (80)
и псевдоодноосные сечения; ж
 ооид крупным
планом. Видны тонкие слои и более темные
участки орrаническоrо клейкоrо вещества и BOДO

рослевых отверстий; з
 древний оболочечный
ооид с пеллетным ядром и радиальной CTPYKTY

рой внешнеrо слоя. Динантский ярус Нортумбер

лендскоrо бассейна, Анrлия. Все масштабные OT

резки соответствуют 100 мкм. Образцы a
в,
ж
получены из современных карбонатов района ла

rуны Бимини, Баrамские острова (коллекция
Р. Тилла).


щенных различным аспектам происхожде

ния и диаrенеза оолитов. В этом разделе
мы сконцентрируем внимание на
происхождении современных оолитов,
а обсуждение запутанной проблемы их
диаrенеза отложим до rл. 29. оолитыI
представляют собой сферические или слеr

ка яйцеобразные окруrлые карбонатные
частицы, обладающие ядром из обломоч

Horo материала и имеющие концентриче

скую слоистую оболочку (рис. 2.7,2, 2.9 д,
е) из тонкодисперсноrо араrонита или BЫ

сокомаrнезиальноrо кальцита, часто
с большим количеством тонких орrаниче

ских клейких водорослевых слоев. Они
встречаются в комплексах песчаных rряд
и дюн областей сильных приливных тече

ний (rл. 23) или в отложениях пляжей ли

торали или мелководной сублиторали.
Диаметр ооидов изменяется в пределах от
0,1 до 1,5 мм. Коrда оболочка очень тонка
и содержит один или два тонких араrони

товых слоя, rоворят, что это ооид в форме
оболочки (sиperficial). Обычно отдельные
араrонитовые слои имеют толщину до
1 О мкм. Во мноrих шлифах неизмененных
араrонитовых ООИДОВ в скрещенных нико

лях наблюдается псевдоодноосная отрица

тельная фиryра. Это означает, что в дaH

ном случае преобладающей ориентировкой
араrонитовых кристаллов является та, при
которой кристаллыI своими с
осями распо

ложены танrенциально к поверхности оои

да. Сказанное подтверждается peHTreHoB

ским и электронно
микроскопическим aHa

лизами. Электронно
микроскопическими
исследованиями установлено, что араrони

товые кристаллыI имеют форму иrоль

чатых частиц длиной 1
2 мкм с упло

щенными конечными rранями (см., напри

мер, [521 ]). Некоторые оолиты, особенно
из Большоrо Соленоrо озера (США) [329,
431, 700], характеризуются ориrинальной
радиальной араrонитовой микрострукту

рой, а также наличием каких
то неориенти

рованных qешуек, которыми MorYT быть
обоrащены rлинистые минералыI. В Пер--
.сидском заливе в оолитах из областей
сильноrо волновоrо воздействия наблю

дается хорошо выраженное концентриче

ское расположение отдельных араrони

товых иrолочек, тоrда как в оолитах из бо

лее защищенных от волновоrо воздействия
районов араrонитовые иrолочки имеют pa





44


Часть 1


диальную ориентировку и менее плотную
упаковку [521].
Что касается без конца обсуждаемоrо
вопроса о происхождении оолитов, то мы
можем быть уверены, что в областях силь

Horo волновоrо воздействия каким
то
образом стимулируется рост араrонитовых
кристаллов по касательной к поверхности
оолит
 тоrда как в областях слабоrо BO

лновоrо воздействия (Большое Соленое
озеро, лаrуна Мадре, закрытые от ВОЛНО

Boro воздействия районы Персидскоrо за

лива) происходит радиальный рост кри

сталлов. Осаждение чередующихся ооли

товых карбонатных и орrанических слоев
BOKpyr сферу л в лабораторных условиях
наблюдается при высокой КOlщентрации
орrаническоrо BeLЦecTBa в виде rYMaToB и
в том случае, коrда BOKpyr подходяIЦИХ
ядер MorYT образоваться орrанические
мембраны [195, 252, 801]. Полученные
в ходе эксперимента карбонатные слои
представлены араrонитовыми кристалла

МИ, растуIЦИМИ радиально при «спо

койных» лабораторных условиях; после
перемешивания они приобретают TaHreH

циальное расположение. Возможно, что
араrонитовые кристаллы при их зарожде

нии в орrанической массе ооида растут
в радиальном направлении, подобно тому
как это происходит при непрерывном po

сте. любой кристаллической структуры от
твердой поверхности. В условиях ВОЛНОВО

ro воздействия такая радиальная структура
под влиянием турбулентности и периоди

ческоrо истирания, по
видимому, будет ви

доизменяться в структуру танrенциальную,
концентрическую. Как предположил Cop

би, по аналоrии со снежным комом иrоль

чатые кристаллы араrонита попросту Ha

липают на внешнюю поверхность ооида
при ero перекатывании. Однако с механиз

мом «снежноrо кома» трудно соrласиться,
поскольку отсутствуют доказательства Ha

личия клейкой сцеПЛЯЮLЦей основы на
внешней поверхности rладкоrо полирован

Horo ооида.
Большой проблемой остается источник
араrонитовых иrолочек, поскольку трудно
себе представить наличие столь крошечных
кристалликов в составе наносов, влекомых
по дну под действием таких высокоэнерrе

тических водных масс, какими являются


приливно
отливные потоки над оолитовы

ми отмелями. Одним из возможных путей
решения этой проблемы моrлр бы быть
выяснение Toro, не находятся ли оолиты
значительную часть времени в прибрежной
полосе внутри движущихся донных образо

ваний, таких, как песчаные волны, дюны,
знаки ряби [195]. Здесь, по
видимому, фор

мируются орraнические оболочки, которые
инициируют рост из поровых вод между
оолитовыми частицами тонких слоев pa

диально расположенных кристаллов aparo

нита. Дальнейшее попадание частиц в тyp

булентный слой потока наносов приводит,
очевидно, к механическому упорядочению
араrонитовых иrолочек в танrенциальном
направлении или стимулирует тaHreH

циальный рост кристаллов. В спокойных
водах у оолитов, вероятно, будет coxpa

няться радиальная структура. Развитие че

редующихся концентрических слоев можно
объяснить периодическими переносом
и захоронением.
В противоположность вышеуказанному
можно отметить, что во время успешных
лабораторных экспериментов с бикарбо

натными растворами Дилмен [201] полу

чил танrенциально ориентированные
оолиты типа баrамских. Периодическое
перемешивание приводило к тому, что BO

Kpyr ядер осаждались иrольчатые кри

сталлыl араrонита вследствие процесс

аналоrичноrо наблюдаемому при образо

вании кристаллов за счет столкновения
однотипных частиц. При дальнейшем пере

мешивании rрани иrольча тых кристаллов
араrонита становились хорошо OKaTaHHЫ

ми, а поверхности ооидов хорошо отполи

ровывались. Танrенциальные араrонитовые
кристаллы удержи вались вместе под дей

ствием обычных сил связи. Эти интересные
результаты хорошо соответствуют тому,
что наблюдается в действительности, будь
то свойства природныx ООИДОВ или физи

ческая среда их образования. В экспери

ментальных образцах, полученных из про

стых бикарбонатных растворов, клейкие
слои, имеЮIЦИеся в природных ооидах,
отсутствовали. Нет сомнений в том, что
эти слои должны формироваться во Bpe

мя периодов, коrда ооиды не растут
и покрываются слизью сине
зеленых
водорослей.




45


Ilроисхождение частиц осадочноrо материала


2л. rрейпстоуны. Значительные простран

ства Баrамских банок покрыты частицами,
представляющими собой сцементиро

ванные arpera ты более мелких частиц
(обломков раковин, ооидов, пеллет) и по
внешнему виду напоминающими микро

скопические rроздья виноrрада (рис. 2.7, в).
Интенсивная микритизация заполненных
водорослевых отверстий обычно зату

шевывает любую первоначальную BHY

треннюю структуру частиц. Полаrают, что
цементация посредством микритовоrо apa

rонита и интенсивная микритизация OTpa

жают форму роста в пределах мата, обра

зуемоrо сине
зелеными водорослями ниже
приливной зоны (rл. 23). Мат обеспечивает
устойчивость подстилающих ero осадков
к приливным и волновым воздействиям.
В дальнейшем при периодическом «раз

ламывании» матов во время штормов
образуются аrреrаты rрейпстоунов. Поэто

му rрейпстоуны, вне всякоrо сомнения, OT

носятся к типу интракластов, что следует
из данноrо выше определения.


2м. ПОЛИI'енетичные карбонатные зерна.
Мы рассмотрели пять основных типов co

временных карбонатных зерен: иrольчатые
кристаллы а раrонита, скелетные фраr

менты, оолиты, пелоиды и интракластыI.
Последние четыре типа частиц часто назы

вают аллохемамu в противоположность
араrониту, осажденному (предположитель

но) непосредственно химическим абио

rенным путем. Иrольчатые кристаллики
араrонита по своим размерам аналоrичны
частицам rлинистыIx минералов, слаrаю

щих кластические илы, тоrда как аллохемы
представлены частицами алевритовой, пес

чаной и rравийной размерности (rл. 4). Bы

ше мы видели, что иrольчатые кристаллы
араrонита MorYT быть осаждены химиче

ским путем (т. е. являться хемоrенными)
или иметь водорослевое происхождение,
а просверленные и микритизованные ча

стицы MorYT превраща ться в аморфные
комки. Окатанные аморфные комки CKe

летноrо происхождения, микритизованные
оолитыI и фекальные пеллетыI не всеrда
четко отличаются друr от друrа, и во мнo

rих случаях их следует относить к единой
rруппе пелоидов. Наш вывод прост:
образцы частиц данноrо типа MorYT иметь


совершенно различное происхождение, т. е.
эти частицы являются полuzенеmuчнымu.


2н. Медководные карбонаты умереннOI'О по..
вса. Среди карбонатов YMepeHHoro пояса
отсутствуют оолитовые, интракластовые
и пеллетные аллохемы, а также BOДOpOC

левые и коралловые карбонаты, которые
характерны для тепловодных районов
[499]. П росверленные водорослями отвер.-
стия в карбонатах YMepeHHoro пояса, по

видимому, остаются незаполненными; по

этому для них не характерны микритовые
оболочки. Это является одной из причин
сохранности в подобных карбонатах CKe

летноrо араrонита. Такие фактыI, как OT

сутствие в умеренных широтах указанных
выше аллохем и заполнения пор, а также
широкое развитие процесса растворения
раковин [3], очевидно, отражают меньшую
степень пересыщенности морской воды
или даже ее недосыщенность карбонатом
кальция.


20. Растворение СаСО з в I'дубинах океана.
На карте распределения содержания
СаСО з в донных осадках Мировоrо океана
(рис. 2.1) видно значительное сходство pac

пространения пелаrических кокколитовых
и фораминиферовых карбонатных илов
с положением осевых зон и фланrов си

стемы срединно
океанических хребтов. Дe

тальное картирование показывает, что ни

же r лубины около 5 км В А т лантическом
океане и около 3,5 км в Тихом океане кар.-
бонатные осадки встречаются редко. Такое
распределение лишь частично зависит от
столь необычноrо свойства СаСО з , как
большая растворимость в холодных водах,
нежели в теплыI.. С rлубиной температура
океанской воды вначале уменьшается
очень быстро до значения около 5 0 С на
rлубине порядка 1000 м, а затем уменьше

ние идет медленнее до тех пор, пока темпе

ра тура не достиrнет cBoero минимума, paB

Horo приблизительно 2 0 С. Более важное
значение имеет увеличение с rлубиной дa

вления, которое является причиной роста
РСО 2 и отсюда
 понижения рН. Оба YKa

занных эффекта приводят к тому, что
с увеличением r лубины уменьшается пере

сыщенность морской воды карбонатом
кальция. Араrонит
более растворимая




46


Часть 1


форма карбоната кальция. С rлубиной He

досыщенность им достиrается значительно
быстрее по сравнению с кальцитом. В Ти

хом океане rлубина недосыщенности apa

rонитом появляется на rлубине около
500 м, в Атлантическом
около 2000 м
(рис. 2.10). Поэтому пелаrические opra

низмы с араrонитовыми скелетами, такие,
как птероподы (rруппа мельчайших racTpo

под), в значительно большей мере подвер.-
жены растворению по сравнению с KOKKO

литами, имеющими кальцитовый состав.
В Тихом океане недосыщенность кальци

том достиrается на rлубинах между 400
и 3500 м, в Атлантическом океане
между
4000 и 5000 м (рис. 2.10). Зоны, rде Ha

чинается недосыщенность морской воды
по отношению к араrониту ИJПI кальциту,
называют 2лубuнамu карбонатНО20 Hacы

щенuя (rкH). Сохранность остатков opra

низмов с кальцитовыми скелетами ниже
rKH зависит от cKopocrn осаждения ча

стиц и cKopocrn растворения СаСО з . По

'Этому скорость растворения частично
определяется и размером скелетов.
Важным фактором может быть, кроме TO

ro, сдерживание растворения адсорбиро

ванными молекулами (см. ниже).
РазJПIЧИЯ в rлубинах карбонатноrо Hacы

щения в разных океанах в значительной
мере зависят от величины рН. Воды Тихо

ro океана содержат намноrо больше opra



нических остатков по сравнению с водами
А тлантическоrо океана. При окислении
остатков образуются ионы Н +, часть KO

торых расходуется в приведенных выше
буферных реакциях (2.3) и (2.4). Небольшое
КОJПIчестiю ионов Н + В этих реакциях не
компенсируется, в результате кислотность
rлубинных БОД возрастает. Это явление
служит причиной Toro, что карбонат каль

ция растворяется в большей мере и поэто

му В меньшей степени обоrащает осадки
Тихоrо океана по сравнению с осадками
Атлантическоrо океана. Как показаJПI pac

четыI' около 80% СаСО з , продуцируемоrо
планктонными орrанизмами в фотическом
слое океанских вод, разрушается вслед

ствие растворения.
Помимо rлубины карбонатноrо насыще

ния следует также опредеJПIТЬ поняrnе кри

тической rлубины
 rлубины, при которой
океанские карбонатные донные осадки
подверrаются растворению!. rлубина, на


1 В отечественной литературе критической
называют rлубину, на которой содержание
СаСО з в донных осадках с ростом rлубины сни

жается до менее 1 O%.
 П рим. перев.


Рис. 2.10. Зависимость степени насыщенности
араrонита и кальцита от rлубины в Тихом и AT

лантическом океанах (по Брёккеру [125]). Обсу

ждение см. в тексте.


о
rP" О
В [][] а [] []
 [] [] []'Ъ[] [] [] [] ..
[]Н [] . [] . []
[] [][] []I i
e "" . .
[] [] [] . Араrонит .
IC [][] , [tJ .
[] . . Кальцит
[] 'С[] J [][]I []
2 []ID 2 .
.
[][] .1 []1 [] ·

 3 [][]I:] ::Е
[] .:1 :<:3 [] [] I ·
'" \ [] .
'" а9
:I: :I:
== [] == []
, . .

4 8 [] I 10
[]. . >'4
l:: . l::
[]ID[] [] [] 9 .
[] . I
[] . 5 [] I
.
[][] []. I .
Атлантический [][][]. I
6 [] океан . 6 [] Атлантический океан .
Тихий океан [] Тихий океан []
[] .
7
0,3 0,4 0,50,6 0,8 1,0 2,0 3,0 4,0 5,0
Степень насыщенности арarонитом




47


Происхождение частиц осадочноrо материала


которой, соrласно данным микроскопиче

ских исследований, резко ускоряется pac

творение раковин, называется ЛUЗОКЛUНОМ
[69]. rлубина, на которой СаСО з исчезает
из донных осадков, называется KOMпeHca

ЦUОННОЙ 2лубuной карбонаmонакопленuя 1.
Как лизоклин, так и компенсационная
rлубина расположены ниже rлубины кар--
бонатноrо насыщения и, следовательно,
находятся в пределах зоны недосышенно

сти. Растворение СаСО з резко ускоряется
на критической ступени недосыщенности,
которая зависит от концентрации орrани

ческоrо вешества и фосфатов в rлубинных
океанских водах. Адсорбированные фос

фа ты и орrаническое вещество действуют
как инrибиторы растворения [1 50]. По

следнее не ускоряется до тех пор, пока эти
вещества в rлубинных водах не будут yдa

лены с карбонатных частиц [76, 588, 811].


2п. Выводы. Поверхностные субтропиче

ские океанские воды являются пересы

щенными относительно кальцита, араrони

та и доломита, однако мешающие кинети

ческие факторы оrраничивают осаждение
карбонатов. Поэтому большинство карбо

натных частиц в мелководных тропических
районах прямо или косвенно имеет биоло

rическое происхождение и состоит из Haxo

дящихся в переменных соотношениях каль

цита, высокомаrнезиальноrо кальцита
и араrонита. В океанах на больших rлуби

нах происходит растворение карбонатов.
Это вызвано уменьшением с rлубиной co

держания адсорбированных компонентов
в зоне недосыщенности СаСО з . Поэтому
и здесь карбонатное равновесие опреде

ляется преимущественно кинетическими
эффектами.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Изложение основ физической химии морской
воды, а также описание карбонатных реакций
в морской воде можно найти в книrах Брёккера
[125], Краускопфа [475] и Батерста [64]. Более


1 Понятие было введено Мерреем иРенаром
в 1891 r. и принято до сих пор. Компенсацион

ной называют rлубину, на которой скорость по

ступления карбонатноrо материала равна CKO

рости ero растворения.
 П рим. перев.


rлубоко эти вопросы рассмотрены Берне ром
[74]. В книrе Батерста [64] имеются прекрасные
описания и иллюстрации основных типов кар.-
бонатных зерен. Детально состав скелетов
и структуры беспозвоночных описаны rоровит

цем и Поттером [383], а также Маевски [531].
Работа lllолле [709] представляет собой PYKO

водство (с цветными иллюстрациями) по COCTa

ву карбонатных пород, их структуре, пористо

сти И составу цемента.


Приложение 2.1


Методики окраlUивания
и получения пленок


Кальцит, железистый кальцит, доломит и желе

зистый доломит MorYT быть определены по

средством следующей методики, основанной на
изучении либо непокрытыIx шлифов, либо OT

шлифованных брусков, подrотовленных для из

rотовления ацетатных пленок.
Растворите 1 r ализарина KpacHoro
C и 5 r
феррицианида в 1 л 0,2%
ной НСl (смешайте
998 мл дucтиллироваююй воды с 2 мл KoнцeH

трированной кислоты). Имейте в виду, что
этот краситель сохраняет свою активность
лишь в течение примерно одних суток. Протра

вите непокрытый шлиф или отшлифованный
брусок в 2%
ной НС) в течение 20 с. Немедлен

но промойте ero в дистиллированной воде. По

rрузите шлиф или брусок в окрашивающий pac

твор на 4 мин. Извлеките препарат из раствора
и аккуратно промойте дистиллированной водой.
Прежде чем покрывать препарат, дайте ему BЫ

сохнуть. Мноrие специалисты считают по

лезным окрашивать лишь половину шлифа, по

скольку окрашивание может скрыть от наблю

дателя и сделать непонятными некоторые мел

кие петроrрафические детали. С помощью при

веденной методики кальцит окрашивается
в розовый цвет. Изменение окраски в последо

вательности розовая
розовато
лиловая
пур.-
пурная
синяя свидетельствует об увеличении
концентрации Fe 2 + до примерно 5% (подробно

сти см. В работе [506]). Доломит не окраши

вается (не спутайте ero с кварцем !), железистый
доломит окрашивается в бирюзовый цвет.
Высокомаrнезиальный кальцит в COBpe

менных карбонатах в основном окрашивают
с использованием раствора 0,5 r желтоrо peaK

тива Клэйтона, 4 r NaOH и 2 r ЭДТА 1 в 500 мл
дистиллированной воды, а также фиксажа
20%

Horo раствора NaOH. Образец в течение 20 с
протравливается в 5%
ной уксусной кислоте, BЫ



1 Этилендиаминтетрауксуснокислый натрий
(трилон Б).
Прим. перев.




.UJ


Часть 1


сушивается и поrружается на 20 мин в окраurn

вающий раствор. После высушивания на возду

хе образцы на 30 с поrружают в фиксаж,
а затем окончательно высушиваются и далее
поll. ры ваются пленкой. Высокомаrнезиальный
ка:IЬЦИТ окрашивается в цвета от KpacHoro до
светло
розовоrо.
Араroнит в современных карбонатах можно
окрасить с помощью раствора Файrла. Добавь

те 1 r Ag 2 S0 4 в раствор t 1,8 r MnS0 4 .7H 2 0
в 100 мл дистиллированной воды. Доведите до
кипения. Охладите. Взвесь отфильтруйте и дo

бавь те две капли разбавленноrо раствора
NaOH. Через 1
2 ч образовавшийся осадок OT

фильтруйте, раствор храните в темной посуде.
Араrонит окрашивается в черный цвет, в то Bpe

мя как кальцит и доломит не окрашиваются.
Пленки делают на сырых окрашенных поверх

ностях или на сухих поверхностях HeOKpa

шеиных отшлифованных брусков. Поверхность


з


бруска (отшлифованную карборундовым по

рошком с размером зерен не менее 1 /600 дюй

ма) поrружают в ацетон, смоченный брусок BЫ

нимают и, начиная с одноrо из уrлов бруска,
аккуратно раскатывают по поверхности слой
тонкой ацетатной пленки. Наклон бруска обус

ловливает вытекание из Hero избытка ацетона
еще до фиксации ацетата. Однако не следует дo

пускать, чтобы до фиксации ацетон на поверх

ности бруска испарился. Отставьте брусок
в сторону на 1 О мин, за тем снимите пленку.
В этом случае получается идеальная репродук

ция известняка (и ero окраски). Этот метод COBe

туем применять начинающим. Если овладеть
методикой, то можно достичь очень высокой
производительности. Полученные пленки х рани

те зажатыми между стеклянными пластинками,
скрепленными по краям защитной липкой плен

кой. Первоначальное хранение пленки под rpy

зом предотвратит ее скручивание.


Эвапориты, биоrенный кремнезем, фосфаты


За. Эвапориты. В процессе выпаривания из
природных вод осаждаются соли, назы

ваемые эвапоритами. rлавные минералыI
эвапоритов приведены в табл. 3.1. В этом
разделе мы сконцентрируем внимание на
морских эвапоритах, осадивIIШXСЯ из за

стойных масс рассолов MopcKoro происхо

ждения. Дополнительные сведения, касаю

щиеся диаrенетических эвапоритов и эва



поритовых фаций, можно найти в rл. 16,
23, 26 и 30.
Обычная морская вода представляет co

бой раствор, не насыщенный по отноше

нию ко всем эвапоритовым солям
(табл. 3.1). Обратите внимание на то, что
в морской воде rаmп более далек от Hacы

щения по сравнению с rипсом, поэтому
любое выпаривание приведет к тому, что


Таблица 3.1. Химический состав и выборочные значения произведений активностей ио

нов (IAP) и произведений растворимости (К) дЛЯ растворов rалита, rипса и анrидрита
в морской воде [74]


Минерал Формула IAP К
rалит NaCl 0,12 38
rипс CaS0 4 .2H 2 O 4,6.10
 6 2,5 .10
 5
Анrидрит CaS04 4,6 . 1 О
 6 4,2 . 1 О
 5
Сильвии КСI
Карналлит КМgСl з .6Н 2 О
Полиrалит K2MgCa2(S04)4.2H20




49


Ilроисхождение частиц осадочноrо материала


rипс начнет выпадать из раствора раньше
rалита. В наибольшей степени недосыщает
морскую воду совокупность солей калия,
которые осаждаются последними из силь

но концентрированных рассолов. На
рис. 3.1 схематически показана последова

тельность солей, которые выпадали бы при
возрастающей степени концентрации MOp

ской воды за счет испарения. На рис. 3.2
видно, что идеальная последовательность
солей, выпадающих из морской воды, He

сколько отличается от реальных последо

вательностей, набшодаемых в эвапори

товых отложениях rеолоrическоrо прошло

ro. При сравнении с лабораторными про

дуктами в последних отмечается повышен

ная доля CaS0 4 и пониженная
сульфатов
натрия и маrния. Обеднение маrнием co

провождается доломитизацией и осажде

нием rлинистых минералов. При просачи

вании рапы на завершающих стадиях
процесса концентрирования рассолов про

исходят важные метасоматические явления.
Кроме Toro, приток морской воды может




Компоненты




1'
морской ::; Кристаллизация солей при
воды

0/.. Соли 8 вы паривании морской воды
0,12 СаСО)

 Кальцит
1,27 Ca50



 rипс

с полиrалит
27,2 NaC
 ; rалит
" Эпсомит ,
0,09 NaBr
 о


 каинит ,

2,25 MgSO"
 ('>
 СИЛl>ВИН
>
0,74 ксе

1-
 Карналлит


3,35 Мя се 2 g '1.
 Бишофит
L.............. Бора с о.., Бора]
от ты N llоды
 маrния


35,1
 1::
Плотность 1 О
рассола '
Эвапорито

вые зоны


1,2


1.3


1,4


1.1


Рис. 3.1. Изменение объема образующеrося pac

сола, ero плотности и типа осаждаюIЦИХСЯ солей
при выпаривании морской воды (по Валяшко
[836]).
быть причиной растворения и переосажде

ния.
Непосредственноrо осаждения анrидрита
из морской воды никоrда не набшодалось.
Константа равновесия реакции


CaS0 4 .2H20
 CaS0 4 + 2Н 2 О
rипс анrидрит



91


определяется активностью воды (а 2 н 2 О)
и позволяет на основании экспер
ен

тальных данных установить поля устойчи

вости rипса и анrидрита (рис. 3.3). В очень
соленых рассолах rипс все же осаждается,
однако здесь он является метастабильной
фазой и может впоследствии перейти в aH

rидрит. Этот процесс наблюдается в себ

ховых эвапоритах (rл. 23, 30), однако


(а)
Бишофит "\>
\\\\
 :.:;.


.: С\\'.



MgSO /





(6)


(в)


[злит





:

 .
:
:;




/
::




} . !/ . .
. .
:. . ::
 .








 Из
еЕт-!.l!!
I!
J!О
.
МИ-Т..


Рис. 3.2. Сравнение разрезов осаждаюIЦИХСЯ co

лей. а
экспериментальное выпаривание морской
воды; б
разрез цехштейновых эвапоритов Фрr;
в
cpeДHee для друrих мноrочисленных раз
зов
морских эвапоритов (по Борхерту и Мюиру L97]).


структурные данные заставляют coмнe

ваться в возможности осуществления здесь
первичноrо осаждения. Как будет показано
в rл. 30, rипс при захоронении rлубже чем
на 1 км становится нестабильным и пере

ходит в анrидрит.
В течение долrоrо времени считалось,
что простой концентрации солей в мор.-
ской воде за счет испарения недостаточно
для образования толщ эвапоритов, набшо

даемых в rеолоrических разрезах. Напри

мер, из расчетов следует, что при полном
выпаривании вод Мировоrо океана обра

зуется слой эвапоритов со средней мощ

ностью, составляющей лишь 60 м. Мощ

ность же некоторых древних эвапоритовых
толщ с большой площадью распростране

ния достиrает 1 км. Основные периоды
образования эвапоритов, по всей вероятно

сти, оказывают резкое кра тк:осрочное воз

действие на уровень солености морской BO

дЫ до тех пор, пока снова не будет
достиrнуто устойчивое состояние. Общий
объем солей в Мировом океане составляет




50


Часть 1


примерно 2,2.107 км З [97]. Эвапориты
Цехштейновоrо моря, располаrавшеrося
в пермский период на территории COBpe

менной Северо
Западной Европы, имеют
общий объем около 2,4. 106 км З , т. е. COCTa

вляют около 10% общих запасов солей
в океанах!
П ростейшей моделью субаквальноrо
образования эвапоритов является мелко

водный, отделенный от моря валом бассейн
(рис. 23.28), в котором испарение происхо

дит в полуизолированных от моря усло

виях С ПОПОJШением МОРСКОЙ водой через
УЗКИЙ входной пороr ИJПI преrраду. При
этом степень концентрации рассолов по

степенно увеличивается, а за тем происхо

дит последовательная кристаЛJПIзация раз

личных солей. На rлубине может наблю

даться обратный поток рассолов в мор.-
ской резервуар, так что рассолыI в течение
ДJПIтельноrо периода MOryT иметь опреде

ленную концентрацию. Таким путем воз

можно накопление весьма мощных толщ
сульфатов и хлоридов. Эвапоритовые
циклы, в достаточной мере приближаю



80


u 60
о


u
<tI
Z


'"



40




1\/ Начальное осаждение

 rипса


20


о


2


4


8


6


10


Степень концентрации морской воды


Рис. 3.3. Фазовая диаrрамма, показывающая по

ля устойчивости rипса и анrидрита при раз

личных температурах рассола и степени KOHцeH

трации морской воды (по данным Харди [338],
пересчитанным в единицы концентрации (исходя
из ан 2 о) Блэттом и др. [85]).


щиеся к «идеальному» циклу (рис. 3.2, а),
возникают тоrда, коrда рассолыI бассейна
выпариваются ПОJШОСТЬЮ. В отделенных
от моря валами бассейнах следует ожидать
изменений в составе эвапоритов. Это обус

ловлено тем, что из поступающей морской
воды по мере ее распространения через по



por в направлении к мелководным частям
бассейна в первую очередь будет осаж

даться rипс, а затем rалит. Субаквальные
эвапоритовые фации рассматриваются ни

же, в rл. 23.
Следующий вопрос касается наJПIЧИЯ Ha

блюдаемых во мноrих древних эвапоритах
мелкомасштабных ритмов
 от МИЛJПIме

TpOBblX до сантиметровых. Такие ритмы


lCM






.
.
"""


..-



_.. .... t '



....

.


.......



..
.. :'--::



 ,


. < -,
" .........' . ,_...... .

""' ....:."'. 'O
 :?'
.,...;..... .:" ";""'
 ::" с -:

 ..


--..




,

...


.." ,

 :----:.;
.
 };


\'1"'" .,4._ ,..""....
",'
-....




.......... . <0>.


рис. 3.4. Субаквальные эвапоритовые отложе

ния: ленточная анrидрит
доломитовая rлина из
верхнеюрской формации Хит в Саудовской Apa

вии. Обратите внимание на переработанный лен

точный обломок в верхней части образца.


MorYT быть представлены чередованием
а) доломита и анrидрита + кластическая
rJПIна (рис. 3.4), б) rJПIНЫ, доломита и
анrидрита + rаJПIТ, в) rаJПIта + сильвин
и ка рналJПIТ.
rлинистыIe прослои в типах (а) и (б) интер

претируются как продукты привноса кла

стическоrо материала во время сезонов дo

ждей. Поступающие воды распресняют
рассолы, и это наряду с воздействием более
низких температур воздуха приводит либо
к перерыву в осаждении эвапоритов, либо
к осаждению фаз, более близких к насыще

нию. Поэтому, если принять такую схему,
можно rоворить о rодовых слоях [681].
Очень высокие скорости отложения в COBpe

менных выпариваюlЦИXСЯ рассолах
(10
50 мм в rод для rалита) значительно
превышают любую разумную скорость по

rружения земной коры. Они подтверждают
точку зрения, соrласно которой накопление
мощных толщ солей в древних бассейнах, по
всей вероятности, происходило в первона

чально относительно rлубоких заПОJШенных




51


I1роисхождение частиц осадочноrо материала


рассолом водоемах (не менее 1 км для перм

CKoro Цехштейновоrо моря).


3б. БИOl'енный кремнезем. Основная часть
кремнистых зерен поступает на дно океана
после rибели радиолярий идиатомей,
в больших количествах живущих в фотиче

ском слое океанских вод и использующих
кремнезем для построения своих панцирей.
Морская вода представляет собой раствор,
резко неДосыщенный относительно аморф

Horo кремнезема. Для реакции


Si0 2 + 2Н 2 О
 H 4 Si0 4


аморфный
кремнезем


кремнистая
кислота


К == aH 4 Si0 4 == 2 . 1 О
 З, и произведение актив

ностей колеблется в пределах от 2. 1 О
 4 до
1 . 1 О
 б. Наиболее растворимой является
форма H 4 Si0 4 , причем ее диссоциация на


Рис. 3.5. Распределение и КOlщентрация биоrен

Horo опала в поверхностных донных осадках Ти

xoro и Индийскоrо океанов (по данным Лисицы

на [509] с изменениями Калверта [136]). Обоrа

щенные аморфным кремнеземом илы на OKeaн

ском дне отчетливо приурочены к районам
высокой биолоrической продуктивности поверх

ностных вод (см. rл. 24, 26).


(3.2)


НзSiО; и Н + оrраниченна (К == 10
 9.9). He

смотря на столь большое недосыщение,
кремнистые планктонные орrанизмы извле

кают из морской воды большое количество
кремнезема, и из ero аморфной формы

опала
А строят свои скелеты. Это биоrенное
извлечение наряду с частичным paCTBOpe

нием скелетноrо материала на rлубине при

водит к наблюдаемому в океанах быстрому
увеличению концентраuии pacTBopeHHoro
кремнезема с rлубиной.
Основные области распространения
кремнистых илов на океанском дне COOTBeT

ствуют областям высокой биолоrической
продуктивности, rде диверrенция океанских
течений или апвеллинrи вызывают подъем
боrатых питательными веществами rлу

бинных вод к теплой фотической зоне
(рис. 3.5; см. также rл. 24 и 26). Основные
черты цикла кремнезема в океанах показаны
на рис. 3.6. Для ознакомления с диаrенезом
кремнезема отсылаем читателя к rл.30.


3В. ФосфаТЫ.Фосфа ты составляют лишь He

большую часть осадочных пород, причем
среднее содержание Р 205 В них равно 0,15%.
Средняя концентрация фосфора в морской
воде составляет около 0,07 Mr. л
 1. HeCMO

тря на столь низкие концентрации, фосфор
представляет собой очень важный элемент,




52


Часть 1


так как это необходимый компонент всех
живых клеток. Все возрастающее использо

вание удобрений и детальная разведка запа

сов природных фосфатов с неизбежностью
сфокусировали внимание седиментолоrов
на происхождение фосфатных пород.
В морской воде фосфор встречается
в форме фосфат
ионов. В теплыIx поверх

ностных водах концентрация фосфора co

ставляет лишь 0,003 мr. л
 1. Это обусло

влено тем, что такие воды являются
областью максимальной активности фото

синтеза и, следовательно, зоной активноrо
поrлощения фосфора планктоном. Более
rлубокие холодные воды MorYT содержать
0,1 Mr. л
 1 фосфора. Это зона реrенерации,
rде фосфор возвращается в раствор в COCTa

ве орrанических экскрементов и rде поm

шие планктонные орrанизмы растворяются
и минерализуются. Наиболее блаrо

приятные условия для осаждения фосфатов
существуют на неrлубоких континен

тальных шельфах (например, на шельфе
Юrо
Западной Африки), а также на OKeaH

ских плато, rде происходит подъем rлу

бинных океанских вод вследствие экманов

cKoro переноса (rл. 24, 26). Эти боrатые
питательными веществами воды поддержи

вают фантастическую продуктивность
планктона, который пополняет запасы фос':'
фатов по мере движения холодных вод, под

нимающихся через наклонный шельф или


поверхность плато. Фосфат осаждается в ви

де фторапатuта или как продукт замеще

ния СаСО з в результате увеличения по Ha

правлению к береry температуры, рН
и солености [321]. В rлубинных океанских
водных массах вследствие высокоrо значе

ния РСО 2 осаждения фосфатов не происхо

дит, несмотря на то что эти воды близки
к насыщению по оmошению к фосфату
кальция. Приведенная модель осаждения
фосфатов (соrласно Казакову) основана на
ряде химических доказательств и информа

ции О расположении древних фосфатных Me

сто рождений. Однако следует подчеркнуть,
что в районах современных апвеллинrов
осаждение фосфатов, по
видимому, не
является повсеместным. Так, например, фос:..'
фаты, широко распространенные на юrо
за

паде Африки, представляют собой реликты
четвертичноrо и третичноrо периодов. При

чины столь небольшоrо объекта COBpe

менных фосфатных отложений объяснить
трудно.
Риrrс [684] подразделил фосфатные по

роды на ортохимическую и аллохимиче

скую rруппы. Ортохимические фосфаты,


Рис. 3.6. Океанский цикл paCTBopeHHoro Kpeмнe

зема. Размерность цифр
 101 3 r кремнезема в rод
(по Хиту L358] с изменениями Рича и фон
Рада[683]).


При внос

речными водами I
43 +
Неорzаническая
адсорбция
4


Si(OR)
растворен
ый
 Биолоzическая фик<;ация
r 2500
Неокислительная
ре2енерация 125


57
Поток из поровых вод


2030
t
Окислительная


8
1
Вул канический
привнос


ре2енерация
Растворение в осадках
до захоронения 240


104
1
Si(OR) 4 в поровых водах




 (порц<лланиты)
I Кремни I




53


Происхождение частиц осадочноrо материала


имеющие частично диаrенетическую приро

ду, являются, по существу, фосфатными
илами, образовавшимися in sitи под дей

ствием физико
химическоrо и биохимиче

cKoro механизмов. Периоды осаждения
илов, по
видимому, совпадают с периодами
массовой rибели орrанизмов, включая
кремнистый микропланктон, поскольку
фосфаты тесно связаны с отложениями диа

томитов. Осаждению фосфатов вблизи MOp

cKoro дна или на самом дне, очевидно, спо

собствуют бактерии, клетки которых MorYT
встречаться в илах в больших КOJшчествах.
В фосфатных илах часто присутствуют пел

леты и следы биотурбации, оставленные
илоедами. Аллохимические фосфаты содер.-
жат пеллетные, интракластовые, скелетные
и оолитовые частицы, образовавшиеся по

средством переработки полулитифициро

ванных фосфатных илов или вследствие за

мещения кальцитовых аллохем фосфатом
кальция.
Эффективность TaKoro процесса замеще

ния иллюстрируется также отложениями
ryaHo океанских островов. в которых фос

фат из экскрементов морских птиц интен

сивно замещает известняк [11 3].
Наблюдается тесная связь между расп.ро

странением фосфатов и сложноrо rлинисто

ro минерала rлауконита (rл. 30), причем как
rлауконит, так и фосфаты имеют тенденцию
встречаться в rоризонтах восстанови

тельных условий седиментации. Мноrие
пеллетные фосфаты характеризуются BЫCO

ким содержанием rлауконита [284].


4


Свойства зерен


. 4а. Определения и I'P
HY лометрические rpa

ницы. Зерна осадков имеют размеры от
мельчайших пылинок, переносимых ветром,
до rиrантских валунов (табл. 4.1). Заметим,
что размеры чаще вcero выражаются едини

цами длины. Это не вызывало бы в дальней

шем никаких затруднений, имей все зерна
примерно сферическую форму, но, к сожале



31'. Вьшоды. Эвапориты образуются в виде
солей, осаждающихся из морской воды
в процессе испарения. Из рассолов анrидрит
обычно не осаждается, вместо Hero выпа

дает rипс. Основные эвапоритовые ритмы
являются природной записью, фиксирую

щей постепенное увеличение солености тол

щи рассолов с течением времени. Мощные
отложения одной соли свидетельствуют
о том, что толща рассолов находится
в динамическом равновесии с океаном. He

большие переслаивания солей, подобные
ленточным rлинам, по
видимому, OTpa

жают сезонные изменения солености pacco

лов.
К ремнезем поступает на океанское дно
вследствие осаждения поrибших планк

тонных орrанизмов, использующих для по

строения своих панцирей опал
А.
Накопление фосфата в океане наблюдает

ся в районах апвеллинrа, rде в область
шельфа поступают обоrащенные фосфором
rлубинные воды и rде происходит осажде

ние фосфата кальция и замещение карбона

та кальция.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Изучение rенезиса эвапоритов лучше начать
с книr Бернера [74] и Краускопфа [475]. Динами

ка поведения кремнезема в океанах рассмотрена
Хитом [358] иКалвертом [136] Некоторые
статьи. посвященные фосфатам и их rенезису,
можно найти в томе 74 журнала Economic Geo

logy за 1979 r.


нию, это не так. Существует ряд альтерна

тивных показателей размерности, которые
отражают форму зерен (табл. 4.2). Наиболее
ценным из них является объемный диаметр,
который определяется как диаметр сферы,
объем которой равен объему рассматривае

Moro зерна. В данной работе для упрощения
изложения и экономии места мы будем pac





Таблица 4.1. Классификация осадочных зерен Аддена
Уэнтуэрта (по Петтиджону и др. [635]).
Эта шкала размеров пользуется почти универсальным применением у седиментолоrов. Полевые
определения rранулометрии облеrчаются использованием небольших образцов
эталонов rлавных
классов, закрепленных на основе
CTaHдapT

ные сита Миллиметры Едини
 Классы
США цЫ фи
(меш) (ф) шкалы
Узнтуэрта
Применяются сита с 4096
12
квадратными ячейками 1024
10 Валуны (boulder)
256 256
8
64 64
6 Крупная rалька
(соЬЫе)
rалька 16
4
5 4 4
2 rалька (pebble)
6 3,36
1,75
7 2,83
 1,5 rравий (granule)
8 2,38
1,25
10 2,00 2
1,0
12 1,68
0,75
14 1,41
0,5 Очень крупный песок
16 1,19
0,25 (very coarse sand)
18 1,00 0,0
20 0,84 0,25
25 0,71 0,5 Крупный песок
30 0,59 0,75
Песок 35 0,50 1/2 1,0
40 0,42 1,25
45 0,35 1,5 Средний песок
50 0,30 1,75 (medium sand)
60 0,25 1/4 2,0
70 0,210 2,25
80 0.177 2,5 Тонкий песок
100 0,149 2,75 (fine sand)
120 0,125. 1/8 3,0
140 0,105 3,25 Очень тонкий песок
170 0,088 3,5 (very fine
200 0,074 3,75 sand)
230 0,0625 1/16 4.0
270 0,053 4,25
325 0,044 4,5 К рупный алеврит
Алеврит 0,037 4,75 (coarse silt)
0,031 1/32 5,0
0,0156 1/64 6,0 Средний алеврит
0,0078 1/128 7,0 Тонкий алеврит
0,0039 1/256 8,0 Очень тонкий алеврит
Применяется пипетка 0,0020 9,0
или rидрометр 0,00098 10,0
0,00049 Н,О
rлина 0,00024 12,0 rЛина
0,00012 13,0
0,00006 14,0




55


Происхождение частиц осадочноrо материала


сматривать зерна как сферы или сфероиды.
Читателю следует помнить, что при изуче

нии мноmх зерен, в особенности фраrмен

тированных биокластов, из
за особенностей
их формы возникают затруднения при про

ведении рациональноrо rранулометрическо

ro анализа.
Следует отметить, что масса зерна изме

няется пропорционально кубу радиуса (для
сфероидов). Следовательно, сфера диамет

ром 10 мм в 5 раз «больше», чем сфера диа

метром 2 мм, если сравнивать их по cpeДHe

му диаметру, но по массе она больше в
(53/13 ==) 125 раз. Учитывать массу очень
важно, так как она выражает сопротивление
движению (инерционная масса), которое
нужно 'преодолеть для Toro, чтобы началось
перемещение зерен.
Широко распространена rранулометриче

ская шкала Аддена
 Уэнтуэрта с шаrом раз

мерности, который отсчитывается от цeH

тральноrо значения в 1,0 мм в виде проrрес

сии, кратной двум (табл. 4.1). Такой шаr
леrко приспособить к лоrарифмическому
масштабу Ф (разд. 4б).
Известен ряд взаимозаменяемых методов
измерения размера зерен, причем выбор их
зависит от Toro, как зерна физически свя



Таблица 4.2. Три полезных показателя величины
зерен (по Аллену [12]). Наиболее широко ис

пользуется ситовой диаметр, .но приводимые
здесь друrие величины MorYT оказаться по

лезными для кварцевых зерен и зерен друrоrо
состава различноrо размера и плотности


Название


Определение


Ситовой
диаметр


Размер минимальной KBaдpaT

ной ячейки сита, через которую
проходит зерно (заметьте, зер

но, прошедшее через верхнее си

то и задержавшееся на нижнем,
более тонком сите, имеет сито

вой диаметр, промежуточный
между двумя размерами ячеек)


Объемный
диаметр
Диаметр
свободноrо
падения


Диаметр ша ра, имеющеrо
объем, равный объему зерна
Диаметр шара, имеющеrо такие
же плотность и скорость CBO

бодноrо падения в одной и той
же жидкости (см. rл. 6), как
и данное зерно


заны в скопления, а также от формы и раз

мера зерен (табл. 4.3). Более подробные CBe

дения читатель найдет в специальных PYKO

водствах. Следует помнить, что измерения,
сделанные по шлифам, необходимо OTKOp

ректировать, чтобы они были сопоставимы
с данными ситовых анализов (см. работы
[270, 346]).


4б. Распределение размеров зерен. В каждом
образце осадочной породы присутствуют
различные по размерам зерна (табл.4.4).
Данные по этому разнообразию MorYT быть
статистически обработаны, так чтобы мож

но было сравнивать различные образцы
и представить соответствующую интерпре

тацию. В силу этоrо возникает необходи

мость каким
то образом rрафически сопо

ставить частоту встречаемости с размером
зерен.
П ростейший rрафик представляет собой
2истО2рамма, на которой площадь каждоrо
вертикальноrо столбика отражает процент

ное содержание (по весу) каждой размерной
фракции (рис. 4.1). У простой rистоrраммы
имеется то преимущество, что весь характер
распределения можно охватить сразу одним
взrлядом; ее недостаток заключается в том,
что последовательный ход изменений пре

рывается на rраницах классов. Разумеется,
плавная частотная кривая, или кривая pac

пределения, более удобна. Однако при
считывании значений с кривой возможны
Таблица 4.3. П рименимость различных методик
rранулометрическоrо анализа (частично по pa

боте [635]). Отвердевшие породы дезаrреrиро

вать (с помощью Н 2 О или слабо растолочь пе

стиком) (см. работу [146]). Породы, не поддаю

щиеся дезаrреrации, изучаются в шлифах,
и размеры зерен определяются либо непосред

ственно с помощью масштабной линейки поля

ризационноrо микроскопа, либо на экране про

екционной установки


Осадок


Методика


rалька


Прямые замеры (кронциркулем),
ситование
Ситование; отмучивание; счетчик
Каултера (см. МсСауе, Jarvis, 1972)
Ситование (крупный); отмучивание;
счетчик Каултера; пипетка
Пипетка; электронный микроскоп;
счетчик Каултера


Песок


Алеврит


rлина




56


Часть 1


ошибки, так как перепады значений вблизи
обоих концов кривой малыI.
Необходимо, кроме Toro, преодолеть
трудности, связанные с большим различием
размеров зерен в одном образце. Так, в пе

ске с rалькой MOryT присутствовать зерна,
различающиеся по размерам на три поряд

ка. Наносить такие точки на rрафик в обыч

ном масштабе, на арифметической милли

метровой бумаrе, неудобно; лучше приме

нять лоrарифмическую бумаrу. И наоборот,
миллиметровую шкалу Уэнтуэрта можно
преобразовать в лоrарифмическую и затем
строить rрафик на обычной миллиметровке
[476]. В связи с этим следует заметить, что
rранулометрические классы в шкале Уэн

туэрта образуют проrpессию 8, 4, 2, 1, 1/2,
1/4, 1/8 мм и т.д. Учитывая постоянный по

казатель этой rеометрической проrрессии,
можно построить шкалу с одинаковым ша

rOM делений на классы, взяв лоrарифмы чи

сел. К сожалению, десятичные лоrарифмы
числовых поrраничныx значений классов
имеют вид дробей, а не целых чисел, поэто

му Крамбейн предложил использовать 10g2 ;
в этом случае наша последовательность,
приведенная ранее, приобретает вид 23, 22,
21, 20, 2
 1, 2
 2, 2
 3 мм. Применение отри

цательных лоrарифмов ПОЗволяет преодо

леть трудности, связанные с необходи

мостью выражать обычные размеры пе

счаных фракций через отрицательные пока



затели степени. Такие показатели предста

вляют собой единицы измерения размеров
зерен в шкале ф. Следовательно, Ф ==
==
 10g2 мм.
Для нашей последовательности, которую
мы приводили выше, единицы составят

 3,
 2,
 1, О, 1, 2, 3. Поскольку
единицы считаются безразмерными, KOp

ректнее будет принять, что
d
Ф ==
 IOg2 d;;'
rде dо
«исходный» диаметр в 1 мм.
Вероятностное распределение порождает
еще одну проблему. Долrое время предпо

лаrалось, что кривая распределения с лоrа

рифмической абсциссой близка к кривой
нормальноrо распределения. В таком случае
к распределению зерен должна была бы
применяться лоrнормальная функция. Для
решения вопроса о лоrнормальном распре

делении можно построить rрафик, на KO

торый наносится кумулятивная кривая
в процентах; при этом для ординаты спе

циально построенноrо вероятностноrо pac

пределения используется масштаб шкалы ф,
а для абсциссы
арифметический масштаб.
В таком случае лоrнормальному распреде

лению будет соответствовать прямая линия.
Однако в преобладающем большинстве
случаев распределения зерен лишь прибли

жаются к лоrнормальному.


Таблица 4.4. Детальная характеристика ситовоrо анализа среднезернистоrо хорошо отсортированно

ro песка, с положительной асимметрией распределения, эоловоrо (по Бэrнольду [41 ]). Этот анализ ис

пользуется как базовый для различных способов rрафической интерпретации распределения rрануло

метрии на рис. 4.1


Размер ячейки. Размер ячейки, Ф Вес. % Кумулятивные
меш (анrл.) мм вес. %
12 1,58
0,65 0,005 0,005
16 1,17
0,23 0,043 0,048
20 0,915 + 0,13 0,338 0,386
24 0,755 + 0,40 1,855 2,241
30 0,592 +0,75 14,120 16,361
40 0,414 + 1,13 51,776 68,137
50 0,318 + 1.65 20,300 88,437
60 0.261 + 1,92 6,080 94,517
80 0,191 + 2,40 3,860 98,377
100 0,114 +3.13 1,105 99,482
150 0.099 + 3.33 0,404 99,886
200 0,073 + 3.79 0,082 99,968
300 0,054 +4.21 0,024 99,992




57


Происхождение частиц осадочноrо материала



0,5 О 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0
100 (а) 99,99
Диаметр зерен, Ф
90 99,9
80 99,8
(в)
70 99
* 60 98

 50 95

 (
)
40 90 3
30 80
".."\.
2
20 / / \
10 70 / \
z
60 ...5 О
11

0,5 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 50 ;:.... ./.:. ,Нормальное/,,"": .
Диаметр зерен, Ф 40
 1 -;/ .... (параболическое)
 \
30 распределение
(6)
2
100
....o--o
ooo()--O
--O 0,1 0,5 1,0 2,0
20
90 ( Диаметр зерен, мм
10 (д)
* 80

 70 5 rрафuческuй метод Фол ка Моменты

 Среднее арифметическое
<u 60 2 1,08 1,1
:Q
:I: Медиана 0,99

 50 /

 1 I Мода 0,92

 Сортировка 0,41 0,47

 40 0,5

 30 Асимметрия 0,36 1,43

 о
20 0,2 )
0,1 Вывод: Песок среднезернистый,
хорошо сортированный,
0,01 очень сильная асимметрия + v е

0,5 0,5 1,0 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0
O,5 О 0,5 1,0 1,5
Диаметр зерен, Ф Диаметр зерен, Ф


Большая часть исследователей наносят
данные rpaHY лометрических анализов на
ординату, rде показаны кумулятивные про

центы в вероятностном масштабе, и на абс



Рис. 4.1. Примеры rрафической интерпретации
rранулометрических данных, приведенных
в табл. 4.3. а
rистоrрамма; б
кумулятивная
кривая с вертикальной осью в арифметическом
масштабе; в
кумулятивная кривая в вероятност

ном масштабе; 2
 вертикальный масштаб лоrа

рифмический, rде N
 выраженное в весовых про

центах количество данной фракции, задержанное
между ситами с определенным размером ячейки.
Следует заметить, что (в) и (2) опроверrают пред

ставление о rранулометрическом распределении
как лоrнормальном. Кривая (2) скорее rипербола,
чем парабола (см. Bagnold, Ваrndоrf
Niеlsеп,
1980); д
сопоставление статистических показате

лей, полученных rрафическим методом Фолка,
и показателей, рассчитанных на ЭВМ. Заметьте,
что rрафический метод сильно занижает асимме

трию.


циссу, rде размеры выражены в единицах
Ф и по казаны в арифметическом масштабе
(рис. 4.1), молчаливо подразумевая, что
к ним применимы понятия ошибки raycca
или вероятностное распределение. Этому
противоречат или усложняют ero три oco

бенности распределения размеров зерен.
Во
первых, мноrие авторы предполаrают,
что кумулятивная кривая распределения
размеров зерен представляет ряд прямых
отрезков (рис. 6.10), а не одну линию [838,
573]. Каждый прямо линейный отрезок pac

сматривается либо как усеченное «нормаль

ное» распределение, либо как часть системы
перекрывающихся нормальных распределе

ний. Подобные отрезки распределений
связывались с rидравлической сортировкой,
и в таком случае определенные части отрез

ков либо представляли собой фракции ДOH

ных или взвешенных наносов (см. rл. 6), ли

бо указывали на абразию зерен или на их
первоначальное происхождение.




58


Часть 1


BO
BTOpЫX, нужно помнить, что в боль

шинстве случаев образцы, отобранные для
rранулометрическоrо анализа, содержат
следы мноrочисленных отличаюIЦИXСЯ одна
от друrой 06становок осадконакопления.
Друmми словами, rpaHY лометрические aHa

лизы выявляют валовую сортировку, а не co

ртировку, связанную с отложением или
транспортировкой наносов [242]. Недавно
проведенные детальные исследования еди

ничных слойков в песчаных отложениях по

казали, что распределения в них не являют

ся ни нормальными, ни лоrнормальными
[312]. БолыIшствоo распределений резко
усечено, и оказывается, что места усечения
в распадаюIЦИXСЯ на сеrменты распределе

ниях, о которых упоминалось ранее, нельзя
просто объяснить происхождением в pe

зультате процесса волочения донных HaHO

сов или перемещения взвешенных наносов
(rл. 6). Тот факт, что во мноrих кумуля

тивных частотных распределениях, приве

денных в литературе, отмечается лоrнор

малыше распределение, позволяет предпо

ЛОЖRТЬ, что валовые пробы, объединяющие
сообщества зерен мноrих элементарных
слой ко в, представляют собой комплексы Ta

ких индивидуально различных элемен

тарных распределений, особенности KO

торых сrлажены.
В
третьих, изучение тща тельно pac

сеянных на ситах хорошо сортированных
образцов эоловых песков показало, что
крайние фракции (самые тонкие и самые
крупные.
 Перев.) обычно присутствуют
в более значительных количествах, чем сле

довало бы ожидать из вероятностноrо pac

пределен ия (рис. 4.1). По данным недавно
проведенных работ ([ 47J; Bagnold, Baт

dorff
 Neilsen, 1980), такое распределение
фракций является ЛО22иперболическим
и представляет собой смесь нормальных
распределений.
В заключение можно добавить, что pac

пределение в особых образованиях, таких,
как элювиальная дресва, не испытавIIШХ
стадии транспортировки, существенно ОТЛИ

чается от лоrнормальноro. В них наблю

дается своеобразное распределение, подчи

няющееся известному закону Розина, KOTO

рому на специально разработанной rрафи

ческой вероятностной бумаre отвечает пря

мая линия.


4в. Характеристика популяций зерен. В дo

ПОJllIение к характеристикам распределения
зерен с помощью одной или нескольких rpa

фических методик, описанных в предыду

щем разделе, необходимо знать такие oco

бенности, как средний размер зерен
и разброс значений относительно среднеrо.
Модой называется величина наиболее часто
встречаемоrо размера зерен, которая co

ответствует самой высокой точке на частот

ной кривой или наиболее крутому участку
кумулятивной кривой. Медиана делит ча

стотную кривую на две равные части и co

ответствует точке 50% на кумулятивной
кривой. Среднее (J.!) определяется как сумма
размеров, деленная на число измерений; за

писанное математико
статистическими сим

волами, оно будет выrлядеть следующим
образом:


п
J.! == I Х; /п ,
;== 1


(4.1)


rде х;
величина i
ro измерения; I
CYMMa
всех значений х от 1 до п. Средний размер
зерен
более существенный показатель для
оценки Bcero распределения, чем медиана
или мода. Симметричные частотные кривые
имеют одну уникальную ценную особен

ность
 их среднее значение представляет co

бой одновременно моду, медиану и среднее
арифметическое (рис. 4.2). Разброс значений
вблизи средней называется cpeдHeKвaдpa

тич ным отклонением, в седиментолоrии
именуемое сортировкой; оно представляет
собой квадратный корень из дисперсии:


п


82 == I (Х;
 J.!)2/ п ,
;= 1


(4.2)


(а)
Медиана и
де


rрубые фракIlИИ
(6) (
Ф)
rR


Тонкие фракции
(+ф)


(в) Медиана
:1Ll


Рис. 4.2. Иллюстрация понятия о характере pac

пределения. а
симметричное распределение;
6
 положительная асимметрия; в
 о трица тель

ная асимметрия.




59


Происхождение частиu осадочноrо материала


rде 82
 дисперсия; 8
 среднеквадра тичное
отклонение.
Чем больше разброс значений от cpeДHe

ro, тем выше среднеквадра тичное отклоне

ние. Следует заметить, что одно cpeДHeKBa

дратичное отклонение от среднеrо oXBaTЫ

вает 68,3% нормалъноrо распределения,
ДBa
95,5%, три среднеквадратичных откло

нения охватывают 99,7%.
Два показателя, рассчитываемые по фор

мулам для получения среднеарифметиче

cKoro размера и среднеквадратичноrо OT

клонения, называются соответственно пер

вым и вторым моментами. Их довольно
хлопотно вычислять вручную по необрабо

танным данным rранулометрическоrо aHa

лиза, но на ЭВМ они рассчитываются без
затруднений. Для ускоренной приблизи

тельной оценки среднеарифметическоrо
размера и среднеквадратичноrо отклонения
разработаны rрафические приемы, с по

мощью которых необходимые значения
размеров зерен считываются с куму лятив

ной кривой. [270].
Привод
мые ниже простые формулыI при

менимы только для кумулятивных кривых
или rранулометрических rрафиков в шкале
Ф (рис. 4.1):
(ф 16 + 50 + 84)
J.1z == 3


rрафическое значение
среднеrо размера,


ф 84
 16
CJi== 4 +
ф95
5
+
6,6


cpeДHeKBaдpa



тичное откло



нение,


rде Ф 16,50 и т.д.
значения Ф на различных
процентных уровнях кумулятивной частот

ной ординаты.
Следующим полезным показателем pac

пределения является асимметрия, рассчиты

ваемая как третий момент:


п
s/(== L (Xi
 J.1)3 jn,
i== 1


или, с помощью приблизительных . rрафиче



ских методов,
ф16+ ф84
2ф50
sk i == 2(ф84
ф16) +
Ф 5 + Ф 95
 2ф 50
+ 2 (ф 95
 Ф 5) .


(4.6)


Следует обратить внимание, что в от ли

чие от среднеарифметическоrо и от cpeДHe

квадратичноrо отклонений асимметрия не
выражается в единицах ф. Для симметри

чной кривой асимметрия равна ну JПO.
Кривые с избытком тонких фракций xapaK

теризуются положительной асимметрией,
с избытком rрубых
 отрица тельной
(табл. 4.5).


41. rранулометрические параметры и распре

деления. Среднеарифметический размер
представляет собой простой параметр для
сравнения силыI тяжести, которая должна
быть уравновешена для Toro, чтобы прило

жение влекущей силы потока обусловило
перемещение зерен воздушным или водным
потоком. Очень полезны rрафики, отражаю

щие взаимосвязь среднеrо диаметра с Ka

кой
либо величиной, характеризующей
транспортирующую способность потока.


Таблица 4.5. Значения сортировки и асимметрии
для статистических данных, обработанных rpa

фически, со словесными определениями [270]


(4.3)


Стандартное откло

нение (СОQтировка)

,З5ф


Словесное определение


(4.4)


0,35
,50ф
0,50
, 71 Ф
О, 71
l,ООф
1,
2,Оф
2,ОО
,00ф
4,00ф и и


Очень хорошая сортиров

ка
Хорошая сортировка
От умеренной до хорошей
сортировки
Умеренная сортировка
Плохая сортировка
Очень плохая сортировка
болееИсключительно плохая
сортировка


(4.5)


Асимметрия
+ 1,00
 ( + 0,30)
+ 0,30
 ( + 0,10)
+ 0,10
 (
 0,10)

 0,10
 (
 0,30)

 0,30
 (
 1,00)


Сильная асимметрия
в сторону тонких фракций
Асимметрия в сторону
тонких фракций
Почти симметрично
Асимметрия в сторону
rрубых фракций
Сильная асимметрия
в сторону rрубых фракций




60


Часть 1


к ним относятся rрафики пороrовых значе

ний (разд. 6r) и rрафики состояний донных
форм (разд. 8а, 8б). Если принять, что в по

ток MorYT поступать с одинаковой вероят

ностью зерна любой размерности, то cpeд

ний диаметр зерен в рассматриваемом типе
отложений будет rоворить о силе потока.
Наличие zрадациоююй слоистости свиде

тельствует о том, что транспортирующая
способность потока изменялась во времени.
Сортировка или среднеквадратичное OT

клонение в отложениях являются показате

лем их однородности, обусловленной дей

ствием течения во время транспортировки
отложения. В результате селективноrо BЫ

мывания (например, в условиях пляжа) TOH

кие фракции MorYT быть удалены; вслед

ствие выборочноrо износа MorYT накопить

ся одинаково тонкие зерна. В эоловых
отложениях отсутствуют как тонкие фрак

ции, распыляющиеся в атмосфере, так
и rрубые, для переноса которых транспор-
тирующая способность воздушных течений
недостаточна. В результате формируются
очень тонкозернистыIe однородные пе

счаные отложения. Во время транспорти

ровки и отложения ледниковых морен TaKO

ro разделения не происходит, и поэтому
в них присутствуют любые фракции
 от
rлинистой до валунной. При желании чита

тель может припомнить и друrие примеры
подобных отложений.
При валовом опробовании отложений
асимметрия довольно четко отражает xa

рактер обстановки осцдкообразования.
В некоторых аллювиальных песках асимме

трия положительная, так как осцдки обоrа

щаются тонкими алевритовыми частицами,
осаждающимися после спада паводка. Пля

жевые пески по контрасту обычно имеют
отрицательную асимметрию, 'поскольку
тонкие частицы избирательно вымываются
постоянным действием ВОJШ, а более rрубые
зерна представляют собой остаточные
«XBOCThI» перемывания. Эоловые пески, как
правило, характеризуются положительной
асимметрией, поскольку ветер малоэффек

тивен при транспортировке rрубых частиц,
которые обычно остаются на месте, и пред

ставляют собой остаточные отложения
(lag deposits).
Простая диаrрамма, демонстрирующая
взаимосвязь сортировки и асимметрии для


аллювиальных и эоловых песков [279], по':
зволяет увидеть некоторые особенности,
упомянутыIe выше. Правда, новейшие иссле

дования [736] заставляют усомниться, что
такой подход применим во всех случаях. На
рис. 4.3 видно, что аллювиальные пески xa

рактеризуются сравнительно плохой сорти

ровкой И положительной асимметрией,
а пляжевые пески
 хорошей сортировкой
и отрицательной асимметрией. Попытки дe

тальнее выявить условия осадкообразова

ния на основе rpaHY лометрических анализов


Примерная линия
+2 раздела . .


.
 . .. .
. :.. . ..
+1 \ . , . . .
... .

.. ... ... .
'" \ . ..... .
:s:: ..... . .
g. о v V......
Q) '1 '{. .
)
::Е V '1 V Vv v,. .
::Е V
 V
..
:s:: V v J
<
1 VV \ .
V V \

2 '1 '1 '1 \
'1 V \ Речные пески
{J '1 \ .
'1'1 '1\ ПЛяжные пески v
'1'1\
0,1 0,3 0.5 0,7 0,9 1
1
Срепнеквадратичное отклонение


Рис. 4.3. Взаимосвязь асимметрии и cpeДHeKBa

дратичноrо отклонения (сортировки) по данным
для современных речных и пляжевых песков. Вид

но, что поля отчетливо различаются, однако сле

дует помнить о критике этоrо метода [736]. Ta

кое различение может оказаться полезным для
разделения флювиальных и пляжевых песков
в стратиrрафическом разрезе (по Фридману
[280] ; применение к древним осадкам см. в рабо

те Лидера и Нами [498]).


обычно не имели успеха, так как поля точек
перекрывались, а статистические приемы
выделения полей, соответствующих только
одной обстановке, отсутствуют. В качестве
примера можно привести диаrраммы, в KO

торых использованы только три внешние
характеристики сообщества зерен:
процентиль 1, медиана и процент фракций
менее 3ф [627]. Как мы постараемся пока

за ть в дальнейшем, построения, касаюIЦИеся


1 Автор диаrраммы Р. Пассеrа в качестве
максимальноrо размера зерен использует пара

метр С, который представляет собой 1 %
ный
квантиль, т. е. такой размер, относительно KOTO

poro более крупные зерна составляют лишь 1 %
от массы породы.
Прим. ред.




61


I1роисхождение частиц осадочноrо материала


обстановки осадконакопления, должны oc

новываться на ряде факторов (фапии, палео

течения, rеометрия осадочных тел, размер
зерен), а не на одном.


4д. Износ и раскалывание зерен. Несмотря
на важность указанных в заrоловке процес

сов, в количественном отношении об их CKO

рости И механизме известно немноrое. Из

нос зерен в процессе транспортировки
происходит в результате появления трещин,
обусловленных столкновением частиц, при
котором кинетическая энерmя передается
от зерна к зерну. Естественно предполо

жить, что в воздухе описываемый процесс
эффективнее, чем в воде. В последнем случае
более высокая фактическая плавучесть зерен
и высокая вязкость жидкости «сrлаживают»
результатыI столкновений. экспериментыI
показывают, что эоловый износ кварца
в 10
1000 раз больше, чем во время TpaH

спортировки речным потоком на то же pac

стояние [450]. Как при ветровом, так и при
водном переносе износ стремится к ну шо
для частиц мельче 0,05 мм.
В природных водотоках окруrление rаль

ки крупноrо rравия происходит на более KO

ротких расстояниях, чем это рассчитывается
по данным лабораторных исследований
в качающихся цилиндрах. Вероятно, объяс

нение этому можно найти в набшодавшихся
явлениях абразионноrо износа rальки перед
достижением пороrа ее срыва с места
и транспортировки [727] или по достижении
TaKoro пороrа, коrда на частицу действуют
подъемная сила и напряжение сдвиrа (rл. 6).
Уменьшение крупности вниз по течению
иноrда можно выразить в виде отрицатель

Horo экспоненциальноrо отношения, одной
из форм KOToporo является «закон» Штерн

берrа:


W == W o ехр [
 а (х
 хо)],


[де W
 вес наиболее крупной частицы на
расстоянии х от места ее происхождения;
Wo
Bec в какой
либо точке хо; а
постоян

ная величина для данноrо потока. Подо

бные экспоненциальные «законы» как будто
подходят для объяснения возрастания вниз
по течению окруrленности и сферичности
зерен (разд. 4е). Эти равенства подтвер

ждают результаты лабораторных исследо

ваний, которые показали, что уменьшение


размеров частиц под действием физическо

ro износа становится все менее и менее
эффективным по мере Toro, как размеры ча

стиц уменьшаются, так что, например, пе

счинки кварца MorYT пройти в воде путь
в 1000 км, потеряв Bcero менее 0,1% веса.
Снижение крупности в таких песчаных отло

жениях, набшодаемое вниз по течению, без
сомнения, объясняется rидравлической co

ртировкой. Это не должно нас удивлять, так
как давление, передаваемое от зерна к зерну
при их столкновении, связано со степенью
потери момента, что в основном опреде

ляется массой частицы. Как уже упомина

лось, масса выражается как функция куба
радиуса, поэтому отношение масс rалек
и песчаных зерен радиуса 50, 5 и 0,5 мм paB

но 125000: 125 : 0,125.
Раскалывание зерен кварца эндоrенноrо
происхождения во время транспортировки
их водой или ветром сильно облеrчается Ha

личием в них интенсивной трещиноватости
[589] и ослабленных плоскостей отдельно

сти [858] (см. разд. 4е). Трещины MorYT быть
связаны с внутренними напряжениями, воз

никающими в кристаллах в связи с перехо

дом альфа
кварца в бета
кварц, что имеет
место при кристаллизации rранитных тел
ниже 573 0 С [763]. Высокотемпературный
альфа
кварцl имеет более низкую плот

ность, чем низкотемпературный бета
кварц,
поэтому такой переход сопровождается
уменьшением объема примерно на 1,5%.
Возникающие при этом напряжения,
с одной стороны, по
видимому, ослабляют
связь кристалла кварца, как единоrо целоrо,
с соседними кристаллами, повышая ero
«эродируемость», а с друrой стороны, co

здают внутри отдельных кристаллов си

стемы микротрещин.


(4.7)


4е. Форма и облик зерен. Часто не разли

чают две стороны морфолоmи зерен
 OKa

танность и сферичность. OKaTaHHOCTЬ
CTe

пень сrлаженности поверхности зерен. Зна

чит, MOryT существовать окатанные палоч

кообразные зерна. Ока танность можно
выразить количественно как отношение
среднеrо радиуса окружности, описываю



1 В отечественной минералоrической литера

туре принята противоположная индексация, и \1.

кварц считается низкотемпературной модифика

цией.
 П рим. ред.




62


Часть 1


щей все уrлыI зерна, к радиусу вписанноrо
крут. Вычислить такие соотношения для
большой популяции зерен
 дело довольно
трудоемкое. Обычно среднюю окатанность
оценивают с помощью стандартноrо набо

ра изображений зерен (рис. 4.4).
Значения сферичности показывают, Ha

сколько близко данное зерно приближается
к шару, у KOToporo три перпендикулярные
друr друrу оси х, у и z равны. Предложены
мноrочисленные формулыI для оценки сфе

ричности, но лучший показатель, разрабо

танный Снидом и Фолком [772],
это MaKcи

мальная проектированная сферичность "'р.
По их определению, "'р == (s2/li)l/3, rде 1, i и
s представляют собой наиболее длинную,
среднюю и короткую оси. Эта формула
принимает во внимание механизм осажде

ния зерен в жидкости, поскольку позволяет
сравнить максимальную проекцию зерна
с проекцией сферы paBHoro объема. В шли

фе сферичность подкрепляется понятием yд

линенности, которое определяется как oтнo

шение ширины зерна к ero длине.
Форма зерен определяется отношением
осей 1, i и s. Зерна можно классифицировать
по форме, исходя из понятий paBHoocHoro,
стержнеобразноrо и дискообразноrо зерна,
представляющих собой крайние случаи
морфолоrическоrо разнообразия, и приме

няя треуrольную диаrрамму [722].
В последние rоды мноrо внимания уделя

лось изучению микрорельефа песчаных зе

рен с помощью электронноrо микроскопа
[536]. Было установлено, что на зернах
имеется ряд систем растрескивания и следы


r)


..


."


...


.






Сильно

}' rловатые


Уrловатые


Слабо-
уrловатые


соударений, причем некоторые из них, воз

можно, являются диаrностическими призна

ками определенных обстановок. Следует OT

метить, что осуществление палеоreоrрафи

ческоrо анализа обстановок на основе этих
данных
 дело ненадежное, так как часто
присутствуют реликтовые признаки или
следы переработки. Несомненно, изучить
статистически надежное число зерен и опре

делить пропентное содержание зерен с раз

личными при знаками
 нелеrкая и TpyдoeM

кая задача. Исследования с помощью
электронноrо микроскопа выявили два
очень интересных факта. Во
первых, было
установлено, что в кварце на микроскопиче

ском уровне преобладает разрушение по
плоскостям отдельности [858], что приво

дит К образованию кварцевых обломков
размером менее 50 мкм [765], хотя MaKpo

скопически видно, что он склонен распа

даться по трещинам. Изучение rлин ледни

KOBoro происхождения показало, что значи

тельная часть этих отложений состоит из
очень тонких (3 нм) таблитчатых обломков
кварца, отколовшихся по плоскостям OT

дельности. Предположительно алевриты эо

ловоrо происхождения также содержат Ta

кой детрит. BO
BTOpЫX, стало ясно, что
поведение частиц в процессе трения (см.
разд. 7б) помимо хорошо заметных
«уrлов», макроскопически наблюдаемых


Рис. 4.4. Фотоrрафии зерен, которые можно
применить для определения окатанности.


"


'"


Слабо

окатанные


Окатанные


Хорошо

окатанные


Слабая сферичность




63


I1роисхождение частиц осадочноrо материала


при определении окатанности, в известной
мере зависит и от МИкронеровностей на по

верхности зерен.


..аж. Свойства arperaTOB зерен. Накопление
зерен при формировании отложений неиз

бежно приводит к образованиlO упаковки,
опредеЛЯlOщей мноrие валовые свойства зе

рен. Концентрация объема фракций (С) зе

рен в пределах каких
либо отложений до их
цементации представляет собой отношение
объема, занятоrо зернами, к общему объе

му. Объем пор (р), или пространства, «не за

нятоrо» зернами, в пределах HeKoToporo
объема можно представить как
р== 1
 С. (4.8)
Бэrнольд [41] развивал концепциlO ли

ней ной концентрации (А), которая предста

вляет собой оrnошение диаметра частицы
(d) к расстояниlO между соседними частица

ми (s), т. е.


л. == d/s.


Эта величина линейной концентрации
связана с концентрацией объема фракций
следуlOЩИМ образом:
С == С.
(1/л. + 1) ,


(4.10)


rде С.
максимально возможная KoнцeH

трация, коrда л. == 00 (s == О) в условиях pOM

боэдрической упаковки (см. ниже). С. дЛЯ
шара равна 0,74.
Упаковка частиц в отложениях частично
определяет пористость, проницаемость
и прочность. СуществуlOТ разные типы упа

ковок для скоплений сферических зерен. Ha

иболее простыIии конечными членами ряда
ЯВЛЯlOтся кубическая и ромбоэдрическая
упаковки (рис. 4.5), в которых пористость
составляет 48 и 26% соответственно. Эти Be

личины можно принять как максимальнуlO
и минимальнуlO для примерно равных сфе

роидных тел. В большей части естественных
отложений, сложенных зернистыIM ма териа

лом и не прошедших стадиlO цементации,
пористость имеет промежуточные значения.
На характер упаковки, а следовательно,
и на мноmе свойства отложившихся частиц
влияет ряд факторов. Верояrnо, одним из
важнейших является форма зерен. ДOCTa



(а)


Рис. 4.5. Вертикальные разрезы, иллюстрирую

щие кубический (а) и ромбоэдрический (6) спо

собы упаковки шаров одинаковоrо размера Эти
две упаковки соответствуют теоретическому MaK

симуму и минимуму пористости.


(4.9)


точно представить себе различия, возникаlO

щие при неправильной упаковке paBHO

OCHbIX сфер, кубов и пластин. Очень высокая
пористость может возникнуть при накопле

нии обломков раковин, коrда «дыры» coxpa

НЯlOтся, если ранняя цементация (rл. 29)
препятствовала уплотнениlO. Во мноrих CBe

жеотложенных rлинах обнаруживается
очень высокая (до 90%) исходная пори

стость, связанная с сетчатой укладкой че

шуек rлинистых минералов, обусловленной
флоккуляцией (rл. 9, 11); но уплотнение, как
правило, приводит к исчезновениlO такой
пористости.
Воздействие скорости осадкообразования
на упаковку описано в работе ['рея [315].
При большой скорости осадконакопления
происходят соударения частиц и возникаlOТ
помехи, мешаlOщие отложениlO на поверх

ности осадка (которая перемещается снизу
вверх). Это препятствует отдельным части

цам занять оптимальное положение для
образования правильной ромбоэдрической
упаковки, которая может возникнуть при
малой скорости осадконакопления. Форми

РУlOщаяся местами кубическая упаковка
и наличие пустот приводят к повышенной
пористости (рис. 4.6). Такие взаимные поме

хи должны особенно сильно сказываться
при отложении хлопьеобразных частиц, по

скольку в накопившейся массе содержится
мноrо вертикально расположенных хлопь





64


Часть 1


50


(а)




..;- 45
!-
u


u
:s::
g.40
t::


...../.... ...........
....
...
. .


35


......
......


10° 101 102 103
Интенсивность осаждения , Kr.M
2 .c
1


50


(6)




..;- 45
!-
u


u
:s::
g. 40
t::


...
...
..
..
.........
. -..


35


10
 1 10° 101
Скорость падения ,M.C
 1


Рис. 4.6. Пористость песчаных arperaToB как
функция скорости отложения (а) и скорости паде

ния отдельных частиц (6) (по rрею [315]).


ев, что определяет высокую пористость.
Рост скорости падения частиц приводит
к снижению пористости (рис. 4.6) и обусло

вливает плотную упаковку, так как при yдa

рах частиц о дно кинетическая энерrия пере

дается нижележащим слоям, при толчках
возникают напряжения, что и приводит
К снижению пористости (рис. 4.6). Пере

ориентировка частиц под действием вибра

ции широко используется в промышленно

сти и в быту для Toro, чтобы добиться
наиболее удовлетворительноrо заполнения
какой
либо емкости или контейнера.
Пористость естественных песков с одина

ковой упаковкой, разумеется, не зависит от
размера зерен, однако она может изменять

ся в зависимости от сортировки [65]. Экспе

рименты показали, что между хорошо COjr
тированными и плохо сортированными
песками с одинаковым медианным диамет

ром разница в пористости достиrает 25%.
Пористость и проницаемость
 принци

пиально различные параметры. Как мы уже
знаем, пористость
это часть пространства,
расположенная между твердыми частицами
в данном объеме. Проницаемость, напро,:,
тив, характеризуется скоростью, с какой


флюид, заключенный в порах, может пере

мещаться по их системе 1. Ясно, что между
этими двумя параметрами связь вообще MO

жет отсутствовать. Уяснению этоrо разли

чия может помочь аналоmя с домом, rде
комнаты можно сопоставить с порами, а co

единяющие их коридоры и двери
 с прони

цаемостью. Степень взаимосвязи пор, He

сомненно, имеет большое практическое
значение в нефте
 и водоносных rоризонтах.
Мноrие диаrенетические процессы (в OCHOB

ном уплотнение и рост аутиrенных минера

лов) приводят к уменьшению взаимосвязи
между порами (см. rл. 27
30.


4з. Об ориентировке зерен. Изучение CTpoe

ния позволяет установить характер ориен

тировки зерен в arperaTax. Понятно, что
сферические зерна не обладают преимуще

ственной ориентировкой. Не равные по раз

мерам зерна иноrда MorYT не обнаруживать
четкой ориентировки. В обоих случаях мы
rоворим об изотропном строении. Анизо

тропное строение обычно возникает в про

цессе транспортировки зерен или их осажде

ния, которые приводят к тому, что зерна
«выстраиваются» в KaKOM
TO предпочти

тельном направлении (см. работу [425]). Be

роятно, одним из наиболее распростра

ненных видов анизотропноrо строения
является черепитчатое расположение, коrда
зерна располаrаются длинной осью а пеjr
пендику лярно направлению течения, и Ha

клонены под небольшим ( < 200) уrлом про

тив течения. Такая ориентировка возникает
при слабом движении донных наносов
(перекатывание или скольжение зерен). При
более сильном течении зерна стремятся
к сальтации и ориентируются осью а парал

лельно направлению течения. Преобладаю

щая ориентировка очень сильно зависит как
от способа транспортировки, так и от спосо

ба отложения. Удлиненные зерна в зеjr
нистых и rрязекаменных потоках (rл. 7) TaK

же приобретают ориентировку длинной
осью параллельно течению, а плоскость Ь
 с


1 CTporo rоворя, проницаемость
это свой

ство породы пропускать сквозь себя флюиды.
Коэффициент проницаемости, как мера этоrо
свойства, имеет размерность площади м 2 . По

этому скорость фильтрации при прочих равных
условиях является лишь функцией проницаемо

сти.
Прим. ред.




65


Происхождение частиц осадочноrо материала


наклонена против течения. В моренах
обломки обнаруживают параллельность
осей а направлению движения потока
(rл. 17), но определенная их часть ориенти

руется перпендику лярно. Изотропное CTpoe

ние обычно формируется при очень бы

стром отложении, как, например, в осадках
мутьевых потоков, очень сильно Hacы

щенных твердой составляющей.


4и. Выводы. Современные методы обработ

ки rранулометрических анализов на ЭВМ
дают возможность быстро вычислить cpeд

ний размер зерен, среднеквадратичное OT

клонение, асимметрию и друrие статистиче

ские характеристики. Эти свойства распре

делений размеров зерен являются фунда

ментальными описывающими их парамет

рами, находящими широкое применение
в седиментолоrических исследованиях.
В rранулометрии широко используется ло

rарифмический масштаб (ф). Интерпретация
rранулометрических данных противоре

чива, особенно это относится к так назы

ваемым прямолинейным отрезкам. Новей

шие попытки rидравлической интерпрета

ции и изучение rранулометрии отдельных
тонких слойков показали, что следует раз

личать сортировку вообще и сортировку
в процессе переноса. Износ кварцевых зерен
и их раскалыIаниеe во время транспортиров




91


ки сильно облеrчаются наличием осла

бленных плоскостей отдельности и трещин.
Общие особенности совокупности зерен (Ta

кие, как пористость, упаковка и проницае

мость) определяются рядом переменных,
включая форму зерен, скорость ocaдKOHaKO

пления и сортировку.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения
Книry Фолка [270] можно еще раз peKOMeндo

вать как возбуждающее мысль, ясное и не Tpe

бующее математической подrотовки вводное из

ложение проблемы, касающейся размеров
и формы зерен. Ясное введение в статистические
проблемы дано в работе Тилла [824]. Методика
анализов описана Карвером [146]. Альтерна

тивные взrляды на проблему прямых отрезков
(rранулометрических кривых.
 Перев.) изложены
в работах Вишера [838] и Мидцлтона [573].
Представления Бэrнольда изложены в ero книrе
[41], строrая статистическая терминолоrия
в
статье, написанной совместно с Барндорффом

Нильсеном, специалистом по математической
статистике (Bagnold, BamdorfТ
Nielsen, 1980),
а rрей [315] при водит множество ценных данных
об общих особенностях осадочных пород.
В статье Бирда и Уэйла [65] приведена серия фо

тоrрафий, иллюстрирующих различие сортиров

ки в песках; их можно применять для визуальной
оценки сортировки, не прибеrая к количественно

му детальному анализу.




Поток жидкости
и транспортировка
осадков


До тО20 как отдал я тридцать лет изучению Дзен, видел я, что
20ры
это 20рЫ, а воды
это воды. ДостИ2нув У2лублеННО20 знания,
пришел я к тому, что 20ры
это не 20рЫ, и воды
это не воды.
Но, проникнув в самую суть, достИ2 я спокойствия. Ибо теперь
снова вижу я, что 20рЫ
 это 20рЫ, а воды
 снова воды.
Из высказываний Чинь
Юаня


q)OTO 2. Интенсивный перенос материала по обнажившейся поверхности межприливной отмели при
сильном ветре. Обратите внимание на плоmость и мощность приповерхносmоrо слоя, наrруженноrо
транспортируемым материалом (который частично скрывает ноrи человека), и хорошо замеmые «Be

тровые rряды» песка, позволяющие наблюдать мощные вторичные завихрения в приrраничном слое
BeTpoBoro потока (Уэлс, северный Норфолк, Анrлия).


..


.............


..


< " ,,' '1'"




67


Поток жидкости и транспортировка осадков


Тема. После образования зерна осадочноrо материала MorYT
включиться в мноrочисленные системы потоков, существуюпrn:е на
поверхности суши и в море. Во второй части книm мы
рассмотрим основополаrаюпrn:е ПРИНЦИIIЫ движения
однонаправленноrо потока жидкости, уделяя особое внимание ero
способности переносить зернистый материал. Любая движущаяся
жидкость может прилаrать к неровным rраницам твердоrо тела
rоризонтальную и вертикальную составляющие силы, которые
осуществляют работу по перемещению зерен и по размыву слоев
осадка. Мы не стремимся здесь к подробному математическому
выводу уравнений поведения чистых жидкостей. Большее внимание
мы уделяем динамике системы из жидкости и зернистоrо
материала с точки зрения общих законов физики. Этот раздел
rидравлики размываемоrо дна, интересный сам по себе,
представляет научную основу изучения осадочных текстур
и осадочных фаIIИЙ. Дальнейшие аспекты условий
осадкообразования и природных потоков (в пустынях, зонах
приливов и волнений) рассмотрены в соответствуюпrn:х rлавах
части 5.


5


Свойства жидкостей и их движение


5а. Введение. В каком "бы климате мы ни
жили, каждодневный опыт помоrает нам
постичь сложность движения флюидов: по

рывы ветра с завихрениями, которые мы Ha

блюдаем блаrодаря движению взвившихся
в воздух листьев; величественное зрелище
переполненноrо обломочными зернами pe

чноrо потока, образующеrо водовороты;
разливы и паводки, вырывающиеся из YCTЬ

ев обычно сухих русел в пустыне; закручи

вающиеся внутрь спирали торнадо
«дъяво

ла пустьшю). В данной rлаве мы paCCMO

трим некоторые основные особенности
движения жидкостей. Уровень изложения
потребует лишь элементарных знаний
в области механики. П ростейшие выводы
некоторых основных уравнений кратко из

ложены в приложениях в конце каждой
rлавы. Читатель должен все время помнить
о значении в области седиментолоrии фун

даментальных особенностей механики жид

костей для проблемы транспорта осадочно

ro материала. Труды по rидромеханике


5*


более высокоrо уровня оБЬNНО носят
«чистый» характер и рассматривают Maтe

матические выводы фундаментальных ypaB

нений потока применительно к жидкости,
в которой нет зерен. Поскольку решение Ta

ких частично дифференциальных уравнений
не просто, мноrое можно установить с по

мощью экспериментальных исследований
в области механики жидкостей. Применить
законы динамики жидкостей к eCTe

ственным потокам, транспортирующим
твердый материал, нельзя без значительных
математических упрощений.
Сначала давайте усвоим, что термин жuд

кость 1 относится к целому ряду веществ,


1 В переводе использовано дословное значе

ние слова fluid. В отечественной научной лите

ратуре для обозначения рассматриваемых вe

ществ
жидкостей и rазов, обладающих YKa

занными ниже свойствами, в частности миrра

ционной способностью (<<текучестью»), исполь

зуется общий термин «флюид», т. е. слово это не
переводится.
Прим. ред.




68


Часть 2


примерами которых в природе MorYT слу

жить такие жидкости, как вода, кровь, сырая
нефть, и такой rаз, как воздух. -Для всех
перечисленных тел характерно общее свой

ство
nриложенue самой незначuтельной
внешней силы заставляет их изменять
внешнюю форму непрерывно, пока nрила

2ается сила. Поэтому жидкость может co

хранять однажды принятую собственную
форму только в том случае, если она orpa

ничена какими
то внешними rраницами. Ta

кие же оrраничения применимы и к rазам,
например к воздуху; кроме Toro, rаз CTpe

мится заполнить весь объем, который ему
доступен. Следовательно, в отличие от жид

кости он не может иметь собственной CBO

бод ной поверхности.
Далее, соrласимся, что мы не будем
учитывть процессы, идущие в жидкости на
молекулярном уровне; будем считать, что
свойства жидкости, рассмотренные ниже,
относятся к некоторому ее объему, в KOTO

ром располаrается большое число OT

дельных молекул. Приняв эту 2W10тезу KOH

тинуума (непрерывности) как формальную,
поскольку интуитивно мы ее так или иначе
принимаем, мы получаем возможность pac

сматривать такие свойства жидкости, как
плотность, вязкость, темпера тура и CKO

рость, В качестве усредненных параметров
применительно к небольшим объемам и OT

дельным частицам жидкости. Проиллю

стрируем такое упрощение на примере воз

душноrо потока. Известно, что отдельные
молеку лыI rаза движутся с очень большой
скоростью, но довольно беспорядочно, хотя
относительно друr друrа их скорости вели



ки. Несмотря на это, можно быть YBe

ренным в том, что и небольшой объем rаза
в целом движется в KaKOM
TO направлении
с некоторой скоростью. Поскольку вектор
скорости поддается измерению, можно
принять на основе rипотезы континуума,
что наши измерения характеризуют cpeд

нюю скорость в некоторой точке.


56. Физические свойства. Плотность (р)
пре)l;ставляет собой массу, приходящуюся
на единицу объема (ML
 3), и ее нельзя CMe

шивать ни с удельной плотностью (отноше

ние плотности жидкости к плотности BOДЫ

которая численно равна плотности только
в системе crc (ныне неприменяемой
 ни
с удельным весом (сила веса на единицу
объема). Значения плотности ряда eCTe

ственных жидкостей приведены в табл. 5.1.
rазы, например воздух, характеризуются
небольшой плотностью и способностью
сжиматься до любоrо объема. Низкая плот

ность объясняется малыIM числом молекул
на единицу объема, а высокая сжимае

мость
 большими расстояниями между ни

ми. Плотность уменьшается при повыше

нии температуры. Значительно большая
плотность жидкостей по сравнению с щза

ми отражает rораздо большее число моле

кул на единицу объема. По той же причине
сжимаемость жидкостей rораздо меньше,
чем у rазов. У большинства жидко.стей при
снижении температуры наблюдается TeH

денция к снижению плотности; исключение
составляет вода, которая, как широко из

вестно, расширяется ниже + 4 ос (rл. 1).
Вязкость (J.!) является мерой сопротивле



Таблица 5.1. Плотность и молекулярная вязкость некоторых естественных и искусст

венных «Жидкостей»


Вешество


Пло-пюсть,
Kr. M
3


Молекулярная вязкость,
N 'C'M
2


Воздух 1,3
Вода 1000
rлиuерин 1262
Ожиженный песок Изменчива
Потоки обломочноrо материа

ла*
Базальтовая MarMa*
Верхняя мантия


15
2600**
2700
3300


1,78 .10
5 (20°С)
1,00.10
3 (20
C)
1.50. 100 (20
C)

 1,00.100



 1,00.102
1,00.103
3,00.102
3,00.103

 1,00.1020


* Потоки неньютоновскоrо типа ** Значения меняются в зависимости от содержания воды.




69


Поток жидкости и транспортировка осадков


ния вещества изменению формы при конеч

ной скорости: например, при помешивании
жидкости в сосуде движение ложки испытыI

вает сопротивление из
за вязкости веще

ства. Вязкость измеряется в единицах силыI,
деленной на единицу площади и на единицу
rрадиента скорости (ML
 1 Т
 1). Мы pac

сматривали здесь только чистыIe жидкости.
Однако надо иметь в виду, что добавление
pacTBopeHHoro или тонкораспыленноrо Be

щества может резко увеличить вязкость
в объеме жидкости, которая становится уже
нечистой. Эта проблема была теоретически
изучена Альбертом Эйнштейном в 1905 r.
для случая сильно разбавленных суспензий.
Для седиментолоmи эти результаты имеют
важные следствия (rл. 6 и 8).
Значения молекулярной вязкости HeKO

торых при родных жидкостей и rазов приве

дены в табл. 5.1. Вязкость rазов мала, так
как их молекулыI MorYT перемещаться на
большие расстояния без помех со стороны
друmх молекул, поэтому сопротивление
движению невелико. Более высокие значе

ния вязкости для жидкостей объясняются
трудностями перемещения молеку л относи

тельно друr друrа из
за взаимных СТОЛКНО

вений и прилипания (адrезии). Вязкость всех
жидкостей уменьшается с ростом темпера

туры, поэтому, приводя значения вязкости,
нужно указывать соответствующую темпе

ратуру.
До сих пор мы рассматриваем молекуля

ную вязкость как константу (при постоян

ной температуре), т.е. считаем, tпо на ее Be

личину не действует ускорение сдвиrа. Это
означает, что скорость, с которой мы Me

шаем жидкость, не оказывает воздействия
на сопротивление сдвиrу. Такие жидкости
называются ньютоновскими (рис. 5.1). По

скольку изменчивость вязкости жидкостей
приводит к различным осложнениям, мож

но считать удачей, что вода имеет свойства
ньютоновской жидкости. Однако необхо

дим осторожный подход, так как возникно

вение вихрей при движении жидкости в По

токе приводит к дополнительному сопроти

влению блаrодаря вихревой вязкости, KOTO

рое для данной жидкости и температуры
может меняться.
Неньютоновские жидкости, изучаемые pe

олоzueй, обнаруживают изменчивость J.1 в за

висимости от усиления напряжения или


....

 СО ]
(1) ...
t:: :s:

 g}
g.u
со
::I:


со
...
:s:


t:1
u
(1)
:s:
:t:
(1)
:iiE
t:I:
t::
со
::с


РаСТЯI'ивающее напряжение сдвиrа, 11


рис. 5.1. Схематический rрафик,. иллюстрирую

щий «ньютоноВСкое» и «бинrемовское» поведе

ние жидкостей.


сдвиrа. В природе таким свойством обла

дают мноrие насыщенные водой rлинистыIe
пластыI. Это очень важно для процессов
оползания, оплывнияя и лавинообразова

ния. Из обьщенных веществ неньютоновски

ми являются кровь, сметана, эмульсионные
краски, майонез. Быстрое помешивание бан

ки с эмульсионной краской или взбалтыв


ние баночки с майонезом вызывает силыI
сдвиrа, разрывающие молекулярные связи
и заставляющие оба вещества течь с боль

шей скоростью. Это явление полностью
обратимо. Аналоrичным образом сотрясе

ние, вызванное ударной волной землетрясе

ния, может разжижить массу насыщенных
водой илов и привести к их течению вниз по
склону. У неньютоновских жидкостей обыч

но высокий молекулярный вес и склонность
к образованию меж молекулярных связей
Прилаrаемое усилие должно быть ДOCTa

точно велико, чтобы содействовать молеку

лярной кинетической энерmи в разрыве свя

зей с такой скоростью, чтобы это поддержи

вало течение. молекулыI с большим молеку

лярным весом имеют неупорядоченное
строение, и поэтому мноmе связи MorYT
разорваться еще до начала движения. Тече

ние стремится выровнять молекулыI в ряд,
и поэтому в какой
то момент времени после
приложения достаточноrо усилия скорость
течения будет возрастать по мере снижения
вязкости.
Пластичные вещества, к которым нужно
приложить первоначальное, «инициирую

щее», усилие перед тем, как в них возникнет




70


Часть 2


напряженное состояние, также MorYT иметь
постоянную вязкость. В этом случае их Ha

зывают идеальными или 6инzемовскими
nластич ными телами (рис. 5.1). Если вяз

кость У них может изменяться в зависимо

сти от прилаrаемоrо усилия, они называют

ся псевдопластичными. или тикcoтpOnHЫ

МИ, телами (см. rл. 8).
Наконец, следует заметить, что при aHa

лизе состояния жидкостей часто использует

ся отношение молекулярной вязкости
[( плотности жидкости. Это отношение
(J.!: р == у) называется кинематической вяз

костью и имеет размерность L 2Т
 1.


5в. Линии тока и их визуальное выявление.
Если бы было возможно проследить TpaeK

тории различных элементов жидкости в по

токе на протяжении HeKoToporo времени, то
появилась бы возможность нанести на план
эти траектории и получить полную картину
Toro, как поток обтекает препятствия (в виде
зерен осадка или ряби) или обходит изrибы
русла. Поток жидкости можно нанести на
f план в виде линий тока, которые можно
определить как воображаемые линии, про

веденные внутри потока таким образом,
чтобы каса тельные к ним располаrались
в направлении течения. Линии тока обычно
изоrнутыI' но не MOryT пересекаться, так как
в точке пересечения поток имел бы две CKO

рости, а это невозможно.
Как можно видеть на рис. 5.2, количество
жидкости, проходящей в единицу времени
через сечение между двумя линиями тока,
равно количеству, проходящему через


Линии тока


Плопюсть жидкости, р


Рис. 5.2. Конический трубопровод, иллюстри

рующий неразрывность потока между двумя cxo

дящимися линиями тока. В постоянном потоке
масса жидкости, проходящая через любое сече

ние, одинакова. т.е. pu1S 1 == pu 2 S 2 . Следователь

но, если Sl > S2' то и 2 > и 1 . р
плотность жидко

сти. S
площадь поперечноrо сечения, и
CKO

рость.


и 2


любые друrие сечения между этими же ли

ниями тока. Этот ПрИlЩип неразрывности
следует из Toro, что линии тока не пересе

каются и жидкость не может течь поперек
них. Поэтому в том случае, коrда линии TO

ка расходятся и площадь проведенноrо че

рез них сечения возрастает, как это случает

ся в расширяющемся устье дельтовой
протоки, скорость должна уменьшаться. Ta

кое расширение применимо и к расходя

щимся линиям тока, как в случае обтекания
донной формы типа ряби. Обратившись
к рис. 5.2, можно видеть, что скорость, с KO

торой масса входит в данный объем, равна
РИ 1 S 1 , а скорость, с которой масса вытекает
из данноrо объема, составляет РИ 2 S 2. Если
масса постоянна, тоrда РИ 1 S 1 == РИ 2 S 2. Чи

татели с более высокой математической
подrотовкой MOryT заметить, что это paBeH

ство представляет собой форму уравнения
неразрывности div й == о.
Постоянные nотоки
это те, в которых
в любой точке жидкости ее средняя CKO

рость, давление, плотность и темпера тура
остаются теми же самыми и не изменяются
с течением времени. Потоки, в которых CKO

рость постоянна вдоль направления тече

ния, называются однородными, а HeoдHO

родными называются те, в которых обнару

живаются изменения скорости (например,
в потоках, обтекающих такие донные
формы, как рябь и rряды).
Картина линий тока может быть рассчи

тана или перечерчена с фотоrрафий. П ри ви

зуальном изучении потоков в жидкос'{ь BBO

дЯТ мелкие частицы
трассеры (краску, по

рошки, пузырьки rаза). Траектории частиц
получаются при однократном введении
трассеров и затем их длительном наблюде

нии или фотофиксации. Линии движения по

лучаются, если трассеры вводятся непреры

вно, но наблюдаются или фотоrрафируются
краткосрочно. В постоянных потоках линии
тока, траектории частиц и линии движения
идентичны, но их можно вычертить опюси

тельно неподвижноrо или перемещающеrо

ся наблюдателя (рис. 5.3).
Как будет показано нИже. линия тока,
ближайшая к rранице раздела потока
и твердоrо вещества, является очень важ

ной. Она называется донной ( zранич ной) ли

нией тока. Эту линию можно проследить на
основании борозд растворения, образую





71


(а)


Поток жидкости и транспортировка осадков


Рис. 5.3. Различные схемы расположения линий
тока при (а) обтекании ПОТОКQМ неподвижноrо
круrлоrо в сечении цилиндра (показана только
половина поля потока) и (6) при движении цилин

дра в жидкости, причем жидкость в удалении от
цилиндра находится в покое. Заметим, что в слу

чае а линии тока представляют собой также
траектории частиц и струек жидкости, так как
схема движения не изменяется. Смыкающиеся
линии тока позади цилиндра очерчивают область
ламинарноrо разделения (см. разд. 5к). Располо

жение линий в случае 6
 MrнOBeHHoe. Если изо

бражение будет иметь неоrраниченные размеРЬJ,
все линии тока замкнутся. Линии тока здесь не
идентичны траекториям частиц или движению
струек [830].


щихся на моделях из алебастра (рис. 8.5).
Они дают ценнейшую информацию ОПlоси

тельно линий тока над донными формами
(rл. 8).


5r. Трение, изменення ;:tавлення н баланс
энерrнн. Для упрощения математическоrо
анализа в области 2ид родинамики часто
принимается, что жидкости являются
идеальными. Это означает, что жидкость
рассматривается как несжимаемое веще

ство, не оказывающее сопротивления тече

нию, т. е. J.1 == о; жидкость не испытыветT
внутренне20 тренuя. Сформулировать Ma

тематические законы rидродинамики с по

МОIIlbЮ таких упрощений rораздо леrче. Но
мноrие существенные явления в жидкостях,
имеющие седиментолоrическое значение, не
находят при этом объяснения и не MorYT


быТь пред сказаны с помощью теории
идеальной жидкости.
ПРI1 движении реальной жидкости в pe

зультате BHyтpeHHero трения возникают
зоны замедления потока, приближенные
к постоянным rраницам потока (см.
рис. 5.7
5.9). Эти зоны замедления, OTKpЫ

Thle немецким физиком П рандтлем в 1904 r.,
извесПlЫ как 2раничные слои. rраничный
слой представляет собой зону, rде происхо

дит падение скорости и rде силыI вязкости
приводят К напряжению сдвиrа. Вблизи
стенки русла или твердой rраницы потока
имеется слой, rде молекулыI жидкости при

липают к твердому веществу (слой абсорб

ции). При течении жидкости скорость CTpe

мится К нулю вблизи твердой rраницы, так
как слой абсорбции не приходит в движение.
Вязкое замедление потока постепенно cxo

дит на нет с удалением от rраницы. В HeKO

торой точке потока, rде это происходит,
скорость не изменяется и поэтому нет Ha

пряжений; поток называется свободным.
Там, rде жидкость не перемещается, на
нее действуют только статические силыI,
обусловленные ее весом. Если жидкость
движется, должны в соответствии со
вторым законом Ньютона действовать дpy

me силыI в дополнение к статическим. Мы
увидим далее, что силыI, вызывающие дви

жение, связаны с различным давлением на
элементыI жидкости. Коrда жидкость пере

мещается с постоянной скоростью, силы,
вызванные трением и вязкостью, действуют
в направлении, противоположном давле

нию. Эти силыI трения точно уравновеши

вают силыI давления. Таким образом, в по

стоянном потоке потеря энерrии, вызванная
трением, должна сопровождаться падением
давления.
- Рассмотрим теперь баланс энерrии в дви

жущейся идеальной жидкости. П отенцuaль

ная энер2UЯ представляет собой энерmю по

ложения, и ее можно рассматривать как
запасенную в данном объекте работу ОПlО

сительно некой поверхности. Если объект
имеет массу т, сила, направленная вниз, co

ставляет mg ньютонов, а работа, которую
нужно произвести, чтобы поднять объект на
высоту h относительно поверхности, COCTa

вит mgh джоулей. Кинетическая энер2UЯ
жидкоrо объекта
это энерmя, заключенная
в нем в момент движения и равная работе,




72


Часть 2


которая нужна для при ведения ero из co

стояния покоя в состояние движения. ЕсJПI
объект с массой т подверraется ускорению
а, чтобы из состояния покоя перейти в дви

жение и достичь скорости U на расстоянии s,
то ero ускорение можно выисJпIтьь по
формуле


и 2 == 2as,


и сила, вызывающая ускорение, равна
ти 2
f==ma==
.


Работа, проделанная над объектом, равна
силе, умноженной на путь:
ти 2 1
w==
.S==2mU2.


Это является формулой кинетическоli эне

mи. Закон сохранения энерmи rласит, что
сумма потенциальной и кинетической эне

mй представляет собой константу. Таким
образом, потенциальная энерmя падающей
массы постоянно преобразуется в кинетиче

скую энерmю.
Третий тип энерmи в жидком объекте

энер2UЯ давленuя (р), которая вызывает про
.
ведение работы посредством создания дa

вления жидкости, как в пневматических
системах.
Закон сохранения энерmи в применении
к потоку жидкости выражается знаменитым
уравнением Бернуллu:
1
три 2 + pgh + Р == суммарная энерrия
кинетичес

кая энер

rия на


потен
 общее
циаль
 давление
ная жидкости
единицу энерrия
объема на еди

ницу
объема
const (вдоль потока). (5.4)
Уравнение БернулJПI выведено в приложе

нии 1 к данной rлаве. Для седиментолоmи
ИСКJПOчительно важное значение имеет ряд
следствий из этоrо уравнения, ОТНОСЯIЦИXся
к давлению и изменению скорости. Мы их
рассмотрим в разд. 5к и в rл. 6. Но возмож

но, читатель уже заметил одно важное след

ствие (подсказка: что будет, есJПI скорость
возрастает вниз по течению ?). У равнение
БернулJПI является также основой для изме



(5.1 )


рения скорости в отдельных точках с по

мощью специальноrо прибора
 тpy6Kи

датчuка давления.
По существу, уравнение Берну ЛJПI, как бы

ло уже сказано, cTporo справедливо лиllIЪ
для нашеrо cTaporo друrа
«идеальной жид

кости». Раньше упоминалось, что в реаль
 .
ной жидкости происходит потеря энерmи
вниз по течению за счет трения. .Поэтому
суммарная энерmя не является постоянной,
а снижается за счет рассеяния энерmи.
Рассмотрим полезную формулу, описы

вающую поведение потоков в целом в pyc

лах и трубопроводах. Рассмотрим перепад
давлений h между двумя точками, располо

женными на расстоянии 1 друr от друт
в трубопроводе диаметром d. Соrласно
уравнению Дарси
 Вайсбаха,
4j1u 3
h == d2g ,


( 5.2)


( 5.3)


(5.5)


rде u
средняя скорость потока;f
коэффи

циент трения, зависящий от шероховатости
стенок трубопровода, который можно опре

деJПIТЬ экспериментально.
Рассмотрим открытое русло (рис. 5.4)
с постоянным однородным потоком, укло

ном sin сх, длиной 1 и средней rлубиной h.
Пусть р
плотность воды. Направленное
вниз по течению воды напряжение сдвиra t,
действующее на единицу площади, составит


t o == pgh sin (Х. (5.6)
Формула (5.6) представляет собой уравнение
напряжения влечения, впервые выведенное
Дюбуа. Уравнения Дарси
Вайсбаха и Дю

буа можно объединить:
fpu 2
t o ==
' (5.7)


и


и
 V; . j!& (формула Шези), (5.8)


rде 8g/f
 коэффициент Шези; R
 rидравJПI

ческий радиус, который приближенно равен
средней rлубине (в широких естественных
руслах).
Приведенная выше формула полезна при
определении средних параметров потока.
Факторы трения в турбулентных потоках




73


ПОТОК жидкости и транспортировка осадков


Удельный вес воды, pg



(I


(1
v Давление столба воды на единицу
площади диа при нулевом
уклоне, р g h


Транспортирующее
усилие при уклоне (1,
pgh sin (1
рис. 5.4. Образование транспортирующеrо при

донноrо напряжения сдвиrа в однородном по

стоянном потоке воды по уклону. р
плотность
воды.


зависят от числа Рейнольдса и относитель

ной шероховатости стенок русла (см.
разд. 5д и 5з). В rл. 6 будет показано, что
различные донные формы имеют радикаль

но отличные значения! Следует различать
трение, вызываемое действием лежащих на
дне зерен (шероховатость частиц), и трение,
вызванное донными формами, такими, как
рябь и rряды (шероховатость донных форм).
В повседневной речи мы можем опреде

лять поток как медленный или быстрый,
слабый или сильный. В практике исследова

ний существует немало параметров, взаим

но заменяющих друr друrа, которые можно
использовать для более точноrо определе

ния размеров и мощности потока. Нам уже
встречались понятия средней скорости
и приrраничноrо напряжения сдвиrа. П po

изведение этих параметров дает величину
силы потока (ю), приложимую к единице
площади дна потока (Бэrнольд, 1963, 1 966Ь):
ю == И"С о (размерность МТ
 3). (5.9)
В русле наличное количество энерmи (О)
на единицу длины представляет собой CKO



рость преобразования потенциальной эне

mи в кинетическую по мере передвижения
по уклону (S):


О == pgQS,


(5.10)


rде Q
 полный расход потока. Общее коли

чество доступной энерmи в столбе жидко

сти на единицу площади дна тоrда составит


О


pgQS


ю==


ширина потока


ширина потока


== рgdSи == "Си


(5.1 1)


с учетом определения "с в формуле (5.6). По

нятие о дост}
ной энерrии потока очень
важно, поскольку Бэrнольд широко исполь

зовал ero в своей теории транспорта ocaд

ков (rл. 6).


5д. Число Рейнольдса. В 1 883 r. Осборн
Рейнольдс измерил падение давления
в трубопроводе, через который с разной CKO

ростью пропускали через кран воду
(рис. 5.5). Как уже было показано, снижение
скорости объясняется потерями при трении,
коrда реальная жидкость проходит по си

стеме трубопроводов. Рейнольдс установил,
что потеря давления в трубопроводе на еди

ницу длины возрастает по мере роста CKOpO



(а)


Опок воды




Поступление воды


Манометр
 Напор


(6)


а::


Q)
1:::
IJ:I


t:!


t::
Q)
Q.
Q)
t:::


Скорость
рис. 5.5. Установка Рейнольдса и rрафик сниже

ния давления в трубе в зависимости от скорости
течения.




74


Часть 2


сти; но с HeKoToporo момента потеря растет
быстрее. До этой точки ИJПI, скорее, переход

ной области rрафик имеет вид прямой, co

ответствуя выражению


Др == k 1 U,


( 5.12)


rде Др
потери давления; k 1
постоянная
веJПIчина.
Выше переход ной области


Др == k 2 tf, (5.1 3)
rде п колеблется от 1,75 до 2,0, а
k 2
постоянная веJПIчина, отличная от k 1 .
Предположив, что течение развивается по
какой
то иной схеме, Рейнольдс проверил



T


ОП
IТ
ведя .
В
П QТОК
 . окра шенн у ю
струйку в прозрачном трубопроводе
(рис. 5.6). При малыIx скоростях окрашенная
струйка протяmвалась внутри трубопрово

да по прямой, а поток получил название
ламuнаРНО20 ИJПI вязкоrо. С возрастанием
скорости окрашенная струйка распадалась
на вихри и в конце концов окрашивала весь
поток. Это был турбулентный поток






(6)



)



)


Рис. 5.6. Эксперименты Рейнольдса по визуаль

ному наблюдению потока, в которых применя

лись стеклянные трубки и окраIIШвание потока.
Были установлены а) ламинарный, б) турбу

лентный типы потока (см. также рис. 5.5).


П ринципиальное выделение двух типов
режима потока явилось одним из важней

ших достижений в области динамики жид

костей. Повторение экспериментов в трубо

про воде с разными жидкостями и с раз

JПlчными диаметрами трубопровода позво

JПlЛО выявить, что критическая скорость
перехода к турбулентному режиму неоди

накова в каждом опыте. Применив методи

ку колuчествеННО20 аналuза (см. работу
[575]), Рейнольдс установил, что смена
ламинарноrо режима турбулентным проис

ходит при определенных количественных


показа телях, определяемых выражением


pdu йd
Re==
==

J.L v'


(5.14)


rде й
средняя скорость потока; р, J.L
ПЛОТ

ность И вязкость жидкости (v == J.L/p); d
BHY

тренний диаметр трубопровода. за Re за

крепилось название чuсла Рейнольдса в
честь первооткрывателя явления.
Можно рассматривать число Рейнольдса
(безразмерную веJПIЧИНУ) как отношение
двух сил, действующих на жидкость. силыI
вязкости оказывают сопротивление дефО}r
мации жидкости, причем чем выше молеку

лярная вязкость, тем больше соп р отивле

tiиt: . Сuл ы инерции ОJПIцетворяют сопроти

вление жидкости ускорению. Число Рей

нольдса можно вывести из первых принци

пов, как это показано в приложении 5.2.
Коrда преобладают силыI вязкости, как, Ha

пример, в потоке rJПIцерина ИJПI сиропа, чис

ло Рейнольдса мало и режим потока лами

нарный. Коrда преобладают силы инерции
(в атмосферных потоках воздуха ИJПI в боль

шей части водных потоков в реках), число
Рейнольдса будет веJПIКО, а режим
турбу

лентным. Для потоков в трубопроводах
и каналах критическая область располаrает

ся между 500 и 2000. Следует, однако, с OCTO

рожностью подходить К определениям ла

минарности потока в вязких жидкостях.
Критерий Рейнольдса определенно зависит
от четырех параметров, а не только от OДHO

ro. Следовательно, очень малая вязкость
ИJПI очень низкая скорость течения MOryT
дать тот же результат, что и высокая вяз

кость. Например, тела, перемещающиеся
в воздухе, обычно вызывают турбулент

ность, но тело очень малыIx размеров (как
ПЫJПIнка ИJПI муха) может встретиться с xa

рактеристиками вязкости. Поэтому Шапиро
[744] в своей классической работе отмечает:
«...следует скорее rоворить об очень вязкой
ситуации, чем об очень вязкой жидкости».
Потоки с одинаковым числом Рейнольдса'
называются дuнамuческu подобнымu. Эта
характеристика часто используется в экспе

риментах по моделированию.
Нужны некоторые пояснения по поводу
JПlнейноrо масштаба для расчета критерия
Рейнольдса. Для трубопровода за основу
принимается диаметр, но для русла реки




75


Поток жидкости и транспортировка осадков


или любоrо друrоrо Открытоrо русла это
средняя rлубина потока. Для BeTpoBoro по

тока линейный масштаб определить слож

нее. В аэродинамической трубе им служит ее
высота(диаметр.
Перев.), но для атмосфе

Horo потока приходится принимать мощ

. ность rраничноrо слоя. При вычислении
критерия Рейнольдса для зерен в качестве
линейноrо масштаба принимается средний
диаметр (точнее, средний размер зерен.

Ред.).
5е. Число Фру да. В разд. 5д и в приложении
5.2 дано определение и вывод безразмерно

ro критерия Рейнольдса. Второй относи

тельный безразмерный па раметр
 число
Фруда
применяется для ламинарных или
турбулентных потоков со свободной по

. верхностью или с внутренней rраницей,
в которых для возникновения течения суще

ственную роль иrpает сила тяжести. Число
Фруда определяется отношением
сила инерции pl2u 2




сила тяжести pl3 g
 19
 1//g'
rде р
 плотность жидкости; 1
 длина;
u
 скорость.
Это отношение названо по имени Уилья

ма Фруда, кораблестроителя и теоретика,
который впервые предложил ero.
Друrой способ оценки значения числа
Фруда
это понимание выражения 1fIg как
скорости (скорости перемещения) малой
rpавитационной волны в спокойном мелко

водном бассейне (см. приложение 18.1). Чис

ло Фруда
это отношение скорости течения
к скорости малой волны, возникающей в по

токе. Если число Фруда меньше единицы, то
скорость волны больше скорости течения.
Следовательно, волны от камешка, брошен

Horo в воду, MorYT перемещаться против тe

чения. Такой поток называется спокойным.
При значении числа Фруда более единицы
поток является бурным.
Для потоков плотной жидкости вычис

ляется денсuметрuческое число Фруда (rл. 7
и 19) по формуле


( dP ) 1/2
и/ 19
 ,
р


rде dp
 разница в плотности между слоями;
р
средняя плотность.


5ж. Ламинарные потоки. В естественных по

токах ламинарный режим распространен
меньше, чем турбулентный. Ламинарными
являются потоки льда и rлинисто
обло

мочных масс, хотя эти вещества относятся
к неньютоновским.
На рис. 5.7 показано ламинарное течение
ньютоновской жидкости (воды) по твердому
недеформируемому дну. Как было отмечено
выше, силыI межмолекулярноrо взаимодей

ствия заставляют жидкость у rраницы
с дном прилипать к нему и оставаться в He

подвижности. Однако вышележащие «слою)
жидкости будут скользить относительно
полстилающих со скоростью, определяемой
величиной молекулярной вязкости. Возни

кает перепад скорости. Рассмотрим прямо

уrольный элемент жидкости (abcd), располо

женный между линиями тока. В единицу
времени форма этоrо элемента изменит

ся, и он превратится в параллелоrрамм
(a'b'c'd'). Деформация сдвиrа возникает в pe

зультате течения, поскольку скорости в точ

ках а и Ь превышают скорость в точках с и
d на величину ()и. Таким образом. вязкое Ha

тяжение сдвиrа. или rрадиент скорости,


()и du
У==ъу== dy '


а вязкое напряжение сдвиrа 't представляет
собой произведение молекулярной вязкости
на вязкое натяжение сдвиrа, т. е.


du
't ==
dY.
Это простое соотношение впервые было
предложено Ньютоном, и, как указано BЫ



( 5.15)


.,. а Ь
т о
r
 а и


" , ,т du;
rрадиент скорости=
=У
dy
Рис. 5.7. Ламинарное течение жидкости по TBep

дому дну. Силы молекулярноrо притяжения за

ставляют жидкость у дна оставаться неподвиж

ной. Вышележащие слои жидкости скользят
относительно нижележащих с ускорением, зави

сящим от вязкости жидкости. При этом возни

кает rраничный слой (объяснения см. в тексте).




76


Часть 2


ше, те жидкости, в которых вязкость под
действием возрастающеrо натяжения не ис

пытыIаетT изменений, называются ньюто

новскими.
Мы подошли К такому моменту, коrда He

обходимо рассмотреть некоторые вопросы
распределения скоростей и мощности rpa

ничноrо слоя жидкости. Как уже упомина

лось, rраничные слои возникают из
за TOp

мозящеrо эффекта трения жидкости
о стационарную твердую или жидкую по

верхность. Практически кривая rрафика из

менения скорости на rлубину асимптотиче

ски приближается к перпендикуляру, опу

щенному на поверхность. Исходя из этоrо,
можно весь поток оrnести к rраничному
слою. На практике мощность rраничноrо
слоя определяется расстоянием, на котором
скорость достиrает 99% скорости СRободно

ro потока. Рассмотрим распределение CKO

рости в ламинарном потоке, расположен

ном между двумя стенками, как в канале
(рис. 5.8). Замерив скорость в отдельных
точках в сечении потока, получим xapaKTep

ную параболическую кривую. Такая кривая
описывается простой теоретической форму

лой, исходящей из сбалансированности сил
давления и вязкости (приложение 5.3).


Рис. 5.8. Сравнение общей формы кривых pac

пределения скоростей в открытом лотке; вид
сверху.


Рассмотрим рост rраничноrо слоя при
прохождении потока над тонкой плоской
пластиной, ориентированной параллельно
течению (рис. 5.9). Коrда текущая жидкость
касается поверхности пластинки, начинает
формирова ться rраничный слой вязкости.
обусловленный трением. По мере движения
от вepxHero по течению края пластинки вниз


трение о большую площадь вызывает за

медление движения жидкости и рост rранич

Horo слоя до paBHoвecHoro состояния. Свя

зав возрастание толщины rраничноrо слоя
с расстоянием от края пластинки, мы можем
получить выражение для напряжения сдвиrа
или влекущей способности жидкости на по

верхности пластинки.
Свойства rраничных слоев или уже турбу

лентных rраничных слоев (разд. 5з) приво

дят К ряду важных для седиментолоrии


Внешний краЙ
u
 1'""'И'''0'0 ,",о"


и==
О,99и


Рис. 5.9. Рост rраничноrо слоя при прохождении
потока над жесткой пластинкой. Зона свободноrо
потока начинается при и == 0,99 й.


следствий. Особенно существенный момент
возникает, коrда мы рассматриваем распре

деление скоростей в ламинарном потоке He

ньютоновской жидкости, например течение
rлинисто
обломочноrо материала или ла

вовый поток. Скорость u в данной точке
в ламинарном потоке можно выразить как
среднюю скорость й на расстоянии у от дна
потока при мощности потока, равной 2У:


u
 Й2[1
 (
) '].


(5.16)


что приводит К параболической форме,
упоминавшейся ранее. Для неньютоновской
жидкости


и
 й( :п:/ ) [1
 (
)" +1"'].


( 5.17)


rде n ( < 1) является параметром, опреде

ляющим неньютоновское поведение жидко

сти. Если n == 1, жидкость является ньюто

новской. Как показано на рис. 5.10, сниже

ние n приводит к появлению лопатообраз

Horo в плане распределения скоростей. При
крайнем пороrовом значении n == О скорости
одинаковы по всему поперечному сечению
потока. Лопатообразная форма линии pac

пределения скоростей при n == 1/3 позволяет
предположить, что неньютоновский поток
будет состоять из ряда четко оконтуренных
лапатообразных языков. материала, KO





77


Поток жидкости и транспортировка осадков


торые будут наползать на rраницу сдвиrа
rраничноrо пласта у контакта с твердой по

верхностью. rрадиент скоростей, а следова

тельно, и величина напряжения в rраничных
слоях неньютоновской жидкости rораздо
выше, чем в ламинарных потоках ньюто

новской жидкости; остальные показатели
одинаковы. Языкообразные потоки пре

обретают ряд особенностей, представляю

щих интерес для седиментолоmи (rл. 7).






2




и


о
lIIирина (сечение) потока


Рис. 5.10. Кривые распределения скоростей для
ламинарноrо потока ньютоновской жидкости
(п == 1, параболическая кривая), псевдопластично

ro потока неньютоновской жидкости (п == 1/з,
языкообразная кривая) и предельная линия при
п == О [466]. Объяснение см. в тексте. и
 локальная
скорость, й
средняя скорость.


5з. Введение в теорию турбулентности.
В процессе переноса осадков на поверхности
Земли преобладают турбулентные потоки,
так как воздушные и водные потоки имеют
турбулентную природу. Анализ эффектов
турбулентности сталкивается снемалыми
физическими и математическими TPYДHO

СТЯМИ. Одним из крупнейших (и пока не за

вершенных) достижений физики жидкостей
в хх столетии является преодоление мноrих
сложностей теории турбулентноrо движе

ния в слоистых потоках с помощью экспери

мента и смелоrо приложения физических
и математических rипотез. Основная по

требность в понимании турбулентности свя



зана с нуждами авиации. Вряд ли случайно
применение «современноrо» анализа rи

дродинамических явлений (Рейнольдс,
Прандтль) совпадает с датой первых робких
попыток человечества освоить управляемый
полет. Восемьдесят лет спустя человек cMor
фотоrрафировать турбулентные течения
в атмосфере Земли, находясь на поверхно

сти Луны! Постараемся в остающейся части
этой rлавы и в следующей rлаве вьщелить
те основные физические идеи и результаТЬJ
в области турбулентных явлений, которые
имеют значение для седиментолоrических
исследований.
Введение в турбулентный поток чувстви

тельных датчиков позволяет получить за

пись пульсации скоростей во времени
(рис. 5.11). Скорость в данной точке опреде

лится как средняя скорость (й) плюс откло



(о)
Ламинарный


и


Турбулентный
й


,
f)
k:. W 1

 и'


(б)


и


MrHoBeHHLIe j'
пульсации и ' Время ..............


о


",1 f\ /\ /\ r"'-1
 О
f'""-..J \л....J V '-...J v
,i
 h /\ fi. r\ 1\ f\ fl о
wrv
'-J'"""'" .,
"


Рис. 5.11. а
ламинарный и турбулентный пото

ки, показанные в виде векторов. Постоянный
ламинаРН,?IЙ поток в.. некоторой точке представ

ляет собои единичныи вектор скорости, длина KO

Toporo равна и. Постоянный турбулентный поток
той же величины представлен как вектор средней
скорости й, к которому добавлены пульсирую

IЦИе скорости и', v' и w', которые за достаточно
длинный промежуток времени усредняются до
ну ля; 6
 друrой способ изображения постоянно

ro турбулентноrо потока
показать rрафик CKO

рости в некоторой точке в зависимости от BpeM

ени. Каждая составляющая (и', и, w') показана
отдельно. СостаВЛЯЮIЦИе и', v' и w' за длительный
промежуток времени усредняются до нуля.




78


Часть 2


нение от средней в настоящий момент (и'):


u == й + и'.


(5.1 8)


Таким образом, в случае турбулентноrо по

тока можно rоворить только о характери

стике одномоментной скорости, связанной
со средней через параметр времени.
Использование приборов (электромаr

нитнъп датчиков1 ПОЗВОЛЯlOщих измерить
одномоментнуlO скорость и ее пульсации
в трех декартовьп координатах, позволило
установить, что турбулентные «вихри» Tpex

мерны. и поэтому в тобой отрезок времени


u == й + и' (при измерении вдоль оси
х, параллельной направле

НИIO течения),
v == б + v' (вдоль оси у, перпендику

лярной плоскости xz1
w == w + w' (вдоль оси z).
Значения б и w обычно малы по сравнениlO
с величиной й для большинства ЭрОДИРУIO

щих потоков, представляlOЩИХ интерес для
седиментолоrии. По определениlO средние
значения и', v' и w', измеренные за дли

тельный отрезок времени, равны НУЛIO.
Трехмерная природа случайньп турбу

лентньп пульсаций имеет очень важное
следствие. Локальные rрадиенты скорости
возникаlOТ в потоке доnолнuтельно к явле

ниям вязкости, которые ранее описывались
для ламинарньп потоков. Локальные изме

нения скорости создаlOТ локальные напря

жения, которые работаlOТ в направлении,
ориентированном против rрадиента cpeд

ней скорости потока, вследствие чеrо часть
энерrии потока теряется. Локальные напря

жения создаlOТ турбу лентнуlO энерmlO, KO

торая в конечном итоrе 6лаzодаря вязкостu
рассеивается при турбу лентньп пульсациях.
Теперь леrко объяснить резкое возрастание
потерь энерrии в опытах Рейнольдса с пото

ком В трубопроводе по сравнениlO с лами

нарным течением.
Величина локальньп напряжений, полу

чивших наименование наnряженuй Peй

нольдса, очевидно, будет зависеть от вели

чины мrновенньп пульсаций скорости. Ha

пряжения Рейнольдса имеlOТ форму р U7J,
или р ilW, или р и' 2. Их следует рассматри

вать как дополнительные напряжения по OT

ношениlO к вязким напряжениям, обуслов



ленным вязкостыо жидкости. Таким обра

зом, закон HblOToHa для ламинарных пото

ков
du
Т 1 == fl dy (5.19)
в турбулентном потоке заменяется на


du
'tt == (fl + 1l)
.
dy
Здесь вuхревая вязкость
 дополнительный
фактор, ПОЗВОЛЯlOщий учесть сопротивле

ние сдвиrа, связанное с вихревым движе

нием жидких масс. В отличие от flll
пере

менная величина, которая зависит от разме

ра и скорости вихрей. Обычно она значи

тельно больше, чем fl. Формула (5.20) может
быть записана в друrом виде:


(5.20)


du -:--:r-::t
'tt == fl

 р u v
dy


(5.21)


для случая двумерноrо потока, rде напряже

ние вязкости незначительно.
Очень тобопыmая картина выявляется,
если измерить величину турбулентных пу ль

саций поперек течения. Они имеlOТ макси

мальные значения очень близко к rранице
раздела, но в непосредственной близости
к rранице преобладает вязкое напряжение
(рис. 5.12). Как мы увидим ниже (разд: 5и),


уи*/у
20 40 60 80 100120140
I


т


О 0,01 0,02 0,03


1,0


Рис. 5.12. Распределение общеrо напряжения
сдвиrа ('t), напряжения Рейнольдса (
 puv) и вяз

Koro напряжения J.1(ou/oy) в турбулентном потоке
(Re == 7. 104). Обратите внимание на изменение
масштаба (в три раза) по оси абсцисс в точке
у/Б == 0,05. Единственное усилие, действующее He

посредственно на ДНО,
вязкое. С удалением от
дна турбулентность возникает при все возра

стаю щей роли напряжений Рейнольдса [830].
'tw
напряжение У стенки; Б
rлубина потока;
y
BЫCOTa над дном; u
срывающая скорость;
v
 вязкость. Вязкий подслой простирается до
точки уи. /v == 11,5.




79


IIOTOK жидкости и транспортировка осадков


эта особенность леrко объясняется, если
принять вполне определенную структуру
турбулентноrо потока.
Обратимся теперь снова к распределению
срелней скорости течения по высоте в турбу

лентных потоках на rладкой поверхности.
Замеры скоростей в отдельных точках по

стоянноrо потока (турбулентный поток счи

тается постоянным, если й является KOH

стантой в течение HeKoToporo отрезка
времени) показывают, что вблизи нижней
rраницы идет почти линейное возрастание
скорости по высоте. Но потом, в переходной
зоне, происходит замедление этоrо возра

стания в виде некоторой функции энерmи.
Самая нижняя зона линейноrо возрастания
получила название ламинарноrо подслоя,
однако, поскольку ее природа не чисто ла

минарная, правильнее называть ее подслоем
вязкости. В этом тонком слое напряжение
переда
тся поверхности дна исключительно
посредством сил молекулярной вязкости.
Выше подслоя вязкости скорость пропор

циональна лоrарифму высоты. Это леrко
видеть (рис. 5.1 З), так как эксперимен



Рис. 5.13. rрафики. изменений скорости по мере
роста высоты над твердым ложем для двух воз

душных потоков. а
 изменения скорости пока

заны с использованием линейноrо масштаба на
ординате. Из
за Toro, что в нижней части кривые
прижаты к нулевой линии, считывать с них
данные неудобно; б
те же rрафики с лоrарифми

ческим масштабом по ординате. rрафически
определять значения здесь леrче. Объяснения см.
в тексте [41].


(а)


100
90
80
70
::;l
::s1 60
03
...
8 50
:э
a::I 40


30
20
10


О


1,0 3,0 5.0 7,0
Скорость ветра, M.C
 1


тальные данные, нанесенные в полулоrа

рифмическом масштабе, дают прямую ли

нию. Можно убедиться, что кривая распре

деления скорости пересекает ординату над
поверхностью; это позволяет предполо

жить, что на небольшом расстоянии от дна
жидкость кажется неподвижной. Это можно
объяснить присутствием слоя вязкости, по

скольку лоrарифмическая кривая фактиче

ски переходит в прямолинейный отрезок
rрафика зависимости скорости от высоты
на этом отрезке, а затем, при нулевом значе

нии высоты, пересекает нулевую ординату.
Если поток протекает над поверхностью,
сложенной крупнозернистым песком, BЫCO

та пересечения кривой скорости с ординатой
не изменяется при возрастании скорости.
Если шероховатая поверхность не деформи

руется, тоrда высота точки начала всех раз

личных rрафиков скорости (рис. 5.1 З, точка
k) примерно соответствует 1/30 диаметра
элементов, создающих шероховатость.
Теперь следует дать определение и объяс

нить значение количественноrо фактора и.,
известноrо как срывающая скорость, или
скорость волочения. И. имеет размерность
скорости и определяется следующей форму

лой:


'[о
И


.
 р ,


( 5.22)


rде '[о
 напряжение сдвиrа жидкости;
р
 плотность жидкости.
И. прямо пропорциональна темпу Hapa

стания скорости течения с ростом высоты (в


(6)


103


Е


102


С .
.
-. А

'

.
//

.



 101


.1'

\)


/
fI"


'"
...
о

 10°
са


10
 1


10
2
О 1,0


3,0


5,0


7,0


Скорость ветра., M.C
 1




80


Часть 2


'Iоrарифмическом масштабе) и поэтому
пропорциональна наклону кривых на rрафи

ке рис. 5.13. Величина пропорциональности
в самой нижней части rраничноrо слоя paB

на 5,75. Таким образом, и.
это скорость, Be

личина которой является мерой rрадиента
скоростей жидкости.
На рис. 5.13 TaHreHC уrла наклона линии
rрафика скорости равен АС/СВ. Тоrда и.
равна (АС/СВ)/5,75. Выбрав точки А и В так,
чтобы высота А была в десять раз больше,
чем высота В, получим лоrарифм высотыI
СВ как log10 10
 log10 1 == 1; в этом случае
и. == АС/5,75. Поскольку напряжение сдвиrа
жидкости оmосительно твердой поверхно

сти определяется как
t == ри;, (5.23)


то разница в скоростях на двух уровнях, rде
высота одноrо в десять раз больше высотыI
друrоrо, составляет 5,75и. ; отсюда опреде

ляется Т.
Оmосительно рис. 5.13 следует еще OTMe

тить, что, если известны и. и константа ше

роховатости k, можно определить скорость
U на любой заданной высоте z следующим
образом. Пусть скорость U равна DE. По co

отношению DE == (АС/СВ). ЕО показацо
выше как 5,75и.ЕО. Но ЕО представляет
собой разность (log z
 log k) между ло

rарифмами высот Е и о. Записав log z


 log k как log z/k, получаем


z
и == 5,75u.log '"


или


l
 z
u == 5,75 V plogT.


(5.24)


Формула (5.24)
это известное уравнение
П рандтля для лоrарифмическоrо распреде

ления скорости в турбулентном потоке; оно
применимо к нижним 1
20% мощности по

тока над тонким подслоем вязкости. KOH

станта 5,75 следует из теории Прандтля

Кармана о турбуленmом смеlПИвании
<<ДЛИН». Последние представляют собой
среднее расстояние, которое масса жидко

сти проходит до Toro, как она соединится
с друrой массой жидкости на новом уровне.
Теоретический вывод этой теории дан в при

ложении 4.


Если увеличивается скорость турбулент

Horo потока и одновременно или без связи
со скоростью снижается вязкость, вязкий
пОдслой должен утоняться. Эксперимен

тальные измерения показали, что мощность
вязкоrо подслоя (
) определяется как



 == 11,5 v/u..


( 5.25)


Это приводит нас к существенному MO

менту. Те поверхности, rде элементы шеро

ховатости, создаваемые осадочными части

цами, полностью скрыты в вязком подслое,
называются 2ладкuми (рис. 5.14). Коrда ча

стицы выступают за rраницы этоrо подслоя,
они, как указывалось выше, вызывают обра

зование мелких вихрей. Тоrда поверхность
называется транзиmой или шероховатой
(рис. 5.14). rрафик на рис. 5.15 построен для

 как функции силы водноrо и воздушноrо
потоков оmосительно зерен песка; rрафик


d + d

< 1
>l
5 5


Рис. 5.14. rладкая и шероховатая rраницы. На
rладкой rранице djБ < 1, значения числа Рей

нольдса для зерен du v < 5. Переходная rрани

ца
при значениях duj:v от 5 до 70. Шероховатая
rраница
 при значениях djБ около 14, а du. jv > 70.
составлен таким образом, что критическая
скорость и. соответствует пороry троrания
зерен (см. rл. 6). В воде, например, нижняя
rраница потока прекращает rладкое воздей

ствие на поток у пороrовоrо значения CKO

рости, соответствующеrо троrанию зерен,
диаметр которых больше 0,6 мм. Как будет
показано в rл. 8, из этоrо факта следуют
очень важные следствия для седиментоло

rии.


5и. Структура турбулентных потоков. По

следние пятнадцать лет привели к значи

тельному проrрессу в наших представле

ниях о строении турбулентных потоков.
Хотя математические основания rипотезы
турбуленmости пока не вполне разрабо

таны, в настоящее время стали возможны
прямые наблюдения и анализ турбулентной
структуры. Для этоrо при меняется разрабо





3,0


Поток жидкости и транспортировка осадков


81


......
::;l


;; 2,5


 ....,и

 2,0
о
t::
О
1-0
О
;:; 1,5
=:
I:Q
..а
!-<
u
О

 1,0
о

 0,8


"I:SU 0,6
:=
IU
о..
IU
М
о..
!-<
IU
::;l 0,2
со
E!i
':s:
:s: 0,1


u
IU
s;
!-<
:s:
о..
::.::


0,1


0,2


0,3


0,5


0,4


Срывающая скорость в жидкости U:f,' M.C
 1


Рис. 5.15. rрафик, зависимости срывающей CKO

рости от размера з

н и мощности вязкоrо под

слоя. Кривые б и d c для
оздуха ( "" 0,5 мм) и воды
( '" 0,6 мм) перес
каЮТС1l, обусловливая наруше

ние rладкой по
ерхности у пороrа перемещения
([145]. См. та'Кже' rл. 6 и 8).


танная в СтаlJфор.дСJ<ОМ университете MeTO

дика визуальнqrо и
учения потока с приме

нением водородных пузырьков [459]. Ис

следования Ц9 Пр<;>блемам, прямо относя

щимся К седимецтолоrии, осуществленные
сотрудниками )fн
верситетскоrо колледжа
в ЛОlЩоне, пр(щи
и свет на ряд интересных
проблем [314, 866].
Методика . J;Iримеflения водородных пу

зырьков исполъзу
т электролиз воды
(рис. 5.16) с ПОl\1(j
Ю очень тонких плати

HOBЬ
 ПРОВОЛQчек, установленнь
 перпен

дикулярно или шi:pаллельно дну, чтобы по

лучить мельчайuщ:е серии пузырьков Н 2 .
Плюсовые напряжения подаются на aHOД

ную плату, размещ
нную на стенке лотка,
а отрицательные
 на платиновую прово

лочку. Проволочки покрыты прерывистой
изоляцией, поэтому ток пульсирующеrо Ha

пряжения вызывает образование rрупп


6----91


0,6


мельчайших пузырьков Н 2 через очень пра

вильные промежутки. Интенсивное освеще

ние и съемка скоростной кинокамерой по

зволяют проследить поведение этих rрупп
пузырьков при их движении в потоке. Блаrо

даря этому возможны выявление структуры
потока и прямые замеры MrнoBeHHЬ
 CKOpO

стей на всю rлубину потока. До настоящеrо
времени получены результаты для средних
скоростей потока ;50,20 м . с
 1.
Рассмотрим вначале данные, полученные
при экспериментах. На рис. 5.17 показано
плановое расположение rрупп пузырьков
в плоскости xz на четырех уровнях rлубины
потока. На каждом снимке виден отдельный
слой rрупп пузырьков, сформированнь
 на
определенной rлубине, поскольку остальная
часть платиновой проволоки была изолиро

вана.
Вблизи rладкоrо дна лотка, в вязком под

слое, видна удивительная правильность
строения. Вниз по течению, с довольно пра

вильными промежутками в поперечном (к
течению) направлении, протяmваются BЫ

тянутые волнистые струи
 «пряди». Замеры
скорости показывают, что эти струи состоят
ИЗ жидкости, движущейся с довольно малой
скоростью. При наблюдении сбоку, в пло



Пульсирующее электрическое
напряжение на платиновой
проволоке,
 ve
..


Напряжение на
аниднои плате, + ve
+


..
:: Поверхность
.'. потока


Фотокамера ::::: I Прерывистая '. Источник

 :
.: Возникновение I изоляция :'.:. . света
'.:: пузырьков"2 I :'::
. . '-..., Необязател
ный :::
опытныи
Дно , образец
'.


Второе дно


..
..


..
:-. .'


:::0:.: .:: ::= ::.:.:.....:::.:: :::::" .::"::_.: :.: :"::: :.:':_.:.-. .=. '::.:.=.


Рис. 5.16. Установка для получения серий BOДO

родных пузырьков для достижения возможности
визуальноrо наблюдения потока. Течение либо
от зрителя, либо к нему [866].




82


Часть 2


.
 \'( f .\;.jt:
, f\\\'"I'




'. .' I ,\

I ." f \\ . .'
: .

..




(a)1


.....
.


, ..


--\..........

.----

..,...J.. .
. .... -;
.... ".....
.. 0n9 ." ...
,
"'" .. . '\
. '" . .
\1


.,.


... .


.#.


f


в)



,



 # 1: ' . }f

':' \,..'
.
 f ,..,... i "

'
\
i. · ·

t
.....
.-t' '..

I . .
 . t t .
 .
, i' .'

,
 \r
. J. ..
t
" , '\
." t
)\
)
,., ,. Ч t " ·
J.\\'
; !.. 1.

. '.",
t:'

 , t. . .
'.} . ,\
\.\ ,t.
 \
....
..
 i ",' , .' '...
. ..

 ';.,<"'1 1
..,." t,'


:
... ... !
{ " ...." '". ., ;
\ \" А
Ь '
""r'(: 1

I . f
 " .

,.


I ! I I I
О 1 2 3 О
см
(д) (О' С



. '
'"
 ."


'*' ,,11'


Д,,;t


..
,,



t".... ,....«.. "s
-'


. <> ..
" ... .


I
'.. .' t
.... ,]
.
i
. )
,.- "1 ''С.


.. ., '
д:
\l
 . '\
'
11 . t . '-'
"I .
'
 . ... "->
'Т "\


 :
.'
'

>
 " ) !. ,,'1 -. . > ,



-
t ·


.
"


11" ,
,


1,""
I


,


..... .'
.


.....


(6)

. ,....tt. .. .

 01
!
 .' 1I1"'.f' .... . '1'
"1 \;' :,
.. pf '* ..n . ,
... -. tt)r:\..:'" '..... . ,.It; ,. " · t
"'1 .
W" , .. 1.1
.j... ..
-j. ..
. , ....
"+ .,(t "'.J
;--r.....
 .1
t

 . ..
i r .' J .
.. \, ,.
. , 11.


(i') . . .... .

\ .



.. .


 " . ' "".'*

'J.:

.
'''' } l '
1... ь, ,..
t . V j .


, ' ,1 i ./1'
 ;..-,:

 I.-t. }I..
t. '* \"'\t \ ,:.. \'\

 ).. " .' \' (, '<J, \ "
· .
. . .
.
 'J '/

.
 f.;. ','!' \1;. 1.. \.' '\.
..,' "


. >:. \
 ;.*, f '" t
t '! .
,
, J

.' \ .,,\ ';,
.
. , , .


.1
1


I
2


см
tD+h,c


.
.


.'
J.'


, .\
,. ."t
:;
.


,:!
J


I
3


,
о


. \ .-

I 1
 't,
l;'
 I
.' 'i. :., s1. i '.,.

., "
:

, I
'.
,
.
. t \ l'
"
\ .
\ r "':.


.'
;. *




t
1


I
2


I
3


см
.&
t D + 11' С




83


ПОТОК ЖИДКОСТИ И транспортировка осадков


скости ху (рис. 5.18), ВИДНО, что струи xapaK

теризуются более низкой скоростью, чем
средняя скорость потока. Видно, что ОНИ KO

леблются и пульсируют, время от времени
попадая в основной турбулентный rpa

ничный слой (рис. 5.19). Эти заходы медлен

но движущейся жидкости названы пpopывa

ми (bursts). Они ассоциируются со скоростя

ми более низкими, чем средняя (и) скорость,
и с положительными (т. е. направленными
вверх) скоростями и. Замедленно движущие

ся струи в вязком подслое поперек течения
чередуются с областями больших скоростей
и, ассоциирующихся с отрицательными (Ha

правленными вниз) скоростями и. Заходы
быстро движущейся жидкости непосред

ственно над кровлей вязкоrо подслоя Ha

званы заметами (sweeps). rрафическое
изображение явления замета дано на
рис. 5.17, д. Это вид дна лотка в плоскости
xz. Интенсивно освещенные песчинки разме.:.
ром 0,1 мм иrрают здесь роль трассеров.
Стрелки показывают про рыв фазы замета,
которая энерrично перемещает песчинки
вперед и в стороны в процессе cBoero движе

ния по дну. Песчинки выrлядят как черточки
из
за большой скорости их движения. По
краям фазы замета песчинки видны в виде
точек, что rоворит о наличии струй медлен

Horo движения, перемежающихся поперек
потока с внедрениями заметов.


Рис. 5.17. а
д
моментальные фотоснимки ce

рий пузырьков Н 2' снятые сверху в направлении
дна; поле зрения
 в плоскости XZ, течение направ

лено от верха кадра книзу. Платиновая проволо

ка с прерывистой изоляцией, rдe образуются
пузырьки Н2' расположена вверху каждоrо сним

ка. rруппа кадров a
2 представляет ряд все более
высоких положений проволоки относительно
,lJ;Ha. а
 хор<?шо видны струйки пузырьков в пото

ке, каждая струйка представляет собой фазу дви

жения с низкой скоростью в вязком подслое ;
б
струйки перепутываются и становятся хуже
различимыми по мере перехода в лоrарифмиче

скую часть турбулентноrо rраничноrо слоя;
в
2
 в краевых частях потока серии не нарушены,
но на друrих хчастках видны макротурбулентные
образования L 459]; д
вязкий подслой, структура
KOToporo выявлена с помощью песчинок диаме

тром 0,1 мм, перемещаемых по rладкой черной
поверхности. Серия кадров, разделенных интер

валом времени 1/12 с, с выдержкой 1/30 с. Видно
развитие явлений прорыва или замета (показано
стрелками). и. == 21,3 мм. с
 1 [314].


6*


По мере удаления от дна струйное CTpoe

ние становится менее заметным. Струйки
с низкими скоростями ИЗ прорывов CTaHO

вятся «спутанными», поднимаясь вверх
сквозь rраничный слой (рис. 5.17 и 5.19). Bы

ше по потоку, в «лоrарифмической зоне»,
создается впечатление случайной турбу

лентности, а в самой верхней зоне (так назы

ваемый реrион кильватера) турбулентность
перемежающаяся и rораздо более крупно

масштабная, чем во внутренних слоях. Typ

булентные узлы достиrают поверхности
в виде «вскипаний», вызывая местный подъ

ем поверхности воды (рис. 5.17).
По данным этих визуальных наблюдений
леrко прийти к заключению, что турбулент

ная структура пространственно орrанизова

на. Размеры струй (л. s ) определяются эмпи

рической формулой


л. s и./v
 100,


( 5.26)


rде И.
срывающая скорость; v
кинетиче

ская вязкость. Следовательно, при постоян

ной v Л. уменьшается при возрастании и..
Скорость прЬрывов медленных струй возра

стает с ростом и.. Нужно иметь в виду, что
процесс образования струй
 квазицикличе

ский (новые струи формируются и перефор

мировываются в поперечном сечении).
Обратившись к измерениям rрупп пу

зырьков (рис. 5.18), видим, что мини

мальные продольные скорости и прямо KOp

релируются с положительными верти

кальными скоростями v и обратно. Это дает
основание считать, что миrрация элементов
жидкости с дефицитом кинетической энер

mи обеспечивает большой положительный
вклад в местные напряжения Рейнольдса.
Фазы заметов также увеличивают напряже

ния Рейнольдса, но наибольший эффект при
этом наблюдается вблизи стенок лотка. OT

сюда следует, что почти все напряжения
Рейнольдса ( ....., 70%) в турбу лентных пото

ках связаны с процессом формирования
прорывов и заметов и что большая часть
этих напряжений возникает вблизи стенок.
Для седиментолоrии значт-,:тельный инте

рес представляют резулътатыI эксперимен

тов явлений прорывов/заметов на твердом
дне с искусственно созданной шерохова

тостью [314]. Она обеспечивалась Ha

клеенными на дно лотка в один ряд обло





84


Часть 2


МОЧНЫМИ частицами. Переходная rраница
создавалась путем использования крупных
песчинок диаметром 2 мм, rрубошерохова

тая
путем использования rальки диаме

тром 9 мм. Скорости были значительно ни

же пороrовых для свободных частиц TaKoro
диаметра. Анализировались три типа rpa

ничных условий для потоков с постоянным
числом Рейнольдса, т.е. при и, v и h, paBHbIX
константе. Увеличение шероховатости дна,
как и следовало ожидать, приводило к росту
среднеrо напряжения сдвиrа у дна. Данные
по интенсивности турбулентности соизме

римы с и* незавuсuмо от условий шерохова

тостидля hjd ;;;::0,2 (рис. 5.20). Это позволяет
предположить, что за пределами некоторой
высотыI интенсивность зависит исключи

тельно от размеров rраницы и напряжения
сдвиrа, но не зависит от условий, вызываю

щих напряжение сдвиrа. Ближе к дну rрафи

ки расходятся, продольная интенсивность
снижается, а вертикальная
 возрастает
(рис. 5.20). Замеры среднеrо напряжения
Рейнольдса коррелируются с линейным
распределением среднеrо напряжения сдви

ra, стремясь к нулю вблизи свободной по

верхности потока.
Можно предположить, что вязкий rpa

ничный подслой и жидкость, заключенная
между элементами шероховатости, предста

вляют собой «пассивные» резервуары жид

кости, имеющей низкий потенциал кинети

ческой энерmи; эта жидкость втяmвается
в движение в моменты прорывных фаз.
Очень существенно, что струйное строение
вязкоrо подслоя, наблюдаемое на rЛ3Д*6М


дне, rораздо менее заметно в потоках с пере

ходным и шероховатым дном. Быстрая по

теря ускорения жидкостью в фазе замета
связанная с началом волочения зерен, при

водит к отмеченному выше понижению про

дольной (u)и вертикальной (v)турбулентной
интенсивности. Возрастает и напряжение
Рейнольдса (и' v') в связи с увеличением ше

роховатости около стенки лотка.
На основании вышеприведенноrо можно
сделать ряд вы1одов, разделив rраничный
слой турбу лентноrо потока на две раз

личные зоны: а) внутреннюю близкую к дну
зону, верхняя rраница которой находится
между переход ной и лоrарифмической
областями rраничноrо слоя турбу лентно

сти, и б) внешнюю зону, простирающуюся
до свободной поверхности потока. BHYTpeH

няя зона определяется следующими особен

ностями:
1) в ней сосредоточивается образование
основной части турбулентности;
2) в ней располаrаются чередующиеся
струйки жидкости с высокой и низкой CKO

ростями движения;
3) струйки с низкой скоростью в областях
с большой величиной напряжения сдвиrа


Рис. 5.18. Примеры выявления с помощью пу

зырьков Н 2 структуры потока, движущеrося по
rладкому дну (фанера). Зарисовки а и в сделаны
с моментальных фотоrрафий, зафиксировавших
соответственно прорыв и замет; 6
 rрафики из

менения скоростей х и у, замеренных на таких фо

тоrрафиях, и rрафики средней скорости, замерен

ной на ряде фотоrрафий [314].


25


Скорость" в направлении у, мм. c
 1
(6) +2
2


(а)
'
 ........

....
.

.... .
g-I...
..

 '
I · .
 ... --:JIII у 15
g
 11 . fIJ.I

 Высота
о
,.... ....., .. над
@g, .,/
I

дном,

 '.#'!h"-=

 мм 10

 ...,




 ,'II"'

:;; (Нарушенное движение)


t::: ", """[ладкое дно"" ",,,,


[рафик
высокой
мrновенной
скорости
(замет)


20


5


о
О
Скорость и в направлении х, MM.C
 1


':5:
О
"'"
u
:5:
I!:I
:а
о.
Q)
о.


u ':5:
"" Q)

 :5:
О =

 tJ:
О

I!:I О
О м
0.:5:


tJ:
""
I!:I
О
:I:
:5:
"'"




..--

I . " . .....
I . ,... . ..::'
...'.-
.....
......
.....
....".
.. -'»..
I = · ..., t. ....
(Нарушенное движение)
[ладкое дно




85


Поток жидкости и транспортировка осадков


h+l:



(а)


..oo

h 50
О


(б)






h.':

O



(8)


(
)


loo r
h+50

О


(д)
h+l:


Рис. 5.19. Рост единичноrо прорыва (a
д), XHa

блюдавшеrося по поведению окрашенной струй

ки, впрыснутой В поток со дна. Преобладающую
часть времени струйка медленно смещалась вниз
по течению (направление х) как целое, причем
каждая струйка очень медленно расширялась.
Достиrнув высоты, соответствующей h == 8 -7 12,
струйка начинала пульсировать (6 и в). Пульсация
разрасталась и затем завершалась резким «про

рывом», переходящим в изrибание и растяжение
(в, 2, д). h +
безразмерная величина, выражаемая
в масштабе hu. jv, rде h
 высота от дна,
и.
срывающая скорость жидкости, v
кинемати

ческая вязкость [459].


вблизи верхней rраницы поднимаются
вверх.
Внешняя зона:
1) является источником быстро движу

щейся жидкости в фазе замета вблизи своей
нижней rраницы; это, возможно, провоци

рует цикл прорыва;
2) образует водовороты вблизи зоны про

рыва, которые рассеиваются во внешней зо



не и MorYT достиrать поверхности в виде
«вскипаний» .
Эти выводы прямо относятся к rенезису
ряда осадочных текстур и к турбулентному
взвешиванию (rл. 6, 8).


Х


Х


5к. РаЗllеление потока и вторичные течения.
Представим себе ПОТО
, который вниз по Te

чению расширяется и далее имеет постоян

ную ширину (рис. 5.21). В идеальной жидко

сти линии тока будут расходиться, а за тем
пойдут параллелъно. Исходя из принципа
неразрывности, поток замедлит течение
в расширяющейся части русла и вновь при

обретет постоянную скорость далее вниз по
течению. Обратившись к уравнению Бер--
нулли (разд. 5r), мы можем заключить, что
давление возрастает в расширенной части
потока, но останется постоянным выше
и ниже по течению. Давление и rрадиент
скорости должны при этом соответствовать
условию


Х


Х


dp/dx > о; du/dx < о.
В реальной жидкости с rраничными слоя

ми перепады давления, возникшие в этих yc

ловиях, окажут наибольшее воздействие на
медленно движущуюся жидкость вблизи


3


[ладкое дно о
Шероховатое дно ...
1
(и'2)2/и*

-rJ.....IIL.J. Интенсивность
<.rV"'
"'
"'


продуu.ирования
..........
-ADAO-...
...
i



............
...
...........
...
 1
rf (v'2) 2/и * турбулентности
,6
о


2


О


u'v'/ и. 2
000 .......
...............
"'0 Q .........
...
a.

... ... ...


 Напряжение Рейнольдса
 1


О 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,1
Л/а
Рис. 5.20. rрафики, иллюстрирующие влияние
шероховатости на интенсивность образования
турбулентности и напряжения Рейнольдса в тyp

булентных потоках при близких значениях числа
Рейнольдса (Re == 6700); обратите' внимание на
рост интенсивности вертикальной (у) турбулент

ности (V'2)l/2ju и снижение интенсивности rори

зонтальной (х). турбулентности (U'2)1/2ju вблизи
дна при переходе от rладкой (полирован
ое дepe

во) к шероховатой (rалька диаметром 9 мм) по

верхности. Интенсивность турбулентности не за

висит от шероховатости при hjd > 0,2 (h
высота
над дном, d
rлубина потока) [314].




стенки в расширяющейся части потока. Эта
жидкость будет rораздо леrче притормажи

ваться обратным перепадом давления. При
некоторых обстоятельствах перепад давле

ния прижмет жидкость ближе к стенке в Ha

правлении против течения, как показано на
рис. 5.21. Отрыв 2раниЧНО20 слоя может
произойти в точке S, называемой moч кой ::::.::::::::;

+ 1
отрыва, а ниже по течению происх.?дит пpи

 030 \.
соединение потока. Между точкои отрыва
..
..\ \.....=:=

Идеальная жидкость .
S и местом присоединения образуется замк


 1 '......
.

нутое вращающееся в обратном направле



нии завихрение, или водоворот отрыва.

 2
Отрыв rраничноrо слоя происходит TaK
 Реальная жидкость
 3
же BOKpyr сферических или цилиндрических
тел, помещенных в поток, или в месте oтpи

цательной ступени или небольшоrо наруше

ния поверхности дна (рис. 5.22
5.24). В пер.-
вом случае отмечается обратный перепад
давления позади шара или цилиндра, rде
расходятся линии тока, во втором случае
перепад давления связан с резким расшире

нием потока. Оба случая представляют
большой интерес для седиментолоmи (rл. 6
и 7). Большее практическое значение имеет
отрыв rраничноrо слоя на верхней части
сильно наклоненной аэродинамической по



86


Часть 2


(а)


(6) У 4
У 2 Х 4 S .. .,.......::,.,.::....:::.
... z .
Направление L
течения х


РЗ Р 4
. . .....:.::....
.:....:
:::::::::
Х З S
Y 1
!Ш
] Эффект отрыва потока


Х 2
Направление У
течения L х
р -------------t>
,


Р2


х,


:;..:.;:.:.....


(в)
j""" "'"
"""""",
""""""" t

(2) ,


111111111,,'1,,1111101111111111111/111111111 S 1111/111/1////////1/ У
Х З 3
Рис. 5.21. Отрыв потока: a
Ha отрицательной
ступени, моделирующей rребень ряби в при

родных условиях; 6
 в расширении русла, KOTO

рому в природе соответствует дельтовая прото

ка. в, 2
cxeMЫ распределения скорости и линии
тока для сечений, аналоrичных Х з УЗ . Объяснения
см. в тексте. р
 давление; S
 место отрыва.


У з


верхности, вызывающий сильное снижение
подъемной силы и потерю скорости.
На практике и ламинарный, и турбу

лентный rраничные слои отрываются, при

чем первый отрывается леrче. Однако для
целей седиментолоmи нас больше интере

сует отрыв турбу лентноrо потока. П рисмо

тревшись пристальнее к завихрению отрыва
у отрицательной ступени, напоминающей
нижний (по течению) склон ряби, мы можем
выделить вихревые (водоворотные) завихре

ния, возникающие, коrда ступень образует
с направлением течения уrол менее 450,
и волновые завихрения при уrлах более 450.
Линии тока в волновом завихрении предста

вляют собой замкнутые петли, в BOДOBOpOT

НОМ
 rеликоидальные спирали. Это можно
проиллюстрировать с помощью линий тока
поверхности, как на рис. 8.5. Очень важные
явления наблюдаются в начале завихрения
у ero сочленения с rлавной струей потока
жидкости. Здесь происходит относительное
перемещение между двумя течениями, BЫ

зывающее сильное турбулентное вихре

образование вдоль неустойчивой поверхно

сти раздела. Вдоль rраницы этой поверхно

сти до места причленения наблюдается
очень сильное образование напряжений
Рейнольдса. Они MorYT в три раза превы

шать интенсивность напряжений на приле

rающей сверху (по течению) плоской части
дна до начала ступени (рис. 8.4). Вывод для


Эксперименталь

.
'''''' ная при
Rе= ud ==зоооо
v
Теоретическая
ДЛЯ идеальной
жидкости ==
1
 4 s in 2 е


Рис. 5.22. Поток, обтекающий цилиндр, распо

ложенный длинной осью перпендику лярно тече

нию. Вверху слева
 теоретические «идеальные»
линии тока для жидкости, в которой вязкость OT

сутствует. Внизу слева
 реальная картина при
Re g == 3 . 104, С отрывом потока и вихреобразова

нием. На rрафике показаны теоретические и экс

периментальные кривые распределения давления
(безразмерная величина, по ординате) на поверх

ности TaKoro цилиндра. Фактически замеренное
давление меньше теоретическоrо, так как позади
тела нет разделения потока, которое моrло бы
вернуть жидкости ее первоначальную скорость
[275].




87


Поток жидкости и транспортировка осадков


седиментолоrа напрашивается сам собой:
присоединение отделенноrо ранее rранично

ro слоя приводит к усиленному размыву.
Как будет показано в rл. 8 и 9, эта тeHдeH

ция к усилению эрозии удовлетворительно
объясняет происхожденue нескольких раз

лич ных донных форм и связанных с ними
осадоч ных текстур.
Последний рассматриваемый тип He

устойчивости течения широко распростра

нен в естественных турбулентных потоках
и охватывает веерообразные движения, Ha

кладывающиеся на основное течение. Эти
движения приобретают формы сменяющих
друr друrа попарно спиральных BOДOBOpO

тов, распространяющихся поперек течения.
Каждая пара водоворотов включает воз

вратно
поступательные вращающиеся BO

довороты и может оказывать воздействие
на значительную часть Bcero rраничноrо
слоя. Линии раздела и воссоединения напра

влены параллельно rлавным линиям тока.
Эти спиральные вихри получили название
вихрей Тейлора
 rертлера и наблюдаются
почти во всех природных турбу лентных по

токах. Они являются причиной чередования
быстрых и медленных дорожек влекомоrо


Отрицательная
ступень


Рис. 5.23. Схема образования завихрения вслед

ствие отрыва потока и ero присоединения у отри

цательной ступени, моделирующей нижний по Te

чению склон ряби в природе [12].


ветром песка, часто наблюдаемых в пе

счаных пустынхx и на сухих пляжах, и знако

Moro каждому явления ветровых полос на
поверхности воды, подверrающейся дей

ствию ветра. Теоретический анализ ypaBHe

ния HaBьe
CTOKca для турбулентноrо дви

жения показал, что вторичные течения
являются результатом дисбаланса HOp



мальных напряжений Рейнольдса й,2 и ",,2.
Математический аппарат TaKoro доказа

тельства довольно сложен [232].
Вдоль линии присоединения вторичных
течений наблюдается усиление размыва или
перемещения осадка и общее выбрасывание
частиц от линий тока поверхности присое

динения к линии раздела. В следующей rла

ве мы покажем, что с действием вторичных


Рис. 5.24. Разрез через завихрение, показанное
на рис. 5.23. Видны усредненные по времени ли

нии тока и схема распределения скоростей.


течений связано несколько типов донных
форм в водных и воздушных потоках.


5л. Выводы. Потоки жидкости обладают
rраничными слоями, обусловленными вяз

ким торможением. Их природа
 ламинар.-
ная или турбу лентная
 определяется чис

лом Рейнольдса. Преобладающая часть
'воздушных и водных потоков, имеющих
значение для седиментолоrии, являются
турбулентными. Все потоки жидкости вызы

вают напряжения сдвиrа, локализованные
у твердой rраницы потока и в самом потоке.
Произведение среднеrо напряжения сдвиrа
у дна на среднюю скорость потока дает
среднюю силу потока, приходящуюся
в жидкости на единицу площади дна. Турбу

лентный поток имеет довольно четкое
строение, причем источник образования
максимальной турбу лентности находится
вблизи вязкоrо подслоя. В этой зоне, близ

кой к дну, турбулентное движение про

является в форме заметов (sweep) и проры

вов (bursts). Прорывы жидкости, переме

щаюшейся сравнительно медленно, перио

дически поднимаются к поверхности в виде
крупных турбу лентныx водоворотов. И
в ламинарных, и в турбулентных потоках
обнаруживаются явления отрыва потоков
в зонах неблаrоприятноrо перепада давле

ний, например, при наличии западин дна
или расширений русла.




88


Часть 2


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Математические сложности rидромеханики He

редко отпуrивают студентов (и преподавателей)
от этоrо важноrо раздела современной седи

ментолоrии. Наиболее ясное и просто изложен

ное введение в механику жидкостей можно
найти в работе Шапиро [744]. Освоив эту He

большую книrу, можно перейти к более слож

ным руководствам, в которых к проблеме под

ходят с точки зрения простых законов ньюто

новской физики С минимальным использова

нием высшей математики (например, [422, 539,
275, 294]). Авторы этих и мноrих друrих книr,
включая ставшую классической работу Эвальда
и др. [250], стремятся дать вводные сведения
о rидромеханике студентам инженерных спе

циальностей. Приводимые в них примеры He

редко не связаны с интересами специалистов
в области наук о Земле. Насколько это из

вестно автору данной книrи, единственной рабо

той, рассматривающей эти вопросы с «rеофи

зической» точки зрения, является книrа Тритто

на [830]. Этот труд требует знания высшей Ma

тематики и содержит изложение мноrих аспек

тов rеофизических потоков. Фундаментальный
справочник по турбулентным потокам для более
подrотовленных студентов
 книrа Таунсенда
[827]. Оффен и Клайн [617] дали хороший обзор
процесса «прорыва» в турбулентных потоках.


Приложение 5.1



равнение Бернулли
(по rэсьореку и Картеру [294])


Это важное уравнение можно вывести, при

менив второй закон Ньютона к движущимся
элементам жидкости. Рассмотрим элементарный
объем жидкости, показанный на рис. 5.25 и xa

рактеризуюшийся площадью сечения dA, длиной
ds, моментальной скоростью и, плотностью р
и ускорением а. Мы рассматриваем «идеаль

ную» жидкость, на которую действуют только
давление р и rравитационная сила тяжести (g)
или вес. Напряжения СДвиrа, связанные с дей

ствием вязкости, мы полностью иrнорируем.
Приняв во внимание только силы, действую

щие в направлении движения, результирующую
силу давления на концах элементарноrо объема
можно определить как


pdA == (р + dp)dA ==
dpdA,


(5.27)


если рассматривать направление движения как
величину положительную. Составляющая силы


тяжести в направлении движения составит

 dAdspg sin е ==
 dAdspg dz ==
 pgdAdz.
ds (5.28)


Тоrда сумма этих двух сил равна массе, YM

ноженной на ускорение:
du du ds du
т == pdsdA. и а ==
 ==

 == и

dt ds dt ds


и


та == pudAdu.


(5.29)


Тоrда уравнение приобретает вид:

 (dpdA)
 (pgdAdz) == pudAdu.
Делим на
 pg dA:
dp + dz + udu == о.
pg 9


(5.30)


(5.31)


Интеrрируем, принимая, что в несжимаемой
(т. е. не rазообразной) жидкости р не изменяет

ся с изменением р:
р и 2

 + z +
 == const == Н, (5.32)
pg 2g


rде Н
06щuй напор; p/pg
Haпop статичеСК020
давленuя; z
потенцuальный напор; u2/2g
CKO

ростной, uлu кuнетuческuй. напор.


dA


/"
/"
k'u


dz






w


ОСЬ ДЛЯ отсчета


Рис. 5.25. Вывод уравнения Бернулли [294].
Объяснение буквенных значений см. в тексте.


Каждый член уравнения выражается в едини

цах длины. Умножение на pg приводит нас к
формуле (5.4), rде члены выражаются в единицах
энерrии на единицу объема.


Приложение 5.2
lIисло Рейнольдса
(по rэсьореку и Картеру [294])


Рассмотрим кубический объем жидкости с вяз

костью ).1, плотностью р, площадью сечения б 2
и длиной б (рис. 5.26). Пусть верхняя поверх

ность движется относительно нижней со CKO

ростью и, а разница в скорости связана с
проявлением сил вязкости. Движение может TaK





89


Поток жидкости и транспортировка осадков


же обусловить 'действие сил инерции, коrда
рассматриваемый объем жидкости претерпева

ет ускорение или замедление.
Усuлuе преодоленuя вязкостu равно напряже

нию сдвиrа, умноженному на площадь; так как
напряжеl;lие сдвиrа равно
(du/dy), соrласно за

кону Ньютона (формула (5.15», в этом случае

и82
усилие преодоления вязкости ==
 ==
8и.
8 (5.33)
Сила инерции равна массе, умноженной на yc

корение (второй закон Ньютона). Масса равна
плотности, умноженной на объем: р8 3 , ускорение


, u
.


,










...........
........


5
Рис. 5.26. Определение числа Рейнольдса [294].
Объяснение буквенных обозначений см. в тексте.


u/t == и 2 /8, поскольку u == 8/t и t == 8/и, следова

тельно,
.83 2
сила инерuии ==
 == р8 2 и 2 .
8


Преобразуем эти две силы в виде отношения


сила инерции
усилие преодоления
вязкости
== число Рейнольдса,


р8 2 и 2

и8


ри8




(5.35)


rде 8
линейные размеры любоrо потока, как
описано в тексте.


Приложение 5.3
Распределение скоростей
в вязком потоке в канале
(по rэсьореку и Картеру [294])


Рассмотрим постоянный вязкий поток между
двумя стенками (рис. 5.27). Пусть объем жид

кости между стенками имеет длину 1, единицу
ширины, мощность 2у, причем у измеряется от
осевой линии потока; в
 ширина канала. Давле

ние на верхней по течению rранице объема
Рl' на нижнеЙ
Р2, причем Рl > Р2. Так как это
однородный постоянный поток, давление и силы
вязкости, действующие на объем жидкости,
должны находиться в равновесии. Вязкость при

мем равной
.


Прилаrаемая сила, обусловленная различием
в силах давления на rраницах объема, равна
этой разнице, умножеННQЙ на площадь попереч

Horo сечения объема. Следовательно, сила paB

на


Pl12y
 P212y, или (Рl
 Р2)2у, или ,1р2у. (5.36)


Сила сопротивления связана с напряжением
сдвиrа "[, действующим на поверхностях, парал

лельных потоку. Заметив, что скорость измеряем
от иентра в стороны, а rрадиент скоростей

величина отрицательная, получаем
du
t21 ==


21. (5.37)
dy


Уравниваем
du
,1р2у ==


21
dy


(5.38)


или


,1Р
du ==

ydy.

l


(5.39)


Интеrрируя, получим
,1Р 2
и==

y +С
2
1


(5.40)



CKOpOCTЬ на поверхности объема на расстоянии
у от осевой линии.
Чтобы определить С, примем у == Ь/2 и u == о;
тоrда, соrласно фОРМVJ1е (5.40), при u == О
С == Др (Ь)2.
8
1
Заменив С в формуле (5.40), получаем
u == (Ь 2
 у2) ,1Р .
8
1


(5.41)


(5.42)


!
 'lf



 i
 f'Y


11 111


, 2


Рис. 5.27. Вывод уравнений вязкоrо потока
[294]. Объяснение буквенных обозначений см.
в тексте.


Это доказывает, что распределение скорости в
поперечном сечении потока является параболи

ческим Максимальная скорость
 в осевой линии,
rде у == о:
2 ,1Р ( Ь
 у2 )
и mах == Ь
' или u == и mах
 .


(5.43)




90


Часть 2


Средняя скорость в поперечном сечении (без
вывода) составляет



 Ь 2 д.р
и


 12).11 '


а напряжение СДвиrа, обусловленное вязкостью,
составит


6).1и
Тmах == Ь


Приложение 5.4


Вывод закона Кармана
 Прандтля
для турбулентных потоков
(по
рэнсису [275])


в турбулентных потоках вихревые движения
приводят к смешению жидкости с высокой и
малой скоростями движения как по направле

нию течения, так и поперек. .в идеализирован

ном вращающемся водовороте (рис. 5.28) и

средняя скорость в ero центре по отношению
к rраницам потока, а dи/dу
мrновенный rpa

диент скорости поперек этоrо вихря. Скорость
Bepxнero слоя равна u + 1/21du/dy, нижнеrо
слоя-
и
 1/21du/dy. Движение водоворота попе

рек потока составляет долю от среднеrо пере

мещения, равную 1/21du/dy.
В цилиндрах в зоне поперечноrо сечения, по

(а)
Быстрый слой


r А
l
1






Поперечное
движение


А


Медленный Слой


т




(6)


и + .ll


 2 d y


11
ПЛощадь 1
п
езч:= (а) .,_.
.-----.
. 1 dи

 и

l


 2 d-y


r


у
Lx


Рис. 5.28. Вывод уравнения Кармана
 П ранд шя
[275]. Объяснение буквенных обозначений см.
в тексте.


(5.44)


казанных с обеих сторон завихрения, скорость
составляет 1/21du/dy; с этой скоростью масса
жидкости, равная ap1/21du/dy, передается за еди

ницу времени из быстро движущеrося слоя к
медленному. Каждая единица массы жидкости
меняет свой потенциал на величину ldu/dy, так
что общее изменение потенциала в обоих ци

линдрах равно
2 ( ар
 1
 ) ( 1 du ) . (5.46)
2 dy dy


(5.45)


Теперь силы должны действовать так, чтобы
сохранить разницу в скорости, потому что в
противном случае быстрый и медленный слои
перемещаются и образуют спокойный поток со
средней скоростью. Следовательно, напряжение
сдвиrа '["' должно противостоять тенденции пе

редачи потенциала с целью ликвидации rpa

диента скорости.
Тоrда


, ( 1 du ) ( du )
'["2а==2 ap
l
 1
,
2 dy dy


(5.47)


или


,
1 (1 du ) 2
Т

p
 .
2 dy


(5.48)


Примем т', 1 и du/dy в качестве среднеrо Ha

пряжения сдвиrа, длины водоворота и rрадиен

та скорости соответственно. Чтобы при такой
операции сохранить равенство частей, введем
константу k; тоrда
1 ( du ) 2
Т == k 2" р 1 dy .


(5.49)


Теперь можно решить это дифференциальное
уравнение, если принять: а) т == то
 rраничное
напряжение сдвиrа, б) по экспериментальным
данным установить, что количественная величи

на kl пропорциональна расстоянию от rраницы,
т. е. размер завихрения прямо зависит от rлу

бины. Записав уравнение (5.49) в виде
(;) 1/2 == (I) 1/21
: (5.50)


и приняв по экспериментальным
(k/2)I / Ч == 0,4у, получаем
( ) 1/2 1
du ==

dy.
р О,4у


данным, что


(5.51)


Интеrрирование дает
. ( ) 1/2 1
и ==

 [loge у] + const.
р 0,4


(5.52)




91


Поток жидкости и транспортировка осадков


Записав константу интеrрирования
( 1"0 ) 1/2 1 1
С ==

loge
,
р 0,4 С 1


rде .. с 1
 дрyrая константа, придаем уравнению
(5.52) вид


( 1" ) 1/2 1 [ 1 J
и ==

 10geY + loge
 ,
р 0,4 С 1


(5.53)


в десятичных лоrарифмах
( 1"0 ) 112 У
и == 5,75
 log10
.
Р С 1


(5.55)


в обозначениях, принятых в основном тексте,
эта запись (см. уравнение (5.24)) выrлядит так:
и == 5,75
 IOg10 f. (5.56)


( 1" ) 1/2 У
и == 2,5
 loge
.
р С 1


в заключение следует заметить, что формула
(5.56) применима только к Iiижним 10---20% rpa

(5.54) ничноrо слоя. Иноrда ее называют «законом
стенки» .


или


6


Транспортировка зерен осадка


6а. Введение. Установив в rл. 5 основные
принципы движения жидкостей, обратимся
теперь к взаимодействию перемещения
жидкости и зерен осадка. В 1 960
e rоды Бэr

нольд назвал эту область исследований rид

равликой подвижной rраницы, чтобы OTдe

лить ее от более привычноrо анализа
движения чистой жидкости. Мы различаем,
собственно, два типа размываемоrо ложа
потока: со свободными зернами и со свя

занными зернами. Первый тип включает все
rраницы раздела, на которых располаrают

ся дискретные твердые зерна, удерживаемые
в контакте друr с друrом только rравита

ционными силами. Второй тип наблюдается
в случае arpera тов rлинистых мищ
ралов
в илистыIx толщах, rде мельчайшие чешуйки
rлинистыIx минералов взаимно притяrи

ваются электролитическими силами, KO

торые во мноrом сравнимы с rравита

ционными (rл. 9).


66. Зерна в неподвижной жидкости. у зерен,
падающих в стоячей воде или в воздухе,
мноrо общеrо. Если мы поместим шарик
с плотностью о' в жидкость, плотность KOTO

рой равна р, при условии, что о' > р, он при

обретет начальное ускорение при падении
в жидкости. Ускорение будет уменьшаться
до Toro момента, коrда будет достиrнута


постоянная скорость, которую называют
установившейся скоростью или скоростью
падения (У g). П роведя скрупулезные экспе

риментыI с большим набором разнооб

разных по диаметру сферических зерен, мы
сможем нанести резу ль та ты на rрафик, по

казывающий взаимосвязь скорости падения
и диаметра зерен (рис. 6.1). На rрафике xo

рошо видно, ЧТО скорость падения возра

стает с ростом диаметра зерен. Однако при

рост скорости уменьшается.
Рассматривая исключительно сопротив

ление вязкой жидкости, можно вывести Teo

ретическую формулу такой взаимосвязи,
выражающую скорость падения как функ

цию свойств зерен и жидкости (вывод ее
приведен в приложении 6.1):


Vg ===


gd 2 (О'
 р)
18).1


(6.1)


Формула (6.1) известна как закон Стокса,
названный в честь первооткрывателя. Закон
Стокса точно предсказывает скорость паде

ния частиц, для которых число Рейнольдса
(для зерен)
vg<lР/).1
менее 0,5. Это COOTBeT

ствует частицам алевритовой и более TOH

кой размерности с плотностью, равной
плотности кварца, при падении в воде. По

чему этот закон неприменим к зернам лю





92


103


102
e
<j.9>

o<C
-;' o
-;':
;> с,'\
1'J



 (S}O'Q';l\


ti
:s:
iE
t:1:
0:1
с:
..с
"'"
8-
о

 10°
u


1O
1
10
2


Часть 2


10
 1 10° 101
Диаметр сферических зерен кварца,мм


Рис. 6.1. rрафик, ИЛЛЮСТРИРУЮЩИЙ зависи

мость скорости падения от диаметра зерен (сфе

рические кварцевые зерна при температуре воды
20 0 С). ДЛЯ сравнения показаны расчетные значе

ния скорости падения в ТОЙ же системе единиц по
формуле Стокса и по формуле столкновения
(уравнение Ньютона) [296].


боrо размера? Ответ леrко найти, вспомнив
о тенденции к отрыву слоев жидкости в rpa

ничной зоне (разд. 5к). Поэтому на зерно,
падающее с повышенной скоростью, дей

ствуют инерционные силы жидкости, не
принятыIe во внимание в законе Сток са. Они
приводят к большому росту тормозящеrо
или замедляющеrо действия жидкости на
сферическое тело. Ньютон вывел выражение
для скорости падения в условиях преоблада

ния сил инерции, которое известно как фО[r
мула столкновения:
1(4 a
p
V q == V зq
.


Практически формула Ньютона не дает
удовлетворительноrо схождения с экспери

ментальными данными (рис. 6.1), так как
цифровая константа принята на основе He

достаточно четко определенных предполо

жений о действии воды на падающее сфери

ческое тело и не учитывает отрыв потока.


До сих пор мы рассматривали падение
единичной сферической частицы с rладкой
поверхностью. В реальных случаях обычно
возникают усложнения. Во
первых, eCTe

ственные осадочные зерна не обладают co

вершенной сферической формой и хорошо
обработанной поверхностью. Природные
частицы силикатов алевритовой и песчаной
размерностей по форме наиболее близки
к сферам, и поэтому обычно можно считать,
что их конечная скорость падения такая же,
как и у сферы Toro же диаметра (табл. 4.2).
Для прямоrо эксперименталъноrо определе

ния конечной скорости падения конкретноrо
зерна требуются очень тща тельные исследо

вания. Серьезные трудности возникают при
работе с частицами биоrенноrо происхож

дения или химическими осадками. Напри

мер, пески
ракушечники состоят из плоских
зерен, при движении которых вниз сквозь
толщу воды набтодается маятникообраз

ное качание в направлении, перпендику ляр-
ном вектору скорости падения, напоминаю

щее движение падающих листьев. Понятно,
что для подобных частиц нельзя устаНОВИ1Ъ
какие
то общие законы или эксперимен

талъные зависимости. Для каждоrо образца
нужно определить соответствующие COOT

ношения в эксперименте [114]. Кроме Toro,
почти все природные образцы вкточают
популяции частиц, падение которых носит
rрупповой характер. Взаимные помехи ча

стиц и усиление торможения приводят
к снижению скорости падения по сравнению
с жидкостью, своБО;IНОЙ от зерен осадка.
Было высказано предположение [679], что
конечная скорость падения сферической ча

стицы V g , падающей в совокупности с друm

ми, изменяется как


V q == v q (t
 с)n,


(6.3)


(6.2)


rде v g
 конечная свободная скорость паде

ния единичноrо зерна (в жидкости, rде дpy

me зерна отсутствуют); С
объемная KOH

центрация зерен в их движущейся совокуп

нрсти; п
 показа тель степени, колебтощий

ся в пределах от 2,32 до 4,65 и зависящий от
числа Рейнольдса для зерен. Это отношение
показывает, что скорость cTecHeHHoro паде

ния (падение в среде, содержащей совокуп

ность зерен) будет меньше, чем скорость
свободноrо падения, и сильно зависит от
концентрации зерен. Для TOHKoro осадка,




93


ПОТОК жидкости и транспортировка осадков


коrда n == 4,65, и при высоких КОНIlентрациях
(С около 0,5) v g может составить Bcero 2
3%
от V g . Эти данные имеют большое значение
для пони мания условий аккумуляции зерен
из плотных переrруженных материалом по

токов (таких, как мутьевые потоки; rл.7).


6в. Условия троrания частиц со дна. Коrда
поток жидкости оказывает сдвиrающее воз

действие. на выровненную поверхность дна,
сложенную зернами, наступает критический
момент, коrда зерна, увлекаемые потоком,
начинают перемещаться. Понятию криmиче

СКО20 nОрО2а mрО2ания зерен уделялось боль

шое внимание, так как это практически
важный параметр для решения инженерных
задач (каналыI' ирриrационные сооружения,
экспериментальное моделирование). Знание
пороrа троrания частиц разноrо типа и раз

личных размеров имеет особое значение для
седиментолоrии.
Перед тем как привести результаты экспе

риментальныx исследований пороrа Tpora

ния, рассмотрим силы, которые в потоке
действуют на зерна, лежащие на дне
(рис. 6.2). Сила волочения, обусловленная


Направление
теч ения .


Сшzа тяжести


Рис. 6.2. Схема сил, действующих на зерно, ле

жащее на дне, которое сложено такими же зерна

ми и подверrается действию потока жидкости,
проходящеrо над ним.


rрадиентом скорости у дна, действует на
каждое зерно. Если То
cpeДHee напряжение
сдвиrа у дна (рассчитанное по форму лам
(5.6) и (5.7)), то средняя сила волочения на
одно зерно выразится как F о == То /n, [де
n
 число частиц на единицу площади дна.
Существует также подъемная сила. Линии
тока над выступающим зерном изrибаются,


скорость возрастает, и для поддержания pa

венства давления в соответствии с ypaBHe

нием (5.4) давление над зерном должно сни

зиться. Изящные измерения Чепила [151]
(рис. 6.3) и более новые данные не OCTa

ляют сомнения, что подъемная сила сравни

ма с силой волочения, пока зерно находится
на дне. Коrда зерно поднимается над дном,
подъемная сила быстро исчезает, а скорость
волочения быстро растет.


Направление ветра




х



 7





 10
о..

 .

 ""=' \
 1м
р..
r Средний уровень
;,:. ////11" /11 /1" !77777777тl7
<......J поверхности


Рис. 6.3. Схема примерной разницы давления на
точке х на макушке шара (7,5 мм) и на друrих
точках на поверхности сферы в потоке воздуха.
На шар действуют и подъемная сила, и сила вo

лочения. Подъемная сила резко снижается с BЫ

сотой, а волочение растет из
за прямоrо давления
ветра. Скорость ветра на высоте 20 мм над по

верхностью равна 7,7 м.с
 1, срывающая CKO

рость составляет 0,98 м. с
 1. Длина линий в KOH

турах ВOKpyr зерен показывает относительные
различия в давлении воздуха [151].
Обе рассмотренные силыI в жидкости
стремятся привести в движение зерна, лежа

щие на дне. Им оказывает сопротивление
сила тяжести зерен, направленная нормаль

но (рис. 6.2). Теоретически определить кри

тическое напряжение сдвиrа, необходимое
для смещения зерен, оказалось невозможно,
хотя первоначально казалось, что перспек

тивен подход с применением понятия «MO

мента силь!». Это связано с необходи

мостью использовать большое число пере

менных, не rоворя уже об оценке роли
подъемной силыI. Поэтому критические yc

ловия для срыва частицы со дна необходи

мо определять экспериментальным путем.
Для Toro чтобы обеспечить максимальную
rенерализацию, любой rрафик эксперимен

тальных результатов должен быть приме

ним к широкому разнообразию жидкостей
и частиц. Как седиментолоrи, мы больше




94


Часть 2


Bcero интересуемся природными мине

ральными зернами в воздушной и водной
среде; но эти системы следует рассматри

вать как частные случаи более общих прило

жений теории.
Исходя из первоначальных принципов,
мы можем считать, что критические условия
для движения частицы С С будут зависеть от
силыI тяжести (g), размера зерен (d), массы
поrруженной в жидкость частицы (а
 р),
кинематической вязкости (у) и придонноrо
напряжения сдвиra (1'0). Следовательно,


С е == f(d,g(cr
 р), У, 1'0).


Теперь для большей rенерализации лучше
сrруnпирова ть эти количественные (раз

мерные) характеристики и две безразмерные
rруппы для применения их при интерпрета

ции эксперименrnльных данных (полный об

зор см. в работе [575]). Вот эти rруппы:
1'0
 ! ( U.d )
g, d(cr
 р)
 у. (6.5)


Выражение в левой части известно как без

размерное придонное напряжение сдвиrа е.
Выражение в правой части нам уже знакомо
(в слеrка видоизмененной форме) и предста

вляет собой число Рейнольдса для зерен
Re g . rрафик зависимости е от Re g (из

вестный под названием диаrраммы Шильд

са) для жидкостей показан на рис. 6.4, 6.
Заметен большой разброс точек, поскольку
использованы мноrочисленные серии опы

тов, а точно определить, коrда будет достиr

нут пороr троrания, затруднительно.
Оказывается, что е близко к постоянной (co

ставляя примерно 0,05) для большоrо ряда
диаметров зерен, вплоть до значений числа
Рейнольдса (для зерен) примерно около 1,0.
При малых значениях числа Рейнольдса для
зерен е постоянно растет, достиrая пример

но 0,3. Такой рост, надо полаrать, должен
быть связан с менее шероховатой поверх

ностью дна, коrда зерна целиком поме

щаются в пределах вязкоrо подслоя, rде
rрадиент скорости и MrнoBeHHыe пульсации
скоростей меньше, чем в нижней части тyp

булентноrо rраничноrо слоя. Читатель дол

жен помнить, что мноmе линии rрафика,
проведенные разными авторами по экспери

менrnльным точкам, имеют малую стати



3,0 (а)
'u 2,0



 1,0 0,8

O .
6 0.6
с . 0
 4 О В:Р 00
".:!,..... 0,3
0,2
0,1
10
2 10
 I 10° 101 102
d,MM


(6)


(6.4)


/ 000
00
/'
О &P;fJ/'
/
О


'

z
.:


10
2
10
2


1O
1


10°
. '

 ' (в) :':,::,: :.> :
: ::::
'i.
:
.M:;,::::.:, :. :.:,;::, ,.: ;.: :::1
10
2 10
1 10° 101 102 103 104


101


Re g
Рис. 6.4. rрафики пороrа троrания. а
зависи

мость пороrа троrания зерен, имеющих плот

ность кварца, от диаметра (d) и скорости потока
на высоте 1 м над дном; температура воды 20 0 С
[576]; 6
зависимость диаметра d от напряжения
сдвиrа 't, необходимоrо для троrания зерен (плот

ность зерен как у кварца, температура воды 20 0 С)
[576]; в
 зависимость безразмерноrо параметра
напряжения СДвиrа е от числа Рейнольдса для зе

рен различных типов при температуре воды 20 0 С
(диаrрамма Шильдса; по работе [576]).


стическую надежность. Так, наклон линии
в интервале Re g от 100 до 1 О нельзя счиrn ть
достоверным, если внимательно изучить
очень полные данные на рис. 6.4, 6.
«П роблема пороrа троrания» в воде дo

полнительно проясняется, если рассматри
.
вать начало движения зерен как результат
взаимодействия между двумя статистиче

скими распределенными переменными




95


Поток жндкости И транспортировка осадков


[313]. Первую переменную можно опреде

лить как характеристику начальноrо движе

ния данноrо придонноrо материала в жид

кости данной вязкости и плотности. Следо

вательно, можно считать, что каждое зерно,
лежащее на дне, подверrается действию
MrнoBeHHoro Mecrnoro напряжения; по

скольку форма, размер, масса и размещение
отдельных зерен случайны, такое "[о, обо

значаемое как "[с, имеет вероятностное pac

пределение. Вторая переменная
 локальное
MrнoBeHHoe напряжение сдвиrа у дна, BЫ

званное явлениями прорыва и замета
(разд.5з). Эти напряжения имеют вероят

ностное распределение, которое зависит от
i, плотности жидкости и условий вязкости
и шероховатости дна потока. В начале TpO

rания зерен наиболее податливые частицы (с
наименьшими значениями критическоrо Ha

пряжения сдвиrа) смещаются теми напряже

ниями сдвиrа из числа передаваемых от по



Рис. 6.5. Схематические диаrраммы пороrа Tpo

rания зерен, показывающие, что он определяется
степенью перекрытия между распределением
действующих на зерно мrновенных напряжений
сдвиrа, связанных с турбулентностью, и фактиче

ским ра
пределением напряжений, необходимых
для троrания конкретной изучаемой совокупно

сти зерен (подробности см. в работе [313]). а
пе

рекрытие невелико, движение не значительно ;
б
 перекрытие больше, общий пороr превышен.
Различия в степени перекрытия, по определениям
разных исследователей, объясняют частично
перекрытие на rрафиках пороrа троrания (см.
рис. 6.3,a
в) ([313], с изменениями).


t


Распределение моментальноrо
придонноrо напряжения
сдвиrа , обусловленноrо
/ жидкостью


р(т)


t


р(т)


тока ко дну, которые имеют максимальную
величину. Результаты экспериментов с пу

зырьками позволили для каждоrо случая co

ставить rистоrраммы (рис. 6.5). Они по

казывают, что критическое напряжение
сдвиrа, необходимое для перемещения зе

рен, возникает, если распределения "[ пере

крываются в некоторой области, размеры
которой постоянны. Значительная часть
разброса точек на rрафике Шильдса как раз
и связана с различной оценкой наБJllOдате

лями размеров TaKoro перекрытия.
Для воздушных потоков Бэrнольд [42]
выделил два типа пороrов. При значениях
критических скоростей воздушноrо потока,
недостаточных для срыва зерен с помощью
одноrо напряжения сдвиrа, можно спрово

цировать смещение зерен и поддерживать
ero, просто бросая зерна на поверхность
дна. От столкновения остальные зерна под

прыrивают и подхватываются воздушным
потоком; после падения и соударения они
вызывают новое движение, и далее это про

должается по направлению ветра. Движение
зерен прекраrцaется, если перестать добав

лять зерна. Критическая скорость ветра, He

обходимая для TaKoro процесса, получила
название nОрО2а удара. Дальнейшее возра

стание скорости ветра заставляет зерна дви

rаться под прямым ero действием при нор--
мальном, или потоковом, пороrе (скорости).
Такая способность природных зерен песка
подталкивать и подбрасывать друrие пес

чинки после столкновения противоположна
поведению зерен в воде. Это связано с раз

личной вязкостью воды и воздуха (разд. 5б),


Измеренное распределение.. (а)
придонноrо напряжения
сдвиrа, необходимоrо
/ для троrания
I совокупности зерен


T



(6)


T





%


Часть 2


что обусловливает сопротивление движе

нию и большую разность соотношения
плотностей в паре кварц
воздух (2000: 1)
и KBapЦ
Boдa (1,65: 1). Как мы увидим даль

ше (rл. 8), типы ряби тесно связаны с этими
факторами. Для большинства песчинок
в воздушных потоках критическая скорость
является функцией квадратноrо корня из
размеров частицы.
В заключение можем отметить, что значе

ния напряжения сдвиrа или срывающей CKO

рости (и.) выше пороrа движения MorYT
быть выражены как отношение этой вели

чины к критическому пороrовому напряже

нию или скорости (и. с) для рассма три

ваемых зерен. Это показатель интенсивно

сти транспорта 1 [276], который выражает

ся как


и.


и. с


6r. Траектория перемещения зерен. Как
только достиrается пороr смещения, зерна
начинают движение вниз по течению, пере

мещаясь тремя основными способами
(рис. 6.6). П ерекатывание леrко определить
как движение при сохранении постоянноrо
соприкосновения с дном, причем сюда же
относится редко наблюдаемое «скольже

ние». Сальтация (от лат. sаltаrе
прыжок)

движение, состоящее из серии баллистиче

ских скачков или прыжков, для которых xa

рактерен крутой подъем (под уrлом более
450) от дна на высоту нескольких диаметров
зерна, переходящий в полоmй (более 100)
спуск обратно ко дну. Такая траектория не
является, как правило, симметричной па pa

болой, которую леrко представить по pac

четному пути артиллерийскоrо снаряда или
стрелыI' при вычислении которых не учитыI

вается сопротивление среды. Суспензионное
(собственно, «взвешенное») движение типич

но для зерен, перемещающихся по более
длинным и неправильным траекториям, на
большей высоте от дна, чем при саль тации.
Как указывал Бэrнольд [48], полностью BЫ

раженное взвешенное движение требует,
чтобы «масса твердой частицы поддержива



1 Судя по смыслу понятия, которое обсу

ждается ниже, так переведен термин transport
stage, использованный в ориrинале.
Прим. ред.


Перекатывание


Непрерывная салыация


.

Непрерывная салыаЩiЯ с
частичным взвешиванием


.....Мсста столкновений


...1 >'............-...6..;e
 . .--!>
1 '\ "... .. t t


Рис. 6.6. Схематическое изображение TpaeKTO

рий зерен во влекомых и взвешенных осадках
L 495].


(6.6)


лась полностью случайной последователь

ностью импульсов, направленных вверх, KO

торые обусловливаются вихревыми тече

ниями турбу лентноrо потока, движущимися
вверх относительно дна». Однако зерно MO

жет испытыIать направленное вверх YCKOpe

ние, находясь на нисходящей ветви TpaeKTO

рии сальтации, коrда на сальтационное
движение начинает действовать турбу лент

ность. Хотя такие случаи считаются приме

рамИ взвешивания, видимо, правильнее Ha

зывать их начальным взвешиванием.
Обычно непросто проследить TpaeKTO

рию пути движущейся песчаной частицы,
в особенности среди массы друmх зерен.
Только в последние rоды блаrодаря приме

нению изощренной фотоrрафической MeTO

дики стало возможным получить полное
представление о различных типах TpaeKTO

рий зерен. Фото методики с применением
мноrократной экспозиции [276, 1] показали,
что а) соотношение отрезков времени, в Te

чение которых зерна в воде находятся в каж

дом из трех указанных выше состояний,
прямо зависит от показателя интенсивности
транспортировки; б) статистические xapaK

теристики прироста длины и высотыI саль

тирующих и первоначально взвешенных зе

рен являются функцией показателя ин

тенсивности транспортировки (рис. 6.7);
в) средняя скорость поступательноrо пере

мещения зерен является прямой функцией
средней скорости потока (рис. 6.7).




97
(а)
2,4
2,0
1,6
'(.)
::>: 1,2
.




ПОТОК жидкос
и И транспортировка осадков


(6)


/
/
./
/




..,
.








q
Q

'
">

",'

q


12345
(в) //
/
/


0,8


40


280
::>:
::>:


0,4


....:i


о
о 0.04 0,08 0,12 0,16 0,20
и., M.c
l


1 2 3 4 5
Показатель интенсивности
транспортировки


Рис. 6.7. а
rрафик зависимости усредненной
скорости жидкости и от срывающей скорости
жидкости и для зерна кварца диаметром 1,3 мм
[495], шрвичные данные заимствованы из pa

боты [lJ; б
rрафик зависимости усредненной
максимальной высоты сальтации у от показателя
интенсивности транспортировки для зерен диа

метром 8,3 мм; в
 rрафик зависимости средней
длины сальтации L от показателя интенсивности
транспортировки ([111], с изменениями). Показа

тель интенсивности транспор-;,'ировки и. ju. с, rде
и. с
 критическая срывающая скорость, необхо

димая для троrания зерен.


Набmoдаются существенные различия
в механизмах саль тации в воздухе и в воде.
В воздухе зерна значительно менее плавучи,
поскольку разница в плотности между ча

стицей и средой очень велика. Как уже было
отмечено выше, падающие зерна имеют дo

статочный момент движения, чтобы сдви

нуть и вытолкнуть вверх друrие частицы из
маленьких кратеров удара. Крутой и измен

чивый первоначальный уrол взлета пол

ностью обусловлен этим процессом
(рис. 6.8). Относительно небольшое сопро

тивление воздуха, являющееся следствием
ero малой вязкости, позволяет зернам дoc

тичь большой высоты (примерно дО 5OO
 1 00
диаметров зерна). Этот процесс усиливается
блаrодаря отражению при соударении
с rальками на поверхности (рис. 6.9). В воде
зерна больше подвержены действию плаву

чести. При столкновении на дне зерен раз

мерностью вплоть до мелкоrравийной co

седние зерна не приходят в движение, и, что
особенно важно, соударения не побуждают
их совершить новую сальтацию [1]. При
ударе зерна о дно линейный момент не co

храняется, и поэтому сальтация в воде OT



7
91


нюдъ не похожа на прыжки мячика. Съемки
с мноrократной экспозицией показывают
это вполне убедительно. Поэтому первона

чальный подъем зерна в воде должен быть
результатом подъемной силы Бернулди, а не
подталкивания друrими зернами.
Появление полностью развитоrо взвеши

вания можно rрубо оценить, приняв, что
среднеквадратичные пульсации придонной
скорости, направленные вверх, превышают
скорость сальтирующих зерен, т. е.
I)g <yi2. (6.7)
Поскольку известно, что выражение, вкmo

чающее 1)', достиrает максимум 1,2и., мы
можем записать примерный критерий пол

Horo взвешивания в виде



 :$0,8.
и.


(6.8)


Этот критерий хорошо объясняет появление
эффекта полноrо взвешивания, который мы
набmoдаем в мноrокадровых фотофикса

циях. Существенным следствием из этоrо
критерия является то, что тонкие донные
осадки (d < 0,1 мм) должны переходить во
взвешенное состояние немедленно по дости

жении пороrовоrо значения.
Описанные выше типичные траектории
зерен возможны лишь в тех случаях, КО2да
зерна не действуют дРУ2 на дРУ2а в процессе
движения, т. е. коrда простыIe траектории





pOBeHЬ
поверхности


Рис. 6.8. Схема, показывающая зависимость
траектории «выбитоrо в воздух» сальтирующеrо
зерна от уrла столкновения с неподвижными зер.-
нами на поверхности [151]. Эффект отражения не
имеет значения в водных условиях, rде подъем

ная сила жидкости вызывает движение зерен
вверх от дна.




98


Часть 2


Рис. 6.9. Рисунок, иллюстрирующий различия
в высоте, достиrаемой зернами при сальтации
в воздухе, над порерхностью, сложенной rалька

ми и песком, вследствие различной «отражатель

ной способности» этих субстратов [41].


саль тации не прерываются в резу ль та те
столкновения зерен или их отклонения. Ta

кие помехи скорее возникают в воде, чем
в }Jоздухе, поскольку область саль тации
в первом случае менее МОIlUIая. Коrда пока

затель интенсивности транспортировки BOД

Horo потока возрастает, все больше зерен
вовлекается в движение, и поэтому ИХ KOH

центрация в потоке будет возрастать. Co

ударения зерен станут неизбежными. На oc

нове простой динамики столкновений, бази

рующейся на кинетической теории, можно
показа ть, что простая саль тация не будет
возникать при значении ступени транспор

тировки около двух, коrда зерна в придон

ной части начнут двиra ться как концентри

рованное зернистое множество, в котором
преобладает соударение зерен или взаимо

отражение [495].
Мы подошли теперь к подходящему MO

менту для Toro, чтобы дать рациональные
определения типов транспортируемых Ha

носов.
Влекомые (донные) наносы (bedload)
вкточают пере ка тывемыЪI,, саль тирующие
и «прерывно
сальтирующие» (в результате
столкновений) зерна. Последняя разность


присутствует только в водных потоках. Зер

на, входящие в состав донных наносов, пере

дают момент движения неподвижной по

верхности дна блаrодаря ударам твердоrо
тела о твердое. Степень ускорения этоrо MO

мента движения должна быть равна весу
частиц донных наносов в воде. Наше опре

деление донных наносов, следовательно, OT

ражает и их положение в потоке, и динамику
[48].
Взвешенные наносы (suspended load)
включают все зерна, перемещаемые в жид

кости блаrодаря турбулентности, так что
сила тяжести взвешенных зерен ypaBHOBe

шивается передачей направленноrо вверх
момента турбулентных вихрей. Этот про

цесс имеет большее значение в водных пото

ках, чем в ВОЗДУIШIых.
«Мутность» (washlоаd)
очень широкий
термин, охватывающий частицы rлинистой
размерности, которые находятся в водных
потоках более или менее постоянно во взве

шенном состоянии. Для воздушных потоков
наиболее подходящий эквивалент
 пыль

ность (dustload). rлинистые частицы очень
медленно осаждаются на дно, если Te

чение потока прекращается.
Транспортировка донных наносов может
оказа ть заметное воздействие на распреде

ление скорости жидкости по высоте потока
от дна. Хороший пример представляет co

бой случай BeTpoBoro потока, rде с по

мощью очень точной аэродинамической
трубы можно измерить скорость в зоне дви

жения донных наносов и сразу над нею [41]
По мере Toro как сила ветра переходит по

por влечения, наблюдается отчетливое сни

жение скорости потока воздуха в центре тя

жести зоны донных наносов. Замедление
достиrает 20% по сравнению с расчетной
скоростью по формуле Кармана
Прандтля
(rл. 5) для турбулентных потоков, не Hecy

щих твердых зерен. Отклонение rрафиков
скорости по данным замеров от расчетной
прямой объясняется ожидаемым эффектом
передачи момента от жидкоrо тела к TBep

дому в верхней части траекторий саль тации,
rде движение частиц ускоряется. Анало

rичные явления должны наблюдаться в BOД

ных потоках [48], но они с ТРУДОМ поддают

ся измерению, так как MOIlUIOCТb зоны
донных наносов в этом случае невелика.
Заключительную часть этоrо раздела по





99


Поток жидкости и транспортировка осадков


святим объяснению переrибов и прямоли

нейных отрезков на rрафике распределения
rранулометрии зерен водных осадков, по

строенном в лоrарифмическом масштабе
(рис. 6.1 о; см. rл. 4). В последнее время было
доказано, что два наиболее rрубых по раз

меру компонента на этой кривой COOTBeT

ствуют моде донных наносов и промежу



99


./
/
Влекомый донный /
ма,
иал'1
: ! м""ри,"
I ·

...............I i

. n
I "Разрыв"


90


IU
:а
:.:
I'Q


t>:
1::
f 50
>-




10




2
1 О 1 2
Диаметр зерен, Ф


3


Рис. 6.10. Анализ rранулометрии (кумулятивная
кривая) типичных влекомых и взвешенных ocaд

ков в современных осадках реки Бернадильо,
шт. Нью
 Мексико. Данные составлены на основе
усреднения всех проб, отобранных в 1958 r. Пунк

тир отмечает «разрыв» rpaHY лометрических
свойств, который интерпретируется как rраница
между популяциями влекомых и спорадически
взвешиваемых частиц.


точной моде взвешивания, описанным выше
[573]. Эти рассуждения основаны на крите

рии взвешивания, также рассмотренном BЫ

ше. Переrиб в наклоне кривой между двумя
популяциями в общем соответствует диаме

тру, близкому к критическому значению, He

обходимому для перехода во взвешенное
состояние в соответствии с формулой (6.8).
Миддлтон утверждает, что дифференциаль

ная сортировка зерен, размер которых MeHЬ

ше TaKoro значения, обусловлена взвешива

нием, а сортировка более rрубых зерен
происходит в процессе волочения.


7*


5


6д. Передача напряжений твердыми телами.
До сих пор мы считали, что напряжение
сдвиrа, действующее на дно при ocaдKO

образовании, полностыо обусловлено дви

жением жидкости. Как установил Бэrнольд
[40, 42, 46,48], подобная ситуация при пере

мещении донных наносов не сохраняется,
так как движущаяся частица при ударе о дно
передает ему момент движения от потока
и вызывает дополнительные напряжения,
передаваемые твердыми телами. PaCCMO

три м, например, сальтирующую частицу
с массой т, ударяющуюся о дно со CKO

ростью и, С траекторией под уrлом
 к по

верхности дна. Если происходит эластичное
соударение, то, пренебреrая трением, можно
считать, что в направлении, нормальном
к поверхности дна, ему будет передан MO

мент величиной 2ти sin
, а танrенциаль

но
 момент 2ти cos
. Если не происходит
эластичноrо отскакивания, а зерно после
удара катится, передача момента YMeHЬ

шается в два раза.
Величину момента, передаваемоrо
твердыми телами (Т и Р), измерить в усло

виях эксперимента трудно (впрочем, см. pa

боту [42]) из
за скорости изменения TaHreH

циальноrо и нормальноrо моментов. Мож

но предположить, что при перемещении
донных наносов напряжение сдвиrа, прила

raeMoe ко дну, ДОЛЖН9 включать компо

ненты сдвиrа как жидкоrо, так и твердоrо
вещества. Следовательно,


т 't s +
общее прила
 сопротивле

raeMoe ние сдвиrа
напряжение жидкости
сдвиrа


r


(6.9)


сопротивле

ние сдвиrа
твердоrо
материала


в реальном эксперименте, применяя co

осный вращающиЙся барабан, Бэrнольд
[40] сумел измерить величину Т и нормаль

но передаваемоrо напряжения Р. Резуль

таты эксперимента показывают, что сопро

тивление сдвиrа в смесях из жидкой
и твердой фаз сильно возрастает по cpaBHe

нию с чистой жидкостью. Удалось выделить
две области поведения, определяемые без

размерной величиной, которую теперь име

нуют числом БЭ2нольда. В вязкой области
при низких значениях напряжений и/или
малой концентрации зерен отношение Т: Р
оказалось константой со значением, близ





100


Часть 2


ким к 0,75. В этой области влияние зерен
друr на друrа выражается в отталкивании
при приближении, еще до Toro как происхо

дит соударение твердых тел. В области
инерционноrо поведения при высоких значе

ниях напряжений сдвиrа и/или высокой KOH

центрации зерен отношение Т : Р постоянно
и составляет около 0,32. В этой области пре

обладают столкновения зерен друr с дpy

rOM.
Применяя эти выводы к природным пото

кам, Бэrнольд выдвинул следующие посту

ла ты:
а) В воздухе блаrодаря «цепной реакции»,
описанной выше как пороrовое состояние,
среда передает сальтирующим зернам Ta

кую часть момента, что сопротивление
сальтации почти равно прилаrаемому Ha

пряжению сдвиrа. Следовательно, почти
MrHoBeHHo устанавливаются условия, при
которых Т == Т.
б) В воде, rде отношение плотности TBep

доrо компонента к плотности жидкости He

велико, значение Т постепенно возрастает
с ростом показа теля интенсивности TpaHC

портировки. Коrда весь слой зерен, ранее
неподвижный, приходит в движеНие в каче

стве влекомых наносов при высоких значе

ниях показателя интенсивности транспорти

ровки, Т
 Т по утверждению Бэrнольда.
в) Нормальное напряжение Р, которое
называют также рассеивающим, должно Ha

ходиться в равновесии с нормальным Ha

пряжением, обусловленным силой тяжести
движущихся влекомых наносов.
Относительно положения б) следует заме

тить, что при любых значениях показателя
интенсивности транспортировки


т 1== "Сс + Т,


(6.10)


rде "С с
 напряжение сдвиrа жидкости, необ

ходимое для троrания зерен. Расчет значе

ний Т по экспериментальным данным [494]
показал, что при высоких значениях показа

теля интенсивности транспортировки Т ни
в коем случае не растет. Эти результатыI по

ка не находят полноrо объяснения.
Положение в)
ключевое для теории пере

мещения наносов, предложенной Бэrноль

дом. Мы рассмотрим эту проблему в сле

дующем разделе настоящей rлавы.
В этой важной, но очень трудной для ис

следования области предстоит большая экс



периментальная и теоретическая работа. Ее
результаты, надо полаrать, прольют свет на
ряд фундаментальных проблем теории дви

жения осадков и теории донных. форм.


6е. Теория движения осадков. Интенсив

ность транспортировки осадков, которая
может быть достиrнута в отдельной систе

ме потоков, зависит от ряда переменных.
Величина такой интенсивности имеет
оrромное практическое значение для реше

ния множества задач прикладной rидротех

ники и охраны окружающей среды. за по

следнее столетие было предложено множе

ство уравнений, описывающих транспорти

ровку осадков, причем MHome из них были
выведены на основе результатов измерений
в экспериментах на лабораторных русловых
установках. Часто они имеют обобщенную
форму [21]:


i == f(и
 Исriд п ,


(6.11 )


или
i == f Ct о
 :rcrit)т,


(6.12)


rде i
 интенсивность перемещения осадков,
выраженная в размерности массы частиц,
поrруженных в жидкость; и
средняя CKO

рость потока; Исrit
 средняя скорость потока
в момент достижения пороrа перемещения;
To
cpeДHee напряжение сдвиrа у дна;
т crit
 среднее напряжение сдвиrа у дна в MO

мент достижения пороrа; п и т
показатели
степени со значениями больше 1,0. Эти эм

пирические соотношения показывают, что
чем больше мощность потока превышает
пороrовое значение, тем больше интенсив

ность транспортировки. Они ничеrо не дo

бавляют к нашему пониманию процесса
транспортировки осадков и поэтому He

научны. Бэrнольд предложил две инте

ресные теории транспортировки, OCHO

ванные на простых физических принципах.
Рассмотрим вкратце обе, причем только
с точки зрения влекомых осадков.
Бэrнольд [46, 48] рассматривает водный
поток как транспортирующую маllIИНУ, rде
общая энерrия, поступающая на единицу
площади, составляет (rл.5)


ro == рgShи == "Си.


(6.13)


Преобладающая часть этой энерmи рассеи

вается в процессе поддержания потока




101


ПОТОК ЖИДКОСТИ И транспортировка осадков


и преодоления сопротивления сил BHYTpeH

Hero трения жидкости; таким образом, фак

тически действующая энерrия меньше этой
величины. Интенсивность работы потока
жидкости по перемещению осадков может
быть выведена следующим образом: пусть
вес влекомых осадков в жидкости COCTa

вляет на единицу площади mbg, а средняя
скорость перемещения равна й. Тоrда доля
транспортирующей работы составит mbgu.
Затем рассчитаем силу действия взвешенно

ro в жидкости веса влекомых осадков, KOTO

рая будет меньше mbg на величину tg cl, по

лученную по коэффициенту динамическоrо
трения. Поэтому интенсивность, с которой
жидкость производит работу по перемеще

нию осадков на единицу площади, составит


mbg u tg rJ. == ib tg cl,


(6.14)


rде все еДИНИЦ
I измерения аналоrичны еди

ницам формулыI (6.1 3).
Приравняв выражения (6.1 3) и (6.14) таким
образом, чтобы действующая энерrия, YM

ноженная на эффективность, дала интенсив

ность работы, и введя коэффициент эффек

тивности еь, получим простое уравнение
Бэrнольда для интенсивности транспорти

ровки:


ib == еью/tg ci.


(6.15)


Для заданной общей энерrии потока коэф

фициент эффективности еь обратно пропор

ционален отношению rлубины потока к раз

меру зерен, так как в r лубоких потоках
эффективная скорость, оказывающая воз

действие на слой влекомых осадков, будет
меньше, чем в мелких.
B
 случае перем;ещения влекомых осадков
воздушным потоком мы не можем исполь

зовать, как для водноrо потока, аналоr энер

rии, так как в воздушном потоке высота по

тока не поддается измерению. Бэrнольд
[ 41] подошел к решению, приравняв интен

сивность прилаrаемоrо усилия сдвиrа воз

духа к скорости потери момента движения
зернами влекомых осадков. Рассмотрим
зерно массой т,. движущееся из состояния
покоя и ударяющееся о дно со скоростью и,
после Toro как оно прошло расстояние L.
Если при ударе вся скорость U потеряна,
можно считать, что зерно получило момент
величиной mU/L на единицу длины переме



щения в воздухе. Теперь возьмем Maccx
..
!»
одноразмерных песчаных зерен, которые
движутся в пределах полосы шириной в еди

ницу длины и проходят через определенную
точку за единицу времени, и примем, что
скорость потери ими момента движения co

ставит ibU /L. Скорость потери момента
имеет размерность силыI' поэтому выраже

ние ib U / L является мерой сопротивления,
которое испытывает воздух на единицу пло

щади в результате сальтации зерен. Обозна

чив силу сопротивления или сдвиrа как 't,
или, соrласно 'изложенному в rл. 5, как ри; ,
можем записать:


't == ри; == ibU /L.


(6.16)


Теперь установлено, что U /L равно g/v', rде
и'
 начальная вертикальная скорость саль

тирующеrо зерна. Следовательно,


ibg 2

== ри*,
и'


или


pzr
ib == ............... и'.
q


(6.1 7)


и' должно быть пропорционально И*, так
что и' == kи*, rдe k == 0,8 (по эксперимен

тальным ДIШНЫМ). После подстановки полу

чаем


. ри

'ь ==
0,8.
g


(6.1 8)


Допустив, что 25% влекомых осадков дви

жутся блаrодаря подталкиванию ударами
сальтирующих зерен, получаем конечное
выражение


ib == 1 1
 иЗ
, g *'


(6.19)


которое удовлетворительно соответствует
экспериментальным данным.
Обе приведенные выше форму лыI для
транспортировки влекомых осадков в воде
и в воздухе принимаю т форму кубических
уравнений относительно скорости. Формулу
(6.1 5) можно записать в виде


ibOC U . и; ,


(6.20)




102


Часть 2


в то время как формула (6.19) может быть
записана как


. з
'ь ос и. .


(6.21 )


Следовательно, интенсивность транспорти

ровки осадков сильно зависит от прироста
скорости течения. Бэrнольд, например, счи

тает, что сильный ветер, ДУЮЩИЙ со CKO

ростью 16 м. с
 1, за 24 ч перенесет столько
песка, сколько ветер, постоянно дующий со
скоростью 8 м. с
 1 за 3 недели. Надо заме

тить, что при больших промежутках BpeMe

ни преимущество будет сохраняться за YMe

ренными ветрами, поскольку их низкая
энерmя компенсируется их большей часто

той и постоянством действия.


6ж. Выводы. При малых значениях числа
Рейнольдса для зерен конечная скорость па

дения зерна определяется законом Стокса.
Скорость зерна в rруппе падающих зерен
значительно меньше, чем при опускании
в жидкости, свободной от друrих частиц.
Определение 1'crit затрудняется при возра

стании перекрытия распределения значений
прилаrаемоrо напряжения и напряжения co

противления при нанесении дaHHЬ
 поро

rOBb
 значений на безразмерную диаrрам

му Шильдса. Зерна, перемещающиеся
в форме влекомых, сальтирующих и взве

шенных осадков, дают в каждой rруппе
свою моду распределения. В состав вле

KOМЪ
 осадков входят все зерна, дЛЯ KO

TOpЬ
 сила, создаваемая их весом (с учетом
потери веса при поrружении в жидкость), Ha

ходится в динамическом равновесии с MO

ментом движения, передаваемым дну дви

жущимися зернами. Взвешенные осадки
вкточают зерна, движущиеся как бы на пла

ву под воздействием турбулентности. К Teo

рии транспортировки осадков можно по

дойти на основе энерmи (водные потоки)
и на основе потери момента движения (Be

тровые потоки).


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения
Превосходная книrа Бэrнольда [41] до сих пор
сохраняет свое значение как основа для изучения
эоловой транспортировки. В работах [661]
и [884] рассмотрены проблемы, требующие бо

лее rлубокой подrотовки. Статья Бэrнольда [46],


пересмотренная для случая влекомых осадков
[48, 49], представляет собой фундаментальную
основу для всех аспектов теории транспортиров

ки. Мноrие начальные вопросы теории транспор

тировки осадков можно найти в работе [575].


Приложение 6.1


Вывод закона Стокса


Фундаментальное уравнение rидродинамики, BЫ

веденное как упрощение полных уравнений дви

жения Навье
 Стокса, r ласит, что в жидкостях
должно существовать равновесие между силами
местной вязкости и давления. Решение этоrо
уравнения «ползучеrо» движения для потока
с низким числом Рейнольдса, обтекающеrо сфе

ру, приводит к следующему выражению, связы

вающему радиус сферы а, скорость V g , вязкость

 и поверхностную силу торможения D:


D == 6щш V g . (6.22)
Для безразмерноrо коэффициента торможения
CD(C D ==D/
pViA, rде р
плотность жидкости,
А
 площадь проекции сферы на нормально pac

положенную поверхность) уравнение (6.22) мож

но записать как


C D == 61t/Re g == 24/Re g ,


(6.23)


rде Rеg
ЧИСЛО Рейнольдса для зерен, определяе

мое как р Via/
. Безразмерное отношение под

тверждено экспериментально, но только для зна

чений числа Рейнольдса ;50,5.
Во время непрерывноrо опускания зерна в жид

кости с таким малым числом Рейнольдса необхо

димо, чтобы сила поверхностноrо торможения
и общая сила Архимеда, действующие на зерно,
были уравновешены действующей на Hero силой
тяжести. Следовательно,
тgg == D + тrg,


rде т g , тC
 массы зерна и жидкости COOTBeTCTвeH

но, или


4 4

1tаЗРgq == 6щшJ.g +
1tаЗРrg.
3 3


Преобразовав уравнение и решив ero относитель

но V g , получаем закон Сток са:


V ==
 Pg
 Рс ga2.
g 9



(6.24)


Отсюда видно, что V g пропорциональна квадрату
радиуса зерна в любой системе жидкостей
и зерен.




103


Поток жидкости и транспортировка осадков


7


rравитационньre потоки
осадочноrо материала


7а. Введение. В rл.6 мы рассматривали
перенос осадков водой и ветром. Разберем
теперь, как совокупности зерен переме

щаются сами по себе под действием силыI
тяжести, без влияния перекрывающей их по

стоянно среды. Все rравитационные потоки
должны преодолеть сопротивление, вызы

ваемое трением частиц друr о друrа. YKa

жем четыре обобщенных типа потоков, в KO

торых это достиrается различными спосо

бами (рис. 7.1).
Сыпучие потоки. Для них характерны
столкновения зерен друr с друrом в процес

се смещения наподобие лавины. Никакоrо
снижения трения в таких потоках нет, поэто

му они MorYT возникать только на крутых
субаэральных и субаквальных склонах, уrол
склона которых превышает уrол eCTeCTBeH

Horo откоса для зерен, участвующих в дви

жении. rрязекаменные потоки
 потоки раз

жиженной rлинистой массы, в которую
поrружены, не соприкасаясь, обломки раз

мером от алеврита до rлыI.. Эта основная
масса обладает достаточной транспорти

рующей и выталкивающей способностью,
позволяющей ей поддержива ть зерна на
плаву (хотя они MorYT и сталкиваться) и слу

жить смазкой при соприкосновении HepOB



rрязекаменный
Сыпучий поток поток Поток разжижения Мутьевой поток


т:",', 1" !
 . · . J

!.
..\
.
,.
-!.
ПЛавучесть Турбулентность



. ...
....
:-
:-:,': '
.-:'
..: :..: :....
:- :.:: :.::.-
Сопротивление
основноlI
маесы и
плавучесть


Столкновения
зерен


Рис. 7.1. Четыре основных типа rравитационных
потоков. Заметим, что возможно «перекрытие»
между этими крайними типами и механизмами
отложения осадков.


ностей обломков. Поэтому такие потоки
MorYT возникать на очень полоrих субаэ

ральных и субаквальных склонах. Потоки
разжижения (миксотропные потоки)
рас

сеяние очень концентрированных скоплений
зерен в воде, возникающее при сотрясении
плотных arperaToB зерен, подверrающихся
воздействию повторяющихся сотрясений.
Зерна как бы взвешиваются в воде, запол

няющей поры между ними, и осаждаются
ниже по уклону, образовав новую, более
плотную упаковку, причем поровая вода
удаляется. Межзерновое трение блаrодаря
разжижению значительно уменьшается. My

тьевые (суспензuoнные, турбuдитные) пo

токи образуются блаrодаря тому, что ча

стицы поддерживаются в толще воды
в плавучем состоянии под действием турбу

лентноrо взвешивания. Взвешиваемые ча

стицы обусловливают большую, чем у обы

чноrо потока, плотность, и вся взвесь
стекает по уклону. Леrко себе представить,
что между этими четырьмя типами должны
существовать промежуточные разности. Ko

нечно, тот или иной механизм, обеспечи

вающий «всплывание» зерен, не присущ Ka

кому
нибудъ одному типу потока.


76. Съmучие потоки. Если емкость, содержа

щую объем сухих зерен, наклонять под He

которым уrлом, то при KaKOM
TO критиче

ском уrле наклона 8i часть зерен начнет
двиrаться по наклонной поверхности зерен
наподобие лавины или сьшучеrо потока
(рис. 7.2). Остальные зерна на поверхности
будут оставаться в положении покоя, coxpa

няя некий уrол наклона 8 r , который на
 1 50
меньше, чем 8i. Если опыт провести под BO

дой, результат будет тот же. Пытаясь объяс

нить это явление, стоит сначала обратить
внимание на то, что движение массы зерен




104


Часть 2


........,... """"'



i



.


''!If. ZS '
Т
I


..


'
.






t.






 '
'-


Рис. 7.2. Сыпучие потоки на крутом подветрен

ном склоне песчаной дюны в пустыне. Обратите
внимание на крутой уступ вблизи rребня дюны
и морщинистые, веревкообразные поверхности
сыпучих потоков, указывающие на пассивно CMe

щенные языки осадка по активной поверхности
сдвиrа. Сахара, Мали (фото Дэвидсона).
вниз по склону требует расширения Bcero
объема с момента смещения. Такое расши

рение называется дилатацией и требует за

трат энерrии [692,45]. Очевидно, при уrле
8i, называемом У2ЛОМ первоначаЛЫЮ20 CMe

щения (уrлом eCTecTBeHHoro откоса, или
уrлом текучести), должна достиrаться дила

тация, которая необходима для перемеще

ния одних зерен по друrим в зоне потен

циальноrо сдвиrа. Такое явление не наблю

дается при уrле 8 r , называемом У2ЛОМ
остатОЧНО20 сдви2а [15]. Значения 8j (силь

но зависящие от пористости, которая опре

деляется типом упаковки зерен) MorYT коле

баться от 400 для природных песков
с плотной упаковкой до 300 для песков с бо

лее свободной упаковкой. Важной перемен

ной является также форма зерен.


.i


После обрушения по склону скопления зе

рен образовавшийся в результате этоrо по

ток будет состоять из множества зерен, Ha

ходящихся выше базальной плоскости сдви

ra. Для соблюдения принципа равновесия
сил требуется, чтобы усилие, со:;щаваемое
весом зерен, испытывлоo сопротивление со
стороны paBHoro ему и противоположно Ha

правленноrо усилия, создаваемоrо переда

чей момента движения от движущихся зерен
поверхности смещения (приложение 7.1).
Это последнее известно как рассеивающий
стресс [40]. На основании анализа механи

ки сыпучеrо потока можно установить, что
rрафик изменения скоростей имеет почти
параболическую форму; при этом наблю

даются тонкие полоски, или языки, сло

женные зернами, не испытавшими переме

щения по поверхности [523]. Эти зерна
MorYT пассивно перемещаться на активно
сдвиrающихся зернах непосредственно BЫ

ше плоскости срыва (приложение 7.1). Очень
важен вытекающий отсюда вывод [523], что
сыпучий поток не может превыша ть (для зе

рен песчаной размерности) нескольких caH

тиметров по мощности. Поэтому отдельные
мощные песчаные слои, не имеющие BHY

тренней текстуры, а точнее, имеющие Mac

сивную или беспорядочную текстуру, не
моrли образоваться таким способом.
Последней характерной особенностью
осадков сыпучих потоков является часто
встречающаяся пере верн утая слоистость.
Для ее объяснения предложены две rипо

тезы. В первой [40] отмечается, что рассеи

вающий стресс сильнее проявляется вблизи
поверхности срыва и что более крупные ча

стицы испытывают большее давление, чем
мелкие. Поэтому более крупные зерна пере

мещаются вверх по толще потока, блаrода

ря чему перепад напряжения уравнивается.
Вторая mпотеза кинетической фильтрации
утверждает, что мелкие зерна просто филь

труются при столкновении С крупными зер

нами в промежутки между ними; этот про
 .
цесс п рек ращается, коrда мелкие зерна
останавливаются у плоскости срыва [570].
Простейшим способом про верки этих KOH

курирующих rипотез был эксперимент с ис

пользованием одно размерных зерен разной
плотности. Было установлено, что зерна,
плотность которых больше, действительно




105


Поток жидкости и транспортировка осадков


прднимаются к поверхности потока. Хотя
это подтвердило правильностъ rипотезы
рассеивающеrо стресса, все же нельзя счи

тать доказанным, что в потоках с частицами
разноrо размера не может проявляться ки

нетическая фильтрация.


7в. rрязекаменные потоки. Субаэральные
потоки обломочноrо материала присут

ствуют в большинстве климатических зон.
Их движение обычно связано с сильными
дождями. Особенно велико их значение
в вулканических районах, rде проливные дo

жди часто следуют за извержением, вызы

вая катастрофические оплывания на вулка

нических склонах. Менее известны оплыв


ния на подводных склонах, хотя их причи

ной, вероятно,. являются оползни, вызы

ваемые сейсмическими толчками (см. rл. 24).
Устойчивость к смещению rрязекаменно

ro материала зависит от пластичности
основной массы и от трения между облом

ками, которое добавляется к «вязкости» oc

новной массы [426]. Внутреннее напряжение
сдвиrа в движущемся rрязекаменном потоке
можно записать в следующем виде:


Т==с + FNtge + Jldujdy, (7.1)


пластичность
(начальное
напряжение
сдвиrа)


трение
между об

ломками


ньютоновское
сопротивление
сдвиrу (только для
ламинарноrо потока)


а для момента начала течения


Т
 с + FNtged,


rде с
 пластичность (начальное напряжение
сдвиrа); FN
нормально направленная сила
веса; ed
 уrол динамическоrо BHYTpeHHero
трения (
er, описанному ранее); Jl
вяз

кость; dujd у
 rрадиент скорости.
Рассмотрим выражение (7.1). Если первые
два члена в правой части стремятся к нулю,
то выражение сведется к напряжению сдви

ra для любой ньютоновской жидкости.
У равнение (7.1) можно упростить:
Т == k + JlBdujdy; T
 k (для потока).
начальное бинrемовская
напряжение вязкость


(7.3)
Уравнение (7.3) известно как пластичная
модель течения Бинrема. Оно показывает,
что для Toro, чтобы началось течение, нуж



НО превысить начальное напряжение сдвиrа.
Форма rрафика изменения скоростей в пла

не для пластичноrо течения бинrемовскоrо
типа имеет трапециевидную форму (dujdy ==
== О). Большие значения напряжения сдвиrа
располаrаются узкими полосками по краям
(рис. 7.3). Такие потоки обычно являются
ламинарными, хотя известны и турбу

лентные потоки.
Обломки внутри rрязекаменноrо потока
поддерживаются на плаву скорее блаrодаря
силе сопротивления основной массы и co

бственной плавучести в этой массе, чем pac

сеивающему стрессу, как это наблюда
lОСЬ


Борта лотка


о


Зона paBHoMepHoro движения
(нулевой перепад скоростей)


20 30 40 50 6U 70 80 90


мм


Рис. 7.3. Распределение скоростей, измеренных
поперек rрязекаменноrо потока. Вид сверху.
Обратите внимание на трапециевидную форму
rрафика с отчет ливой зоной ну левоrо прироста
скорости, что типично для бинrемовских rрязека

менных потоков [426].


(7.2)


в случае сыпучеrо потока. Сопротивление
основной массы вызывает образование за

краин по бокам потоков. Широко известно,
что такие потоки MorYT переносить очень
крупный материал (валуны) и приходить
в движение на очень полоmх склонах. Эти
свойства обусловлены примесями (иноrда
менее 1 % по объему) разжиженноrо водой
rлинистоrо материала. Такая паста перено

сит алеврито
песчаные обломочные зерна
в составе rрязекаменноrо потока и служит
смазкой, снижающей нормальное трение
между зернами и вызванные им силы BHY

TpeHHero сопротивления. Опыты показали,
что, если обломочный материал составляет
в сумме менее 60% объема, уrол трения ei
остается очень малыI.. При возрастании
концентраций увеличивается взаимодей

ствие частиц и возрастает обусловленное
этим нормальное напряжение, что ведет
к быстрому росту уrла ei. Возможно, что
в жарких семиаридных условиях проникно





106


Часть 2


вение путем инфильтрации диаrенетических
rлинистых минералов (rл. 28) представляет
существенный механизм образования пла

стичной основной массы rpязекаменных по

токов. Далее мы покажем, что подводные
rрязекаменные потоки вниз ПО уклону MorYT
переходить в мутьевые потоки в процессе
cBoero быстроrо перемещения (рис. 7.4).



.-:
.. .
..:.


.
.
'.

<'..::.:
С С . С '.' С
.. .." ... ........ ....
.. ... .. .. .. .. ..
.... . .... ..
.. .." .. .. ..
.. .. .. .... ......:.. .. : .... :
. ...............
////////'//////' ////////////////////////'/'/, .


Рис. 7.4. Схематическое изображение экспери

ментальноrо Подводноrо rрязекаменноrо потока
(черное), показывающее возникновение облака
турбулентности (крап), образующеrося вслед

ствие разделения потока в нижней (по течению)
части rрязекаменноrо потока. Такие явления, Be

роятно, приводят к образованию мутьевых пото

ков при смешении rрязекаменноrо потока с BMe

щающей жидкостью [333].


7r. ПОТОКИ разжижения. П роцесс разжиже

ния песчаной толщи в подводных условиях
показан на рис. 7.5 и подробно разобран
в rл. 1 1. В песках, не имеющих плотной упа

ковки частиц, при периодических сотрясе

ниях происходит MrHoBeHHoe взвешивание
зерен в воде, заполняющей поры между ни

ми. Такой разжиженный песок превращает

ся в концентрированное скопление зерен,
внутреннее трение в котором ничтожно. По

этому он может течь ПО очень полоrим
склонам. Поток разжижения скоро должен
«успокоиться», коrда зерна вновь приходят
в соприкосновение, а вода выжимается
вверх. При этом песок приобретает более


Вода


Вода


Вода


Разжижеt\ltЬii"
. '. ilct:OK. .


1I1
..:..:..... "..." ......
:: ":":".: о..:.:.: .:::.:::."


-Р:РЖи)j<сiшыii .
'. .п
со.к. '. .


111


-:.:.. ......:". .: :.-.::..
. -.0 .........


Рис. 7.5. Схематическое изображение осаждения
и отжимания воды в разжиженных субаквальных
песках [23]. .


плотную упаковку. Эксперименты показали,
что внешняя rраница успокоившейся части
зерен (рис. 7.5) поднимается в осадке, за

хватывяя разжиженную толщу зерен, при

чем скорость TaKoro перемещения опреде

ляется скоростью падения зерен разжижен

ной части (см. уравнение (6.3». Поток
разжижения движется всеrда, как бы cтpe

мясь обоrнать время, поскольку внутри ero
толщи снизу вверх перемещается фронт
консолидации, ниже KOToporo частицы Te

ряют подвижность.
Во мноrих потоках разжижения выжима

ние поровой воды вверх идет неравномерно
и может сосредоточиваться в жерлах, rде
скорость выталкиваемой жидкости бывает
достаточна для Toro, чтобы увлечь с собой
зерна или тонкие частицы. В резу ль та те
образуются блюдцеобразные и столбчатыIe
текстуры в толще слоя (см. rл. 11), а на ero
поверхности MOryT образоваться песчаные
вулканы. Процесс перевода зерен во взве

шенное состояние и их перемещение вверх
называется флюидизацией. Флюидизацию
следует отличать от разжижения.


7д. Мутьевые потоки. Если воспользовать

ся устройством, показанным на рис. 7.6,
и открыть запорную дверцу, образуется
волна более плотной жидкости, перемещаю

щаяся по дну емкости. Это
 плотностное
течение. В данном эксперименте плотность
волны обеспечивается тем, что течет соля

ной раствор. Но в природе тот же эффект
достиrается, если поток обоrащен частица

ми осадка. Такие потоки, образовавшиеся
блаrодаря турбулентному смешению ocaд

ков и воды, известны как мутьевые потоки.
В эксперименте плотностные потоки
имеют хорошо развитыIe «rоловные» и «XBO

сто вые» области. «rолова» потока обычно
в 1,
2 раза толще, чем «хвост». Но эти
мощности почти уравниваются, коrда rлу

бина вмещающей жидкости и rлубина плот

ностноrо потока близки. экспериментыI
[449] показали, что скорость перемещения
(uь) rоловной части определяется. следую

щим выражением:


""
 0,7 V д: gh, (7.4)
rде др
разница в плотности между .пото

ком и вмещающей жидкостью; р
плот





107


Поток жидкости и транспортировка осадков


ность вмещающей жидкости; h
 мощность
потока в rоловной части. Константа в Bыpa

жении (7.4) не зависит от изменения уклона.


Рис. 7.6. Серия фотокадров, ИЛЛЮСТРИРУЮIШIх
развитие в лабораторных условиях плотностноrо
потока (раствор соли, подкрашенный чернилами)
в результате «паводка». Обратите внимание на
отчетливо выраженные «rолову» и «хвост» пото

ка (е). Длина емкости 2,5 м.


:-- -


- .


.;.


Затвор
Паводковая
-fJOлна




.... ./;k - - ,-
. '"
--



Если внимательно рассмотреть rоловную
часть потока (см. рис. 7.8), видно, что она
делится на чередующиеся серии впадин в ви

де трубы и лопасти
выступы в виде луковиц
[19, 760]. Вмещающая жидкость в запади

нах входит внутрь жидкости потока и CMe

шивается с нею, разбавляя ее. Изнутри
область rоловы потока представляет собой
картину сильно расходяшихся струй
(рис. 7.7), что создает турбулентность, KOTO



:.
 -r


(а)


t


(б)


(в)


l


(z)


_
.
.J" -,





ц


(д)


(е)




108


Часть 2


(а) (б)
't 'tt
, .,.


"l t t;1

'\i f'
}'I


 ----




 ..

..........
..
..,.,..
1.
.
&.... .' ........
............ ...... .,


рис. 7.7. Характер движения внутри и BOKpyr ro

ловной части мутьевоrо потока. а
 движение OT

носительно ложа, т. е. наблюдатель неподвиже.н;
6
 движения относительно перемещающейся ro

ловной части, т. е. наблюдатель движется с той же
скоростью, что и rолова потока [570, 16].


рая необходима для перехода осадков во
взвешенное состояние [569].
Непрерьцшое движение rоловы потока
вперед с постоянной скоростью требует по

стоянноrо подтока более плотной жидкости
из хвостовой в rоловную часть потока,
чтобы компенсировать смешение обеих
жидкостей в rоловной области. Постоянная
картина TaKoro поступления создается в тех
потоках, rде идет почти непрерывный во
времени приток плотноrо раствора. Такие
явления MorYT наблюдаться в течение HeKO

торых отрезков времени в местах впадения
переrpуженноrо осадками речноrо потока
в водный бассейн, Коrда поток некоторое
время движется по дну в виде непрерывноrо
подводноrо течения. Эксперименты показа

ли, что для компенсации потерь энерmи, BЫ

званных трением, нужен уклон Bcero около
1 о [448].


I


,.;




'
i
1


J


.1
1.


.. .-


I1
11-
I

1"'
Ir: i


" '





.


'.""""",-.' . .. " .

.. 4


 " "


.: 'f


! .


с:
.'




 t
"


- -
Y':',;

_Y....... ......
r
 ._
- , .
 - '


Мутьевые потоки, имеющие характер па

водковой волны (sиrge), должны терять CKO

рость, так как поступление более плотной
жидкости не бесконечно. Конечно, rоловная
часть уменьшается, пока окончательно не
распадется (ср., однако, с описанием aYTO

суспензирования ниже и в приложении 7.2).
Быстрый распад также наблюдается в слу

чае впадения потока, оrраниченноrо CTeHKa

ми русла, в широкий резервуар (рис. 7.8).
Такие явления объясняют образование под

водных конусов выноса.
Экспериментальное изучение мутьевых
потоков со специально подобранными по
плотности частицами позволило разделить
их на две катеrории [571]. В потоках с НUЗ

кой концентрацией (С < 0,3). выпадение
осадков начиналось сразу же позади rоловы
потока, на небольшом расстоянии от нее. За
медленным осаждением взвесей следовало
широкое перемещение донных осадков и за

тем быстрое выпадение взвешенноrо MaTe



Рис. 7.8. Вид сверху на струю плотностноrо по

тока (окрашенный чернилами раствор соли), KO

торая втекает в широкий резервуар. Подводные
конусы на концах подводных каньонов обра

зуются именно таким образом, коrда расширяю

щийся поток быстро теряет скорость. Обратите
внимание на лопасти и протоки, образующиеся
BOKpyr края течения. Площадь квадрата сетки
50 х 50 мм.


l'



,


.


, ".'



 }






y
--.. ,:' j
...:



. ...


"
"

"


. , '1
I
!
". . !
:.
 ., ..


<,

 -""<,..,
.


.


- " .


.... .....-




109


Поток жидкости н транспортировка осадков


(а) Сыпучий поток


(б) fрязекамеииый поток


риала. В КOIще КОIЩОВ происходило очень
медленное осаждение взвесей из хвостовой
части потока. В результате формируются
отложения течений с хорошей сортировкой,
четко выраженным утонением rрануломе

трии зерен в сторону кровли слоя и с серией
осадочных текстур, отражающих уменьше

ние скорости течения во времени. В потоках
высокой концентрации (С> 0,3) за первона

чальным отложением осадка следует широ

ко развивающееся торможение потока
с образованием разжиженноrо водой ocaд

ка, по верхней поверхности KOToporo разви

ваются волны неустойчивости, вызываю

щие кольцевые деформаuии сдвиrа, прони

кающие rлубоко в толщу осадка. Коrда
разжиженный осадок стабилизируется (этот
процесс описан ранее), образуется плоская
поверхность, на которую, как на дно, oca

ждаются наиболее тонкие осадки из XBOCTO

вой части потока. В результате образуются
потоковые осадки с плохой сортировкой Ma

териала, неясным распределением материа

ла по вертикали и без внутренних седимен

тационных текстур (хотя MorYT присутство

вать текстуры разжижения).
В природе мутьевые потоки MorYT форми

роваться в результате подводных ополза

ний осадков, вызванных сейсмическими
толчками (см. rл. 25). Начало мутьевым по

токам MorYT дать также потоки разжижения
и rрязекаменные потоки после возникнове

ния явлений оползания. Однако при рода Me

ханизма перемешивания, который преобра

зует эти вязкие ламинарные потоки
в турбулентную взвесь осадков, пока не BЫ

яснена [333]. Эксперименты тем не менее
показывают, что у подводных потоков
обломочноrо материала формируется ro

ловная зона, вследствие чеrо в потоке обра

зуется наложенная турбу лентностъ
(рис. 7.4).
В заключение следует заметить, что в тур.-
булентном потоке может возникать состоя

ние аутосуспензирования [43, 624]. При
этом идет непрерывный процесс перехода
осадков во взвешенное состояние без потери
внутренней энерrии (приложение 7.2).


7е. Отложения rравитаuионных потоков. Об

суждение характера отложений отнесено
в конец этой rлавы, с тем чтобы можно бы

ло провести сравнение между различными


_ - . . . . . Неровная кровля

. . . . .
. Массивная текстура
::.:{

. о
оХ:о

Р
:
:иК
а
.... :
..... .
.
.: Слаб:


;::BKa
О. . .0: . . .. Неупорядоченное

Q..:. O...::
. сrроение основной массы
\ Базальная зона спвиrа
Ulирокие борозды
или штриховка


. . .: Массивная
. .... текстура


П{IIЗНШ<И обратной
coprиpoвки
по разрезу


(в) Поток разжижения


(i!) Сложиый турбидит
Е fлины


Песчаные вулканы
fJ 11 :((
. Облекающая
.:.; "N- 'V".. слойчаТQСIЬ
.---:. . : ';'. . Трубки
.

 .
....

 выжимания воды
.j"""" ....,
....v. Столбчатая и
. V ---::..

 u -::. блюдцеобразная Массивная текстура
'--':
 :--'.
 текстура по разрезу: : . .. .. .:-: .. :.:. Д (нет сортировки
. ПЛохая сортировка . . или rрубая сортиро
ка
Текстуры наrрузки в хвостовой части)
Иероrлифы в подошве
СЛШI.(ТОЛЬКО В/С)


в f оризонтальная
слойчатDCТЬ


Рис. 7.9. Схематические разрезы, иллюстрирую

щие основные особенности отношений rравита

ционных потоков [574].


типами потоков и их отложениями
(рис. 7.9).
Отложения сыпучих потоков образуются
чаще Bcero при осыпании материала на
склонах дюн и подводных rряд. При этом
возникает перекрестная слоистость малоrо
и крупноrо масштаба (rл. 8). Слойки обна

руживают хорошую сортировку, причем
в ряде случаев наблюдается укрупнение Ma

териала снизу вверх. Внутренние текстуры
отсутствуют, отдельные зерна MorYT давать
ориентировку параллельно течению потока.
Мощность 2рязека.менных потоков коле

блется в пределах от нескольких дециме

тров до нескольких метров. В основной Mac

се мелкозема размещаются обломки, раз

мерность которых колеблется от песчаной
до валунной. Мелкозем представлен rли

нистыми и алевритистыми частицами, KO

торые MOryT составлять до 1% по объему.
Слоистость развита слабо, сортировка пло

хая, ориентировка зерен не наблюдается.
В базальной зоне сдвиrа может образовать

ся слабая сетка над поrребенными царапи

нами, оставленными валунами, двиrавши

мися в основании потока. rрязекаменные
потоки MorYT занимать русла, вырабо

танные текучими водами, но сами не MorYT
их создавать. В потоках разжu:ж:ения пре

обладают текстуры выжимания воды, aHa

лоrичные конволютной тонкоrоризонталь





110


Часть 2


ной листоватости трубок «водяных ВЗРЬr
вов», блюдцеобразные текстуры и др.
(rл. 11). Отложения мутьевых потоков пре

терпевают изменения с удалением от места
образования и по мере перекрытия ими раз

личных поверхностей седиментации на под

водных конусах выноса. Толстослоистые
осадки мутьевых потоков
 rрубозернистыI,,
сравнительно плохо сортированные, имеют
плохо выраженную слойчатость, в них OT

сутствуют базальные борозды движения;
иноrда наблюдается руслообразная форма
в плане. Тонкослоистые турбидиты ---: TOHKO

зернистые, имеют хорошую сортировку
и слойчатость, широко распространены на
площади и имеют база льны е борозды дви

жения. В них выделяется такая «идеализиро

ванная» последовательность текстур:
А
 массивный слой; В
 rоризонтально
тон

кослоистыIй слой; С
слой С мелкой косой
слоистостью; О
 переслаивание алевритов
rлин; E
OДHopOДHыe rлины и алевриты. Ta

кая последовательность отражает снижение
силыI потока во времени, коrда донные
формы приспосабливаются к снижению CKO

рости течения (см. rл. 8). Применяя индекса

цию этой последователыюстu Боума, OTMe

тим, что в' ТОЛСТОСJ10ИСТЫХ турбидитах
преобладают слои А и В при подчиненном
значении пластов С
 Е; в тонкослоистых
турбидитах наблюдается обратная картина.
Толстослоистые турбидиты образуются
в потоках высокой концентрации, а TOHKO

слоистые
 в потоках низкой концентрации
с развитыми донными осадками. (Учитывая
последний анализ, приведенный в работе
[610], следует отказаться от использования
терминов «проксимальный» (proximal)
и «дистальный» (distal), для обозначения
толсто
 и тонкослоистых турбидитов.)
В заключение необходимо подчеркнуть,
что существует перемежаемость и взаимо

связь между оползневыми отложениями
rрязекаменных потоков
 толстослоистыми
И тонкослоистыIи турбидитами. Как указы

валось ранее, rрязекаменные потоки, Be

роятно, дают начало турбидитным пото

кам, по мере Toro как окружающая жид

кость все более и более смешивается
с движущимся потоком.


7ж. Выводы. Скопления зерен MorYT обра

зовать поток, если преодолено трение Me



жду зернами. Сыпучие потоки приходят
в движение, коrда уrол склона превышает
уrол eCTecTвeHHoro откоса. rрязекаменные
потоки движутся блаrодаря массе'мелкозе

ма, снижающеrо трение и содействующеrо
плавучести зерен. Мутьевые потоки прихо

дят В движение на склонах, коrда их плот

ность больше, чем у окружающей жидкости,
за счет взвешенных осадков. Движение при

водит к развитию турбулентности, а это BЫ

зывает дальнейшее поступление взвесей,
вследствие чеrо вопреки rравитации coxpa

няется повышенная плотность; так возни

кает аутосуспензирование.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения
В работе [574] дается четкое общее представле

ние о rравитационных потоках и их отложениях.
В книrе [426] предложен физический разбор дви

жения rрязекам:енных потоков, предназначенный
для подrотовленноrо читателя. Фун.riамен

тальный справочник по механизму движения зер

нистых потоков
работа [40]. В работах [569,
570, 571] изложены экспериментальные исследо

вания мутьевых потоков, имеющие большое зна

чение для седиментолоrии. Изящная аналитиче

ская модель мутьевых потоков предложена
в работе [624], rде показано и современное co

стояние проблемы аутосуспензирования.


Приложение 7.1
Рассеивающее давление
и сыпучий поток [40, 523]


Динамику сыпучих потоков проще вcero понять
на основе кинетической теории. Рассмотрим eM

кость, наполненную воздухом и закрытую repMe

тично подвижным поршнем. Поршень поддержи

вается в равновесии давлением воздуха: сила ero
тяжести уравновешивается силой выталкивания,
обусловленной ударами беспорядочно движу

щихся молекул воздуха. Сила тяжести действует
в одном направлении, уравновешивающая сила,
обусловленная столкновением молекул,
 в проти

воположном.
В сьmучих потоках, rде преобладают coyдape

ния зерен, нормальный стресс Р должен ypaBHO

вешиваться давлением веса W на каждом уровне.
Бэrнольд [40] нашел, что Р меняется в COOTBeT

ствии с зависимостью


Р == kcrл. 2 D 2 (d и /d у)2 cos (Х,


(7.5)


rде k
KoHcTaHTa; cr
плотность зерен; л.
линей

наяконцентрация зерен (rл. 4); D
диаметр зерен;
dU/dу
приращение напряжения в потоке;




111


Поток жидкости и транспортировка осадков


U
CKOpOCTЬ движения твердых частиц в потоке;
(х
 уrол динамическоrо трения (== 8r в разд. 7б).
W получаем из выражения


w == ёg(cr
 р) (У
 y)cos
,


rдe ё
 средняя концентрация зерен (по объему)
выше точки у в потоке; У
мощность потока;
у
расстояние от дна потока;

местный уклон
дна.
Так как при состоянии равновесия Р == W, Bыpa

жения (7.5) и (7.6) можно приравнять и реIIШТЬ pa

венство относительно d U jd у с оrраничениями
при U == о и у == О, что дает
U ==
 ( ёq(cr
 p)cos
 ) l/2
 у3/2

3 pkcos (Х . лD [

 (У
 у)3/ 2 )].


Решая уравнение, получаем значения U для раз

личных расстояний от дна (ё, л, (Х принимаются
в каждой точке постоянными) и можем по

строить профиль распределения скоростей, на KO

тором видна мощная сдвиrовая зона, перекрытая
поверхностным «пиком» зоны, [де сдвиrа нет.
Бэrнольд [40] установил, что TjP == tg (Х. Таким
образом, для начала движения сыпучих потоков
tg

 tg (Х. Так. как для зерен кварца tg (Х равен
0,5
0,6, можно считать, что сыпучие потоки воз

никают при уrлах склона более 25
300.


Приложение 7.2


Заметки об аутосуспензировании
в мутьевых потоках
Взвешенные осадки удерживаются в потоке бла

rодаря туроулентности, rенерируемой у дна.
В обычном речном потоке движение жидкости по
уклону возникает под действием силы тяжести.
Турбу лентность в свою очередь поддерживает во
взвешенном состоянии определенную массу oca



(7.6)


дочноrо материала. В мутьевых потоках течение
возникает блаrодаря взвешенным осадкам, обес

печивающим повышенную плотность всей массы
жидкости, что и приводит К движению вниз по
склону под действием силы тяжести. Возникает
эффект обратной связи, Korдa взмучивание ocaд

ка вызывает движение, которое в свою очередь
приводит к турбулентности, а та вызывает взве

шивание. Это и есть состояние аутосуспензирова

ния [43, 44].
С точки зрения сил, действующих в потоке,
аутосуспензирование может возникнуть, коrда
сила течения (о превышает силу шr, расходуемую
на преодоление трения о дно. Следовательно,
(о
 (Ot. Выразив это в терминах производитель

ности суспензированноrо осадка, получим, что
доля (Ot, которая может быть использована для
взвешивания осадков, должна превышать силу
ШN, необходимую для поддержания их во взвеси.
Следовательно, ех(О!
ШN, rде ех
фактор эффек

тивности. Комбинируя эти два критерия и прове

дя мноrочисленные подстановки (полный вывод
см. в работе [624]), получаем следующее выраже

ние для аутосуспензирования:


(7.7)


ex
Us
 1

:::>,
g
rде

уклон дна; US
CKOpoCTh перемещения
взвешенноrо материала (
скорости потока);


 скорость падения взвешенных частиц. Для
аутосуспензирования блаrоприятны высокие по

казатели уклона, скорости течения и тонкозерни

стость осадочноrо материала.
Решив уравнения движения для двумерноrо
мутьевоrо потока, Пантин [624] показал, что
мутьевые потоки должны либо терять скорость
и отлаrать свои осадки, либо увеличивать CKO

рость и выходить В поле аутосуспензирования,
коrда осадки MOryT отлаrаться лишь при YMeHЬ

шении уклона. Отсылаем читателя к изящной
статье Пантина [624], rде дан полный разбор
этой проблемы.


(7.8)




Донные формы
и осадочные текстуры


Деревья дают телесную форму ветру,
Волны посылают силу жизни луне.


Из Ценринкюсю


q)OTO 3. В этом выходе выветрелоrо песчаника (высотой 1 О м) виден целый набор крупномасштабных
серий косой слоистости (некоторые запрокинутые серии передовоrо склона видны прямо под Bpe

занным руслом), массивные слои и хорошо выраженное русло; заполняющий ero материал отличается
тонкослоистой (неясно выраженной) или массивной текстурой. Предполаrают, что эти отложенш\
сформировались в разделенном на протоки речном русле (песчаник Фелл, Нортумберленд, АнrЛИЯJ_







............


.......
.,..



*'""


,-
'';;''';'''-.-
... '
:i,....

. ;
':.


........


..
 '<1,<




.,
>" -
-


"''t}_



_..
: <:

 :.:

7
 =








.if

-
 .q
. _ .. .
"!: . ' . '
""..: '" ':-:'" . .....

'..'


:.;



 ;::"
..
-
; .

:

. ?:;
;
'


i ii? i,
:i

<:(



J':'


....
.>
.:
.' '"


'"


......
- ..,'"
.'
':



_:l\


. .",


.....,

,
<.

::



'







R


.>

 ......'*


....



Ib "


'"",,,


,



'>-'

''X,,,:'\


" ....


'

"
- -

i_





oic:'


'"


.с


1


>.
'\"






._:
 - ". ..:
_l, <ji. ...
.,=
. ..;...... .
.A
';':

 :
Z .'
.,

 - .."".......... "
......::


. -. ,"- -....:



. ,. _.,
;....:, 'l



"

.' ""<t.... '1' :.-;
',. ..,

': <
,.

..;,
:,.


cc"!" . ,



 , . .

:
 . -
 , .-
 .
. , ::,,
 ,.. :. ,
>-
 $- >



 ....


.,

 -
.>
'
:.;...

<:..

 ,-......,-..;
....: "
,' '''"
":-' ;.; ,"'" ..;..
. . .-;;:....,,< ... ..
: ? :
:
..
?



.. \.;.


w'


':"::'i
.



,.0


'



w.'


J.'"


,........


.

,


- .....
\ " ';'
'''t'
''
>\:'



.

 .,
 .' '(О _: ',
' ::
.,,.;;.,."



........
..... . "
. .
.....', А

:-
 ;
i
 6t _


.
- -




Н3


Донные формы и осадочные текстуры


Тема. Транспортировка зерен осадка часто сопровождается
формированием так называемых донных форм. Большая часть
рыхлых осадков на поверхности Земли образует такие формы
 ОТ
скромных и широко распространенных знаков ряби (различноrо
происхождения) до mrантских rop пустынных песков, известных
под названием «драю). Тот интерес, который человек издавна
питал к этим образованиям, в последнее время получил
подкрепление блаrодаря достиrнутому сейчас удовлетворительному
уровню понимания механизма их формирования и перемещения.
Для rеолоrических исследований особенно важна роль донных
форм в образовании осадочных текстур, столь часто
присутствующих в rеолоrической летописи. Правильное понимание
происхождения и взаимоотношений осадочных текстур можно
получить только при использовании знаний по динамике системы
зерна
жидкость, которые были изложены в части 2. Друmе
аспектыI донных форм и текстур рассмотрены в части 5.


R
{


8


Донные формы и текстуры
в зернистых осадках


8а. Донные формы и текстуры. сформиро--
ванные одно направленными водными потока

ми. Движение осадков сопровождается op

rанизацией зерен в морфолоrические эле

менты, известные под названием донных
фОРМ. Экспериментальные данные по pyc

ловым потокам показали, что есть ряд ДOH

ных форм, которые существуют только
в интервале определеннь
 значений силы
потока. Эти фазовые состояния донных
фОРМ занимают четко вьщеляющиеся поля
на rрафиках, отражающих взаимосвязь
транспортирующей способности потока
и диаметра зерен для хорошо сортиро

ванных KBapцeBЬ
 песков (рис. 8.1). Хотя
фазовые диаzраммы донных фОРМ (такие, как
показаны на рис. 8.1) широко используются,
мы дальше покажем (разд. 8.2), что исполь

зование в качестве показателя транспорти

рующей способности придонноrо напряже

ния сдвиrа, являющеrося ординатой rрафи

ка, имеет определенные недостатки. Напом

ним читателю, что относительно номенкла

туры донных форм среди исследователей
имеются большие разноrласия. Ниже мы


8
91


приведем некоторые термины, имеющие
альтернативное применение. Нет YBepeHHO

сти также и в том, можно ли переносить
данные опытов в экспериментальных лот

ках, rде образуются мелкие (rлубиной менее
0,5 м) потоки, на более rлубокие природные
потоки (дискуссию см. в работе [575]). Экс

периментыI' про водимые в настоящее время
с соблюдением подобия [775], должны бу

дут дать результаты, с помощью которых
этот неясный вопрос может быть решен.
Обращаясь к рис. 8.1, рассмотрим снача

ла различные состояния дна, обраЗУЮlШlеся
при воздействии транспортирующей силы
потока на тонкий донный материал.
Рябь течения (current riррlеs)
это CTa

бильные донные формы, образующиеся пре

жде, чем достиrнут пороr троrания на искус

ственно выровненной поверхности дна,
сложенноrо тонким песком, при относи

тельно слабом течении. Она может возник

нуть также за счет первич ных неровностей
дна задолrо до достижения пороrа rладкоrо
дна. Рябь течения не образуется в песках, rде
размеры зерен больше 0,7 мм. Эти донные




114


Часть 3


формы имеют в сечении ху, параллельном
направлению течения, rрубо треуrольную
форму. Их склоны, направленные вверх по
течению (stoss sidе),
полоmе; иноrда Ha

блюдаются выровненные площадки вблизи
rребня. Нu:ж:ний по течению (lee) склон
имеет крутизну зо
з 50 (рис. 8.3). Высота
этих неровностей дна колеблется в пределах
О,ОО
О,оз м; длина (измеряемая как длина
волны
вB пределах 0,05
0,40 м; типичный
индекс донной формы (отношение длины
к высоте) колеблется в пределах от 10 до 40
[12]. Размеры этих донных форм возра

стают с ростом транспортирующей СIIособ

ности потока, но их величина не зависит от
rлубины потока. Длина меняется в зависи

мости от диаметра зерен, составляя пример

но 1000 d, хотя на rрафиках виден большой
разброс точек. Линия rребня имеет в плане


'"
I
::Е
Z


...
'"
r...,
:s:
11:1
t::[
u
(1)
:s:
:с
(1)
*
tJ::
о..
r::
'"
:с
(1)
о

 1,0
t::[
:s:
С:- А


01
О 0,1


прямую, волнистую или языкообразную
форму (рис. 8.2, 8.3, а, 6). Такое возрастание
сложности наблюдается, коrда скорость по

тока растет при сохранении постоянной rлу



Рис. 8.1. Фазовая диаrрамма донных форм.
Видны поля устойчивости различных подводных
донных форм, образованных однородным по

стоянным потоком; дно зернистое. Данные экспе

риментов в прямолинейном русловом лотке.
Обратите внимание на области перекрытия
(крап) между различными полями; частично это
обусловлено расхождениями в терминолоrии
у отдельных авторов. Переходные формы обо

значены крестиками. Использованы пересчи

танные данные из работ [171]
F, G, Н, 1, К,
[3241
B, С, О, Е, J, [534]
A, [865]
L (по Лидеру
1496J). 't рассчитано по формуле (5.6) (т ==
== pgh sin е).


SO


Верхний уровень
формирования rnaдKoro дна
JG

p, i

\\\\\\.

....-:
.
 :---:......



 {V .. : : : -:.. :
 . :- : : ?":'-
 []
А:. 7.:"(:{?/
}
.
:

t
; iЬ2:

 :0'"
.. ............ ....

 е 01'0 ДНа -...:..
С .... '.. ... . . . .. . : :. :.
<p

в .
 D ... . .... . . . . . .
O i е
.... :......!:.:.:.. ;i.\\e
. .. ..... + ..' <pe'Q е
· . .[] ... о. \\
?;.
. .. : ..1 : : . : . . .: {'Q?;.
 е
::!.:....:..#

e К

. . . . .
 + fряды:

:. []. ее е (!) е 'II!:..
8:1:1
. .. е ..::.::= :.:.
о ..:...0 н ... i ....
о ...:::
: G е .::
.::-.

о CD ... е I .... · О
О . .9 . 1.. . . \<.О{
.:8:.: e
 е /.:. .{1\




о . ::..'" Бары ...
 /1 o<p


 0 .
.
 G"'... t..............
o'Q"..\\'Q ...
Рябьg О. а .
. e
b б. .. ............. - 8 .."" .. .............. 41 ..
О течения о .
.
.
i'Q°<P -::

::::::-.: ....
о + y..
#'l'i .. .: : : : : -:..:.. .. 6
.: : :.:: :
::.::
'.;::
 .;:::: :.::
:.:}:..::::/.)) :: : : .:
:
. :.
:
6 66


10


6


ДВижения нет
@


о


6
6


[]


[]


[]


[]
[]




115


Донные формы и осадочные текстуры


бины И сопровождается усилением действия
продольных вихрей (rл. 5).
Картирование линий тока, зафиксиро

ванных на алебастровой модели ряби [12],
позволило выявить места отрыва потока на
rребнях форм и точки ero присоединения
в межrребневых ложбинах. У нижнеrо. по Te

чению склона донной формы постоянно co

храняется работающий бурун вращающей

ся жидкости (рис. 8.4, 8.5). Зерна, переме

щающиеся в составе донных наносов,
движутся по верхнему полоrому склону
донной формы и, достиrнув rребня, свали

ваются с Hero или рассеиваются в месте OT

рыва потока, а потом накапливаются на
крутом склоне довольно высоко по ero по

верхности. Периодически эти скапливаю

щиеся зерна теряют устойчивость, коrда
уrол аккумулирующеrося материала Ha

чинает превышать уrол eCTecTBeHHoro OTKO

са (rл. 7). В этом случае образуются неболь

шие оплывнияя массы зерен, задерживаю

щиеся у подножия склона; в резу ль та те
этоrо к склону uричленяется единичный
слоек обрушения. Перемещение донной


формы вследствие аккумуляции на нижнем
склоне приводит к тому, что точка присое

динения потока смещается дальше на Bepx

нюю часть расположенноrо ниже по тече

нию rребня. Здесь усиливается размыв из
за
усиления эрозионной деятельности турбу

лентности, rенерируемой в точке присоеди

нения. В результате этоrо rребни ряби по

стоянно смещаются вниз по направлению
потока, сохраняя свою равновесную форму,
с довольно постоянной скоростью, завися

щей от транспортирующей способности
потока.
Разрезы, сделанные через донные формы
по плоскости ху (параллельно направлению
течения), выявили последовательно причле

няющиеся слойки обрушения, которые обус

ловливают формирование мелкой косой
слоистости (small
scale cross lamination).
В разрезе, перпеIЩИКУЛЯРНОМ течению (в
плоскости xz), косые слойки MorYT выrля

деть, как rоризонтальные и параллельные,
обусловливая плоск.опараллелыlюю косую
слоистость (planar cross lamination), или как
троrи, обусловливая перекрест1l ую (тp020

вую) косую слоистость (trough cross
lamination) (рис. 8.6). Прямые (tabular) косые
Рис. 8.2. Классификация типов линий rребня ря
 слойки возникают при перемещении донных
би и rряд. Вид сверху, поток направлен во всех форм С прямой линией rребня, Tporoo

случаях снизу вверх [12]. бразные
в результате смещения изви

Прямой скошенный Извилистый поперечный


Прямой поперечный



 :.:."""'
 .::':'\'
 .::',:>,,:
 .::::\.
 ,:::>::
,


:.' .. ,. ..\,.,
'>':
"':",.,:::'::",,::::':"',,::::;.:;,;,:::""::..:.


........0$.........-........................................ .................................


Извилистый поперечный,
фазы не совпадают


Цепной поперечный


























Языкообразный поперечный,
фазы не совпадают
(\ .. . " .. " .. (1 . N .. 1\ f\
. .. '. ..... .
. ". " .
\I\i\nf\()(\,.
!\f\r\f\f\(\A
\1\{\(\f\nAr









.




Цепной поперечный,
фазы не совпадают


Цепной скошенный














Языкообразный ,
фазы совпадают
(\f\r\f\{\(\f'\
N ..... (\ .... f"\ . . (\ . .. Q ... (\ . п .. ..
. .' .: '. . . . . .
.. . '.'
(\ ?'\ А. nАn(\
:
"'
...''л\:
. :
. :
..:A
1 '(\i Н Н '1 '1 \


8*


.

 .


. . . . ". .
. . . . . .

 ,.'::...:..\
 .::...<::
::.:..
.::,.....
:..::
:.\..:..:.

\:..".
. ". '. . .
.\..<.....:......:.'........,::..............,..... ......:...


Лунообразный
(барханоподобный)
VVVVVVV
хЯ








116


......
. ...
'.

,


..


(а) ...............


...




б


,....



в


Часть 3


,.


.11.-.


'.


.


;,


", I


1 .


,.


- ..1 ;:,






....,..;:;.....'

'
.'"


:fIf


"


,.. ""
 ." "".
...
... '\."'\...

..
\... .
. .
f- ." '\ .1а.; , '-


- .


)


)


t


, .'

,.."






, . .':..1.." , " ,
" 7;

.....


':


"


J'







,

'\с.

;








:--:





,
.
.. . ..
,"::. -'


.... .


';'.


.........


-...








,.


'; .


.
 \;



 ..


y
 .......
:t


.,j;.


'"
"'........


.
.


 ' -

.... .. '"
'-'"


,


""...:



.


"


........


'"



.


""'.


"""


. "1 \
.
'


,
 . .....""""'-

,
-

100.......
 ..::........
:



..,..



-
-".




.....;,..".



-
.::







2




117


Донные формы и осадочные текстуры


листых И языкообразных форм в окруrлыI,'
в форме пятки, понижения, выработанные
изолированными вихрями отрыва потока
(рис. 8.6). Если в какой
либо точке накопле

ние осадка идет только в составе отдельных
донных форм, то косая слоистость форми

руется исключительно внутри rребней ряби.
Коrда идет суммарное накопление осадка,
rребни отдельных форм должны при пере

мещении приобрести кроме rоризонталъной
еще и вертикальную составляющую
(рис. 8.7). В таком случае MorYT сформиро

ваться косослоистые серии, разrраниченные
поверхностью размыва. Мощность серий
прямо пропорциональна скорости верти

калъноrо перемещения. В разрезе видно, что
rраницы серий «поднимаются» под уrлом
к rор
зонтали (рис. 8.7). Подобная текстура
называется н.аКЛОННО
КОСОЙ слоистостью
(climbing
ripple cross lamination). Большие
yr лыI наклона, с сохранением слойков, обра

зовавшихся на верхнем по течению склоне,
свидетельствуют о высокой скорости CYM

MapHoro осадконакопления. Последнее xa

рактерно для потоков, скорости которых
снижаются, как, например, у ПaJЮДКОВ на
пойме или у МYTheBbIX потоков [20].
Если транспортирующая способность по

тока растет, возникают 2ряды (dunes). Эти
крупные донные формы (рис. 8.8, 8.9) похо

жи по форме на рябь течения, но динамика
их формирования иная [12]. Это видно и на
'rрафике зависимости высоты от длины, rде
поля этих форм не перекрываются. rряды
не образуются в тонких осадках rрубоале

вритовой и. меньшей размерности (рис. 8.1).
rряды иноiда н
зывают крупной рябью или
меrарябью, но ЭТИ термины не отражают
достаточно четко специфичность таких ДOH



Рис. 8.3. а
 извилистая и языкообразная (в под

чиненном количестве) рябь течения. Направление
течения
 справа налево; отрезок для масштаба
0,15 м. Солуэй
Ферт, Шотландия; б
языкообраз

ная рябь течения. Направление течения
снизу
вверх. Размер пачки сиrарет 0,1 м в длину. Эстуа

рий реки Северн, Анrлия; в
 крупный врез пересе

кает слоистость. Направление течения
 на Ha

блюдателя. Размер ручки молотка 0,30 м. ДpeB

ний красный песчаник; Уэлш
Бордерс; 2
НЫРЯЮ

щие серии крупцой косой слоистости С крутым
падением слойков. Отрезок для масштаба 0,1 м.
Песчаник Фелл; Нортумберленд, Анrлия.


ных форм, как rряды. Длина rряд обычно
колеблется от 0,6 до 10,0 м или больше.
В отличие от ряби у rряд отмечается взаи

мосвязь длины А и высоты Н с rлубиной по

тока у (рис. 8.10). Аллен [16] на основании
экспериментальных и полевых наблюдений
вывел для интервала 0,1 м > у < 100м сле

дующую зависимость:
А==1,16уl.55 (8.1)


и


н == 0,86 у l.19, (8.2)
хотя вдоль линии реrрессии может наблю

даться большой разброс. В плане форма
rребней rряд напоминает форму rребней ря

би, описанную выше; у rряд дополнительно
наблюдается луновидная (
арханоподоб

ная) форма. Характер потока над rрядами
аналоrичен ero поведению над рябью, при

чем отрыв и воссоединение потока хорошо
выражены. В нижней части зоны стабилъно

сти на rрядах развита рябь, что позволяет
ввести представление об иерархии донных
фОРМ. Аналоrичным образом малыIe rряды
MorYT усложнять верхний по течению склон
более крупных rрядовых образований. Воп

рос о том, является ли такое усложнение
rрядовых явлений результатом действия
paBHoMepHoro потока или отражает колеба

ния ero транспортирующей способности,
является дискуссионным (см. работу [24]).
Если правильно первое предположение, бо

лее крупные донные формы следует ОТЛИ

чать от обычных. Некоторые исследователи,
придерживающиеся этой rипотезы, назы

вают такие формы песчаными волнами
(sandwaves), но этот термин используется
в литературе также для обозначения круп

номасштабных образований в морской об

становке.
Перемещение rряд является причиной
образования крупной КОСОЙ слоистости как
параллельноrо, так и перекрестноrо типа
(рис. 8.3, в); способ образования аналоrичен
описанному для ряби. Косое примыкание
отдельных KOCbIX слойков к rранице раздела
серии облеrчается наличием сравнительно
маломощных бурунов, вихрей, работающих
в месте отрыва потока на нижнем по тече

нию склоне rряды, и тем, что значительная
доля частиц выпадает, отлаrаясь из взвеси,
на этом склоне. Рябь противотечения




118


Часть 3


(counterflow ripples) [92] образуется под дей

ствием придонноrо течения, вызванноrо
вращением буруна в месте отрыва потока,
которое относит зерна назад, к нижнему
краю основания rряды. Равномерно накло

ненные косые серии часто MorYT срезаться
поверхностями размыва (см. обзор в работе
[429]). Это объясняется размывом rребней
rряд во время спада паводка и в межень.
Эти поверхности реактивации (reactivation
surfaces) [167] сохраняются внутри миrри

рующей rряды, коrда во время подъема па

водка и в половодье возобновляются HOp

мальные процессы оползания материала.
Иноrда между следующими друr за друrом
«поверхностями реактивации» может за

ключаться косая слоистость меньшеrо
масштаба. Такое сочетание известно как HЫ

ряющая (крутопадающая) косая слоистость
(downward
dipping cross stratification)
(рис. 8.3, 2). В этом случае мелкие rряды ми

rрировали вверх по обращенному против
течения склону материнской rряды и вниз
по полоrому противоположному склону,
rде они сохранились в виде косых серий
[ 56].
Если транспортирующая способность
возрастает еще больше, rряды сменяются
верхней фазой 2ладКО20 дна (рис. 8.9, б), Kor

да осадки интенсивно перемещаются по
практически ровной поверхности дна. При
детальном изучении выявляется, что по

верхность rладкоrо дна покрыта системой
низких линейных rребней, ориентированных
параллельно течению, высота которых co

ответствует нескольким диаметрам зерен
[8] (рис. 8.9, б). Положение rребней на по

верхности дна постоянно изменяется. Эти
rребни, длина которых соответствует тыся

чам или сотням диаметров частиц осадка,


и, CM.c
1
О 30
L..............


u'v: CM2.c
2
О 9
L..............


u'v'


u


..


/


т
..
.


разделены плоскими понижениями. Такая
характерная микротекстура параллельных
течению rребней и понижений получила Ha

звание первичной штриховки течения
(primary current lineation). Первичная штри

ховка течения является прямым следствием
наличия подслоя вязкости, paccMoTpeHHoto
в rл. 5. Ударяющиеся о дно «заметы», дей

ствующие параллельно течению, отбрасы

вают зерна в стороны, rде они и образуют
тонкие rребни, разделенные широкими TpO

rообразными понижениями (рис. 8.9, б; см.
также рис. 5.17, д). Важно подчеркнуть, что
существование первичной штриховки тече

ния не оrраничивается режимом верхней
фазы rладкоrо дна; она может возникать на
обращенном к течению склоне ряби и rряд.
П ространственное распространение первич

ной штриховки течения совпадает с изме

ренным распространением струек жидкости
(<<прядей») с пониженной скоростью течения
на rидравлически rладкой поверхности
(рис. 5.25). С переходом к rрубопесчаным
наносам первичная штриховка течения исче

зает, поскольку в этом случае простран

ственно орrанизованная система BЫCOKO

и низкосортных струй жидкости последова

тельно разрывается, так как песчинки разру

шают подслой вязкости, который сменяется
зернистым рассеянием [25].


Рис. 8.4. rрафики средней скорости (й) и показа

теля интенсивности турбулентности (uV) на непо

движной и на покрытой песком поверхности экс

периментальной модели ряби. Обратите внима

ние на вращающийся бурун у нижнеrо по
течению склона ряби и на большую интенсив

ность турбулентности в месте присоединения по

тока ([753], в соответствии с данными, приве

денными в работе [661 ]).


Уровень роды


1
50MM


/
...........
...,........................................................................................................................................................................,",................,...................


...........
.....................




119


Донные формы и осадочные текстуры



Линии тока Присоединение потока по линии А
Рис. 8.5. Распределение линий тока в основании
потока (средняя скорость 0,22 м. с
 1, rлубина
0,095 м) над дном с рябью течения. Течение Ha

правлено снизу вверх. rребни ряби являются ли

ниями отрыва потока. Кеутые участки обруше

пия обозначены крапом L 15].


Режим верхней фазы rладкоrо дна обус

ловливает тОНКО20РU30нтальную слоu

стость (planar lamination) с мощностью
слойков ОТ 5 до 20 диаметров зерна
(рис. 8.9, в). Такие слойки, с которыми свя

заны плитчатые текстуры некоторых песча



(а)


(6)


Рис. 8.6. Блок
диаrрамма, иллюстрирующая
образование параллельной и перекрестной слои

стости в процессе миrрации донных форм с пря

мой (а) и с извилистой (6) линией rребня [16].
Обратите внимание, что для сохранения последо

вательно сменяющихся серий косых слойков He

обходимо преобладание общей аккумуляции. По

этому большая часть слойков «взбирается» вверх
от MecTHoro уклона дна (см. рис. 8.7).


ников, должны образовываться в результате
пульсации cYMMapHoro осадконакопления
на rладкой поверхности дна. Взаимоотно

шения этоrо процесса с циклом заметов

прорывов неясны (rипотезы см. в работе
[119]).
Теперь нам осталось рассмотреть два по

следних типа донных форм, которые не по

казаны на диаrрамме фазовых состояний
(рис. 8. 1). Первый из них
синусоидальные
формы, совпадающие по фазе с волнами
водноrо зеркала. Их не совсем удачно назы

вают антидюнами (рис. 8.9,2, д). Антидюны


. . ." . . . . ....
. ..................,. .......... ...................................:...Р
;Ьеф" .ряб
.
:.::



..:.,.:
Среднии уrол ПОДъема С. == 69 П едшествующий подъе




5:




--








 с

,,:"
.'щ
N..."

N


;


 .;.
 .



',.

:
,'_N,,

N
NNN

 "N
",
',



Рис. 8.7. «Взбирающаяся» вверх косая слои

стость, полученная в эксперименте. Вид в разрезе,
параллельном течению. Возрастание уrла накло

на слоистости определяется ростом скорости
суммарной аккумуляции по вертикали, связанной
со скоростью перемещения ряби [20].


обычно набmoдаются в очень быстрых по

токах с малой rлубиной, с числом Фруда
(см. rл. 5) больше 0,8. Следовательно, в пеJr
вом приБШlжении антидюны являются ин

дикатором быстроты (надкритическоrо co

стояния) потока. Длина антидюн (измеряе

мая как длина волны) приблизительно
зависит от квадрата средней скорости пото

ка, соrласно уравнению, приведенному в pa

боте Кеннеди [440]:


л == u 2 gj21t.


(8.3)




120


........


....
."""
.,;f
.,


.. >
4"
> .'



(а)






'"


(б)
>


;-"""""


'у:
.,', '"


...,.


Часть 3


)......'



..
.


...,....'





>::-



' , ...
.,............'.,.."



.,
 ,



, <


"\






..


. ",,:
..



.....
....


/



Yte<;,..


'\ :
. '"
.
..


,,",


» ",,;,


&" -- t....


....':
.' ;,,;.
.

.



. .'-"


....,







...,;
y



 ...



"'"


;:- <



,



'
-":."


> .....


\.


,-;...


....:
1.


........ ..


....



-J
. .....


.,f'J'"


...



. ,.J.

.. .


.
,.









:'1;........,-.


.
:







 "'...
.'.'90;....!'
' """
'Ii' ::






... ...


....... ....
..;;;JI''''


....'"
а.


'.....


........


..> >...


".
.,,!'" ".....!...


.......4"


;; ,,,= ....


...:1'. ......,


....,;.,







'N _-.+' .:":.
.. :.; 'А...,.'


, .
 ".;:а,.
.
 .
- .",,- -:
.




 .."t'/l' -
..


.....,


<..'


,


'...."")


.....
..



,


....


.....; ....,


......


.............


.'


'.1.


..
"'" .




........-...,...


.
.'>, '


, ,
'..




121


Донные формы и осадочные текстуры


Антидюны обычно встречаются в виде
длинных серий. Их форма в поперечном раз

резе может приобретать большую крутиз

ну; они MorYT перемеща ться против течения
и разрушаться при высоком уровне турбу

лентности, после чеrо процесс возобно

вляется. Миrрация против течения
(рис. 8.11) обусловливает образование
косых серий, наклоненных против течения,
с малыIи (менее 10°) уrлами наклона косых
слойков [568]. Эти серии сохраняются в раз

резах плохо, если в сумме не преобладает
аккумуляция, так как любое снижение CKO

рости потока вызывает разрушение анти

дюнной слоистости. Даже если слойки co

храняются,' они очень неясные, потому что
миrрация антидюн против течения не co

провождается явлениями обрушения и обус

ловленной ими сортировкой слоистоrо Ma

териала (rл. 7). В тех редких случаях, коrда
антидюны сохраняются на поверхности Ha

пластования, становится возможным пря

мое определение скорости палеопотока на
основе формулыI (8.3), если л. поддается
измерению.
Если скорость .потока, формирующеrо aH

тидюны, возрастает еще больше, образуют

ся стреМНU1l11O
западU1тые (chиte
and
pool)
текстуры. Стремнины представляют собой
мелководные быстротоки или надкритиче

ские потоки с большими уклонами; они без
перехода сменяются западинами, rде rлу

бины больше, а состояние потока спокойнее
(субкритическое). Впадение стремнины в за

падину, у BepxHero края которой вода BpЫ

вается с разрушительной силой, предста

вляет собой род 2uдравлuчеСКО20 удара.
В этой же зоне происходит преобразование
кинетической энерrии в тепловую, что BЫ

rлядит как замедление течения. Аккумуля

ция осадков может происходить в относи

тельно сп<)
ойной области западины, rде
образуются наклонные, прислоненные


Рис. 8.8. а
rряды или бары с прямой линией
rребня и наложенной языкообразной рябью,
образовавшейся во время спада отливноrо тече

ния; б
сильно извилистая линия rребня с xopo

шо выраженными западинами вырезания. Обе
фотоrрафии . любезно предоставлены. Т. Эллио

том и А. rардинером. Эстуарий реки Луrор,
Суэнси, Уэльс.


к верхнему по течению борту западины
слойки, перемещающиеся, как вантидюнах,
против течения (см. выше). Известен лишь
один пример стремнинно
западинных TeK

стур, сохранившихся в разрезе в осадках
вулканоrенноrо базальноrо паводка по
окраинам вулканических кратеров типа
маар [707].
Снова обратившись к рис. 8.1, подчерк

нем несколько иную последовательность
смены донных форм по мере развития пото

ка над дном, сложенным более rрубыми пе

счаными осадками. Как было мимоходом
замечено раньше, рябь не образуется
в rрубых песках с диаметром зерен более
0,7 мм. В таких осадках выше пороrа Tpora

ния на искусственно выровненном дне фор

мируется rладкое дно равновесия вместо ря

би. Оно называется 2ладкuм дном нижней
фазы. На нем видны мелкие борозды и узкие
неправильные желобки rлубиной от поверх

НОСТИ в 2
3 диаметра зерна [496]. При пре

обладании накопления осадков в нижней
фазе rладкоrо дна должна образоваться
rрубоrоризонтальная слоистость блаrодаря
заполнению r лубоких борозд, но ее убеди

тельные примеры в rеолоrической летописи
еще предстоит о тыска ть.
Если течение усиливается, то на rладком
дне нижней фазы возникают rрядоподобные
образования
бары (bars) (или песчаные вол

ны некоторых авторов). Длина волны силъ

но колеблется [171]. Отношение длины
к высоте высокое (рис. 8.12). Линия rребня
у этих форм прямая; обрушение осадков по
крутому склону приводит К образованию
rоризонталъных серий крупной косой слои

стости. У баров не наблюдается западин
вдоль KpYToro «подветренноrо» склона,
обусловленных работой слабо выраженных
вихрей отрыва у этих склонов. В eCTe

CTBeHHЬ
 условиях на барах MorYT разви

ваться наложенные rряды. Корреляция
длины и высоты с rлубиной потока для ба

ров не отмечается. Из этоrо KpaTKoro pac

смотрения ясно, что бары надо рассматри

вать как особую донную форму, отличную
от rряд, на которые они внешне похожи.
Возможно, что бары возникают как особая
форма поверхности дна в среднезернисть

песках, поскольку в нижней части поля
устойчивости rряд (рис. 8.1) сами «rряды»
имеют более высокое отношение длина : BЫ





'.
'\. '1. ';
!t.
.. -{ .
::"".


.
, ...
.; ;-.""t.,.
 ' с"
:



'./f .


122


"';


а


,...........:..



. >. ".,м.'



(в)


-< .w..


(2


'.,:
"
. ..:






"" '" i


 ';


Часть 3


, ....
..
'"
.


'"

...:'


»\..


.. '.:. ..


", " ,О: '\ "". "
"""
:... ,. 't. " .. _. "l


 .. ""
, '"' "'....
" ,':,

\'\
,,. '!"

,
...


. n", '}
 н.


.. 1',


" '.i.,

 .' ,'-



,


...


.....""'".......,...., ...


...-,






"""


""'



..,.



,'


.
 .fl:' " , i " .\\."t .;,
 ,\, \ :,.1 l'
i: -;, , 'i,
. 4 ,
.
' , у i
: " _
. . . ',,' " .
'

 4
'. '\".:.
<
' '. , ,
:( ,
. . '
J' .
 - (-: 1 " . t ';
,', . "'1:' '\ '. ' . ".:-'
". , t"
 ""'

;
) ','
S(;i ,:
' r 4 '


.
-w' ""'.........
.
"


,



:f88 '1>.
 . ....
,.



.......
'''W:I ....




;:.


;...



:(



 ........


.....


(д)


f
1'. -
',1".
1\ ,:f; : , : , '!t.;
'1 .. ,


t


:i
.. i
.


" 1
':\. 1-'
.
' .'Ч 1 .'\
1


..... "'*"::--



..


..
1 1








123


Донные формы и осадочные текстуры


сота и были поэтому названы «переходны

МИ растянутыми rрядами» [647].
При да.лЬнейшем возрастании траНСПОJr
тирующей способности потока в rрубозер

нистых песках образуются rряды, а затем

rладкое дно верхней фазы; если число
Фруда > 0,8, формируются антидюны.


8б. Дополнительные данные по фазовым
диа....раммам донных форм. Описанные выше
донные формы обычно делят на две боль

шие rруппы [759]. Рябь, нижняя фаза rлад

Koro дна, бары и rряды возникают при НIOIC

нем режиме потока, коrда сопротивление
потока относительно велико и коrда про

филь поверхности воды и крупные BOДOBO

роты на ней не совпадают по фазе с профи

лем поверхности дна. Верхняя фаза rладко

ro дна, антидюны, стремнинно
западинные
структуры возникают при верхнем режиме
потока, коrда сопротивление потока OTHO

сительно невелико и коrда профиль поверх

ности воды совпадает по фазе с профилем
поверхности дна. Как мы уже знаем, для ря

би и rряд характерны явления отрыва и при

соединения потока. При этом rенерируется
энерrия турбулентности, вызывающая зна

чительное сопротивление потоку со CTO

роны дна. Донные формы нижнеrо режима
имеют, как правило, коэффициент трения,
в 2
 5 раз превышающий расчетные коэффи

циенты для донных форм в верхнем режиме.
Но при rладком дне нижней фазы, коrда co

противление потоку обусловлено только
расходом на перемещение зерен, а не сопро

тивлением донных форм, этоrо не наблю

дается.


Рис. 8.9. а
вид на извилистый rребень, обнару

живающий западину вырезания и веер знаков ря

би на полоrом склоне следующей вниз по тече

нию rряды. Длина карандаша 0,5 м. Эстуарий
реки Луrор, Суэнси, Уэльс; б
первичная штри

ховка течения в тонких песках [8]; в
rладкие по

верхности верхней фазы. Длина ножа 0,15 М. Пе

счаник Сент
Биз, Камберленд; 2
серия антидюн
(длина волны
 0,3 М) в быстром мелководном
потоке приливно
отливной ложбины. Эстуарий
реки Бормут, Уэльс; д
серия перемещающихся
против течения антидюн с бурунами в приливно

отливной ложбине. Течение слева направо. Длина
рукоятки лопаты 20 см. Солуэй
Ферт, mотлан

дия.


500



 100
==4
,<. h
:Q 50
:>::


о


'"
s!

 10


рис. 8.10. rрафик зависимости длины волны (yc

редненные значения для rруппы rряд) от средней
rлубины потока. Однонаправленные русловые
и приливно
отливные потоки. Для каждой точки
усреднялось МИНИМУМ пять следующих друr за
друrом rряд [414].


(а)



::::.
.:.:.:-:....:.:::.:..::<.:::"::::)"":":

.>./:::\;::::;.

.



.:.""" . . " ..


(б)
Стоячая волна становится
круче


//





)З'"

:
 =; ::::"::;:: :.:".:\ ::
.;"\
}/ 3\(:?


.::::\:::!7
)": :f:/.; ;;:::;::" :.:
:. :.:::::


(в)


Стоячая волна разрушается,
завШlиваясь против течения




;:;



,
.".


А.
'Т!'.
юнараЗРУщаеrс:....1\ ...
: ::::.:::
 :.: :":::: :".).=).:

":.::::::::: :

(::::\ :::::":: ;.::::
:.: ;.:.:;::: :":":.:":: :.:. :":.: .:.: .:
:::::
 ::::::.:?\.
.:".


(2)


Образуется новая стоячая волна и аНТИдюна


Линза со слабо

.(:;:; 2
7/" ::\'\::\
<';:::.\

;;:;;
;5


;;;;;; :;:::::


Рис. 8.11. Разрушение стоячей волны и образо

вание слабо выраженной слоистости, направлен

ной против течения [568].




124


Часть 3


20
16
12


rряды (п == 32)


20
16


Бары ( п == 52)




,; 12
....

 8
::r 4


О


20 Рябь течения (п == 122)


30 50


70


90


110


Индекс "ряби" (длина волны/ высота)
. Рис. 8.12. rистоrрамма отношений длина: BЫCO

та (индекс ряби) для ряби течения, баров и rряд,
сформировавшихся в экспериментальном русле
[171]. Обратите внимание на широкий разброс
данных для баров по сравнению с рябью течения
и rрядами.


Эти замечания по поводу коэффициентов
трения позволяют затронуть важную про

блему использования фазовых диаrрамм
донных форм, подобных приведенной на
рис. 8.1, в которой придонное напряжение
сдвиrа или энерrия потока используется как
характеристика транспортирующей способ

ности потока. Поскольку прилаrаемое Ha

пряжение сдвиrа жидкости можно записать
в виде "с == pfu 2 /8 (уравнение (5.7», rде
f
 коэффициент трения Дарси
 Вайсбаха,
р
 плотность жидкости, й
 средняя CKO

рость потока, леrко видеть, что напряжение
сдвиrа является прямой функцией коэффи

циента трения. Поскольку коэффициент Tpe

ния сам по себе зависит от типа образовав

шихся донных форм, придонное напряжение
сдвиrа также можно считать функцией типа
донных форм [774]. Можно, следовательно,


представить себе положение, коrда одна
и та же величина напряжения сдвиrа может
быть получена при медленном течении по
очень шероховатому (т. е. покрытому rряда

ми) дну или при быстром течении по очень
rладкому дну (т. е. по rладкому дну верхней
фазы). Такое явление частично объясняет
перекрытие полей rряд и rладкоrо дна Bepx

ней фазы на рис. 8.1. Это затруднение мож

но преодолеть [774], строя фазовые диа

rраммы как зависимость средней скорости
потока от ero rлубины для различных диа

метров зерен или как зависимость средней
скорости от диаметра зерен для различной
rлубины потока (рис. 8.13, 8.14).
Причины появления подводных донных
форм и условия их устойчивости довольно
плохо выяснены. Введение в эту проблему
теории донных форм дано в приложении 8.1.


130


8в. Донные формы и текстуры, связанные
с во.'шениями (см. также rл. 18). Распростра

нено ошибочное мнение, будто волны пред

ставляют собой водяные буrры, переме

щающиеся по поверхности. На самом деле
в JПOбой неподвижной точке вода просто


0,6
0,5


00 о/
о 0001....


0,4


0,3






'"

 0,2
>.
r::




о


0,1


0,08


о


0.06


0.04
0,1


Рис. 8.13. Фазовая диаrрамма донных форм
в координатах rлубина
скорость для песков
с диаметром зерен 0,49 мм. экспериментыI в pyc

ловом лотке [171].




125


Донные формы и осадочные текстуры


0,2


0,2 о
:ж:
t:1
...
О
11
о
2
0,1 о


'"
:ж: о
:s:
\о
>.
1::
t... О
1:>
0,05 :ж:
t>::
:s:
:ж:
iE
:s:


0,02


Антидюны BepXHero
режима потока


Рис. 8.14. Фазовая диаrрамма донных форм
в координатах скорость
 rлубина для песков
с диаметром зерен 1..14 мм. Эксперименты в pyc

ловом лотке. Обратите внимание на отсутствие
ряби течения и ее замещение при малых CKOpo

стях течения rладким (плоским) дном [171].


поднимается и опускается (рис. 18.2 и 18.14),
перемещается только энерrия волнения.
Каждая отдельная частица воды, вовлечен

ная в волновое движение, охватывающее BO

ду до некоторой rлубины, совершает закон

ченное круrообразное движение по мере
прохождения волны (подробнее это paCCMO

трено в rл. 18). На мелководье это Kpyro

образное движение превращается в эл

липтическое, направленное вниз, так что на
поверхности воды в результате действия
волн происходит постоянное движение туда
и обратно (рис. 18.2). Если rлубина воды дo

ста точно велика, такое движение может по

лностью исчезнуть. На мелководье такое
движение может вызвать напряжение сдви

ra, которое должно действовать на поверх

ность слоя осадков.
Результатом воздействия на дно этих Ha

пряжений сдвиrа, вызванных колебательны

ми движениями воды, является стимуляция
перекатывания зерен при некотором крити



2.0


ческом состоянии волновоrо движения на
первоначально плоском дне. Это обусло

вливает формирование симметричных (oc

цилляционных) знаков ряби волнения; их
rребни отличаются выдержанностью в бо

ковом направлении, но обладают характер-
ной способностью раздваиваться. Рябь вол

нения отличается большими колебаниями
размеров, поскольку зависит исключитель

но от величины волн на поверхности. Длина
колеблется от 0,009 м до 2,0 м, высота
 от
0,003 до 0,25 м, индекс (отношение дли

на: BыcoTa)
oT 4 до 13. Такая рябь может
образоваться на rлубине до 200 м в преде

лах континентальноrо шельфа (rл. 22).
Коrда достиrается пороr троrания, пере

катываемые зерна стремятся скопиться
вдоль rребней, задерживаясь на дне, пока не
превышен уrол eCTecTBeHHoro откоса. При
небольших значениях придонноrо напряже

ния сдвиrа rребни невысокие, с широкими,
плоскими или слеrка воrнутыми пониже

ниями, в которых перемещения зерен не
происходит. Эта рябь является устойчивой
формой и получила название ряби пepe

катывания зерен (rolling grain ripples) [39].
Коrда придонное напряжение сдвиrа воз

растает, rребни донных форм достиrают
критической высоты, что при водит К обра

зованию вихрей (см. превосходную работу
[377]) с обеих сторон rребня ряби (рис. 8.15)
во время возвратноrо перемещения воды
[39]. Вихри вымывают песок из понижений
между рябью, наращивают высоту rребня
и сильно понижают индекс ряби. Рябь, обра

зовавшаяся таким способом, называется
вихревой (vortex ripples) [39]. Это обычная
симметричная рябь волнения, которую
можно увидеть на любом пляже. Ее длина,
составляющая л. == 0,65d o , получена экспери

ментально [577]. Разрезы через осцилля

ционные знаки ряби выявили их BHYTpeH

нюю текстуру, образованную слойками,
напоминающими нашивки на мундире и по

следовательно присоединяющимися к каж

дой стороне rребня ряби во время после

довательных перемещений вихря (рис. 8.16).
Усиление энерrии волнения приводит к TO

му, что вся рябь размывается и устанавли

вается 2ладкое дно (рис. 8.17).
На мелководье вблизи волноприбойной
зоны наблюдается суммарное перемешение
водных масс в сторону суши, накладываю





126


Часть 3


Только волНовое движение Волновое движение + течение
Осцилляционная рябь Рябь волновоrо течения
Однонапvавленное


Орб,;т
---Н
,
енuя kJрбитаЛь;;;'
е
 воды
....







-- воды ..............




__
Вихрь течение







.


(
..........



tz

\ пеС
:::'
:=
:

I




.
(






:
1





.....







(/"'.--............................;
.....................................


.
c"...........

...............,
.............
,.








.


c




.....\



.....
.....
{

\\t.
':[
".'




c


.....
 \
....................... ...........1'
"
y;

/!;
'




Рис. 8.15. Зависимость между транспортировкой
песка по дну, покрытому рябью, и действием ор--
битальноrо движения воды с участием и без уча

стия однонаправленноrо течения ([468]; пер--
вичные данные из работы [412]).


щееся на любую схему волнения на поверх

ности (rл. 18, 21). Это при водит к формиро

ванию асимметричной ряби волновО20 тече

ния (wave current ripples) (рис. 8.15). При
этом образуется мелкая косая слоистость,
похожая на слоистость ряби потока. Захоро

ненные формы можно распознать по индек

су ряби [674], так как рябь волновоrо тече

ния редко имеет индекс выше 15 (в то время
как у потоковой ряби индекс Достиrает 40),
а также на основании Toro, что у потоковой
ряби редко наблюдается раздвоение rребня.
В обстановках, rде действуют и чисто oc

цилляционный поток, И периодические вол

новые течения .в сторону береrа, может
образоваться сложная слоистость с чередо

ванием разных типов слоистости (рис. 8.16).


81'. rрубая и тонкая слоистость и сортировка
по слою. На рис. 8.18 видно, что между
слоями rлины, отложившимися за счет взве



си, и песчаными слоями, сформированными
при миrрации донных форм, существует
полная raMMa переходов. Можно вьщелить
4 типа слоистости, удобные для использова

ния: полосчатую (streaky), линзовuдную
(lenticular), волнистую (wavy) и флазерную
(flaser)1. Такая слоистость (рис. 8.18, 8.19)
образовалась в обстановке осцдконакопле

ния, коrда чередовались условия течения
и застоя воды или коrда поступление ocaд

ков имело ритмичный или периодический
характер, как на авандельтах или речных
поймах. Отложившиеся rлинистые прослои
обладают повышенной способностью
к переходу в ископаемое состояние, так как
им свойственна способность к сцеплению
и небольшому, но существенно раннему
уплотнению сразу после отложения осцдка.
Такие прослои MOryT сильно повысить
шансы любой донной формы на сохранение
в ископаемом состоянии, если, например,
рябь будет «одета» плащом rлины.
Нормальная сортировка по Слою (nопnаl
grading)
 от rрубоrо ОСЦДка внизу слоя
к тонкому вверх
связана со снижением CKO



Рябь ВОЛНовоrо течения
Однонаправленные
косые слойки,
иноrда противоположно ОСЦИлляционная рябь
нап
авле
ные lIIевронообразные про слойки
ПОК
 .
Неровный .
раллельная слоистость,
волнистый контакт образованная в условиях
максимальноrо приложения
.придонноrо напряжения сдвиrа
Рис. 8.16. Некоторые диаrностические признаки
BHYTpeHHero строения J>яби, образовавшейся под
действием волнений l657].
рости потока, коrда частицы большей
массы выпадают первыми. Как уже отмеча

лось (разд. 7б), сортировка по слою очень
чувствительна к КOIщентрации частиц в по

токе. Потоки с высокой концентрацией peд

ко дают хорошую сортировку по слою. Мы
отмечали также наличие обратной сор--


1 Флазерная текстура
своеобразная волни

сто
слоистая и линзовидно
слоистая текстура,
rде отдельные желваки и линзочки разделены
тонкими волнистыми rлинистыми прослойками
и прожилками. Более подробное подразделение
дается по количеству, морФолоrии и взаимоот

ношениям rлiшистых прослоев.
Прим. ред.




127




'"
...
:s:
o..

....





;;
t: iE
'

 10
1



:!: о
м'"
'" о
0..:'::

 g 10
2

. 10
2


Донные формы и осадочные текстуры


.....
..... ..... fладкое дно
..........
.....
..........
..........
'.....
Осцилллционная рябь


Кривая
Пороrовоrо
состояния


ДВижения нет


10
 1 100
Диаметр зерен d, мм
Рис. 8.17. Фазовая диаrрамма донных форм для
осцилляционных потоков, обусловленных волне

нием [468].


101


тировки по слою В некоторых сыпучих пото

ках (разд: 7б).


8д. Донные формы и текстуры воздушных
потоков. Пустынные донные формы, вероят

но, одно из наиболее впечатляющих и Mory

чих по токовых образований, созданных из
рыхлоrо материала. Большая мощность
rраничноrо слоя в атмосфере (до 3 км) по

зволяет существовать поистине rиrантским
донным формам, таким, как драа в песчаных
морях Сахары, достиraющим в высоту
1 ()() м.. Как в донных формах водных пото

ков, так и у эоловых донных форм, видимо,
имеется четкая иерархия [871]. Экспери

менты в ветровом туннеле показали, что ти

пичная длинная рябь с прямым rребнем,
очень небольшой асимметрией и высоким
отношением длины к высоте сменяется по
мере возрастания транспортирующей спо

собности потока более крутыми донными
формами, которые. представляются иден

тичными подводной ряби течения с извили

стой линией rребня [41]. В конечном итоrе
все виды ряби сменяются fЛадким дном,
коrда интенсивность транспортировки пес

ка становится очень большой (показатель
интенсивности транспортировки '> 3). В pe

зультате образуются песчаные осадки с па

раллельной слоистостью. Однако экспери

менты в туннеле не MorYT по размаху
и разнообразию сравниться с крупными эо

ловыми донными формами, существующи

ми в природе. Построив зависимость между
размерами зерен в самой крупной фракции,
составляющей верхние 20% в rранулометри

ческом спектре песка, и длиной донных
форм, мы можем выделить на таком rрафи



ке три отчетливо разделяющиеся rруппы
форм [871]. Эти rруппы получили названия
ряби, дюн и драа. Отсутствие переходных
форм доказывает, что эти rруппы не обра

зуются в результате постепенноrо роста
(т. е. не представляют собой детское, юно

шеское и зрелое состояния). К этому выводу
мы пришли раньше, рассматривая водную
рябь течения и rряды. Кроме Toro, наблю

дается наложение ряби на дюны и драа, дюн
на более крупные дюны и дюн на драа.
Эоловая рябь (рис. 8.21, а, 8.22) имеет дли

ну волны от 0,01 до 20,0 м и высоту от He

скольких миллиметров до 1 м. Индекс ряби
падает на интервал 12
50. В разрезе, прове

денном параллельно направлению ветра,
рябь обнаруживает изменчивую асиммет

рию. у нее часто короткая, четко выражен

ная первоначальная подветренная поверх

ность с наклоном, равным yr лу eCTeCTBeHHO

ro откоса для песка (,...., 300). Этот склон
переходит в более полоrую поверхность, co

единяющуюся с впадиной между валиками
ряби. Внутренняя косослоистая текстура


102


Косая слоистость


.....


Простая


.."
V


......
-..;


Расщепляющаяся






Флазерная слоистость


Волнистая



.......
Волнистая расщепляющаяся .......""


Волнистая слоистость


Мощные линзы


Часто взаимосвязанные


Маломощные линзы.


Линзовидная
слоистость


Мощные линзы


Редко взаимосвязанные


Маломощные линзы


Полосчатая слоистость


Рис. 8.18. Классификация флазерной и линзо

видной слоистости. Черное
 илы, белое
 песок
[672].




128


Часть 3


в ЭОЛОВЫХ формах часто отсутствует
(рис. 8.22). Этим они отличаются от водных
донных форм, поскольку миrрируют не
столько блаrодаря обрушению материала
на подветренной стороне, сколько в резу ль

тате сальтационной бомбардировки (см. ни

же). В плане rребни ряби нередко имеют
устойчивое простирание, перпендикулярное
направлению ветра; однако довольно широ

ко распространены извилистые линии rреб

ней. Языкообразная рябь, аналоrичная опи

санным ранее донным формам, образуется
под действием ветров большой скорости на
очень тонкие пески.
Ч то касается происхождения эоловой ря

би, то здесь важно осознать, что за внешним
сходством ее формы с подводной рябью
скрывается принципиальная разница в Mexa

низме формирования [41]. Как отмечалось
выше, сальтирующие зерна в воздухе значи



.. .............,
. ... ,



:0;.,










lсм
а..............


(6)


тельно тяжелее, чем саль тирующие зерна
в воде, поскольку отношение плотностей
твердоrо тела и транспортирующеrо areHTa
здесь значительно выше. Поэтому на по

верхности раздела воздуха и поверхности
земли обстановка определяется падением
и отскакиванием зерен, а не струйками в вяз

ком подслое, которые определяют движение
на поверхности подводноrо дна.
Рассмотрим твердую поверхность разде



Рис. 8.19. а
образец керна, в котором видно че

редование неслоистых rлинистых алевролитов
с полосчато
, линзовидно
, волнисто
 и изоrну

тослоистыми алевролитами; 6
 образец керна,
в котором слоистость прорезана норками рою

щих орrанизмов. Оба образца из вестфальских
отложений уrленосноrо бассейна Ноттинrемшир,
AHr лия.






lсм




.

 .


':
,
". "."...,,;..,;tiI>-


. ..x




.... """",,',;"


,
<';'
, r.;
 -.'
....... " '\\,.
 '
......;;
, ........ ,....-f.
......,' .


< "..':/JN
, .....


:

.




_ 'fiI "..-о':е." ....A



.,
""'
"":':':':'







....
.w
I>i-
"


...... .......;.,;-- - .....


-> !


..,..(:'"'<. :'


""!5'


. "'"
.......... .. ..........


":;':.


... '




. "'"
''"'''''''''"-


:.




.. ,












......
......... "
. ---м

............. ....


.......



"'
Y





,


,



. ....
.........




129


Донные формы и осадочные текстуры





. 2,0
8. 1,0
1:: 0,7
о.. 0,5

 0,3

 0,2
(СМ) 1


поле.Р
б
.' . tj
..;.:
 . . jf ..::.поледюн .
" : .

 \.
/.>f
/f::' . .....
<'. :.:
 . :/. ::. Поле драа
. -.. .. .
4 16 64 256 10 40 160 640 2560 М


ДЛина волны донных фОрМ


Рис. 8.20. Поля эоловых форм на rрафике зави

симости размера зерен от длины волны донных
форм. Полевые данные по Сахаре [871].






ла между воздухом и землей, rде присут

ствуют мелкие понижения, обусловленные
механизмом выбивания зерен с поверхности
или друrИlvIИ причинаlVIИ (рис. 8.23). По

скольку сальтирующие зерна приземляются
под малыми, примерно постоянными уrла

ми в конце своей траектории сальтации, то
значительная часть впадин, расположенных
выше по ветру (А
 В), защищена от ударов
этих зерен. Отсюда следует, что с отрезка
В «стартует» большее количество зерен, чем
приземляется на склоне на отрезке АВ. Ta

ким образом, впадина на отрезке В уrлуб

ляется. Примем, что длина пути сальтации
может быть охарактеризована средней или
характерной длиной L для сравнительно xo

рошо сортированных песков и заданной

илыI ветра. Тоrда на расстоянии от А дО В,
. равном L, на площади появится слабый OT

рицательный уклон, который будет оказы

вать воздействие на образование следующе

ro склона, и т. д. Наблюдения показывают,
что для начала этот процесс стимулируется
на исходно ровной поверхности наличием
случайно распределенных неровностей.
В ходе времени отдельные впадины расши

ряются в боковом направлении и соеди

няются с друrими. Постепенно вся поверх

ность земли покрывается системой устойчи

вой ряби. Этот процесс очень похож на
слияние и рост уrлублений, вызванных дей

ствием струек в подводной обстановке, за
счет которых образуются возвышения бла

rодаря наличию неправильностей поверхно

сти дна, что и обусловливает формирование
ряби течения.
Если приведенная выше rипотеза спра

ведлива, эоловая рябь должна иметь длину
волны, примерно равную характерной дли

не пути сальтации. Поскольку эта величина
растет с возрастанием 'силы потока и разме



9
91


ра зерен, длина волны ряби также должна
отражать эту теlЩенцию. Эксперимен

тальные данные [41] хорошо соответствуют
этим предпосылкам (см. рис. 8.21, а). Рябь
в тонких песках, образовавшаяся с по

МОIЦЬю описанноrо механизма, называется
ударной (impact) или баллистической
(ballistic). В зоне высокой аккумуляции ocaд

ков рябь может «взбираться» по склонам,
как это было описано для подводных усло

ВИЙ. В результате образуется наклонная по

верхность, очерчивающая rраницы серий
[402].
Существуют все возможные переходы
между баллистической рябью и крупными
образованиями, которые называют хребти

ками (ridges) или 2равийной рябью (granule
ripples). Эти крупные формы часто сложены
rрубозернистыми песками или rравием,
слишком крупными для перемещения саль

таций [41]. В них может присутствовать
rрубая внутренняя косая слоистость вблизи
rребня хребтика. Ключ к пониманию reHe

зиса этих крупных форм в том, что пески ча

сто имеют бимодальную сортировку
и включают как rрубые, так и тонкие фрак

ции. Тонкие частицы перемещаются сальта

цией, и при соударениях их кинетическая
энерrия такова, что они MorYT подталкивать
более крупные частицы (размеры которых
больше диаметра ударяющих частиц в
6 раз), вызывая их прерывистое перекатыва

ние или сползание, известное под названием
крипа (creep). Рябь, возникающая в ходе это

ro процесса, имеет большую длину волны,
ПОСКОJlliКУ длина сальтационноrо ПРЬDКка
тонких частиц возрастает, если они yдa

ряются о более крупные зерна (разд. 6r). He

ровности поверхности при этом увеличи

ваются, однако крупные зерна на rребнях
валиков не MorYT быть сдвинуты с места.
Поэтому, раз образовавшись, rравийная
рябь имеет теlЩенцию расти в высоту в ходе
времени.
Эоловые дюны имеют разнообразный
морфолоrический облик. Однако возможна
простая их классификация на два типа: по

перечные и продольные относительно Ha

правления ветра [870]. В системах дюн при

сутствует и тот, и друrой тип. В районах, rде
песок имеется в изобилии, распространены
дюны поперечноrо типа с извилистой ли

нией rребня (рис. 8.21, б), получившие назва





130


'"
«.--
",.,. .....
..-
 ,
..,.
,;
, ". , . u't'


..... .


i-". . .
,,,, .'
.,,.,
,t.


(а)


""

.<

......."'......... .'
... .


(в) "


;,


, .
., ,


..,


(д)



.


<'1." J'
у, (1


, ...


Часть 3


"


;.


""".
..



""


..


"-1'-






.-#
'


"
f


:1,-


"


",\ '



'


10см
L.............J


..""...


..
,..


,
. .,.


n


';, .; ''"''


'



:А


w
..... :.....:;
 ,
.'" :"
,...."". "






',tJq..


i'
..- !"$
. . ) . , '1' '/ /
rr;,
"
.

.
'= . * .'.'


f'


....


.5 .:;





;.-


. ,


,
l'

/$'


, t
.r AJf #
. .'С' I


,
..



,'$о
(.


,!


, ,(
j



:100



 .,ч..
,..
 t
',,
-

.. '?"


/,
......


б


:
 ..<.:



(2)


:. \" ""f


'..
:..'" :-'


(е


«


.х


\'


"..


'.
 )о


;


"-,,
"


">


.,;>.


I



 ;;.;,


>4-- '\О"''''.
- '


... '"


'\.


.....


-


"


..


::--





..".., .
..
.....




';..


....



,


j. , " )
"
-\ '"
; ,
"'t ,
'-О
. .. ..
.
, ,
\
)
,
..' А._. "
. t


"""
.. "

 ,
"t
"... 4 .




131


Донные формы и осадочные текстуры


Направление ветра .
[>


Ядро валика ряби


. . . . . . .. .... '" .......
. . . а. . . . .., '. о" . о" о" . о" '. .


. .' :..:..:.....:.:::.:.::: :::':::". ..:. -:....


Рис. 8.22. Зарисовки закрепленных пропиткой
образцов, на которых видно внутреннее строение
баЛЛистической ряби. Неясная внутренняя TeK

стура может иноrда быть выявлена случайным
прослоем TOHKoro песка, отложившимся на под

ветренном склоне валика при слабом ветре [746].
ние акле. У этих дюн отсутствует фронталь

ная поверхность обрушения, ориентирован

ная перпендикулярно- локальным векторам
ветров и располаrающаяся с подветренной
стороны. Блаrодаря им возникают BHYTpeH

ние системы косой слоистости. Под дей

ствием изменений в направлении ветра
и преобразования формы дюн формируют

ся поверхности реактивации и ныряющие
(крутопадающие) слойки КОСОЙ слоистости.
Барханы (рис. 8.21, в)
более впечатляющий
и широко известный тип дюн. Барханы воз

никают только там, rде песка недостаточно.
Дюны этоrо типа отделяются одна от дpy

rой либо выходами твердых пород, либо He

подвижными скоплениями rальки
 ocтa

точными (lag) отложениями. По бокам
барханоподобных песчаных холмов. rде BЫ



Рис. 8.21. а
 баллистическая рябь. Видно, что
длина волны определяется крупностью материа

ла. Мелкая рябь слева сложена более тонким пе

ском, подверrшимся действию более слабоrо Be

тра, направленноrо под уrлом 900 к ветру,
который не затронул более rрубый песок справа
[872J; б
аэрофотоснимок дюн типа акле (масш

таб неизвестен) в шт. Юта [170]; в
дюны бар

xaHHoro типа, наступающие на rалечную OTMOCT

ку. Ла
Джойя, Южное Перу [170]; 2
дpaa,
включающее наложенные дюны типа акле, BЫCO

та драа
 30 м. Западный Эрr, Алжир. Фото Дэ

видсона; д
 аэрофотоснимок барханоподобноrо
драа (примерно 50 м высотой) с наложенными
дюнами. Сахара, Алжир [572]; е
аэрофотосни

мок «меандрирующих» дюн типа сейф, переме

щающихся 110 остаточным отложениям rрубозер

нистых песков. Эдейенубари, Ливия [872].


9*


ходит твердый субстрат, интенсивность
переноса песка выше, поскольку действие
межзерновоrо трения на соударения вслед

ствие сальтации здесь ниже. В результате
возникают «крьшья» барханоподобноrо
образования; это приводит к тому, что по

верхность обрушения на внутренней (под

ветренной) стороне приобретает воrнутую
форму (если смотреть по направлению BeT

ра). Внутреннее сложение бархана показано
на рис. 8.24. Дюны типа домаль (domal),
у которых поверхность обрушения не очень
хорошо выражена, образуются при деrрада

ции барханоподобных дюн в длительные пе

риоды преобладания слабых ветров. Как
и следовало ожидать, внутреннее строение
барханов характеризуется сложной CTPYKТY

рой, сочетающей несколько типов косой
слоистости.
Продольные дюны часто называют дюна

ми типа сейф (seif). В пустыне Симпсон
в Австралии отдельные такие формы можно
проследить на расстоянии до 200 км. Bыco

та их достиrает 50 м, а расстояние между
дюнами в ряду равно примерно 500 м.
Слияние дюн приводит к образованию
форм в виде двузубых вил, причем развилок
всеrда обращен против ветра [268]. У HeKp

торых дюн типа сейф наблюдаются изви

листые в плане rребни (рис. 8.21, е) или спо

радические взrорбления. Последняя форма
образуется в тех случаях, коrда барханы
подверrаются действию ветров, дующих
в двух направлениях под острым уrлом друr
к друrу. У бархана удлиняется одно крыло,
которое затем становится ядром образова

ния HOBoro бархана, коrда ветер принимает
прежнее направление. В результате обра

зуется ожерелье дюн
сейф [41], у которых
длинные оси ориентированы параллельно
результирующей двух азимутов ветра. BHY

треннее строение дюн
сейф характеризуется




132


Часть 3


(а)


Зона "ветровой тени"


(6)


-.-...........................-..


Рис. 8.23. а
 первоначальные неровности обри

совывают зоны «ветровой тени», защищенные от
ударов зерен, приземляющихся после сальтации
почти под постоянными уrлами траектории.
Уrлубление понижений, образующихся у подно

жия теневых зон, приводит к образованию балли

стической ряби; 6
 длина волны баллистической
ряби совпадает со средней длиной прыжка саль

тации [41].


бимодальной косой слоистостью, ВОЗНИ

кающей в результате причленения обрушив

шеrося материала, наращиваемоrо с о
их
сторон rpeбня (рис. 8.25).
При определении rенезиса эоловых дюн
не вызывает особоrо сомнения роль завих

рений. Отчетливо видно, что воздействие
продольных вторичных завихрений у дюн
типа акле минимально, но зато.в дюнах ти

па сеиф может образоваться дюна вдоль оси
столкновения двух вихрей, вращающихся
в противоположных направлениях. Тонкие
песчинки, склонные к саль тации, выносятся
в широкие коридорообразные промежутки
между дюнами внутрь массива. Здесь проис

ходит аккумуляция и начинает расти дюна
в равновесии с ветровым потоком. Наибо

лее существенно то, что, раз образовавшись,
дюна затем усиливает образование BTO

ричных воздушных вихрей. rенезис простой




 !
. 4
'"

 3

 2
се 1
О


дюны типа акле пока еще не полностью по

нятен, хотя часто ссылаются на mпотезу He

стабильности, соrласно которой необхо

димы крупные исходные песчаные холмы,
возникшие как постоянные объекты или свя

занные с завихрениями потока. Возможно,
что длина волны эоловых дюн связана
с «rлубиной» потока (т. е. мощностью rpa

ничноrо слоя), как в подводных rрядах.
Вполне вероятно (хотя наблюдений, под

тверждающих это, пока нет), что длина BO

лны таких дюн контролируется расстоя

нием между точками возможноrо проявле

ния «прорыва», охватывающеrо всю мощ

ность rраничноrо слоя ветра, как это,
видимо, имеет место для пор;водных rряд.
Наконец, мы переходим к rиrантским-
формам драа (см. работы [870, 556]), у KO

торых длина волны достиrает 650
4000 м,
а BыcoTa
400 м. Дpaa
cocTaBHыe формы,
образующиеся при слиянии наложенных
дюн (рис. 8.21, 2, д). В плане драа MorYT Ha

поминать тип акле или барханы, часто давая
. звездчатые (звездообразные) формы, из

вестные под названием рур, которые обра

зуются ПОД воздействием переменных Be

тров и конвекционных воздушных масс. Для
образования драа требуются большие OT

резки времени. Условием их возникновения


Рис. 8.24. Внутреннее строение барханоподоб

ной дюны IIЗ У айт
Сэндс, шт. Нью
 Мексико
[555]. Обратите внимание, что внутренние «HЫ

ряющие» серии позволяют предположить рост
формы от начальноrо ядра, представляющеrо co

бой низкие дюны на полоrом склоне песчаноrо
холма.


I
О


I
5


I
10


I
15


















Основаниедюны








I
30


I
20


I
25


I
35


I
45


I
40


Поверхности внутреннеrо
............... раздела серий \\\\\. Косая слоистость




133


Донные формы и осадочные текстуры


является также достаточно мощный пес

чаный покров, за счет KOToporo может обра

зоваться исходное ядро. У некоторых драа
есть rиrантские фронтальные поверхности
обрушения высотой до 50 М, У друrих они
отсутствуют, а вместо них с подветренной
стороны развита довольно полоrая поверх

ность, покрытая миrрирующими дюнами.
Дальнейшие сведения о динамике и BHY

треннем строении драа приведены в rл. 19.


8е. Явления отставания донных форм. MHO

rие утверждения, высказанные в этой rлаве,
основываются на допущении «paBHOBecHO

ro» состояния дна, соответствующеrо по

стоянному потоку. Однако естественные по

токи, как водные, так и воздушные, на
протяжении разных отрезков времени не
являются постоянными. Так, приливно
от

ливные течения непостоянны при измерении
на протяжении нескольких часов, BeTpo

вые
нескольких месяцев и недель ([21]).
Подводные rряды, которые образуются
в результате действия постоянноrо потока,
MorYT сохранить свой облик на протяжении
HeKoToporo времени после Toro, как поток,
ослабев, может поддерживать лишь суще

ствование ряби. В области устойчивых rряд
при изменении rлубины потока во время
подъема и спада паводка изменения длины
волны и высоты rряд MorYT не поспевать за


Рис. 8.25. Внутреннее строение дюны типа сейф
из Ливийской Сахары, по данным шурфовки
[557].


I 2м I
Масштаб )JJIЯ врезок


изменениями характеристик потока.
Данные по колебаниям высотыI и длины
rряд в зависимости от расхода воды пока

заны на рис. 8.26. Обратите внимание на
четко выраженное явление отставанuя, или
2ucтерезuса, блаrодаря которому макси

мальная длина волны rрядовой формы дo

стиrается мноrо позже пиковоrо расхода.
Можно представить эту проблему в идеа

лизированной форме (рис. 8.27), изобразив
ход изменений у и z в виде rрафика, rде они
являются также функцией времени. у можно
уподобить длине волны rряд, x
pacxoдy.
Отставание на рис. 8.27,а достиrает край

них значений в 900 (ср. рис. 8.26), в то время
как на рис. 8.27, б отставание имеет проме

жуточное значение.
UUирокое распространение rистерезиса
в природных обстановках означает, что сле

дует очень осторожно относиться к по

левым натурным измерениям размеров ДOH

HblX форм В связи с существующими
в данный момент условиями потока. Необ

ХОДИМО изучить также критерии равновесия
донных форм. Одним из примеров, не вызы

вающих в этом отношении сомнений,
является уравнение, связывающее длину BO

лны И высоту ДОННОЙ формы с rлубиной по

тока (см. выше, рис. 8.10). Большой разброс
значений в большой мере объясняется явле

ниями rистерезиса, так как фактический Ma

териал был собран и обработан до Toro, как
значение отставания было широко уяснено.


8ж. Выводы. Донные формы, обуслов

ленные действием водноrо потока на дно,
сложенное зернистым материалом, обра






.""
r'i5;,"""I3';'3i
2'50
",,
 )






..........,.............."'...io O Дюна сеиф 260""'"",.

 ,o; .
8



 8Ом

 25;";
:;"
'ij.O '

6;;-




134


Часть 3



 35 +14 +13

 30 +

 11,+11
i

 +l r
 /';10

 15

+8

 10

+5

o-----.
 .
: 5 о +2 +3
:с

 О
8' 65


85 95 105
Расход воды х 103 м 3 .c
 1
Рис. 8.26. Зависимость колебаний средней
длины волны rряды от расхода воды за период
в 19 сут. Река Фрезер, провинция Британская Ko

лумбия, Канада. Обратите внимание на четко BЫ

раженный rистерезис [21].


115


125


зуют определенную последовательность,
связанную с ростом транспортирующей
способности потока. Рябь течения, rряды
и rладкое дно нижней фазы образуются
в тонкозернистых осадках и являются при

чиной соответственно мелкой косой слоис

тости, крупной косой слоистости и rрубоrо

ризонтальной слоистости. Рябь течения не
формируется в песках, размер зерен KO

торых превышает 0,7 мм; в них последова

тельность донных форм включает rладкое
дно нижней фазы, бары, rряды и rладкое
дно верхней фазы. Антидюны образуются
в осадках любой размерности, если число
Фруда достиrает критическоrо значения
(
 0,8). В настоящее время в литературе roc

подствует разнобой по вопросу номенкла

туры rряд и баров. Этот разнобой усуryб

ляется вопросом об иерархии донных форм
и rистерезисе. Донные формы, связанные
с волнениями, включают осцилляционную
рябь и rладкое дно. Сочетание течений и BO

лнений дает rибридные формы. Неустойчи

вость потока и изменения высотыI волн во


Промежуточное Наибольшее
( о бl oкт..aн
+ 1' 0 1 отставави. +

'lJ rt.;







х


х


х


Рис. 8.27. Общая картина колебаний значений
х как функции TaKoro же значения у, если обе Be

личины являются функцией времени [21].


времени вызывают чередование тонкой
и rрубой слоистости. Донные формы воз

душных потоков включают баллистическую
рябь, rладкое дно, дюны и драа. Последние
два типа формируют очень крупные образо

вания, давая начало сериям и сочетаниям ce

рий крупной косой слоистости (см. дальней

ший разбор в rл. 1 З). Теория донных форм
переживает период становления и испытыI

вает затруднения в связи с обилием факти

ческоrо материала, накопленноrо в резуль

тате экспериментов в небольших русловых
лотках и воздушных туннелях, который cy

щественно противоречит данным, co

бранным при изучении естественных пото

ков. Серьезные затруднения при исследова

ниях в природных условиях возникают из
за
явлений неустойчивости потоков и rистере

зиса донных форм.


Литература, рекомендуемая
для дальнейuuеrо чтения


Донные формы и текстуры осадков рассмотрены
Алленом [12, 16]. Связям донных форм с турбу

лентностью посвящены интересные статьи [866, .
416], а также соответствующие rлавы ряда работ
[661, 884]. Диаrраммы донных форм приведены
в работе [774]. Вводные данные по теории волн
можно найти в rл. 18 настоящей книrи. Донные
формы и текстуры эоловых песков рассмотрены
Бэrнольдом [41] и Мак
Ки с соавторами [557];
в работах [870, 871, 872] великолепные обобще

ния сочетаются с прекрасными фотоrрафиями из
космоса. Лучшее введение в проблему rистерези

са донных форм можно найти у Аллена [21].
Мноrие типы осадочных текстур описаны и вели

колепно иллюстрированы Петтиджоном и Пот

тером [634], а также Коллинсоном и Томпсо

ном [168]. Разнообразные методы изучения
осадочных текстур в уплотненных и рыхлых
осадках см. в работе [104].
Приложение 8.1
Замечания по теории донных форм.
водных потоков


В качестве введения в эту область рассмотрим
четыре простых вопроса.
1. Почему рябь формируется вблизи области
пороrовых условий потока? В этом важную роль
иrрают мrновенные серии прорывов
 заметов
в вязком подслое [866]. Срыв зерен во время п


рыва сменяется их отложением, коrда жидкость
замедляет свое движение во время замета. По
всей поверхности песчаноrо дна, искусственно




135


Донные формы и осадочные текстуры


сrлаженноrо перед началом эксперимента, обра

зуются незначительные неровности блаrодаря
скоплениям отложившихся зерен высотой в 2
3
диаметра зерна. Некоторые из этих скоплений Ha

чинают действовать на структуру потока, обусло

вливая на своих нижних по течению склонах явле

ния отрыва и присоединения потока. Эти
скопления увеличиваются в размерах и разрас

таются вниз по течению, так как турбулентность
в M
CTe присоединения потока (rл. 5) начинает
размь
вать больше материала, чем поток может
унести. Поэтому ниже по течению образуются
новые скопления, что в свою очередь приводит
к отделению потока и т. д. Так образуется мa

ленькая рябь, которая срастается и взаимодей

ствует по всей поверхности дна. Через час или два
возникает ассоциация знаков ряби, находящаяся
в равновесии с потоком. Причины, обусловли

вающие размер ряби, образующейся в paBHOBec

ном состоянии, остаются неизвестными.
2. Почему рябь не образуется в rрубых песках?
пределыI образования ряби течения (крупность
примерно 0,6 мм) совпадают с исчезновением yc

ловий для существования rладкоrо дна у пороrа
троrания (rл. 6). Рябь не может образоваться при
значениях шероховатости от переходных до
больших из
за слабоrо развития исходных явле

ний формирования разноскоростных струек
и подавления явлений отрыва потока при rрубой
шероховатости [496]. В таком случае исходно BЫ

ровненная поверхность сохраняет устойчивость.


9


3. Почему рябь и rряды различаются по физи

ческому масштабу? Популярна rипотеза о том,
что рябь течения контролируется непосредствен

но условиями потока в вязком подслое (см. BЫ

ше), в то время как rряды обусловлены процесса

ми, действующими во всем турбулентном слое
[884, 415]. rлавным доказательством в пользу
этой rипотезы является корреляция длины волны
у rряд со средней rлубиной потока (рис. 8.10).
Это доказывает, что расстояние, через которое
вновь повторяется rряда, KaK
TO связано с длиной
распада крупномасштабных «прорывов» турбу

лентности при их движении вниз по течению че

рез всю мощность водноro потока.
4. Что определяет устойчивость rладкоrо дна
верхней фазы? Утверждалось, что существует He

кая критическая КOJщентрация зерен в слое вле

комых наносов, которая заметно снижает турбу

лентность потока вблизи дна, поскольку извест

но, что присутствие значительноrо количества
зерен снижает турбулентность. Из
за этоro CTa

новится невозможным отрыв потока у неболь

ших неровностей дна, который Mor бы обусло

вить образование ряби или rряд. Это продол

жается до момента, коrда концентрация зерни

стой составляющей в смеси жидкость
 зерна
упадет ниже критическоrо значения (около 0,1).
Тоrда турбулентность в месте присоединения по

тока начинает активно размывать зерна, а это
приводит к разрастанию небольших неровностей
в рябь и rряды [25].


Донные формы, обусловленные
эрозией связанных осадков


9а. Водная эрозия связанных осадков. Ocaд

ки, сложенные материалом rлинистой раз

мерности, обладают связанностью; связи
между частицами rлинистых минералов
обусловливаются наличием адсорбирован

ной пленочной воды. Кроме Toro, в свежеот

ложившихся илах связанность часто вызы

вается и электростатическими силами при

тяжения. rлинистые частицы несут электри

ческий заряд, возникающий в результате
обменной реакции при замещении иона
АР + ионом Mg 2 + . Аналоrичным образом
в каолините может происходить замещение


иона Si 4 + ионом A1 3 +. Силы притяжения
между rлинистыми частицами внекоторой
степени зависят от существования неболь

шоrо положительноrо заряда на ребрах rли

нистых пластинок. Если частицы располо

жены очень близко друr к друrу, блаrодаря
зарядам, существующим на ребрах и пло

ских поверхностях rлинистых частиц, обра

зуются цепи электростатическоrо типа
(рис. 1 1.1). Соотношение между силами OT

талкивания, обусловленными отрица

тельными зарядами на плоских поверхно

стях частиц, и силами притяжения BaH
дep





lЗ6


Часть 3


Ваальса приводит к Koary ЛЯЦИИ или диспер..
rированию (rл. 1 1).
Для этих явлений существенное значение
имеет большая площадь поверхности rли

нистых минералов (rораздо большая, чем,
например, у KBapueBoro песка Toro же объе

ма). rлинистые минералы часто ведут себя
как коллоиды, rде силыI притяжения имеют
не очень большое значение. Koary ля

ционный эффект возрастает при повышении
содержания электролитов, увеличении Ba

лентности, повышении температуры и при
уменьшении диэлектрической постоянной,
размеров mдратированных ионов или зна

чения рН. Ориентированное давление, при

ложенное к тонкодисперсной rлине, может
передаваться с помощью электрических сил,
так что при этом между частицами не будет
существовать непосредственных контактов.
В коаrулированном rлинистом материале
частицы контактируют друr с друrом,
и ориентированное давление реализуется
так же, как в зернистых arperaTax. Поведе

ние природных rлин обычно носит проме

жуточный характер между этими двумя co

стояниями (rл. 11).
Весь вышеизложенный материал rоворит
о том, что эрозия rлинистых осадков пред

ставляет собой сложный процесс. Так, Ha

пример, следует ожидать, что критическая
скорость эрозии для rлинистых осадков
должна в значительной степени зависеть от
концентрации электролита. Это подтверж

дается экспериментами с добавлением
NаNО з разной концентрации в лишенную
ионов поровую воду чистых каолинитовых
илов. Добавление соли значительно увели

чивает критическое значение эрозионной
силы [662]. Большую роль иrрает консоли

дация, при водящая к увеличению связанно

сти осадков с rлубиной; таким образом,
эрозия поверхности осадка, обусловленная
течением, на большей rлубине в бассейне
может сменяться стабильными донными
формами. Дать общее заключение о значе

ниях критической эрозионной силыI невоз

можно без предварительной информации
о составе rлинистоrо осадка и флюидов, ис

тории осадконакопления. В частности, экс

периментальные данные по пресноводным
rлинистыIиламM едва ли приложимы к MOp

ским обстановкам.
Как . только критическая величина эро



зионной силыI будет превышена, начинается
эрозия каолинитовых rлин плоскоrо ложа
с образованием трех типов форм по мере
увеличения интенсивности потока [14]. He

большие продольные бороздки и zребни
имеют среднюю длину 0,5
 1,0 см. На xopo

шо изученных примерах было установлено,
что rребни отличаются заостренной фор

мой и чередуются с широкими бороздками,
характеризующимися круrлыми очертания

ми в поперечном сечении. Мельчайшие бо

роздки, образовавшиеся при расширении
потоком следов воздушных пузырей в rли

нистом осадке, rоворят о структуре придон

Horo потока, о существовании пары проти

воположно направленных завихрений, xa

рактерных для нижнеrо вязкоrо слоя (rл. 5).
Размер текстурных форМ соrласуется с pac

четными данными, полученными по ypaBHe

нию (5.26). При небольшом увеличении CKO

рости потока продольные бороздки CMe

няются «меандрирующими», что rоворит
о поперечной неоднородности давления,
действующеrо на нижележащие слои. Эти
бороздки приводят К образованию rлубоких
штопорообразных эрозионных отпечатков
и MorYT постепенно превратитъся в xapaK

терные ложкообразные уrлубления, назы

ваемые следами выемок (flute marks)
(рис. 9.1). Выемки MOryT образоваться TaK

же из
за дефектов поверхности ложа или
представлять собой следы ударов (рис. 9.2).
Они возникают в результате разделения по

тока на краю первичной впадинки (рис. 9.3).
Воссоединение потока создает высокое тyp



На вет репная
А Подветренная сторона В С Срединный rребень D





Рис. 9.1. Морфолоrия идеализированноrо отпе

чатка выемки в связанном субстрате [18].




137


Донные формы и осадочные текстуры


"J.. . '.


...


(а) _


(8)






)


(2)


.,




; ,


.



'<#


J


J


" ,,

1


.!


I




 .


.1'


"


<.:


..






\,


t


".





<


Рис. 9.2. Слепки показывают, как из первичноrо
мелкоrо дефекта поверхности ложа развивается
выемка (6
 з). а
образования, сформировавшие

ся в результате воздействия водноrо потока
(средняя скорость 0,4 м/с) на rлинистый осадок
ложа [18].


2см
t..............


....


,.#


(д)


i


(3)


/f"


t


'
J I


J J:


1<.
" -
.
(е) J "
.,'


J
f
J


.j


) J


,
.'\.


..
"
..."


',-
\


".


j


J-
.;


'



i


;-


t
1....


."




lЗ8


Часть 3


булентное давление (rл. 5), обусловливаю

щее уrлубление и удлинение выемки. В зре

лой выемке наиболее rлубокая часть Haxo

дится несколько выше по течению от точки
воссоединения потока, там, rде происходит
циркуляция водяноrо пузыря. Формы Bыe

мок бывают самые разнообразные (рис. 9.4)
[18].
Следует отметить, что все рассматриваю

щиеся эрозионные формы MOryT формиро

ваться в результате только воздействия дaB

ления воды; НО В образовании их
в природных условиях, по
видимому,
принимают участие и взвешенные частицы,
и материал твердоrо стока, и первичные дe

фектыI поверхности ложа.
В лабораторных экспериментах оказалось
невозможным воспроизвести такие удиви

тельные образования, как крупные про

дольные борозды, называемые следами пpo

моин (gutter marks). Их протяженность
может достиrать одноrо метра и более при
rлубине до 20 см. На склонах этих образова

пий MOryT наблюдаться выемки или следы
предметов. Пространство между ними бы

вает совершенно плоским и почти не несет
следов эрозии. Следы промоин, возможно,


образовались в результате воздействия
крупных вторичных потоков (rл. 5).


96. С.lеды предметов. Обломочный мaтe

риал может переноситься потоком, ocтaB

ляя разнообразные следы ударов на связан

ном субстрате, или же волочиться по дну.
Иноrда удается определить, каким предме

том оставлен след, как, например, в случае
сальтации вытянутыIx прямых раковинок,
перекатывнияя раковин аммоноидей или вo

лочения стебля. Сохранившиеся слепки
предметов MOryT служить индикаторами па

леотечений, что особенно важно в тех слу

чаях, коrда первичный след подверrался бо

лее поздней эрозии; в некоторых случаях
следы предметов MOryT оказаться причиной
образования таких форм, как шевронные
знаки.


Рис. 9.3. Линейный рисунок, образующийся в pe

зультате поверхностноrо трения на слепке круп

ной модели идеализированноrо оmечатка BыeM

ки. а, в
B плане; 6, 2
ВИД сбоку. Обратите
внимание на разделение струй потока и на линию
их воссоединения [18].


., .'

 ' . 1
1 .
. I I
1\ ' f ..'
. . \. \ J j )
'" . .' ,
.\
. . \ \ . .- f
i
' · J
 ,1
\'

"
\\
. , ii': ".', . ;./
I 1. ' "0
," i " ' ,
- ' -t t I
 .' "


\" \\ н. \'
 . . "
., 'J'
, " 1, t
. I
j . . t J


,. . " ,1
 1.
1"" , 1 ': .
'/', .' .
. . & .
1."'" -\ . \ . , . )

. I , . I . "..... . I . . t ·
I . ! ,1: · · . . ,
(6) (в . . . . (z)
I , j




139


Донные формы и осадочные текстуры


Сrpуппированные скомения
Роеподобные ПРОДОJ/ЬНОВЫТЯНУ
 Диаrонапьновытяну
V \JjtJ V Ij


'
 "Y.- vv тые"" v
..,
-.v
\J VV f/v v
 V

Vv VJ



"\ "'fft
YJ tJ V..y
"
 v \ V
V
1I J V v:'fJ
" V
 v

Jlv VJV '(j W "':/.:1-


'--'
'-..../
\..J '-..../
.....J '--' '-.....


Рис. 9.4. Основные типы скоплений и морфоло

rии отпечатков выемок в природнь
 условиях
[18].


9в. Выводы. Формы ложа в связанных ocaд

ках образуются в результате эрозионноrо


10


воздействия турбу лентноrо потока с уча

стием или без участия переносимых зерен.
Выемки, следы предметов и продольные бо

розды разноrо размера сохраняются в виде
слепков в результате их последующеrо за

полнения крупнозернистым материалом.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Аллен [18] приводит результаты теоретических
и экспериментальнь
 исследований происхожде

ния эрозионных форм ложа как в илисть
 ocaд

ках, так и в литифицированных отложениях
и дает их характеристики (эта работа содержит
также раздел по фестончатым формам пещер).
MHoro превосходных иллюстраций по эро

зионным формам ложа в илистых осадках имеет

ся в работах Дзулински и Уолтона [229] и Пет

тиджона и Поттера [634].


Краткое введение в биоrенные
и орrаноrенн
осадочные структуры
и текстуры


lOa. Строматолиты. Слоисто
водорослевые
структуры, называемые строматолитами,
в настоящее время наиболее широко pac

пространены в очень мелководных морских
инеморских обстановках осадконакопле

ния. Они характерны для мелководных суб

литоральных и супралиторальных зон MOp

, ских тропических и субтропических карбо

натных обстановок, хотя в последние rоды
их все чаще обнаруживают вдоль береrовых
линий, сложенных кремнисто
кластическим
материалом [729, 322]. Микроморфолоrиче

ски поверхность строматолитовых построек
разнообразна и зависит от слаrающих их
водорослей и от занимаемых ими эколоrи

ческих позиций на данной площади [514,
454]; никаких общих закономерностей, KO

торые можно было бы использовать при
сравнении различнь
 площадей их распро

странения, не обнаружено. Положение
крупных строматолитовь
 построек OTHO



сительно уровня моря зависит от степени их
увлажнения, частоты обнажения над поверх

ностью воды и интенсивности волновых Te

чений. Текстуры, сложенные водорослями,
MorYT быть пластинчатыми, пузырчатыми,
полиrональными, сферическими, сильно BЫ

пуклыIи,, столбообразными и утолщенны

ми на одном конце (рис. 10.1, 10.2).
Внутреннее строение строматолитов дает
диаrностические признаки слоистости, KOTO

рая может близко соответствовать Ha

ружным поверхностям роста (рис. 10.1,а).
Слоистость создается за счет связанноrо
и уловленноrо осажденноrо карбонатноrо
вещества и кальцитизированных или opra

нических нитевиднь
 сине
зеленых BOДOpOC

.ией [581, 626]. Современные морские CTpO

матолиты преимущественно мяrкие и нели

тифицированные, а мноrие озерные пресно

водные формы целиком или частично
кальцитизированы [581, 340]. Связывание




140


. ....

*.



....
....,.


(д)



 ., /'"
t I
:"," '
... '

" ',.'
 .. ,о,
" '1. ,,,,\,,'..

;
, ''',$('
 ,

,
. '

'J, . '. "'
'! .' ,. ,
..


."., :..,,,
>. .
,.."',
' ,....
, j.y
:..

,...
. ....
..
. '1-.....

. !.:
."\




Часть 3


-(



 .











..
""






'.#;;' ...


<', -,-/


',О
.<$ ,


...


-..:


.....


" t . '.' .-
.". ,'.' ..


;.»


.. ...





.......:...






.
.:


 ...-


I


'... .' "" °r J.


,,,...,,........'\-.. ...


r.'.


}J,


. .


,


'..


"( , . ".
 !
:...'






. .
...


.


N.....
..


..



........
O
". "


..


.......



.-




.... ..


...:


.... о


.....
с'" .. '"
.........
 -::
 . ,:i.,",


 ... .
 о"
..
 :..
:. ....

...


,_ ,. h


..
..(fI/fI'


, .
>:.


1#
(в) :".,


'..
+


"..1,



 - -............"..-....


......

>>OfjII<
.....



 ....



.,.


...


.


i ..


--


к'
.' .


;.,


.'


..

;.




,... ."",



...
....


-i


/
:. .!

'.......
, ,,,/' · Jt.....
.
';;.



;.


....--

 '" ::.
.,

 .

'. "'";p'

" "
.:
""'"
.....
,. j ,
-.
(2) " .
..


",.



..........

т " ..
 h:r...

 .
.
 .. ' . . :
d .
:.._ . '
 '.
F:;[ c: , .';

'... '>..' ' . db; .,:,..,. .
<
. .....
.... I :



..
.


..

08W"'
 ..;,.

,;'


.:'\-



'.:


", .....


:'

,::. .



 "..:.
'


.е ,,,,, "'«




,.::.... '


., .......
..
....'
....




..?


, .




'. :




141


Донные формы и осадочные текстуры


осадочных частиц происходи,Т в основном
за счет ниточных сине
зеленых водорослей
Schizothrix при наличии друrих родов. Cy

точные ритмы роста, периодические фазы
осушения, штормов, приливов и отливов OT

ражаются в наложении контрастных слой

ков, состоящих часто из обоrащенных мине

ральным веществом и обоrащенных BOДO

рослями слойков.
Включение осадочных частиц в строма TO

литы может быть крайне избирательным
процессом. Избира тельность процесса,
а также характер осаждающихся карбо

на тных частиц, образовавшихся почти OДHO

временно с осаждением или на очень ранних
диаrенетических стадиях, обусловливают
резкое отличие строматолитовоrо строения
от текстуры подстилающих или латерально
сменяющих их эквивалентных детритовых
карбонатных осадков 1. Раннедиаrенетиче

ские процессы, часто способствующие бак

териальному выщелачиванию под CTpoMa

толитовой поверхностью, моrли привести
к растрескиванию и уплотнению водоросле

вoro настила [626] и осаждению микрокри



Рис. 10.1. а
rладкие правильнослоистые BOДO

рослевые строматолиты из нижней приливно
от

ливной зоны побережья Омана. Переслаивание
обоrащенных водорослями (темные) и мине

ральным веществом (светлые) слой ков. Деление
масштабной линейки равно 10 см (фото Р. Тил

ла); 6
пузырчатые водорослевые строматолиты
из средней и верхней приливно
отливной зоны
побережья Омана (фото Р. Тилла); в
крупнораз

мерный полиrональный водорослевый мат с при

поднятыми ребрами и участки роста пузырчатых
водорослей, побережье Омана (фото Р. Тилла);
2
Срез rладкоrо водорослевоrо мата, нарушен

Horo полиrональными трещинами усыхания. По

казаны приподнятые ребра в мноrоуrольниках
и периодическое «залечивание» трещин (фото
Р. Тилла); д
литифицированные строматоли

товые столбы, асимметричные в направлении MO

ря, залив Шарк, Западная Австралия (фото
Р. Харриса); е
литифицированные строматоли

товые ребра в обнаженной высокоэнерrетической
приливно
отливной зоне в заливе Шарк, Западная
Австралия. Ребра разделены скелетными карбо

натными песками и вытянуты параллельно Ha

правлению распространения волн (фото Р. Xap

риса).


1 См. сноски В rл. 23 к разд. «Баrамские
водорослИ».


сталлическоrо араrонита и доломита [190,
295].
Строма толитам в широком смысле мож

но дать следующее определение: «слоистыIe
структуры, сложенные специфическим ocaд

ком и(или) осажденным карбонатным веще

ством, образовавшимся в процессе роста
орrанизмов, метаболизма и растрескивания
наслаивающихся водорослевых пленок или
корок» [511, 493].
Хотя все современные строматолиты оби

тают в очень мелководных условиях, вполне
вероятно, что в rеолоrическом прошлом,
и особенно в докембрии, они занимали Ha

MHoro более широкий спектр эколоrических
ниш. Этот вывод следует из данных фа

циальноrо анализа и их способности к KOH

куренции. В настоящее время можно соrла

ситься с тем, что обитание водорослевых
строматолитов оrраничено наиболее блаrо

приятными приливно
отливными зонами
морских обстановок, поскольку на вoдopoc

левом илистом rpYHTe обитают такие
мноrоклеточные ХИII.U:lики, как rастроподы.
Никаких подобных хиII.U:lИКОВ не может
быть обнаружено в докембрии, и, следова

тельно, водоросли моrли развиваться во
всем диапазоне морских обстановок ocaдKO

накопления в пределах эвфотической зоны
[293]. Друrая rипотеза (Клемми, личное co

общение) базируется на том, что основная
перестройка типов строматолитов происхо

дит между морскими и озерными обстанов

ками. Мноrие докембрийские морские CTpo

матолиты представляли собой кальцитизи

рованные корковые формы; при этом нет
никаких свидетельств наличия осадков, за

хваченных или связанных студенистыми
однониточными водорослями. Однако в Ha

стоящее время мноrие озерные и речные
строма толи ты кальцитизированы, а MOp

ские нет. Таким образом, потенциал coxpaH

ности строматолитов блаrодаря их каль

цитизации изменялся в rеолоrическом
прошлом.


1 Об. Следы ископаемых и скорость ocaДKO

накопления. Следы ископаемых имеют
большое преимущество перед обычными
ископаемыми орrанизмами в том, что они
обычно встречаются на месте образования.
При прочих равных факторах интенсив

ность нарушения первичных осадочных TeK





142



'


"jo...
б ,'А .....!..

.
.


.
,.;


.. ",,',


. "..'\.."


... ' .
""....
...
:



.", ...


.""'"


"ф ,,'


Часть 3


У.
'..wA


.< ,.... ""','7111'
> .


.. .'''
' , ':'
, ,
 ';:'.
.t'
...... '4


-4
. .'


"


*" . .....;.
'(. ":"'"
".':

\'


'..,
V_
.
 "


(а)


.-.;'-



'. .\',
, '. .

,-\..'


..


..

.. '''''. "''',' ...",:: J... ,..
...
,. .. "".... " . .
 ,
., :1 .,.. :... · t
 -1 ..
. 'ч .\' .
" .s.. "" 5 см" ...
 с.. .... .


, ; ,.;.". ,...
)
 ..
. t
..,
 "
:.... .
 ;,:,. -:,*' '.
'" ..,,'
.' '........ ""
 ..)о"
.... . ...;
.*
 '\:. .
.:,,;
.... " "'...,
.

.: ' ,,- ..

. #'

.
?

. .,
А ",
:\ '.'


.. "


.,'


"'.'


...



'.
}J>, "
, .,

:t
. - "'.


, ".

 . *'!i;...... '
,

, ,
..,.
 '
.. ':-" iiJ'.

... ''Ф' ""... .""..


...
'1'" '""'" "...'
.... ..",,:,:

,#.
-;;
";. ',' ,.: <,

; : ,
 ......., ,.
........ .",'.. . ....

.: :
 _ ,. ,""'V
.. 4Ikc
i-_",< "" А.
, ,\i",,( , Т. 7/ ,,..' " " v..."" ' ,

" : ,'!"-'. ,;:- , '... .. . . ..". .
i: '
" ..
, .....'''f!... , ......
,",' '" " '..
. l' V. " ф"
 . .
"" A
'.'" '.
...... " JI! ,.,. ..,..
....... "
,.-
 ".. ".
"
.
:.r.' '"'
.. .


('. ',',


,::'f.'


'" .,......
.., >;

....-


'"',


, ,*:;.....,.i,
'
 ""
...
, .
, .
...., ,...' _.


· l
.




..'"
It F ,.


.


....
"... ..;,


.. t" .,""'
 .;.......



...


............... ,
... .....


;, -
'!: },


....


"
'\1


.
,


......
,:J::",


:: ";:,;.


.....
... '.


.

.."'"
........


"


.. .



" it-



' '.....


 . .

.., - .
...;;


.









..'" .У ""
..
.

 ... .

-".
,'
'"'... ::

......, . ":0' '''';'''
........

...;

""- tfI ",...... ... .. .'
"
'" lсм . .
 "

 ....



. *; i


!
 ,',


.}


.' i'


в)




143


Донные формы и осадочные текстуры


стур возрастает в результате активности за

рывающихся орrанизмов при уменьшении
скорости осадконакопления. Это лучше Bce

ro видно при сравнении быстро накапли

вающихся осадков литоральных кос с peд

кими следами ходов (см. rл. 21) с соседни

ми, HaMHoro медленнее накаплива
ющимися
осадками приливно
отливной отмели, силь

но биотурбированными. Биотурбация леrко
устанавливается в четких тонкослоистых
осадках, но может быть недооценена в ro

моrенных осадках или в осадках, испытав

ших интенсивную биотурбацию, в резу ль Ta

те которой первичный тонкослоистый oca

док полностью превратился в rомоrенный.
В последних случаях установить первичную
слоистость помоrает рентrеновский анализ.
Быстрое осадконакопление может быть
установлено в осадочном разрезе по ходам
6е2ства, которые представляют собой Bep

тикальные ходы, оставленные поrребенны

ми под осадком животными, коrда они под

нимались обратно к разделу осадок
 вода.
Яркие примеры встречаются в штормовых
rоризонтах дальней зоны прибрежья rель

rоландскоrо залива CeBepHoro моря. Здесь
мелкие rастроподы рода Н ydrobia, обитаю

щие в литоральной зоне, были вынесены
в море штормовой волной и засыпаны
слоем песка толщиной в несколько сантиме

тров. Пробоотборниками теперь обнару

жены их штопоровидные следы беrства, дo

ходящие обратно до раздела осадок
 вода
(рис. 10.3). Вскоре последовала их траrиче

ская rибель, поскольку rастроподы BЫHY

ждены были покинуть свою эколоrическую
нишу в приливно
отливной зоне [676].
Седиментолоrи, как правило, мало обра

щают внимания на периоды эрозии в oca

дочном разрезе. Тонкое взаимодействие


Рис. 10.2. а
единичная литифицированная CTpO

матолитовая «rолова» с пузырчатыми формами
роста водорослевой пленки. rолова сложена ни

тевидными водорослями и скелетными обломка

ми, сцементированными араrонитом (COBpeMeH

ная форма из залива Шарк, коллекция BaH
дep

rраафа); б
плоскость напластования, занятая
наклоненными вбок куполовидными CTpOMaTO

литами, динант, Чиппинr
Содбери, Сомерсет,
Анrлия; в
срез через наклоненный вбок куполо

видный строматолит, формация Сахароним
(юра), антиклиналь Рамон, Израиль.


сменяющихся периодов эрозии и ocaдKOHa

копления хорошо вир:но на ископаемых сле

дах движения вверх и вниз, как, например,
на U
образной формы ходах зарывающейся
в rpYHT Diplocraterioп уоуо (рис. 1 0.4). За

rнутые вверх слойки (утолщения), образо

ванные в основании трубки, отмечают по

следовательное положение основания хода,
и вместе с эрозионными поверхностями они
дают мноrо информации о периодах эрозии
и осадконакопления [306].
Идентификация ископаемоrо следа как
хода сверления, проделанноrо в литифици

рованном осадке, дает ценную информацию
относительно времени литификации. Такие
структуры широко распространены в зонах
ранней диаrенетической цементации в из

вестняках, называемых хард2раундом. Cpe

зание ходов сверления может свидетель

ствовать о периоде эрозии хардrраундов
после литификаuии (rл. 29).


10B. ВЫВОДЫ. Нарост водорослевых пленок
на поверхности осадков создает BHYTpeH





144


Часть 3


' :
 .':'1.
Э озия
- О '
 .
 ,.

. :, Эрозия fIW


К i
на


е
 ние.
m ...
 .'.
 ... ....
 .. 00 >:."...:. ,.........:. ...:. :
1 ..' '.. .. "0 '.. о:: .'. ...... ....0
1 2


2 3 lа 2 3
( С во60дный ) (Свободный)


нюю слоистость осадков и наружные
формы роста, которые образуются в co

ответствии с эколоrическим положением,
физико
химическими и биолоrическими
факторами. Кальцитизированные слоисто

водорослевые текстуры имеют особенно
высокий потенциал сохранности. CTpOMaTO

литы наряду с друrими свидетельствами xa

рактера осадконакопления (см. rл. 23) MorYT
дать ценную информацию об обстановках
осадконакопления в прошлом.
Отложившиеся осадки, особенно фанеро

зойские морские осадки, представляют co

бой блаrоприятный rpYHT для зарывающих

ся и обитающих на поверхности беспозво

ночных живоmых, которые в результате
жизнедеятельности биотурбируют ero. Ис

копаемые следы дают ценную информацию
о скорости, а также об обстановках ocaДKO

накопления.


11


Осадко накоiпiениё

О. . ЭРОЗИОНflЩf .': .. .
 . . . о
. . поверхност
. .' :, .

Р
lвающие
есч
IН ИКИ
,:.'.;, .:.;:;.>
;


1 la 2 3 3а 1 lа 2 3 3а
(Свободный)


Рис. 10.4. Диаrрамма, на которой показано, как
колония Diplocraterioп уоуо реаrирует на периоды
эрозии и осадконакопления. Последние ходы
и образованные внизу ходов утолщения дают дo

статочно информации для реконструкции исто

рии образования осадка [306].
Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Фундаментальный труд по строматолитам пред

ставляет собой моноrрафия под редакцией Валь

тера [847]. Баrамские строматолиты ярко опи

саны в работах Монти [581] и Харди [340].
Строматолиты Тракийскоrо побережья в Пер--
сидском заливе описаны Парком [625, 626]
и Кинсманом и Парком [454], а эффектные KOM

плексы в заливе mарк
Лоrаном и др. [514, 515].
В данной rлаве не дана полная характеристика
ископаемых следов; ее можно найти в работах
[175, 176, 278]. Наиболее полное описание иско

паемых следов в аспекте фациальноrо анализа co

держится в работах [739, 700].


Текстуры деформации
нелитифицированных осадков


llа. Уменьшение прочности осадка. В HOp

мальных условиях зернистые осадКИ ведут
себя как «твердый» arperaT и сохраняют
присущую им прочность, пока величина
уrла наклона поверхности осадконакопле

ния не превысит значения, при котором Ha

чинается пластичное течение (rл. 7). Такой
материал способен оказывать сопротивле

ние прилаrаемому сдвиrовому напряжению.
В противоположность этой ситуации 06cтa



новка плывучестu
это та, rде сдвиrовое
усилие отсутствует, а вес зерен определяется
давлением поровоrо фшоида. Таким обра

зом, колебания земли, возникающие при
землетрясениях, или изменение давления
в связи с движением волн (rл. 24) приводят
к уплоmению водонасыенныыx песков
и уменьшению их объема, так как зерна
осадка стремятся к плотней шей упаковке
[737]. Если поровые воды не MOryT быть




145


Донные формы и осадочные текстуры


удалены из осадка или же миrрируют Meд

ленно, то давление их возрастает (рис. 1 1.1).
Как только возрастаюшее давление по

ровых вод достиrнет величины давления Ha

rрузки, происходит разжижение песка
(rл. 7). Разжижение песка возможно только
в тех случаях, коrда осадок первоначально
обладал неплотной упаковкой. Пески
с плотной упаковкой при сдвиrовом напря

жении обнаруживают тенденцию к расши

рению (известный процесс расширения при
деформации
дилатация; см. rл. 7). Разжи

жение песков происходит при землетрясе

ниях с маrнитудой 5,5
5,8 (по шкале Рихте

ра), причем пески MOryT находиться в сотнях
километров от эпицентра. Если пески
имеют связь с поверхностью, после разжи

жения неизбежно начинается отжимание вo

ды. По мере уплотнения разжиженноrо
осадка удаляемая вода поднимается вверх,
обычно КOIщентрируясь в вертикальных xo

дах и фонтанируя высоко в воздух в случае
высокой скорости движения.
Разжижение rлинистых осадков также
является результатом стрессовых напряже

ний, приводящих к более плотной упаковке
частиц осадка, но процесс этот rораздо бо

лее сложен, чем в песках. В структурах CBe

жеотложенных морских rлин часто oтмe

чаются признаки коаrуляции (рис. 11.1)
с контактами между rлинистыми частицами
по схеме ребро
 плоская поверхность. Cy

ществованию таких открытых пустот спо

собствует присутствие в rлинистом осадке
кварцевых зерен алевритовой размерности
[764]. Быстрый переход структуры rлини

cToro осадка от открытой, с признаками
Koary ляции, с высокой пористостью И BЫCO

ким содержанием воды, к более плотной,
дисперсной (рис. 11.1) сопровождается YBe

личением поровоrо давления и возраста

нием способности к разжижению. Такие из

менения строения осуществляются как peaK

ция на кратковременную наrрузку или
толчок; они возможны только в тех случаях,
коrда на rлинистый осадок с коаrулирован

ной структурой предварительно воздейство

вали пресные растворы, которые «BЫMЫBa

ли» ионы, обусловливающие связи частиц
в коаrулированном осадке. К такому типу
образований относятся известные плывучие
2лины, создающие серьезные проблемы
в инженерной rеолоrии.


I
91


(а) (б)
,() rЛИНИСIЫЙ минерал Кварц алевритовой
\ \ размернос1'И
.tj
 4t{:A';J
.


4

/

 = -===

 '/

. 7jf

i .


(6) (z)
.....-..- ......-- .............



/


'-...
 # ---=:::..


 ............




........... ............
(д) (е)

 \
 '-/ ( ,


> <

jf
v
\ \)
<

Ш
 ('
/
\


(ж) (з)
J1L J\L \




 .

I\ JII
 '
 '-# 1 1 11


 ====== I
 #
 II

111 111 11
r\ , / #'


_ (и) О :



...............









llaвление воздействует на llaвление воздействует на
rлинистый (коarулированный) поровые воды после
осадок разжижеиия


Рис. 11.1. Схематическое rенерализованное из

ображение микроструктур rлинистых суспензий:
а
коаrулированной; б
дисперсной. Схематиче

ские детальные зарисовки следующих структур:
в
дисперсной, без признаков коаrуляции; 2

аrреrатной, но без признаков коаrуляции; д
дис

персной, с признаками коаrуляции (контакты ча

стиц по схеме ребро
плоская поверхность); e
c
элементами коаrуляции (контакты частиц по cxe

ме ребро
ребро); ж
аrреrатной, с элементами
коаryляции (контакты частиц по схеме ребро

плоская поверхность); з
аrреrатной с элемента

ми коаrуляции (контакты частиц по схемам pe

бро
ребро, ребро
плоская поверхность); (ча

стично по ван Олфену [620]); на рис. 11.1, и, к
показано, как давление передается через CTPYKТY

ру rлинистоrо осадка поровым водам в процессе
разжижения.


Описанные процессы разжижения
являются необратимыми. Но мноrие при

родные свежеотложенные илыI и искус





146


.... .


,)


." '1>.:.
" ....',


." .".



:; "


.:



:

....


1..... А'


/"
 ',-


.:
/,


, <:- 4- :
'
'
"
,,

'...
в )
,
.. "'"'.;; "::---;


...


.,. .......


.
«
i
 .



)<




· "
,




..


Часть 3


"",'


," ..: " """
i

 Е '\
.
 "
):..t:
....... ..
\..


-1


..
..
'\ .

'4,.: ,....,.

, '" . ,:.' :...... . '... ./!!!"..
\' . А .

, ,",: ''\'' ...
" .,


j. ",",-


" :S:".


"""....?
'"


1.1',


-'оц


,.,",.
"'<,




.
:


,. ....




!
....


,
.


,",,"",,' ,
2cl\If


......







.',,/-".


.


. :/:!,;;"


.

.


;,:: .....r. .""" '.
:: :......'
<:.:... . .'.
.
--
> _" '...
 ""



...


д


у""..................,


..3.,;' .
'....


ЧО'


. ..,..."..,. ;;,." {;. j


---
2см


':.?


..;;..
 "';. "","


:/
,,




 ..... ....j.;...
.,,-
,.


(б) .....' <.



 i.


.",

 ЧJ."


2см
t............J


.

,"


, "


""'<'",!:.' '


(е)


....,,,,',


.... '
, -х."


,.:с:
,
.( ....}""

 ..........
{ . .-...
,''''? :':



:.;


,............'
......


.........."',;..


.'-


, "",;../'







.
.;"".


','fo"


_"


"


...


iS


t


"


":" .
,


".



,


I..,..j ,
1 см


,
";i!'


.....


..


......


.-, . ....'
,.-......:
; .




147


Донные формы и осадочные текстуры


ственные вещества обнаруживают признаки
обратимоrо разжижения, называемоrо тиK

сотропией. Тиксотропные вещества разжи

жаются только при встряхивании или пере

мешивании. Некоторое время спустя ОНИ
полностью восстанавливают свою «проч

ность». К тиксотропным веществам, xopo

шо известным в повседневной жизни, OTHO

сятся майонез и эму льсионные краски.
Мноrие зыбучие пески, встречающиеся cpe

ди rлинистых песков, обнаруживают при

знаки тиксотропноrо поведения. После раз

жижения тиксотропные илыI постепенно
теряют свою воду. Этот процесс, известный
под названием синерезиса, сопровождается
сжатием, уменьшением объема осадка под
пленкой отжимаемой воды (см. разд. 11е).


llб. Разжижение и текстуры удаления воды.
Вода, удаляемая из уплотняющеrося осадка,
движется вверх по ходам, образуя бесструк

турные трубки обезвоживания (рис. 1 1.2).
Их длина варьирует от нескольких милли



Рис. 11.2. а
трубка обезвоживания и прилеrаю

щие запрокинутые слойки. Обратите внимание на
усеченную верхушку трубки (стрелка), что rOBo

рит о более поздней эрозии (? возможно, разру

шившей песчаный вулкан). Длина масштабной
линейки равна 0,2 м. Нижний карбон, Киркбин,
Шотландия; б
структура обезвоживания с нало

женной конволютной слоистостью; срезается бо

лее поздней эрозией (стрелка). Верхний карбон,
Ноттинrемшир, Анrлия; в
блюдцеобразная TeK

стура, образованная слойками, обоrащенными
rлинистым материалом. По направлению к Bepx

ней части разреза возрастает роль столбчатых
текстур, кульминация развития которых OTMe

чается в верхней зоне, сложенной песками. rруп

па Джекфорк, Оклахома, США [524]; 2
слепки
наrрузки на подошвенной поверхности rрубозер

нистоrо турбидитноrо песчаника (вакка). Обрати

те внимание на неправильные, неориентиро

ванные выпуклости, отвечающие слепкам наrруз

ки, и на разделяющие их узкие отпечатки
пламенной текстуры. Верхний карбон, MaM
 Тор,
Дербишир, Анrлия; д
пламенная текстура или

cToro осадка, интрудировавшеrо в приподошвен

ную часть rрубозернистоrо проксимальноrо тyp

бидита. Песчаники Анно, П рованс, Франция;
е
шаровые песчаники, образовавшиеся в резуль

тате периодическоrо обрушения и поrружения
ряби течения в разжиженный rлинистый осадок.
Обратите внимание на косую слоистость и rори

зонтальную слоистость в верхней части разреза.
Верхний карбон, Ноттинrемшир, Анrлия.


10*


метров до метра. Слоистость, существовав

шая в разжиженном осадке, определяет pac

пределение силы трения, возникающей
в результате воздействия удаляемой воды
на разжиженный песок. Зерна, взвешенные
в поднимающейся воде, MorYT выноситься
на поверхность осадка и образовывать nec

чаные вулканы диаметром до 1 м и уrлом
склонов до 160 [299]. Песчаные вулканы co

храняются только в спокойной субакваль

ной обстановке. Большей частью они из

вестны на верхней поверхности турби

дитных слоев и подводных оползней.
Образование блюдцеобразных и столб

чатых текстур (рис. 11.2, в) теперь также
объясняют механизмом удаления воды из
осадка [524, 522]. Блюдцеобразная текстура
представляет собой тонкие, субrоризон

тальные, плоские или выпуклыIe вниз про

слойки rлинистоrо материала среди алеври

тов и песков. Столбчатые текстуры образо

ваны вертикальными или почти верти

кальными усеченными столбиками
и пластинами песков. Оба типа текстур
являются постседиментационными, по

скольку они секут первичные осадочные TeK

стуры. По
видимому, они образуются сле

дующим образом. В процессе обезвожива

ния осадка, наступающеrо вслед за разжи

жением, менее проницаемые rоризонты
иrрают роль барьера по отношению к вo

сходящему потоку; такой барьер отклоняет
направление течения, вода перемещается
в rоризонтальном направлении, пока снова
не появится возможность для восходящеrо
движения. По мере просачивания воды
вверх мельчайшие зерна, такие, как хлопья
rлинистых частиц, отфильтровываются
и скапливаются в поровых пространствах.
В результате образуются блюдцеобразные
прослойки, обоrащенные rлинистым MaTe

риалом, которые впоследствии MorYT OKa

заться деформированными по краям вocxo

дящим потоком. Столбча Thle текстуры
образуются при больших скоростях движе

ния удаляемой воды, как это отмечалось
для трубок обезвоживания, и являются про

сто их мелкомасштабной разновидностью.


llB. Разжижение и текстуры, связанные со
сдвиrовыми напряжениями. Если разжиже

ние охва тыветT субаквальные rрядовые ДOH

ные формы, начинается интересная пере





148


Часть 3


стройка, так как напряжение сдвиrа дей

ствует теперь на разжиженный материал
[23]. В такой системе сдвиrовое напряжение
будет закономерно уменьшаться по напра

влению к более rлубоким частям разжижен

ной rряды (рис. 11.3). Кроме Toro, уплотне

ние разжиженноrо слоя происходит снизу
вверх (rл. 7), а следовательно, в нижних ча

стях rряды время воздействия сдвиrовоrо
напряжения будет меньше. В конечном pe

зультате первичная косая слоистость в пре

делах rряды испытыветT сдвиr по параболи

ческой кривой, сопровождаемый образова

нием опрокинутой косой слоистости (иноrда
называемой текстурой омлета). Разжижение
обычно не нарушает внутреннюю слои



...


ВОДНЫЙ поток



:П
Р
?Т
.9?ЩЩЩiЙ;Щ&9.



Рис. 11.3. Диаrрамма, иллюстрирующая воздей

ствие сдвиrовоrо напряжения водноrо потока на
верхнюю rраницу разжиженноrо слоя песка (сле

ва). Если в песке существует косая слоистость,
сдвиrовое напряжение приводит к запрокидыва

нию слойков (справа), что происходит OДHOBpe

менно с консолидацией разжиженноrо песка
([23], с изменениями).


стость, так как латеральная составляющая
движения частиц очень мала. Следователь

НО,различиязеРНИСТОСТИ,обусловливавпrие
первичную слоистость, сохраняются.


111"'. Диапиризм и текстуры дифференциаль

ной наI"'РУЗКИ. Если леrкая жидкость Haxo

дится ниже более тяжелой, система будет
rравитационнонеустойчивой, причем более
леrкая жидкость всеrда стремится вверх.
Это явление, называемое неустойчивостью
Рэлея
 Тейлора, приводит к образованию
трубкообразных или rребневидных интру

зий более леrкой жидкости в более тяжелую.
Такие интрузии называются диаnирами.
Образование диапиров характерно для двух
осадочных систем
 для переслаивания r лин
с песками и солей с друrими осадочными OT

ложениями. В первом случае дифферен

циальная наrрузка ПрИБОДИТ к образованию


диапиров, называемых 2линяными куnола

ми, которые MorYT подниматься на поверх

ность с rлубины порядка 150 м. Различие
в плотностях, необходимое для образования
rлинистых диапиров, уменьшается с rлуби

ной в связи с уплотнением осадков, приво

дящим к обезвоживанию осадка и диаrене

тическим изменениям. TaKoro изменения не
происходит при переслаивании соли с дpy

rими отложениями. Скорость течения соли
(ползучесть соли или крип) увеличивается
с rлубиной, пока не будет достиrнута кри

тическая точка, при которой верхняя по

верхность соляноrо слоя деформируется
и расширяется (процесс, известный как 2ало

кинез). Образование одноrо поднимающе

rося диапира или соляной подушки часто
приводит в движение соседнюю структуру
и т. д. Одно из следствий этоrо
 относитель

но одинаковые расстояния между соляными
куполами в каждом районе. Преобладаю

щая длина волны для двумерной модели
может быть рассчитана теоретически :


л == ( 21th 2 ) (
 ) 1/3,
\ 2,1 5 112


(11.1)


rде л
 преобладающая длина волны или
расстояние между диапирами;
h 2
мощность соленосных отложений (пред

полаrается, что она rораздо меньше мощ

ности перекрывающих отложений);
111
 вязкость перекрывающих пород;
112
 вязкость соли (111 > 112).
В некоторых районах соляные диапиры
поднимаются по вертикали на 5
6 км, иноr

да достиrая поверхности в виде соляных
rлетчеров, как, например, кембрийские co

ляные диапиры в Южном Иране и Персид

ском заливе. Известны также диапиры
пермских солей в Мексиканском заливе
и Северном море.
К явлениям TaKoro же типа, но меньшеrо
масштаба относятся инъекции разжиженно

ro rлинистоrо материала в песчаные слои,
дающие пламенные текстуры (рис. 1 1.2,2,
д). Они встречаются в ассоциации с более
крупными текстурами на подошве песчано

ro пласта, направленными вниз, в rли
.
нистый ocaДOK,
C так называемыми nec

чаными подушками или слепками на2рузки.
Форма этих текстур и длина их волны опре

деляются плотностью, вязкостью и мощ





149


Донные формы и осадочные текстуры


ностью, точно так же, как это отмечалось
выше для диапиров. Впечатляющий пример
текстур деформации, образовавшихся в pe

зультате давления базальтов на BOДOHacы

щенные пески, известен в среднепротерозой

ских отложениях Австралии, rде подушки
лавы достиrают 250 м в поперечнике [603].
В некоторых случаях песчаные подушки
поrружаются в разжиженные r линистые
осадки, обр
зуя отдельные песчаные шары
с характерной деформированной BHYTpeH

ней слоистостью (рис. 1 1.2, д и 11.4). Иноrда
слоистость внутри отдельных песчаных ша

ров отражает рябь течения, поrребенную
в разжиженный rлинистый осадок
(рис. 11.2,е; см. также работу [673]).
Конволютная слоистость
 типичная TeK

стура rлинистых осадков, тонкозернистых
О 50 100мм
I I I


f.;

.'::.::.:
.:. :':::
:::.-:.:
:'.:
:..
:....:..
::.::::'
:
;''-:'...'::'::.:::: ...::;.:;.:;::.:....:. .:,:
:_

[



 :]







:::::::::
,,_:..:::.:
:.,c:..; "" .':<.,

>./J".;.:.:;..:. :.:.;:;:,.:
!






 ::]


















 >....
 __о .' - ,. ". ....-
:..:::..
;:
 .'-:
:;:.


. '--' .,., ... .- _.__.
.. . -....
'.. ..... r
 t
'

.
:::
:



:

f:) I


............,.............,..


.....J...:
. , _...
)
:>
-....,:..., .,........
{




;
?;:l
?? ;.


:
:
.

:
::


.:;
!:


r


.....-.:
.......



.с;, i' 1:11


/
.....'(
'"'"\


'i'\
:-.,,':-...,
.:.-.;.:

-


:

:.:..:::....................:"


<..'::

\




::?',f


l'


рис. 11.4. Образование песчаных шаров в лабо

раторном эксперименте в результате поrружения
песчаноrо слоя в разжиженный илистый осадок
(черный) [451].


песков и алевритов. Она образована узкими
вертикальными запрокинутыми слойками,
часто срезанными на верхней поверхности,
разделенными более широкими син

клинальными депрессиями с длиной волны
в несколько сантиметров или дециметров.
Эти текстуры особенно характерны для yc

ловий быстроrо осадконакопления, о чем
свидетельствует их ассоциация с поперечны

ми слойками знаков ряби в отдаленных ТY{r
бидитах (rл. 15) и с отложениями пой

менных фаций. Есть данные о том, что
конволютная слоистость возникает в pe

зультате перестройки структуры после rpa

витационных обрушений и выравнивания
покрытой знаками ряби поверхности ocaд

конакопления в процессе разжижения (Леп

пард, устное сообщение). Характерна также
ассоциация этой текстуры с трубками обез

воживания.


11д. Оползни, конседиментационные разры

вы и подводные оползни. Для наклонных
поверхностей осадконакопления, крутых
склонов и дорожных выемок в связанных
илистых осадках характерно образование
ротационных сбросов; при этом форма по

верхности оползания приближается к дуrо

образной (рис. 11.5). Ротационные, или вpa

щающиеся, оползни часто наблюдаются
в илистых осадках, слаrающих косы в при

. ливно
отливных зонах и в выемках береrов


Антиклииаль обратноrо ВОЛ О
ИИЯ.....Дуrообразная форма п оверхиости
о
;1

;
J-f
::


 i


.;:"':< .":- разрыва

 ..
 . " Ротационный сброс


Рис. 11.5. Образование ротационноrо сброса
и связанные с ним элементы строения, возникаю

щие в водонасыщенных илистых осадках.


[124]. Особенно важную роль они иrрают
в строении крупных дельт. Эти оползни,
медленно скользящие по поверхности раз

рывноrо нарушения, обусловливают обра

зование кластических клиньев, вдающихся
в передовые отложения дельты, предста

вленные илистыми осадками [1 72]. AK

тивные разрывные нарушения называются
конседиментационными разломами
(рис. 1 1.5, 1 1,6, а, 6). Слои на опущенном
крыле обладают большей мощностью, так
как осадконакоплению блаrоприятствует




150


. '. .:-. ':'.,



':
"

'*



 ..........-


Часть 3


\




 ;
:





.

.

:(


..,. l
' .


. .


. ,


:t:>t


, """



, .... ',';''', .
.::.,
,
,:,:\ \ .
\,
'


а) ,


-(


.
.


'<



.....



,




А ...

f'
 "';,


"..:.
 .....,

. '<,


..:.
....,;:.. .
.<




.;! ;: ,;,;;......


..... "'c.O:_..I::;.'


.
,:
.


. .-
',. ,4, '/ , ';;"
J ::-.
 "
'\
 .'--""... . '''->r--
-
 > "",
.. 'ас .. \
.:t. ... Т. ;..
" .
.. ..... ..... "'ii- <:"\ :.... \.... "'<<'


. ' . 'p.

:. .' .t, "'-'.


. t. :'


(д


. ',. f'



4 . ,
"
t "'.
,. .
.
 .r;..."
f " 'oof!" 4
]1.


" /


J/c


.,.,
1
.
.L


, .,
.."



1


4t.....



:".....

.


''''';


.?"" ....:S


j '1'



.


.. ..4у'-


""
..


.,... .


. ""



....,)


:А;.., "
}? ."
'"J
,;, ..


-.1
'\ '..


'\'
'1,

'.. .
 t
., ?.,;,,'\
.;.... .

&.
t



 .


.;J


-'\:. k



, 'It..


..


\.


.,""


",у. !:

-


( ..


..


\'


:.",


-....




, "


,.
:
':

.
 J :.,>


\:0;, \;:


t


. f"
 у'.


...,.


..
..


"


... ....


. ::. . "
...1........... .............. '"
,.




'-

. .....

 ........ ...........
.. ....

........a::;-
WI!!!':.d'


-::--:...........
....-..:..
_.... ...

_81!
' ,"'"
'

.....
"'
:.
.
:



(z)


..;r;;


.
..;:;,'


,

'tft.


",


'.


..;


....
.,


..
._



....

.....
...;
 .:


...
. ,.
'
';.



:
 . ;.
,

"
'
.'.

......
-'.
f...",
'
..


-..,J'



.

1. '"
"

'>.""""


....
....
.;( "
;1
,




.'-


. .'



'< ,









......
........




151


Донные формы и осадочные текстуры


проrрессирующее проrибание. Связанные
с оползнями антиклинали обра THoro воло

чения (rл. З1) MorYT представлять собой ло

вушки для уrлеводородов, как, например,
в третичных отложениях дельт Ниrера
и Миссисипи [857].
Оползание с элементом вращательноrо
движения по слабо наклонным поверхно

стям на континентальных склонах и QPOH

тальных частях дельт (rл. 19) ПРИlJОДИТ
к образованию крупных подводных ополз

ней. Возникновение оползней может быть
спровоцировано землетрясениями, коrда
толчки воздействуют на водонасыщенные
rлинистые осадки в условиях отсутствия
дренажа. Образующиеся луковицеобразные
тела оползней с чешуйчатым строением
и текстурами расплющивания MorYT пере

мещаться по поверхности отрыва на боль

шие расстояния даже при малыIx уrлах Ha

клона ('" З О ). Такие оползни MorYT привести
к образованию настоящих обломочных по

токов и в конечном результате к мутьевым
потокам, если вода будет перемешиваться
с осадками оползневоrо тела (rл. 7).


Не. Текстуры усыхания и синерезиса. Широ

ко известно такое явление, как образование
полиrональных mрещин усыхания в резуль

тате сокращения объема увлажненных свя

занных осадков при их выходе на земную
поверхность (рис. 1 1.6, в). Эти суживающие

ся книзу трещины обычно сохраняются
в породах в виде ,;лепков на подошвенной


Рис. 11.6. а, б
конседиментационные разрывы
в триасовых песчаниках и арrиллитах в скальных
обнажениях фиорда на Шпицберrене. Обратите
внимание на выполаживание разрывов вниз по
падению. Фотоrрафии Эдвардса; см. также [231];
в, 2
 rиrантские мноrоуrольники высыхания
. (максимальная ширина 2,5 м) в озерных отложе

ниях (поперечник около 50 м) на брошенных OT

крытых медных разработках в Китве, Замбия.
Обратите внимание на прямоуrольники, образо

ванные трещинами усыхания вдоль склонов бере

rOB; д
перистые отпечатки на поверхностях Tpe

щин усыхания, показанных на рис. 11.6, в, 2;
е
слепки прямоуrольников высыхания в cpeд

неюрских пойменных фациях в Скарборо, Йорк

шир, Анrлия; ж
звездчатые и трехлучевые (сле

ва от коробка) трещины синерезиса в озерных
фациях формации рудных сланцев, Медный пояс
Замбии.


стороне песчаников (рис. 1 1.6, е) и MorYT
иметь самые разные размеры; чем больше
МОЩНОСТЬ высыхающеrо слоя, тем rлубже
и шире трещины этой системы. На поверх

ностях rлубоких трещин часто наблюдают

ся перистые отпечатки (рис. 11.6, д). На Ha

клонных поверхностях, например на береrах
озер, трещины усыхания располаrаются
перпендику лярно друr друrу (рис. 11.6, 2;
см. также работу [154]). Обезвоживание
маломощных покровов, сложенных илисты

ми осадками, ПРИВОДИТ к образованию
иловых кудрей. Они плохо сохраняются, pac

падаясь в последующем под действием BO

дных потоков на отделъные обломки. В pe

дких случаях блаrодаря Отложению эо

ловых песков иловые кудри сохраняются на
месте образования.
Трещины усыхания MorYT возника ть
и под ВОДОЙ в результате синерезиса, приво

дящеrо к уменьшению объема rлинистых
осадков. Это MorYT быть одиночные удли

ненные трещины «rлазковой» формы или
трехлучевые трещины, отходящие от одной
центральной точки и не соединяющиеся
с соседними трещинами (рис. 1 1.6, ж). Оди

ночные трещины часто обнаруживают
ориентировку [215]. Подводные mрещины
усыхания сохраняются блаrодаря их выпол

нению песком или алевритом, но материал
выполнения впоследствии оказывается
сильно деформированным в резу'льтате
уплотнения, что видно в разрезах, перпенди

кулярных поверхности накопления. Слож

ность условий сохранности подводных Tpe

щин усыхнияя ПРИВОДИТ К тому, ЧТО они
обычно встречаются в мелководной озер

ной обстановке и являются характерным
признаком таких условий [155].


Нж. Выводы. После отложения осадок MO

жет снова испытать мобилизацию в резуль

тате разжижения, наступающеrо под воз

действием землетрясений или изменения
давления, оказываемоrо движением волн.
После разжижения начинается удаление по

ровой воды из осадка, что ПРИВОДИТ к обра

зованию текстур обезвоживания. Разжи

женный осадок может подверrатъся воздей

ствию движущеrося потока, что при ВОДИТ
к образованию запрокинутой слоистости;
кроме Toro, он может интрудировать в BЫ

шележащие неразжиженные С.'IOИ с образо





152


Часть 3


ванием диапировых структур. В быстроот

ложившихся илистых осадках, перекрытых
песками, в передовой части дельты или на ее
склонах часто образуются вращающиеся
оползни, подводные оползни и конседимен

тационные разрывы. Высыхание увлаж

ненных илистых осадков приводит к образо

ванию трещин усыхания, а растрескивание
илистоrо осадка в процессе синерезиса
 к


образованию подводных трещин ycыxa

ния.


JIитература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Вопросы о прочности осадков рассматриваются
во всех работах по механике rpYHToB; в качестве
вводноrо курса рекомендуется внимательное из

учение работы Ламбе и Уитмена [479].


.,.
.
I




Анализ обстановок
осадконакопления и фаций


Она приоткрыла мне дверь nроШЛО20...
Е20 ма2ический свет,
Е20 небесные вершины
Ты увидишь, КО2да сделаешь все20 лишь ша2
вперед!


Харди. «Она приоткрыла мне дверь...»


q)OTO 4. Полевая партия, изучающая складчатые осадочные породы (в том числе юрские и меловые
известняки на заднем плане) в rельветских Альпах в Швейцарии. Фациальный анализ в таких районах
дает возможность создать палеоrеоrрафические реконструкции, которые в свою очередь позволяют
понять тектоническую историю и историю осадконакопления на континентах и в океанах.


,J


......
l'


".
"t.


-


>,1:
'


......


...


1.


..
......




 .


.. .'


..


.'


.... '


(.


..


.. ...


..,


..,.


;
" I
":-4 '1' .
,
,""
.
 .t .. ;1
.. !?
.. <, 1>

.\ ;


1


....


...


,.


.
.


..


..> ..
.... : '.



::
;/J1II11!f- _' ..


... .
::
..


.. ...


!:,,

 =:.

'"'..-


"" ",.."
J;, .,.


.' ...
.
 .


...





..


.j;
. .
., "



 ." ,

" : . .


.,


.
..'


l'


, "
 .
... ."


.. .;/
.. :w
 ..:
... .."". .

.. .. .
.;'

.. .


. ..,..-.
. J, .


:1.


. t


i


. .:.-


......


""J.


.







.
 .0,-1._


......
> "'''*r
'"'>







У-, ,...


....1'".


..,


.', "IIrO


...


"


t."


I
'11'


...




154


Часть 4


Тема. Все осадочные породы, встречающиеся в rеолоrических раз

резах, образовались в соответствующих условиях осадконакопле

ния. За неимением машины времени седиментолоr в своей работе
вынужден оrраничиться фациальным анализом и дедуктивным Me

тодом, чтобы решить вопрос, в каких условиях и как образова

лись породы. Примерно за последние 20 лет изучения ocaдKOHaKO

пления в этом аспекте чистая одержимость немноrочисленных
седиментолоrов, ориентированных на rеоморфолоrические исследо

вания, сменилась на чистую прикладную седиментолоrию
 один из
наиболее важных аспектов научных исследований в области дpeB

них осадков. Фациальный анализ обладает элеrантностью и соче

тает в себе все аспекты исследования седиментолоrии.


12


Общее введение в фациальный анализ
и обстановки осадконакопления


12а. Предмет изучения и философская OCHO

ва. \.нализ обстановок осадконакопления
особенно большое значение имеет для седи

ментолоrов, изучающих осадки с rеолоrиче

ских позиций. При изучении стратиrрафиче

CKoro разреза метод дедукции в руках
опытноrо специалиста может соперничать
с методом, прославившим Шерлока Холм

са. Применение этоrо анали
а на практике
требует rлубоких знаний процессов ocaдKO

накопления, широкоrо знакомства с литера

турой, касающейся современных обстано

вок осадконакопления и накопленноrо опы

та в решении ранее существовавших про

блем. Особая привлекательность Taкoro
анализа заключается в том, что он иrрает
rлавенствующую роль в объединении взrля

дов, выработанных в седиментолоmи и ее
отраслях, смежных со мноrими друrими
rеолоrическими и rеоморфолоrическими
дисциплинами. Анализ обстановок ocaдKO

накопления особенно важен в экономиче

ском аспекте (см. rл. 31). Слабый аналитик
обстановок
это неrибко и узко мыслящий
доrматик, мышление KOToporo часто подчи

нено какой
либо простой обобщенной rипо

тезе, в рамках которой он концентрирует
свои усилия на оrраниченных объектах Ha

блюдения. Часто такой аналитик с насмеш



кой относится к попыткам привлечь к ero
работе методы количественной оценки, OT

rовариваясь тем, что природные процессы
слишком «шумные» для подобных упражне

ний.
Философская основа cOBpeMeHHoro науч

Horo подхода к анализу обстановок ocaдKO

накопления традиционна в том смысле, что
«ключ к пониманию прошлоrо» rеолоrиче

ских разрезов, сохранившихся в rеолоrиче

ской летописи, дают современные обстанов

ки осадконакопления. Однако часто забы

вают, что современные обстановки ocaдKO

накопления можно понять, лишь зная
соответствующие происходящие здесь фи

зические, химические и биолоrические про

цессы. Это особенно важно помнить, если
мы имеем дело с докембрийскими порода

ми, коrда мноrие константы (например, g,
Рсо 2 , РО2) моrли значительно отличаться
от современных. Поэтому в последующих
rлавах мы будем рассматривать каждую OT

дельную систему осадконакопления с четы

рех позиций:
а) описательная характеристика COOTBeT

ствующей обстановки и ее физиоrрафия;
б) анализ основных физических и (или)
химических процессов в обстановках ocaд

конакопления;




155


Анализ обстановок осадконакопления и фаций


в) характер современных осадочных
толщ, образующихся в подобной обстанов

ке осцдконакопления;
r) краткое обсуждение примеров анализа
обстановок ОСЦДконакопления древних oca

дочных ТОЛЩ, которые, как предпола2ается,
откладывались в соответствующей обста

новке.
Ч то касается последнеrо пункта, то здесь
сразу же возникает мысль, что практически
должно существовать бесконечное число
стратиrрафических примеров, которые мож

но было бы анализировать подобным обра

зом. Однако обстановки осцдконакопления
настолько мноrообразны и сложны, что по

чти каждый пример позволяет выдвинуть
несколько новых точек зрения на модель
осцдконакопления. Отдельные исследовате

ли с подавляющей т
нденцией к обобще

ниям MOryT от этоrо прийти в уныние, OДHa

ко такие выводы дают стимул анализиро

вать обстановки ОСЦДконакопления с еще
большей энерmей.


12б. Осадочные системы и фации. OCЦДKOHa

копление происходит в широком диапазоне
обстановок осцдконакопления на поверхно

сти Земли. Обстановки осцдконакопления
подразделяются на четыре крупные KaTero

рии: континентальные, прибрежные, шель

фовые и 2лубоководные морские. rеолоrу по

рой может оказаться достаточным опреде

лить, к какой из этих крупных катеrорий
относ
тся интересующие ero породы, OДHa

ко в большинстве случаев требуется более
детальная классификация (табл. 12.1). В Ha

стоящее время анализ обстановок OCЦДKOHa

копления достиr TaKoro совершенства, что
он, например, позволяет сделать вывод что
коrда
то, свыше 300 млн. лет назад, отложе

ния, обнажающиеся сейчас в лощинах, мел

ких водоемах и лужах, находились на по

верхности кос меандрирующих рек!
Каждая обстановка осцдконакопления
действует (или действовала в прошлом) как
ловушка, сохраняя продукты транспорти

ровки ОСЦДКОВ для потомства. Анализиро

вать осцдочные толщи можно с двух проти

воположных позиций.
Изучение современных процессов в опре

деленных средах ведет к пониманию Toro,
как флюидальный поток и (или) химические
реакции образуют характерную серию ти



пов ОСЦДКОВ определенной зернистости, oca

дочных структур и морфолоrии. Затем BMe

сте с информацией, тщательно собранной
по находкам флоры и фауны в биоценозах,
относительно леrко устанавливается ряд
критериев, по которым можно охарактери

зовать обстановку осцдконакопления. Ta

ким образом, набор характерных признаков
позволяет создать стандартную модель фа

ций какой
либо обстановки ОСЦДконакопле

ния для части или всей системы осадочноrо
бассейна. Термин «фации обстановок ocaд

конакопления» в этом контексте относится
ко всему ряду характерных признаков, выдe

ленных для осадков определенной обстанов

ки, например оолитовые фации дельт при

ливных зон, фаuии илистой отмели литора

ли. В этих случаях обычно можно увязать
ОСЦДКИ непосредственно с причиной. обусло

вившей их образование.
Чтобы лучше понять все вышеизложен

ное, попытаемся объяснить, как rеолоrу, KO

торый должен исследовать стратиrрафиче

ские разрезы ОСЦДКОВ или осадочных пород,
следует подходить к этому исследованию.
В этом случае, очевидно, нет прямых свиде

тельств условий обстановок осцдконакопле

ния. Наш rеолоr должен взять на себя роль
Шерлока Холмса и начать с детальноrо из

учения пород во всех аспектах, таких, как
слоистость, тенденции изменения размерно

сти зерен, осадочных текстур и т. д. Обычно
rеолоr переносит полученную информацию
на вертикальные и латеральные разрезы, ис

пользуя методику Боума (рис. 12.1). Теперь
характеристика осадочных пород может
быть определена как чисто описательные
литофации. В этом случае литофациям мож

но дать подходящее определение как HeKO

торой толще пород с определенными, cвoй

ственными ей характерными признаками,
отличающими ее от дРУ2их толщ пород, Ha

пример, фации отложений, укрупняющихся
вверх по разрезу по зернистости ОСЦДКОВ (от
тонкодисперсных пород до песчаников), или
оолитовые rрубокосослоистые фации. Седи

ментолоm, изучающие отложения в rеоло

rическом аспекте, должны теперь сравнить
описательные фации непосредственно с фа

циями современных обстановок OCЦДKOHa

копления. Это можно сделать в том случае,
если позволяют навыки и опыт, поскольку.
только овладев детальным знанием COBpe





156


Часть 4


Таблица 12.1. Сводка обстановок осадконакопления на поверхности Земли (неполная)


Ассоциации
обстановок
осадконакопления


Обстановки
осадконакопле

ния


Субобстановки или варианты обстановок осадконакопления


Континенталь

ная


Эрr, вади, шлейф эрrа. междюнная, плайя, твердая корка


Прибрежно

шельфовая


Океаническая


Пустьrnя


Аллювиальный
конус выноса


Аллювиальная
равнина и речной
конус
Озера


rляциальная и
периrЛЯllиальная


Дель ты


Эстуарии
Линейновытяну

тые побережья с
терриrенным
осадконакоплени

ем
Побережья, шель

фы и бассейны с
карбонатно
эва

поритовым ocaд

конакоплением
Шельф с терри

rенным ocaДKOHa

коплением


Пассивный край


Активный край


Океаническая
пелаrичеLкая


Вершина аллювиальноrо конуса выноса, проксимальная
область конуса выноса. дистальная область конуса выноса,
впадины на поверхности конуса выноса
Ветвящееся русло, меандрирующее русло, прирусловой вал,
надпойменный конус, паводковая область, озера


(Соленые, умеренно стратифицированные, тропические страти

фИllированные. ледниковые, дельтовых долин). озерные Teppa

сы, береrовой склон, бассейн, дельта
Супраrляциальная (флюидальная валунная rлина), субrля

циальная (скопление валунной rлины, морены), интраrляциаль

ная (проталины безморенной rлины), моренный комплекс,
зандровый веер, ледниковое озеро, эскер или оз (также лед

никово
морская)
Русло дельтовоrо рукава, приливно
отливное русло, поймен

ное болото, залив, бар в устье реки, продельта
Эстуариевое русло, окраинная равнина, приливная дельта
Пляж, прибрежная зона, внешняя зона прибрежья, береrовой
бар, лаrуны, приливно
отливная отмель, приливно
отливная
дельта, приливная протока, береrовые эоловые дюны


Себха, водорослевый марш, приливно
отливная отмель, пляж,
лаrуна, приливная дельта, край платформы, краевые построй

ки (рифы, биоrермы, банки), rлубоководный бассейн; эвапо

ритовый бассейн


(Воздействие атмосферы и приливов
тливов.) Различные при

ливные донные формы, песчаные ленты, линейновытянутые
приливные rребни, песчаные волны, мелководные отступаю

щие rряды, поrребенное русло, уступы
Континентальный склон, континентальное поднятие, абиссаль

НdЯ равнина, подводный конус выноса, подводный канал
Впадина, субдукционный комплекс, висячий бассейн, предост

роводужный и заостроводужный бассейн, конус выноса
Срединно
океанический хребет, фланrи хребта, абиссальная
равнина (rиперсоленый океан, эвксинный океан)


менных фаций, rеолоr может предложить
реальную модель для изучаемых им дpeB

них фаций. Более Toro, часто случается так,
что исследуемые фации разумно отнести
к альтернативным моделям, чтобы избе

жать доrматичных выводов относительно
древних обстановок осадконакопления. Бы

ло бы несправедливо считать, что никоrда
нельзя доказать, что древние фации были
коrда
то отложены именно в данной обста

новке осадконакопления.


На рис. 12.1 показано, как можно рацио

нально применить фациальный анализ, ис

пользуя схему колонок осадконакопления
Боума, чтобы сделать соответствующие BЫ

воды об обстановке осадконакопления. Сле

дует подчеркнуть, что фациальный анализ
всеrда леrче про водить при хорошей обна

женности пород и особенно в трех измере-
ниях. Коrда обнаженность пород плохая,
к Фациальному анализу следует подходить
с особой осторожностью, поскольку изуче





157


Анализ обстановок осадконакоплення н Фацнй


ние фаций именно в трех измерениях дает
основную информацию, которая часто по

зволяет сделать выводы об обстановках
осадконакопления.
Выбор фации
 всеrда чисто субъективный
процесс. Как и в систематической палеонто

лоrии и зоолоrии, фации делятся на «нерасч

лененные» и «детализированные». Следует
найти разумный компромисс между этими
крайними тенденциями. Слишком rрубое
деление фаций может замаскировать
важные тенденции, и в то же время очень
дробное деление фаций может воспрепят

ствовать ценным обобщениям. Кроме Toro,
ничто не при водит читателя в такую ярость,
как петляние, скажем, среди двадцати раз

личных типов фаций, выделенных внутри
одной осадочной толши. Если выделение
большоrо числа фаций неизбежно, то тоrда
полезно сrpуппироватъ некоторые из них
в ассоциации. Как следует из предыдушеrо
обсуждения понятий фаций современных
обстановок осадконакопления и древних ли

тофаций, понятие ассоциаций фаций можно
использовать в обоих случаях. Например,
все фации, выделенные в современных дель

тах, можно объединить в ассоциацию дель

товых фаций. В толще отложений все пачки,
имеюшие тенденцию к укрупнению зерни

стости осадков вверх по разрезу, можно
объединить в ассоциацию фаций, rде круп

ность зерен растет вверх по разрезу.


12в. Последовательность, сохранность
и анализ осадконакопления. Особенно
важный аспект анализа фаций
 выявление
значения смены фаций по латерали и верти

кали, постепенной или резкой смены пород
по размерности слаrающих их зерен
в пределах одной фации. Рассмотрим, Ha

пример, серию фаций, породы которых CMe

няются на rрубозернистыIe вверх по разрезу
(рис. 12.2). Укрупнение зернистости проис

ходит постепенно, и это означает, что посте

пенно происходило приближение к источни

ку сноса осадков или к «высокоэнерrетиче

ской среде». Такие циклы обычно образуют

ся в надстраивающейся системе ocaДKOHaKO

пления, коrда места осадконакопления, как,
например, озера или участки моря, посте

пенно заполняются дельтовыми песчаными


наносами (рис. 12.2). Подобное ocaДKOHaKO

пление происходит, коrда высокоэнерrети

ческое побережье продвиrается на площади,
характеризующейся интенсивным избы

точным привносом осадочноrо материала.
На низкоэнерrетическом побережье, однако,
при продвижении береrовой линии обра

зуются толщи пород С уменьшением зерни-
стости вверх по разрезу.
П риведенные при меры показывают, что
вертикальная смена фаций может предста

влять смену обстановок осадконакопления
по латерали. Иноrда подобные выводы co

ответствуют закону Вальтера, однако
имеется множество исключений из этоrо
правила. Только самые простые TpaHcrpec

сивные или реrрессивные системы отвечают
этому «закону». Особенно трудные про

блемы возникают, коrда встречаются кла

стические фации русла с эрозионным OCHO

ванием. Фации русла, возможно, были
ла тералъными эквивалентами тонкозер

нистых аллювиальных пойменных или делъ

товых пойменно
болотистых осадков, или
они моrли образоваться в результате более
поздних, абсолютно независимых процес

сов, таких, как миrрация русла и врезание,
вызванных климатическими и тектонически

ми изменениями в тыловых частях BOДO

сборноrо бассейна [22,498,350]. При OTCYT

ствии очень точноrо датирования часто
затруднительно выбрать однозначное реше

ние.
Изучение фаций с эрозионным OCHOBa

нием, например русловых фаций, ведет нас
к rипотезе потенциала сохранности приме

нительно к осадочным толщам. Отложив

шаяся осадочная толща моrла быть частич

но или полностью эродирована последую

ШИМИ циклами эрозии. Хорошей илmoстра

цией сказанному служат тонкозернистые
пойменные осадки, образовавшиеся при пе

риодическом разливе рек, коrда река HaMЫ

вает или размывает свои береrа (см. r л. 15).
Если русло периодически миrрирует по всей
ширине поймы, то тонкозернистые пой

менные осадки будут постоянно разрушатъ

ся, и, таким образом, в вертикальном разре

зе осадков, образованных в проrибающемся
аллювиальном бассейне, будут преоблада тъ
в той или иной степени (в зависимости от
числа перемен) русловые осадки [9, 122].
Единственное оставшееся свидетельство cy





158


Часть 4


8


(а)
........
 .
.
. Y
 .. .
.
.



.
.

1
Зс
7 7 3 с


--....................................


...............


2а


2


,
: П [2'
.
.
.
. [rТ.
.
ь:J.
.
.







2Ь


3 c
 номер фации


.
.
.
. ш.
.
.
.


О


(6)



 .........................................


.
.
.
.
.
.
.\z!:7








":'
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.




Растительные обломки


"



ники фронта дельты


.

 ПесчзнИ-ки.
русла.. ..

дельтовоrо
рукава .
. . .
. . .
.


Отложения пойменных болот дельты, HaMbIBHoro вала и надпойменных конусов
Пышная растительность, но 6ез торфяников










Отложения внутридельтовоrо залива


И . .



....... . .





 . .
. ..
. ..


.....................





проток дельТЫ
Прослой

известняка



Алевролиты склона продельты


Фауна O TCYTCTB
 T




Комплексы современных двустворок


.
 .
.
.
.
 .
.
 .
.
 .
.
.
.

op

e.
ь


o




.
.
 .
И.з

т









.
 .
?








Кровля морских известняков


m 1
06



З
1
1 8


... К рупнозернистые песчаники

 СреДНf;зернистые песчаники
3- Мелкозернистые песчаники
о
::Е Тонкозернистые песчаники
Крупнозернистые алевролиты
Илы и тонкозернистые алевролиты
Илы


04

9


Ш S
[IIJ 10



2
1
1 7


Размер зерен




159


Аналнз обстановок осадконакопления н фацнй


МарlШl


Уровень моря


ществования пойменных отложений
это
эродированный межформационный MaTe

риал на эрозионных поверхностях.
Наиболее важный фактор, контролирую

щий сохранность осадКОВ,
это скорость ло

кальноrо или реrиональноrо тектоническо

ro проrибания. Поскольку проrибание
и поднятие обычно непосредственно свя

заны с процессами, происходящими в MaH

тии, наблюдается прямая зависимость Me

жду осадочными процессами и процессами,
происходящими внутри Земли.
Точный анализ обстановок ocaдKOHaKO

пления в вертикальных разрезах осадков
или в осадочных породах можно провести
по двум различным направлениям. Как OT

мечалось ранее, первое направление анали

за
это анализ фаций при непосредетвенном
их сопоставлении с современными обста



Рис. 12.1. а, б
колонки осадконакопления Боу

ма и ленточные диаrраммы интерпретируемых
фаций для дельтовых отложений между двумя
толщами трансrрессивных известняков в Мисси

сипском И Нортумберлендском бассейнах.
Цифры на рис. 12.1, а соответствуют различным
ассоциациям фаций: 1
эрозионное основание
и утонение материала вверх по разрезу; 2
отло

жения, постепенно сменяющиеся более крупно

зернистыми вверх по разрезу; 3
 переслаиваю

щиеся rоризонты. Условные обозначения: 1
 круп

номасштабная перекрестная слоистость; 2
 пло

скопараллельная слоистость (верхняя фаза);
3
 мелкомасштабная перекрестная слоистость;
4
косыеслойки в алевролитах; 5
тонкие слойки
алевролитов; 6
илыI и тонкие алевролиты;
7
размытая поверхность; 8
волнистая слоис

тость; 9
изв.естняки; 10
корненосный слой
[491 ].


новками осадконакопления и с последую

щей интерпретацией изменений, имеющих
место в фациях и между фациями, и при co

поставлении их с моделями обстановок
осадконакопления. Друrой подход классиче

ский; он включает статистический анализ
rоризонтов или фаций, в которых частота


17




A



ВЗ



Bl
lосэl с



B2
DD


Рис. 12.3. Упрощенный цикл Боума речных
осадков толщи древнеrо KpacHoro песчаника из
юrо
западноrо Уэльса (см. табл. 12.1). Фации
А
 внутриформационные конrломераты; фации
В 1
rрубокосослоистые песчаники; фации
В 2
 тонкослоистые плоскопараллельные песча

ники; фации В з
тонкокосослоистые песчаники;
фации С
переслаивание песчаников и алевроли

тов; фации D
алевролиты [824].


повторяемости может быть выражена вe

роятностью. Таким образом, в мощной TO_"l

ще осадков можно выявить наиболее оБы


ные (или наиболее вероятные) фациальные
изменения. И тоrда фациальный анализ мо-




160 Часть 4
т аб.lица 12.2. а. Число фаций, сменяющих данную фацию вверх по разрезу (по данным рис. 12.3)
А В 1 В 2 В з С D Bcero
-\ 1 О 3 О О 4
ВI О 2 2 О О 4
В 2 О О 6 О О 6
В З О 1 1 3 7 12
С О О О О 3 3
D 3 2 3 1 О 9
Bcero 3 4 6 12 3 10 38


б. \1атрица вероятностей смен фаций вверх по разрезу (по данным табл. 12.2,а) [824]
А В 1 В 2 В З С D
А 0,25 О 0,75 О О
ВI О 0,5 0,5 О О
В 2 О О 1,0 О О
В З О 0,08 0,08 0,25 0,59
С О О О О 1,0
D 0,33 0,23 0,33 0,11 О


жет быть проведен на основе результатов
статистическоrо анализа.
Рассмотрим второй подход к фациально

\1)' анализу несколько детальнее, следуя
в общих чертах рассуждениям Тилла [824]
и Майолла [564]. Рассмотрим толщу фаций,
представленных на рис. 12.3 в виде колонки
Боума. В распределении фаций леrко выя

вляются некоторые закономерности. Для
некоторых фаций отмечается тенденция сле

довать друr за друrом, но это не всеrда
однозначно. Существует толща с фа

циальными изменениями, вызванными co

бытия ми, которые можно охарактеризовать
вероятностью, хотя каждое отдельное собы

тие представляет собой случайный элемент.
\1ы можем дать количественную оценку xa

рактера изменений фаций, сменяющихся
вверх по разрезу, с помощью матрицы вe

роятности смен фаций вверх по разрезу
(табл. 12.2). Таблица дает нам вероятность
смены каждой фации друrой фацией, и мы
можем в толще пород определить наиболее
вероятные фации и соответственно провести
анализ обстановок осадконакопления. Для
полной уверенности, что верояmость не
является результатом чисто случайных oco

бенностей, полезно создать матрицу незави

симых проб вероятностей, которая предста

вляет собой вероятность каких
либо фа

циальных случайных изменений. Затем про

водится испытание значимости кси
квадра



та (х 2 ) для Toro, чтобы оценить случайность
различия результатов, полученных по этим
двум матрицам. Если найденные значения
вероятностей для толщи с осадками, посте

пенно сменяющимися вверх по разрезу на
крупнозернистые, окажу
ся значительными,
метод дедукции тоrда позволяет сделать
вывод, что наличие данной фации зависит
в той или иной степени от наличия предыду

щей фации. Таким образом мы приходим
к выводу, что осадочный процесс, контроли

рующий распределение фаций, имеет «па

мяты>. Такие процессы носят название Ma

ковских процессов; они определяются как
«при родные процессы; которые имеют слу

чайный элемент и проявляются таким обра

зом, что предыдущие события влияют на
последующие события, но жестко их не KOH

тролируют» [337]. MHome осадочные про

цессы представляют собой марковские про

цессы, например продвижение дель тыI
в водный бассейн итI трансrрессия прилив

но
отливной равнины. Анализ Маркова по

зволяет определить модальные (наиболее
распространенные) циклы в осадочных раз

резах, но он не может объяснить этой ци

кличности. Это может сделать только фа

циальный анализ.


12r. Проrибание, поднятие и осадконакопле

ние. Скорость проmбания земной коры
в большой степени контролирует объем co





161


Анализ обстановок осадконакопления н фаций




(а) /..::49
9.!v'-':J







(6)


17 0

. ...1'
< ."40.00.М...:.-
. ...".'..". -


Изостатическое проrибание






(в)


4[/
. . : : : : .. : .: "/060
 : : :. : .
. .". ". ......
..: :.: ."0:".:":. :. "


Рис. 12.4. Диаrрамма, на которой показано изо

статическое проrибание, сопровождающее MOp

ское осадконакопление в бассейне с первоначаль

ной rлубиной 4 км. Для удобства изостатическое
проrибани
 показано в определенные моменты,
а не непрерывно, как это имеет место в природе
[543].
хранившихся осадочных фаций. Причины
проrибания бассейна следует искать в про

цессах, происходящих в мантии и нижней
части земной коры, которые вызывают Ha

рушение равновесия коры. Скорость актив

Horo проrибания коры, вызванноrо динами

ческими силами Земли, такими, как KOHBeK

ция мантии или «ползучесть» нижней части
коры, следует четко отличать от скорости
проrибания, вызванной наrрузками от HaKa

пливающихся осадков и результирующими
изостатическими реакциями. Это особенно
касается «rлубоководных» бассейнов
(
 200 м), которые постепенно заполнялись
смещающейся в бассейн системой осадков.
Окончательная мощность толщи, отложен

ной в таком бассейне, будет в значительной
степени зависеть от изостатическоrо состоя

ния, определяющеrося наrрузками, созда

ваемыми отложенными осадками (рис. 12.4,
12.5).
Замеры скорости проrибаний, имеющих
место в настоящее время в осадочных бас

сейнах, осуществляются pery лярной ниве

лирной съемкой и тензодатчиками и дают
значения в диапазоне 0,3
2,5 мм/rод, а за

меры скорости поднятий дают значения по

рядка 0,2
 12,6 мм/rод, причем более BЫCO

кие скорости отмечаются в активных opo

rенных поясах и на площадях, испытываю

щих нарушение изостатических сил из
за
отступания ледников. Шумм [720] проана



11
91


/\


лизировал несоразмерность скорости COBpe

менной денудации и тектонических подня

rий и обнаружил, что современные скорости
поднятия в 8 раз больше усредненной MaK

симальной скорости денудации.
Косвенное определение скорости проrи

бания осадочных бассе
нов возможно в' том
случае, если точно известны возраст и rлу

бина осадконакопления какой
либо осадоч

ной ТОЛШИ по микропалеонтолоrическим
и литолоrическим данным [367]. Опасно
про водить равенство между мощностью
осадков и амплитудой проrибания в тех слу

чаях, коrда толща не полностью мелковод

Horo происхождения, коrда отложение ocaд

ков не было непрерывным и коrда не
принято в расчет уплотнение.
Вышеизложенные проблемы возникают
при определении скорости осадконакопле

ния. Поскольку осадок может быть частич

но эродирован в течение HeKoToporo Bpe

MeHHoro интервала осадконакопления, необ

ходимо различать чистую скорость HaKO

пленuя осадков V', определенную за проме

жуток времени t', и локальную KpaтKoвpe

менную скорость осадконакопленuя у," опре

деленную за промежуток времени t (t« ('). За
временной интервал t' чистая скорость HaKO

пления определяется отношением Т /t, rде
т
 мощность осадка. В идеальном случае
т должна быть достиrнута при полностью
уплотненнь
 осадках до «уплотненной
мощности» [630]. Время t', нужное для HaKO

пления мощности осадков 1; может быть


(а)


(б) 1 1ooM6SL










t i 43 м


Изостатическое проrибание

Осадконакопление



5

/
ИJОСТ<llИЧССКОС
Ilrоrибшшс
Рис. 12.5. а, 6
 диаrраммы, на которых видно,
как поднятие эвстатическоrо уровня моря на
100м создает изостатическое проrибание на
43 м. Накопившиеся осадки MOryT затем вызвать
дополнительное изостатическое проrибание, как
показано на рис. 12.4 [543].


(в)




162


Часть 4


установлено по радиоактивному распаду
или палеонтолоrическим данным. Т может
быть замерена в полевой сезон. Для замеров
скорости осадконакопления за короткий пе

риод времени существуют мноrочисленные
методы, один из которых особенно приrо

ден для речных пойм и приливно
отливных
отмелей (рис. 12.6). И последний момент,
касающийся скорости осадконакопления,

влияние человеческой деятельности на CKO

рость осадконакопления и эрозии в КОНТИ

нентальных обстановках осадконакопления.
Особенно следует обратить внимание на то,
как такой эффект можно свести к минимуму.
Любая дискуссия по поводу скорости эро

зии и осадконакопления неизбежно затраm



, "


!




'>"" ?-:.
.




;




..



""":r'


'\"

.
 '''''',:.


,I.:-




.


-у


,.
\
J f


;'


:

:





 . .

 ... .... -,

{
,,':,. 1
 ;i":
 \"

 '<
 J:4
'.. !t'!;;,.:
:;t::

-f- .' .


J'
 у ,

;:
_:
 .-:
 \ --
 ',

':'.




;;. :-


1--r;.. .


g
'<G


i.





..



-,- ",

 '"':'):f.:'
,'

" . ,,-
J' о"




 4"<1;-'
..;. .. .


'F.





-:;:" ;
7
'




<:.

,,
: .



7"


\!i




Рис. 12.6. Определение скорости осадконакопле

ния за длительный промежуток времени. Неболь

шой цилиндр с илом вынут ИЗ осадков приливной
равнины, и выемка заполняется кремнистым по

рошком (белое). Это место отмечается на поверх

ности, и через два rода в этом месте пробоотбор

ником берется проба и выясняется, имели ли
здесь место эрозия или осадконакопление [591].


вает вопрос относительноrо значения aHO

мальных, или катастрофических, событий.
Во мноrих современных работах основное
внимание уделяется идентификации отложе

пий, образовавlIШXСЯ в результате таких co

бытий (например, «штормовые» rоризонтыl
в шельфовых осадках, паводковые rори

зонтыI в речных фациях), и полученные pe

зультатыI побуждают некоторых авторов
высказать предположение, что катастрофи

ческие события оказывают влияние на ocaд

конакопление [2]. Однако стратиrрафы и ce

диментолоm, как правило, иrнорируют
выводы классических rеоморфолоrических
исследований Вольмана и Миллера [877],
посвященных взаимосвязи амплитуды дви

жений с частотой их повторяемости. Эти aB

торы указывают, что для мноmх процессов
скорость движения материала может быть
выражена как функция сдвиrовоrо напряже

ния пласта (см. rл. 6). С друrой стороны, ча

стота повторяемости амплитуд движения
близка к лоrнормальному распределению.
Следовательно, объем раБотыI' совершен

ной в результате этих событий,
производ

Horo частотыI и скорости
 должен достиrать




I 8-
о


:s:
gjgj


:Е: :Е: CI)



t

g}
.=gj

g.


8.

)






U:r
 I'Q
o..ov


Приложенная сила


Рис. 12.7. Схематическое изображение зависи

мости скорости движения, приложенных сил и ча

стоты приложения усилий (по Вольману и Мил

леру ).


максимума (рис. 127), а более редкие собы

тия большой амплитуды (катастрофы) не
MorYT оказать влияния на большую часть
совершенной раБотыI. Эти рассуждения леr

ко можно применить к осадконакоплению




163


Анализ обстановок осадконаКOIIЛения н фаций


и эрозии, если предположить, что скорость
локальноrо осцдконакопления или эрозии,
связанных с каким
либо событием, также
пропорциональна проделанной работе.
Можно показать значение отношения aM

плитуды к частоте в седиментолоrии, про

цитировав образный пример Вольмана
и Миллера [877]:


«Карлик, человек нормальноrо роста и вели

кап соревнуются в рубке деревьев. Из
за метабо

лических различий удар каждоrо индивидуума
rрубо обратно пропорционален их росту. Карлик
работает размеренно и редко отдыхает. Однако
ero работа продвиrается медленно, и даже на Ma

ленькие деревья он затрачивает мноrо времени,
а большие деревья он не может разрубить своим
топором. Нормальный человек
сильный юно

ша, привычный к тяжелому физическому труду,
но он чередует работу с отдыхом. Ero энерrичная
упорная работа высокопроизводительна. Однако
имеются несколько деревьев, которые ему не под

даются, . как он ни старается. Великан обладает
чудовищной силой, но большую часть cBoero
времени он спит. Коrда же он работает, ero дви

жения спорадичны. Временами он отбрасывает
свой топор и неистово набрасывается на деревья,
ломает их или вырывает с корнями. В редких слу

чаях, коrда он встречает дерево слишком боль

шое для себя, он со зловещей уrрозой призывает
всех своих собратьев
самых больших, самых
сильных и самых сонливых в мире».
Мы приходим К выводу, что человек cpy

бил больше Bcero деревьев, а это означает,
что при умеренном отношении амплитуда/
частота происходит максимальное накопле

ние осцдков в ходе совершаемой rеоморфи

ческой работы.
12д. Трансrрессня, реrрессня н днахроннзм.
ТраНС2рессии можно дать простое определе

ние как процессу миrрации береrовой линии
какоrо
либо бассейна в направлении суши.
Ре2рессия
это обратный процесс [181].
Проявление трансrрессии или реrрессии MO

жет быть локальным, реrиональным или
rлобальным и может быть вызвано раз

личными причинами. При продвижении бе

реrовой линии и длительном проrибании
земной коры возникает определенная зако

номерная смена фаций по латерали и верти

кали. Более детальную информацию можно
получить на rрафиках зависимости CKOpO

сти осцдконакопления от скорости измене

ния уровня моря. Реrрессия может Hacтy

пить при падении уровня моря и (или)


11*


высокой скорости осцдконакопления. При
отсутствии <
истоrо» осцдконакопления
или эрозии и при стабильном уровне моря
береrовая линия не меняет cBoero положе

ния. Поднятие уровня моря обычно вызы

вает трансrрессию, однако высокая CKO

рость осцдконакопления может изменить
эту тенденцию и вызвать продвижение бере

rовой линии в сторону моря. Реrрессию
обычно вызывает падение уровня моря, но
превышение процессов эрозии над OCЦДKO

накоплением может вызвать трансrрессию
береrовой линии при условии резкоrо паде

ния уровня моря [181]. Классификация раз

личных типов трансrрессий и реrрессий при

ведена в табл. 12.3, а один из примеров
показан на рис. 12.8.
Важно отметить, что относительные коле

бания уровня моря MorYT быть обусловлены
либо поднятием или отступанием прибреж

ной зоны, либо поднятием или падением
уровня моря. Первый процесс может быть
вызван причинами тектоническоrо xapaKTe

ра или может быть связан с уплотнением
и обычно про является в локальном или pe

rиональном масштабе. Второй процесс, HO

сящий название эвсmаmическux колебаний
уровня моря, если он по масштабам rло

бальный, может быть обусловлен HapaCTa

нием и таянием приполярных ледниковь

покровов или раздвижением срединно
океа

нических хребтов. В первом случае общий
объем океанических бассейнов остается по

стоянным, а объем воды меняется. ВО BTO

ром
 общий объем океанических бассейнов
меняется, а объем воды остается по

стоянным. Осцдконакопление при эвстати

ческих колебаниях уровня моря, вызваннь

движением ледниковь
 покровов, преобла

дало в позднетретичное и четвертичное Bpe

мя. Скорость трансrрессий и реrрессий, BЫ

званнь
 наступанием и отступанием ледни

KOBЬ
 покровов, по rеолоrическим CTaндap

там чрезвычайно высокая. Например, при
самой последней фландрской трансrрессии
(вызванной частичным таянием ледников)
средняя скорость колебания уровня моря
составляла около 1 О мм/rод, что намноrо
выше caMЬ
 высоких скоростей ocaДKOHaKO

пления.
Одно из важнь
 следствий быстрь
 коле

баний уровня моря в четвертичном периоде
то, что практически все осадочные системы




164


Часть 4


Таблица 12.3. Развитие трансrрессий или реrрессий и их характер как результат соотношения
скорости осадконакопления и относительноrо колебания уровня моря


ОТНОСИТЕЛЬНЫЙ УРОВЕНЬ МОРЯ
I
I
Падение уровня моря ми поднятие :
Быстрое Медленное Стабильный


о::
:s:
х

 о::

 8




 о

 '"
о
t;
е




 х:Е:,:

 5 u
'" О
t; :.:
о



g.
 :.:

:.:

 g.
u ogq11


". ... -.. .. -
C
e
aНHO
 ;Р?З
ОiП
? rl ' . .' ,.,.: .:-',
. осар.кон.акоrтение и. . : . '. . .
':-. .
еr
с.си
 '. :'1 " ......... .'-:
. .. .. ..
. . .t ' .Ii
рi.lI
истое'.
. '. . . . реrрессивное.
осадконакоnлеНие
- . 1 .
. .
 .. .


Поднятие уровня моря или проrибание
МеДленное Быетрое


вели себя так, как если бы они находились
в «неравновесном состоянии». Известно, что
ледниковые покровы существовали в раз

личные периоды истории Земли, но, вероят

но, никоrда ранее они не сохранялись в тече

ние очень длительноrо периода времени.
Это означает, что осадочные отложения,
образованные за счет активности ледников
в интервале от среднетретичноrо до четвер

тичноrо периода (и образующиеся в настоя

щее время), часто представляют собой дo

вольно плохие аналоrи тех осадков, KO

торые накапливались в прошлыIe периоды,
коrда не было оледенений и, вполне вероят

но, существовало «равновесное состояние»
(см. разд. 12ж).
В древних осадках проявление эвстатиче

ских колебаний можно установить эмпири

ческим путем, поскольку синхронные изме

нения rлубин океана коррелируются rло

бально [356]. Для этоrо необходимо знать,
каким образом осадочные фации отражают
rлубину воды, и иметь точную хронострати

rрафическую зональную схему. Так распо

знаются эвстатические циклыI в мезозой

скую эру; считается, что они связаны
с изменениями объема океанических хреб

тов, зависящими от частичноrо плавления
мантии, вызывающеrо флуктуации CKOpO

сти раздвиrания MopcKoro дна [328, 356].
Скорость поднятия и опускания уровня MO

ря, установленная последним методом, Be



роятно, имеет порядок 0,01 мм/rод, что Ha

мноrо меньше скорости, установленной
с помощью вышеупомянутой rляциолоrиче

ской mпотезы.
Еще одно важное следствие трансrрессий
и реrрессий
это образование диахронных
осадочных тел. О диахронизме мы rоворим
в том случае, коrда литолоrическая толща
сечет reохронолоrические rраницы (см., Ha

пример, рис. 12.2) и, таким образом, не MO

жет рассматриваться как хроностратиrpа

фическая единица. Достоверные XpOHOCTpa

тиrрафические единицы, представленные
одной литолоmческой пачкой, образова

лись при выпадении осадка из стоячей BOД

ной толщи; примером MorYT служить пеп

ловые rоризонтыI и некоторые rлубоко

водные океанические илыI. Почти все
остальные осадочные пачки практически
в какой
то степени являются диахронными.


12е. Палеотечення. Мноrие осадочные TeK

стуры позволяют установить направление
палеотечений. Тщательные замеры текстур,
развитыIx в какой
либо фации, позволяют
вычислить среднее значение и величину вeK

тора (приложение 12.1), который дает цeH

ную информацию относительно реrиональ

ной системы палеотечений и их изменения
во времени, о направлении распространения
осадков данной фации и о местонахождении
области питания (только для аллювиальных




165


Аналнз обстановок осадконакопления н фаций


фаций). При интерпретации замеров палео

течений необходимо обсудить три основных
момента: природу и значимость систем ДOH

ных форм, значимость действительных BeK

торов течений и создание «идеальных» MO

делей палеотечений для основных обстано

вок осадконакопления.
Даже при беrлом изучении донных форм,
оставшихся на современных песках прилив

но
отливной отмели или на высохшем ложе
реки, видно, что разнообразие направ

ленных текстур (рис. 12.9) связано с величи

ной системы поток
 донные формы [1 1 ].
Таким образом, азимуты потоков, YCTaHO

вленных по знакам ряби течения, имеют бо

лее широкий диапазон, чем азимуты rряд,
поскольку первые при снижении энерrии по

тока или низком уровне воды разрушаются
или образуются быстрее, чем rряды, KO



Рнс. 12.8. Диаrрамма и разрез rипотетической
субдельты реки Миссисипи. 1
базальная MOp

ская трансrрессия, коrда при поднятии уровня
моря была затоплена прибрежная равнина; 2
и 3а
продвижение субдельты в сторону моря;
3б
оставленная рекой дельта, уплотнение ocaд

ков и их эрозия как результат трансrрессии. Yc

ловные обозначения: 1
пески фазы разрушения;
2
 поверхностный слой ила и песка; 3
 передовые
илыI продельты; 4
ДOHHыe илы; 5
базальные
трансrрессивные литоральные пески и илы [181].


'3Ь
......


1 ...
Относительный уровень моря
Падение Стабильный Поднятие
Быстрое MeДlIeHHoe MeДlIeHHoe Быстрое


со:
:s:


r::
t::
о





о м
:.: о



о <u
e.


о <u :.:
t) а




....:>:: :5"






 ;а

 о CD


/р
"1

C'r,
p

С'о





3Ь
.
I
J
I
I
I
I
I
I
3 a......



p




o

-9


2 1
.


.

.


торые находились в равновесии с потоком
при ero максимальной энерrии. В настоящее
время принято считать, что поток с наи

большей энерrией воды
 наиболее важный
индикатор локальноrо направления течения
и в случае рек указывает на их палеосклон.
Мы можем сделать вывод, что наиболее дo

стоверные палеотечения, установленные
в исследованиях реrиональноrо масшта

ба,
это те, которые сформировались пото

ками с высокой энерrией, и их следует при

нимать во внимание прежде Bcero (интерес

ная дискуссия приводится В работе [565]).
Взаимосвязанная с этим тема касается
понятия «вектор», используемоrо при aHa

лизе палеотечений. Для физика понятие
«вектор» складывается из ero величины
и направления; векторы приводятся для xa

рактеристики скорости, силыI' ускорения
И момента. Замеры направления (азимута)
падения пласта rоризонта не MorYT служить
вектором, если не приводится номинальное
значение величины вектора. Следовательно,
применение термина «векторный анализ»
ошибочно, поскольку он подразумевает
только rеоrрафическое направление азиму

та (приложение 12.1). Однако совершенно
очевидно, что осадочные текстуры, образо

ванные силой потока (количественная xa

рактеристика вектора), имеют как величину,
так и направление. Поэтому для анализа па



2 и3а




LЗI
1
.
.
.
1 2

.
.
.

. . .
1;;;;1 з
О4
85




166


Часть 4


(a
 . (6)
 (в
 )
cr r
 \ .0
.r
 ::. ,
o:o.,/:;r. \ ,,\\....
,:-::: 4Юрм,ру
 I КО".


.. g

 (i!) (д) / 2

 3
rp
vA 8



 8АА 4


..... ('(?
t\ Знаки ряби течения


Рис. 12.9. rипотетическая система течений.
а
иерархическая орrанизация донных форм;
6
 2
 определение направления течений по ряду
донных форм. 1
форма русла; 2
Koca; 3
rряды;
4
 знаки ряби течения.


леотечений необходимо рассмотреть вели

чину и направление движения потока, OCTaB

ляющеrо после себя соответствующие oca

дочные текстуры. Направление может быть
замерено обычным способом, а величина
определена по фазовым диаrраммам, COCTa

вленным для донных форм; такие диа

rраммы приведены в rл. 7.
Результаты исследования палеотечений
нельзя расшифровать вне связи с данными
об обстановках осадконакопления, полу

ченными при изучении соответствующих
фаций, в которых были замерены палеотече

ния. Например, тщетно было бы ожидать,
что палеотечения, установленные в области
развития песчаной фации, находящейся в зо

не распространения приливов, MorYT про

лить свет на первичные источники сноса пес

чаных зерен. Как упоминалось ранее, только
аллювиальные фации MorYT дать информа

цию относительно палеосклонов суши. Kpo

ме Toro, по этим результатам можно YCTa

новить лишь локальный палеосклон, опреде

ление же местонахождения источника сноса
осадков путем экстраполяции «вверх по
склону» может дать ошибочные результаты.
Совершенно очевидно, что для разрешения
этих проблем следует при влечь петроrрафи

ческие и реrиональные rеолоrические
данные.


12ж. rолоцен. В последующих rлавах будет
часто упоминаться тот факт, что COBpeMeH

ная поверхность Земли и ее осадочный по

кров несут следы ледниковых и межледни



KOBbIX плейстоценовых циклов даже на тех
площадях, которые значительно удалены от
районов непосредственноrо воздействия
ледников.
Наша планета находится сейчас еще в CTa

дии восстановления равновесия после по

следней стадии отступания и наступания
ледника. Такие уже сформированные пусты

ни, как, например, Сахара, окаймляются об

ширными площадями современных, еще не
сформированных пустынь. Самое последнее
падение и поднятие уровня моря вызвало
оrромные изменения в фациях, отложив

шихся на всех шельфах и прибрежных paB

нинах, а внутренние зоны стабильных Kpa

тонов, как, например, Австралийскоrо Kpa

тона, содержат комплексы переслаивания
аридных и rумидных почв и осадочных фа

ций. Кроме Toro, остаточные континен

тальные ледниковые покровы оказывают
еще большое влияние на современную ци

куляцию атмосферных и океанских течений.
Все вышеизложенное ни в коей мере не
претендует на исчерпывающую характери

стику; это Bcero лишь попытка отметить
особенности rолоценовых обстановок ocaд

конакопления, наводящая на размышления
по поводу различий данных обстановок
осцдконакопления и обстановок ocaДKOHa

копления во время эпох, в течение KOTOpbIX
не происходило оледенений. Поэтому при
прочтении следующих rлав мы peKOMeH

дуем оценить уместность проведения анало

mй между плейстоцен
rолоценовыми oca

ДОЧНЫМИ отложениями и более древними
отложениями.


12з. Анализ бассейнов и тектоника плит. Oco

бенно тесная связь наблюдается между MO

фолоrией края плит и характером бассейна,
выполненноrо осадочными отложениями.
На первых стадиях KpaToHHoro рифтообра

зования формируется оrраниченный разло

мами rрабен. Места развития rрабенов бла

rоприятны для возникновения озер и аллю

виальных конусов выноса. Уменьшение
мощности литосферы и образование новой
океанической коры ведут к морской TpaHC

rрессии на континенты на стадии рифто

образования. В низких широтах MorYT HaKa

пливаться мощные отложения эвапоритов,
которые оrраничивают циркуляцию ВОД
в новом океане. Непрерывное раздвиrание




167


Анализ обстановок осадконакопления и фапий


MopcKoro дна сопровождается медленным
проrибанием континента.лъноrо края. Во
внутренних частях континентов развивают

ся крупные дренажные системы, которые Ha

ходят сток у побережья, rде они начинают
откладывать мощные аллювиально
дель

товые фации; при этом прибрежные рав--
нины продвиrаются в сторону моря. Блаrо

даря проrибанию края континента и накоп

лению осадков быстро образуются шельфы.
В том случае, коrда реrиональный прилив

но
отливной режим становится устой

чивым, образуются широкие шельфовые
области.
В зрелых океанах на абиссальных paB

нинах и срединно
океанических хребтах Ha

капливаются морские пелаrические фации.
Мощность и состав этих фаций отражают
динамику поверхностных и rлубинных вод
oKeaHcKoro бассейна. Вдоль континенталь

Horo подножия различные течения переме

щают кластические осадки в сторону OKea

на, как, например, придонные турбидитные
течения, образующие подводные конусы BЫ

носа. Коrда такой идеализированный
зрелыIй океан начнет замыкаться, будут дe

формироваться мощные отложения при

брежной равнины, шельфа и континенталь

Horo подножия и воздыматься в виде
кордильеры. Вдоль оси субдукции океаниче

ской литосферы развиваются rлубоко

водные желоба. Обломочный материал
транспортируется в направлении океана,
образуя подводные конусы выноса, которые
в настоящее время денудируют сушу или
врезаются в нее, образуя комплекс aKKpe

ционноrо клина. Извержение или внедрение
известково
щелочной маrмы вдоль KOp

дильеры или островной дуrи является при

чиной наличия здесь характерных лити

TOBbIX песков, которые перемещаются
в преддужные, задужные или котловинные
бассейны. Дренажные системы, стекающие
с поднятых кордильер, откладывают речные
фации (красноцветные отложения) в виде
молассовых толщ во внешних бассейнах или
внутренних rрабенах.
Это краткое описание процессов, проис

ходящих на краях плит и имеющих большое
значение для анализа осадочных бассейнов,
можно пополнить чтением работ, посвя

щенных вопросам образования бассейнов
на краях континентов [99], образования эва



поритов И проrибания краев платформ при
рифтообразо"вании [455,456], сравнения xa

рактера толщ и процессов вдоль активных,
пассивных и поrружающихся по разлому
краев плит [579, 580, 54]. Кроме Toro, значе

ние характера краев плит для формирова

ния океанических фаций будет рассмотрено
в части 7.


12и. Выводы. Фациальный анализ подразу

мевает изучение фаций с различных точек
зрения, если они правомочны. Основное
различие между современными и древними
фациями состоит в ТОМ, что для первых про

цесс осадконакопления можно наблюдать
непосредственно. Для древних осадКО1) эти
процессы предстоит распознать. Изучение
фаций позволяет делать количественные
оценки таких ТРУДНО уловимых изменчивых
явлений, как скорость проrибания коры,
скорость чистоrо осадконакопления, влия

ние спорадических катастрофических про

явлений эрозии и осадконакопления, CKO

рость трансrрессии и реrрессии и измен

чивость значений векторов палеотечений.


Литература, рекомендуемая
дЛЯ дальнеЙIUеrо чтения


Особый интерес представляют две работы Beдy

щих исследователей фаций
Уокера [841] и Ри

динrа [666]. Всем студентам рекомендуется про

читать работу сторонника «возрождения» HeOKa

тастрофизма
Эйджера [2]. Фундаментальный
труд Поттера и Петтиджона [644] касается па

лео течений и анализа бассейнов.


Приложение 12.1


Статистика векторов
для анализа палеотечений


Замеры направлений, например азимутов палео

течений, следует наносить на Kpyr. Среднее значе

ние плотности таких замеров нельзя определять
обычным способом суммирования и деления на
число замеров (например, среднее 350 и 100 не
есть 1800). Если мы имеем дело с серией замеров
уrлов 8 j (i == 1, 2, 3, ..., п), rде 8
азимутальное Ha

правление (
aMepeHHoe в северо
восточном KBa

дранте), то их координация на единицу Kpyra
будет


Xj == cos 8 j и Yj == sin 8 j ,




168


Часть 4


п


rдe ё
cpeДHee замеров палеотечений; '
oцeHKa
разброса значений уrлов; r
примерное значение
плотности поля сrруппированных точек.
Среднее уrловое отклонение от ё описывается
фор мулой
s == V (2 (1
 ,».


а их среднее значение равно


п


х == L cos f)i/ п ,
i
l


у == L sin f)i/ п .
i
l


Это среднее значение можно представить в по

лярн ь
 коорд инатах в виде
r == V (x 2 + у2),


Пример расчета можно найти в работе Тилла
[824], из которой заимствована эта теоретиче

ская часть. Более детальная характеристика CTa

тистических расчетов дана в работах Уотсона
[853] и Мардиа [535].


cos ё == x/r,


sin ё == y/r,


«




Континентальные обстановки
осадконакопления
и фациальный анализ


я встретuл путника; он шел UЗ стран далекuх
И мне сказал: вдалu, 2де вечность сторожuт
Пустынu тuшuну, среди песков 2лубокuх
Обломок статуи распавшейся лежuт.
И з полустертых черт сквозuт надменный пламень,

Желанье заставлять весь мир себе служuть;
Ваятель опытный вложuл в бездушный камень
Те страсти, что М02ЛU столетья пережuть.
И сохранuл слова обломок uзваянья:
«Я
Озuмандuя, я
мощный царь царей.
ВЗ2лянuте на мои велuкuе деянья,
Владыкu всех времен, всех стран u всех морей».
КРУ20М нет нuче20... rлубокое молчанье...
Пустыня мертвая... И небеса над ней...
Шеллu. «Озuмандuю> (перевод К. Бальмонта)


q)OTO 5. Аэрофотоснимок районов Боцеман (в центре), Хелм (внизу слева) и Пирл в меандровых изrи

бах реки Уобаш возле rрейвилла, шт. Иллинойс, США. Направление течения реки сверху до середины
снимка и влево. Приблизительный масштаб 1 : 30000. С внутренней стороны каждой меандры на сним

ке видны в виде серповидных участков субаэральные косы белоrо цвета, сложенные песчано
rравийны

ми отложениями. В неактивных частях кос на их вершинах видно проrрессивное наступание древесной
и кустарниковой растительности, слабые следы прирусловоrо вала, покинутая меандрирующая петля
(справа, в центре) и хорошо развитые валы кос в нижнем течении изл
ины Хелма. Фото Департамента
сельскоrо хозяйства США. Детальное описание см. в rл. 15 [416 J.


..



"


..


"


....'
.
 .f


, .....


,;.


.. 'f/Y..


"


'!


'.


.


; ,
: ''',,", "-.




170


Часть 5


Тема. Терриrенные обломочные частицы транспортируются от
водосборноrо бассейна внутренних частей СУlllИ ВДОЛЬ русел рек
вплоть до равнин и аллювиальных конусов выноса, rде идет
осаждение, и далее до бассейнов осадконакопления. «Чистое»
осадконакопление происходит в тех случаях, коrда оно связано
с «чистым» проrибанием коры. Так, некоторая часть осадков
навсеrда попадает в ЛОВУlllКИ, которые расположены ниже
прибрежной равнины, или в rрабены. В аридных районах мира
в низких широтах обломочный материал из приподнятых участков
СУlllИ перерабатывается ветром в эрrовые песчаные покровные
отложения, rде образуются мноrочисленные типы форм рельефа.
Ориентировка этих более крупных форм отражает направление
реrиональных или континентальных систем ветров. В приполярных
аридных районах мира преобладало осадконакопление, связанное
с обширными континентальными ледниковыми покровами.
Влияние последних распространялось в пределы существования
плаваюlЦИХ айсберrов, которые после таяния сбрасывали
переносимый ими материал на дно шельфов и океанов. Все
континентальные обстановки MorYT содержать озера
от
непостоянных озер междюнной плайи до rлубоких пресноводных
озер в rрабенах, проrляциальных и rлубоких rиперсоленых озер.
Озера действуют как сформировавшиеся осадочные «ловушки»,
отложения которых дают мноrо информации, касающейся
третичных и четвертичных климатических и эколоrических
изменений.


13


Пустыни


13а. Введение. Эоловое осадконакопление
является rлавным процессом ocaдKOHaKO

пления на площади, составляющей около
30% территории континентов, лежащей
между изоrиетами со значением 15 см
(рис. 13.1). В этих семиаридных и аридных
зонах обломочный материал образуется
в результате выветривания и переноса в по

ниженные области временными потоками
вдоль вадей. Материал песчаной, алеврито

вой и rлинистой размерности (последние
две rрадации называются пылью) селектив

но захватывается ветрами локальных или
реrиональных систем, подверrается сорти

ровке и откладывается в виде различных эо

ловых форм (rл. 8), которые в совокупности
образуют песчаные моря или Эр2U. В приле

rаюlЦИХ районах в результате отложения


принесенной ветром пыли формируются
лёссовые nокровы. В orpoMHblx пустынях
с пассатными ветрами (таких, как ceBepo

африканская Сахара или пустыни Централь

ной Австралии) существует тесная связь Me

жду направлениями преобладаюlЦИХ ветров
и переноса песка. Уилсон [872] считает, что
OKO:JIO 9g>,.Io всех «активных» эоловых песков
находятся в эрrах, имеющих площадь CBЫ

ше 125 км 2 . На рис. 13.1 показано положе

ние неподвижных, закрепленных или Hea

ктивных эрrов, окаймляюlЦИХ площади
развития активных эрrов. Закрепленные э

rи свидетельствуют о том, что пояс пасса

тов был rораздо lllИре и ветры значительно
сильнее во время широкоrо развития плей

стоценовоrо оледенения. Так, во время по

следнеrо оледенения зона активноrо дей





171


Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ


ствия североафриканских пассатов распро

странялась далеко на юr. (Обширные
площади развития плейстоценовых лёс

COBbIX отложений в умеренных широтах TaK

же rоворят о более сильных планетарных
BeTpoBbIX системах, существовавших в то
время.) Подобные эрrи, закрепленные и CTa

билизированные растительностью в зонах
ceBepHbIX саванн [815, 813], свидетельствуют
о том, что этот процесс требует длительно

ro времени; кроме Toro, они дают основание
ожидать, что фации эрrо.в сохраняются
в стратиrрафической летописи.


I3б. Физические процессы и образование эр

['ов. Выше рассматривались (rл. 8) раз

личные типы эоловых форм и их внутренние
текстуры. Здесь мы кратко остановимся на
происхождении песчаных образований эр

rOB, их соотношении с континентальными
ветровыми системами. Рассмотрим карту
Северной Африки, приведенную на
рис. 13.2. Метеоролоrические наблюдения
позволяют рассчитать результирующие Ha



Рис. 13.1. Карта, иллюстрирующая положение
основных активных (современных) инеактивных
(четвертичных) эрrов. 1
активные эрrи; 2
непо

движные эрrи; 3
 упрощенный рисунок преобла

дающих ветров; 4
 изоrиета 15 см [302, 176].


правления ветров 80 время песчаных бурь.
Эти данные в комплексе с наземными Ha

блюдениями и наблюдениями со спутников
за ориентировкой барханных и продольных
(копьевидных) дюн и эрозионных линейных
форм (ярдаIl20в) позволяют закартировать
распределение перемещений песка [569, 530,
529, 556]. В идеале такая карта переноса пе

ска, отражающая результирующие напра

вления в виде линий течения и резу ль тирую

щие величины интенсивности переноса
в виде контуров, должна соответствовать
карте направлений ветров и распределения
давлений. Но доступная в настоящее время
информация не позволяет решить эти зада

чи. картыI переноса песка также близки
к картам дренажных систем в том смысле,
что они показывают rраницы разных «дpe

нажных) бассейнов: пики располаrаются
8 постоянных областях высоких давлений,
а понижения
 между ними. В отличие от BO

дной дренажной системы здесь почти нет
прямой связи между рельефом и течениями
песка, так как ветер может проходить выше
подобных препятствий.
Линии переноса на рис. 13.2 тянутся от
эрrа к эрrу, что rоворит о больших расстоя

ниях транспортировки под воздействием Be

тров и, следовательно, о длительном Bpe

мени действия процессов эоловой абразии
и транспортировки. Доказательства TpaHC







'J,
_--;;
.






300


00


'" 300
I ...., 1 I (2]3 dJ'>
I с? 1 2 Q
04
...




172


Часть 5


портировки материала от эрrа к эрrу дают
космические снимки, на которых между эр

rами видны линейные следы эоловой KOppO

зии, параллельные линиям транспортиров

ки песка [529]. В целом карта показывает,
что все линии переноса песка возникают
внутри самой пустыни, образуя крупную
круrовую ячейку с движением по часовой
стрелке, в первом приближении COOTBeT

ствующую субтропической зоне высоких дa

влений. Обратите внимание на то, что все
линии переноса песка в конечном счете Be

дут к морю. Действительно, orpoMHoe перо
сахарской пыли простирается на тысячи ки

лометров в Атлантический океан, обусло

вливая постоянный дождь тонкозернистых
(от алевритовых до rлинистых) частиц в rлу

бины океана.
Друrой по разительный пример ориенти

ровки пустынных ДЮН В соответствии
с направлением пассатов отмечается
в оrромных эрrах Центральной Австралии,
rде миrрирующая область высоких давле

ний является основным контролирующим
фактором движения песка против часовой
стрелки, вдоль системы продольных дюн
[127]. Рисунок течений песка здесь rораздо
проще, чем в Северной Африке, так как он не
нарушается влиянием рельефа.
Отдельные эрrи приурочиваются к бас



"::".'::::."
.::":::'::':




l



2


сейнам вне зависимости от их абсолютных
отметок, но их распространение оrраничи

вается любым сильно выраженным переrи

бом рельефа. Эрrи MorYT образовываться
только в тех случаях, если, во
первых, велик
объем переносимоrо ветром твердоrо MaTe

риала, а BO
BTOpЫX, происходит или YMeHЬ

шение скорости ветра, или столкновение Be

тров разных направлений. Они MorYT
образовываться в центрах переноса песка,
в местах понижения интенсивности TpaH

спортировки песка и в локальных участках,
обусловленных рельефом. Отложение и дe

фляция контролируются не только реrио

нальной системой ветров, но также опосре

дованно иерархией форм (rл. 8) поверхности
эрrа [869].


13в. Современные пустынные фации. Хотя
мы и располаrаем некоторыми данными
о внутренних текстурах эоловых дюн (rл. 8),
о текстурах песчаных тел драа и эрrов прак

тически ничеrо не известно. Миrрация дюн
и драа в песчаных пустынях обусловливает


Рис. 13.2. Карта транспортировки песка в Caxa

ре [869] ; пояснения см. в тексте. 1
 пики;
2
участки пониженных значений; 3
линии пере

мещения песка; 4
эрrи.



 0.0:....
":.":::.
"';.:::


500 км


0з


r77l 4






173


Контннентальное осадконакопление и фациальный анализ


образование целой иерархии косослоистых
серий и rраниц их разделов [128]. Миrрация
дюн приводит к образованию крупных KO

сослоистых серий, разделенных поверхно

стями срезания (рис. 13.3), которые слеrка
наклонены по ветру или навстречу ветру.
Брукфилд [128] называет их поверхностями
втОрО20 порядка. В пределах эрrов, которые
представляют собой надстройку и/или pac

полаrаются в поrружающихся осадочных
бассейнах, драа MorYT надвиrаться друr на
друrа; при этом сохраняются наиболее
мощные косослоистые серии между почти
rоризонтальными поверхностями срезания,
называемыми Брукфилдом поверхностями
первО20 порядка. Друrую модель происхо

ждения этих слабонаклоненнь
 или rори

зонтальных поверхностей срезания предла

raeT дефляционная 2ипотеза Стокса [793],


01


[Z]2


0з


Рис. 13.3. Поверхности раздела разных поряд

ков, наблюдающиеся в отложениях пермскоrо эр

ra, Лохарбрипс, Шотландия. Тектонический Ha

клон
 140 влево [128]. 1
поверхность первоrо
порядка; 2
поверхность BToporo порядка; 3
по

верхность TpeThero порядка.
cor лас но которой периоды миrрации и фор

мирования дюн с образованием KOCO

слоисть
 серий и поверхностей BToporo по

рядка сменяются периодами дефляции
с выносом материала до уровня rрунтовыХ
вод (рис. 13.4). Формирование эрrа или по

rружение обусловливает сохранность отло

жений, лежащих ниже уровня rрунтовыХ
вод. Против этой rипотезы rоворит OTCYT

ствие в ассоциации с поверхностями среза

ния цемента, или корок rипса, или каменной
соли, или же текстур междюнных себх, т. е.
признаков близкоrо расположения уровня
rрунтовыХ вод.
Интересное исследование эрrа Великих
песчань
 дюн в Долине монументов, Коло

радо [283], показало, что пОЛО20 накло

ненный песчаный покров отвечает пере

ходным фациям между нормальными эо

ловыми дюнами и неэоловыми отложения

ми' (рис. 13.5). Эти отложения образуются


.
при незначительном уменьшении скорости
ветра на подветренной стороне небольших
неровностей поверхности; в них отмечаются
полоrие эрозионные поверхности, остатки
ряби и остаточный rравий.
Во мноrих эрrах междЮ1iные себхи распо

лаrаются там, rде уровень rpYHToBb
 вод
пересекает междюнные понижения [302].
Испарение приводит к выпадению солей
в виде корок и образованию желваков. Ле

тучий песок, ДВИЖУЩИЙСЯ через такие увлаж

ненные участки, способствует образованию
песков с рябью прилипания. В некоторых
местах временные озера MorYT образовы

ваться в междюннь
 пространствах после
сильных ливней. Такие плайи, располаrаю

щиеся между неподвижными дюнами, из

вестны BOKpyr озера Чад, вблизи Тимбукту
[813]. Отложения высохllШX пресноводных
озер встречаются в пустынe Центральной


Поверхность срезания 1
17;;

 " " -.......... """" """'""'"
 '-...:::::,., ':..»'(, " ""'" " " ""'" """''''1






Поверхн ость срезания 2
r





Рис. 13.4. Иллюстрация к rипотезе Стокса,
объясняющей образование мноrочисленных по

верхностей срезания в эоловых песчаниках. Mexa

низм связан с периодическим относительным
поднятием rрунтовых вод (возможно, в результа

те общеrо понижения) и последующей дефляцией,
в результате которой песок удаляется до уровня
rрунтовых вод. Затем происходит новое форми

рование песчаных образований и дальнейшее по

вторение этих циклов [793].




174


Часть 5


Австралии. Соленость этих озер значитель

но повысилась около 25000 лет назад в свя

зи С засушливостью климата, о чем свиде

тельствует отложение rипса совместно
с f'линами. Полное пересыхание озер ведет
к переработке ветром тонкопорошковоrо
rипса и rлин с образованием эллиптических
«лунетт», наблюдающихся в настоящее Bpe

мя на подветренных сторонах озер. Затем на
дно озер надвиrались продольные ДЮНЫ
[111]. В краевых частях эрrов часто coxpa

няется интересное переслаивание эоловых
отложений междюнных пространств и BO

дных отложений вадей.
Вертикальные серии перемежающихся эо

ловых инеэоловых фаций образуются
в пределах неактивных эрrов, коrда дюны
и драа разрушаются по краям в результате
врезания аллювиальноrо конуса. Дюнные
пески переоткладываются в междюнных


(а)
Полоrо наклоненный песчаный
покров (l.ШIейф :Jpra)


Ветер
Вода


'-


Рябь течения
+ rлинистый слой


Ветер


, rлинистый слой
Набеrающая рябь


Баззльный r
чник


rЗЛ
1<И на эрозионной
поверхности


Трещины усыхания


Мелкомасштабная косая слоистость


Вода


о о


 о 00


(6)


пространствах, что при водит к формирова

нию сложных стратиrрафических разрезов
[815].


13r. Древние пустьшные фации. Задача иден

тификации пород эоловоrо происхождения
очень важна; при этом выводы должны
быть достаточно обоснованны. В последнее
время было проведено мноrо исследований,
показавших значение крупных KOCO

слоистых серий с уrлом наклона, отвечаю



Рис. 13.5. Разрезы отложений предположитель

но краевых частей эрrов. 6
 фации, образованные
сменяющими друr друrа водными и эоловыми
отложениями; формирование таких фаций воз

можно вблизи водноrо потока или системы Ba

дей; в
эоловые фации краевой части песчаноrо
шлейфа эрrа [283].


Шлейф эрrа,
песчаный
ПО кро{!










............::.








(6)




175


Континентальное осадконакопление и фациальный аналнз


ЩИМ уrлу покоя песка, для диаrностики эо

ловых дюн. Но основываться только на
этом признаке тоже опасно, так как в Ha

стоящее время известны примеры подобных


Рис. 13.6. Палеоrеоrрафическая реконструкция
(а), обобщенный сводный разрез (6) и rеолоrиче

ский профильный разрез (в) нижнепермских эр

rOB, которые обрамляли цехштейновое плайя

озеро CeBepo
 Восточной Европы. Эоловые песча

ники являются важным резервуаром для rазовых
месторождений британскоrо и датскоrо секторов
CeBepHoro моря. Цифры на карте указывают
мощность отложений в метрах; общая мощность
сводноrо разреза около 300 м. 1
континен

тальные терриrенные отложения; 2
 rалит;
3
 rипсы и анrидриты; 4
 поднятыIe участки cy

ши; 5
 морские эвапориты; 6
 пустынное озеро;
7
 внутриконтинентальная себха; 8
 переслаива

ние отложений эоловых и вади; 9
 вади;
10
переслаивание отложений эоловых и вади;
11
подстилающие отложения; 12
эоловые пе

ски; 13
рябь адrезии; 14
флювиальные пески
и заrнутые пластинки полиrонов усыхания
«<иловые кудри»); 15
 KOHr ломераты ; 16
 алевро

литы; 17
анrидрит; 18
доломит.


tJ


С
t


I 500 км I


серий в аллювиальных песчаных образова

ниях [545].
Имеется очень мало детальных реrио

нальных работ по изучению древних пред

положительно эоловых отложений в страти

rрафическом разрезе [701, 845, 556]. Одним
из наиболее известных примеров являются
пермские песчаники (красный лежень) юж

ной части бассейна CeBepHoro моря
(рис. 13.6), к которым приурочены крупные
rазовые месторождения в британском и дaT

ском секторах. Детальный каротаж скважин
показал существование сложноrо песчаноrо
тела ископаемоrо эрrа с мощностью отло

жений до 500 м; в нем выделяются краевые
фации, представленные отложениями вадей,
и фации центральных частей, предста

вленные озерными rлинами и эвапоритами
плай. Косослоистые серии (мощностью до
5 м) разделяются rоризонтальными или
слеrка наклонными поверхностями среза

ния. Внутри каждой серии отмечается посте

пенное закономерное изменение снизу вверх
от субrоризонтальных тонкослоистых серий


....".;1:


..;' .-::z.
r:"':-:'

;:


А


Вади


Эрr


(аl


(6)



12
1.:--. .,... :1 13
I
 . v. j 14


1 О. .o.
 .1 15
. о . о


1




1 16


QI7


DJJ 18


(в)
Себха


в


Пустынное озеро


]:00 м




176


Часть 5


к более МОIЩIым крутонаклонным (20
 270).
Это может отвечать переходу от крутой об

валивающейся стороны поперечной ДЮНЫ
к rоризонтальным слоистым отложениям
междюнных пространств и дюнноrо OCHOBa

ния. Поверхности срезания, по
видимому,
отвечают поверхностям BToporo порядка
Брукфилда [128]. Изучение реrиональных
палеотечений показало, что пермские песча

ники образовались в результате действия ce

веро
восточных ветров. В разрезе песчани

ков эрrа встречаются тонкие прослои,
относящиеся к флювиальным фаци
м вадей,
междюнные эвапориты и рябь прилипания.
Эти прослои значительно менее прони

цаемые и менее пористые, чем преобладаю

щие эоловые песчаники, и нарушают пути
миrрации уrлеводородов. Красный цвет
древних дюнных песков является след

ствием раннедиаrенетическоrо разложения
железомаmезиальных минералов (rл. 28).
Знание Toro, что расположение и строение
современных эрrов континентальных обла

стей реrулируются системой ветров, позво

ляет над
яться, что отложения ископаемых
эрrов MorYT быть использованы для воссоз

дания системы древних ветров. Значи

тельные успехи в этой области были cдe

ланы в последние rоды [83].


13д. Выводы. Основные песчаные пустыни
мира включают ряд отдельных эрrов. В Ka

ждой пустыне перенос песка в эрrах и между
ними осуществляется в соответствии с пре

обладающим направлением ветров. В эрrах
формируется ряд форм рельефа
 от мелкой
ряби до rиrантских драа. Миrрация дюн


14


Конусы выноса


14а. Введение. Конусы выноса предста

вляют собой локальные и сравнительно He

большие скопления осадков (рис. 14.1),
образовавшиеся при аккумуляuии осадков
крупных потоков, изливающихся из BOДO

сборных площадей на какую
либо понижен



и драа отмечается в песчаных отложениях,
несмотря на разницу в иерархии этих форм
и последующее срезание и выравнивание по

верхности. Монотонность ландшафта эрrов
нарушается междюнными себхами, rде
имеются локальные водоемы, а на краях эIr
rов
эфемерными водотоками и поясом KO

нусов выноса вади. Отложения ископаемых
эрrов
 преимуществеНН6 песчаники с круп

номасштабной косой слоистостью, переме

жающиеся местами с водными отложения

ми и маломоIЩIЫМИ фациями себхи.
Эти особенности эоловых песчаников MO

rYT иметь важное значение для их xapaKTe

ристики как резервуаров нефти и rаза.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения
Кук и У оррен [170] дали хорошее обобщение
мноmх особенностей rеоморфолоmи и седимен

толоmи пустынь. rленни [302] сконцентрировал
внимание на осадочных фациях и привел мноrо
прекрасных фотоrрафий. Полезна также работа
Биrареллы [82]. Работа Мак
Ки [556] предста

вляет собой современную сводку великолепных,
в том числе цветных, космических снимков oco

бенностей эрrов и показывает мноmе аспекты co

временной и древней седиментации на эрrах. Бе

зусловно, можно рекомендовать изящные pa

боты по эрrам Уилсона [869, 872]; советуем
читателю ознакомиться с работами MeHre и Ka

нона [530]. MeHre [529] и Мак
Ки [556] по интер.-
претации французских метеоролоrических дaH

ных для использования космических изображе

ний при интерпретации форм рельефа. Деталь

ные ландшафтные описания эрrов и их осмысли

вание западными путешественниками даны Бэr

нольдом [37], Томасом [821] и Тесиджером [818].


ную поверхность. Они MorYT формировать

ся вдоль линейноrо фронта rop, вдоль
бортов rлавных долин, по окраинам MaTe

риковых ледников. В rеолоrическом OTHO

шении для образования таких конусов наи

более блаrоприятны седиментационные




177


Континентальное осадконакопление и фациальный анализ


бассейны, оrраниченные разломами, rде по
линиям нарушений периодически происхо

дят опускания, следствием чеrо является co

хранение осадков этих конусов (рис. 14.2).
Сухие конусы выноса образуются в семиа

ридном климате, rде водный поток на
поверхности конуса является эфемерным
и rде rлавное значение в транспортировке
обломочноrо материала имеют rрязека

менные потоки по склонам. Увлажненные
конусы выноса образуются в результате дей

ствия постоянноrо потока; rлавным areH

том транспортировки и отложения осадков
здесь является водный поток!. Некоторые
слабонаклоненные влажные конусы выноса
в отличие от сухих занимают очень большие
площади. П римером может служить конус
или дельта 'реки Коси в Пакистане (rл. 15).
В состав cyxoro конуса выноса входят сле

дующие выраженные в рельефе элементыI
(рис. 14.3): а) исходная долина в 20рах
(rockhead уаllеу); б) верховая ложбина или
каньон истоков кон уса (fanhead сапуоп,
trench); в) русла или каналы (fan channels); r)


102


р. Колорадо
.. ..
р. Коси


. .








.. .
. .
.
. ....
. . .
- .
.....
".
.
.
. ,


d'
g 10
:;;
::а


'J


:<:
'"
I


.
",
.


.


..


..


10
 I


102


1 10
Дпина конуса выноса. км


Рис. 14.1. Размеры современных конусов выноса
в семиарилной и аридной климатических зонах
[365].


1 «Сухие» конусы выноса, видимо, предста

вляют собой коллювиально
делювиальные и ча

стично пролювиальные, а «увлажненные»
 про

лювиальные и частично аллювиально
дель

товые образования, причем дельты эти BHyтpeH

ние или континентальные, т. е. развиваются при
впадении притока в основную реку, реки в озеро
и т. д.
 П РИМ. ред.


12
91


се2менты средней части конуса (mid
fan
10bes); д) внутренние се2менты и межрус

ловые пространства; в) дисmaльный веер
(apron). Как будет показано ниже, в каждом
из этих элементов образуются специфиче

ские элемента рные фации. В пределах
увлажненных конусов выноса при движении
от вершины к устью наблюдается смена
rрубообломочноrо аллювия разветвленных
(а)


..........
 .






01

2


Dз



L
IKM



. ..{БJ....

.
..... ...... . \ "
'. :. : :'.' . '.. . \ ' -:..-. .:.: :'.': .:: -: ',: .... :: . ......:.. .' : .
I ' . .. ., .


 \
.. \'"


3 км


Рис. 14.2. Типичная ассоциация фаций конусов
выноса, связанных с конседиментационными раз

ломами, оrраничивающими бассейн ocaдKOHaKO

пления. а
третичные отложения конуса выноса,
примыкающие к разломам со смещением по про

стиранию. Калифорния [365]; б
образование об

ширноrо выхода фаций конусов выноса в усло

виях смещения по системе параллельных разло

мов растяжения. Пермотриасовые отложения
rебридскоrо бассейна, Шотландия. 1
область
фундамента
источник сноса; 2
отложения KO

нусов выноса; 3
прочие отложения [785].


русел более тонким аллювием меандрирую

щих русел, а затем краевыми осадками по

ловодий и разливов. В данной rлаве будут
рассмотрены в основном сухие конусы BЫ

носа (описание увлажненных конусов см.
в r л. 1 5 и 17).


146. Физические процессы. Форма конуса BЫ

носа определяется реакцией осадконакопле

ния на растекание потока после ero выхода
из врезанноrо русла на плоскую поверх

ностъ. Можно провести аналоrию с под

водным конусом выноса у устья подводноrо
каньона (rл. 25) и с системой рукавов и свя





178


Часть 5


+
:J [ ;:
HY
7fI /, -\
Верховая ;': ." . \ <i
ложбина 7". - "" ". . .\

,

f
li,,'}


«H1ri

 Б


ее:
ЫЙ


Точка сочленения

" П
\ """ .)


Профиль
верховой
ложбины


Рис. 14.3. Типичные элементы морфолоrии co

временных семиаридных конусов выноса [365].


занных с НИМИ подводных отмелей выноса
в дельтах крупных рек (rл. 19). В последние
rоды было установлено, что верховая лож

бина (каньон) конуса выноса является суще

ственной особенностью, наличие или OTCYT

ствие которой контролирует характер
и распределение осадков конуса выноса. Эта
ложбина может образоваться в резу ль та те
тектоническоrо поднятия, компенсирующе

ro чрезмерное накопление осадков на OCHOB

ной части конуса. Лабораторные экспери

менты с увлажненными конусами (Уивер см.
[725]) показали, что, если ложбина в rолов

ной части прорезала уровень базиса эрозии
области сноса, конус выноса срезается эро

зией. При этом аллювий из долин области
сноса выбрасывается, и на склонах долин
появляются террасы. Возросшее количество
осадков ускоряет заполнение верховой лож

бины конуса, а это в свою очередь повышает
базис эрозии.
Образование верховых ложбин, смена py

сел и закупоривание русел обломочным Ma

териалом приводят к образованию cerMeH

тов конуса и формированию составных
конусов выноса (рис. 14.3, 14.4). Во мноrих
случаях область осадконакопления CMe

щается по поверхности конуса, а большие
ero площади не покрываются осадками,
подверrаясь действию выветривания и по

чвообразования. l{икличность осадкообра

зования и эрозии на конусах выноса может
быть также обусловлена климатическими
изменениями, как можно видеть при изуче

нии мноrих четвертичных образований [813,
814]. Поэтому осадочные циклыI в пределах
конусов выноса нужно интерпретировать
с осторожностью. Основные фазы накопле

ния материала в нижней части конуса MOryT
совпадать с размывом ero на вершине. При


этом количество отложившеrося материала
определяется соотношением между объе

мом выпавших на месте метеорных осадков
и объемом способноrо к переносу обломоч

Horo материала, который к этому моменту
накопился в rорной области водосбора. По

этому иноrда сильные дожди приводят
к выносу небольшоrо количества материа

ла, в то время как в друrих случаях вынос
очень велик. Количество подrотовленноrо
«высвободившеrося» ма териала, скопивше

rося в водосборной области, можно paCCMa

тривать как 2еОМОРФОЛО2uческuй nОрО2, KO

торый нужно преодолеть для Toro, чтобы
началось существенное осадконакопление
в нижней части конуса выноса [725].


14в. Современные фаинн. Исследования co

временных отложений- конусов выноса выя

вили ряд особенностей общеrо строения их
отложений. Как правило, наблюдается сни

жение среднеrо диаметра частиц осадков
вниз по уклону конуса, а также уменьшение
мощности слоев и rлубины каналов; OДHO

временно возрастает сортировка в том же
направлении [66, 86, 131, 207]. Поскольку
материал в сухих конусах выноса переносит



Фронт !'ор


(а)


2км
...............


(6)


(в)


Рис. 14.4. Схема образования последовательно

сти вторичных конусов выноса в результате обра

зования верховой ложбины и пере работки пер

вичноrо конуса [207].




179


(а)


Континентальное осадконакопление и фациальный анализ


Зона аккумуляции


(б)


Основные повеРХНОС1И
перерывов. пеРИОДИ'lески
захватывающие
всю поверхность
конуса выпоса


Рис. 14.5. Схематические разрезы через конусы
выноса, образовавшиеся в результате: а) реакции
пороrовоrо типа, такой, как разрушение и изме

нение активности cerMeHToB; б) реакции на изме

нение климата, в результате которой периодиче

ски прекращается формирование всей поверхно

сти конуса выноса.


ся на небольшое расстояние (рис. 14.1), за

метных изменений формы зерен вниз по
уклону не отмечается. Некоторые из этих
особенностей объясняются значительными
изменениями механизма движения потока.
Так, сказывается смена (в сухих конусах)
склоновых rрязекаменных потоков aK

тивными русловыми потоками, разделенны



Рис. 14.6. Разрез через слившиеся конусы BЫHO

са четвертичноrо возраста (<<альпийскоrо» типа).
Видно сложное переслаивание водных и скло

новых отложений. 1
 rрязекаменные склоновые
потоки; 2
 водные потоки [850].


ми межрусловыми возвышениями, а на -низ

менном окаймлении конуса
 разливами
в затопляемых низинах. В верхней части KO

нуса выноса, rде отлаrаются rрубообло

мочные осадки, значительная часть воды
может просачиваться в подповерхносrnые
rоризонтыI' а открытыIe поровые простран

ства в rалечном «скелете» MorYT заполнять

ся rлинистыми частицами обломочноrо
происхождения [378]. Такие rалечники
с внесенной rлиной получили название cи

товых отложений (см. также rл. 28).
Отложения исходной rорной долины
(rockhead уаllеу) и верховой ложбины пред

ставлены локальными скоплениями слабо
сортированноrо уrловатоrо крупноrо rалеч

ника, в котором связующим материалом
служит песок или основная масса мелкозе

ма. Слоистость выражена слабо. Отложение
обусловлено осьmями, течением коллю

виальных масс и перемещением обломочно

ro материала в русле. rлубина верховых
ложбин конусов выноса колеблется от He

скольких метров до нескольких десятков Me

тров. В месте сочленения верховой ложбины
с общей поверхностью конуса выноса [378]
поток, заключенный в ней, распадается на
разветвляющуюся систему мелких русел
с медленным течением. Основное ocaДKOHa

копление на конусе происходит ниже точки
причленения. В средней части конуса при

сутствуют осадки И rрязекаменныx ополза

ний, и водные отложения. Первые предста

вляют собой пальцеобразно переслаиваю

щиеся тонкие прослойки, нижние контакты
которых либо не несут признаков размыва,
либо заполняют выработанные водными
потоками ложбины (рис. 14.6). У водных OT

ложений нижний KOHTaKT
C размывом; они
залеrают в русловых врезах и обладают
слоистостью, связанной с перемещением
донных форм или движением влекомых Ha

носов. Уменьшение крупности зерен вверх
по разрезу указывает на падение транспо

тирующей способности потока во время па

водка. В некоторых частях средней зоны KO



Коллювий И почвы


О 10м
1 I




180


Часть 5


нусов выноса, rде периодически OTCYTCTBO

вало осадконакопление, MorYT развиваться
почвенные rоризонтыI. С приближением
к окаймляющим конусы затопляемым ни

зинам сеть русел на поверхности постепенно
исчезает. Здесь MOryT присутствовать мало

мощные слои отложений половодий, раз

витые на большой площади. Они переслаи

ваются с озерными или пойменными фация

МИ, окаймляющими массив конуса выноса.
Попытки стратиrрафическоrо расчленения
разрезов осадочных отложений конусов BЫ

носа, образовавшихся за некоторый отрезок
времени, в основном базируются на rипоте

тических представлениях о продвижении
или сокращении всей системы конусов
[365]. Как можно предполаrать, наступаю

щий конус формирует мощные разрезы,
в которых снизу вверх увеличивается круп

ность материала. Продвижение может быть
связано с усилением тектонических движе

ний в области питания (рис. 14.7) или с воз

растанием увлажненности климата, что при

водит к увеличению жидкоrо стока


з


в


4км
L..............


Рис. 14.7. Карта и схематические разрезы (по

следние
вне масштаба) Долины Смерти в Кали

форнии. Показано формирование конусов выноса
как реакции на вертикальные тектонические пере

мещения. Крупные конусы на западе в основном
неактивны и сильно изрезаны в результате OTHO

сительноrо поднятия, на востоке конусы выноса
невелики и испытывают сокращение из
за пре

обладания относительных опусканий [379].


и скорости транспортировки осадков. OT

ступающая система конуса выноса должна
образовать разрез, rде крупность зерен
вверх по разрезу уменьшается. Если конус
образуется впервые вдоль HOBoro уступа
и сбросовоrо эскарпа, он также должен дать
начало разрезу, в котором крупность отло

жений возрастает вверх. Аналоmчный pe

зу ль тат получится, если будет расти aK

тивный вторичный конус вследствие rлубо

Koro врезания верховой ложбины.


14r. Древние фации конусов ВЬШОС8. Мощные
rрубозернистые уrленосные отложения CTe

фанскоrо возраста в Кантабрийских ropax
(северная Испания), по мнению Хьюорда
[364, 365], образовались в результате про

движения небольших конусов в озерных yc

ловиях (рис. 14.8). П редполаrается, что в yc

ловиях тропическоrо климата с выраженной


Рис. 14.8. Упрощенная модель осадкообразова

ния на конусах выноса в стефанских (пенсильван

ских) уrленосных отложениях северной Испании.
Обратите внимание на заселение брошенных cer

ментов растительностью. Вертикальные разрезы
месторождений подтверждают периодическое
продвижение конусов выноса и их остановки в pe

зультате сочетания движения по разломам
и перемещений cerMeHTOB [365].


сезонностью растительность имела возмож

ность заселять поверхность заброшенных
cerMeHToB конуса: в ero краевых частях
пласты уrля достиrают мощности 20 м.
Хьюорд приводит данные об общих измене

ниях обстановки осадконакопления в пре

делах конуса выноса
 от склоновых масс
к русловым потокам и от НИХ к отложениям
разливов.




181


Континентальное осадконакопление и фациальный анализ


Очень тщательные исследования измене

ний размера обломков и вертикальной
смены фаиий в связи с дизъюнктивными
дислокациями по окраинам бассейнов про

ведены для фаиий конусов выноса HOBoro
KpacHoro песчаника на rебридских OCTpO

вах, Шотландия [787, 785], и для триасовых
отложений Южноrо Уэльса [87].


14д. Выводы. Конусы выноса представляют
собой широко распространенные формы pe

льефа, леrко переХОДЯlЩlе в ископаемое co

стояние по окраинам бассейнов, опускаю

lЩIхся по системе сбросов, и в rрабенах.
Морфолоrия конусов выноса определяется
процессами продвижения или отступания
под действием периодических колебаний
тектоническоrо режима, климата и развития
морфолоmческих уступов рельефа. П po

цессы осадкообразования на активных cer

ментах конуса зависят от нерусловых rрязе

каменных и русловых потоков. Внутренняя


15


Речные долины


15а. Введение. Реки являются СВЯЗУЮlЩlм
звеном между областями мобилизации
осадков на водосборных площадях и обла

стями осадконакопления в прибрежных зо

нах. Мноrие великие прибрежные низменно

сти располаrаются в областях земной коры,
подверженных опусканию; поэтому аллю

вий может сохраняться в стратиrрафиче

ском разрезе. Друrая важная обстановка
осадконакопления
 водосборы, rде MorYT
формироваться внутренние конусы выноса
в устьях рек.
rлавные составные части аллювиальной
обстановки
 русла и поймы, между KOTOpЫ

ми располаrается переходная зона прирус

ловых валов и проток, представляюlЩlХ co

бой пути, по которым идут паводковые
воды. Русла на разных своих отрезках MorYT
быть меандрируюlЩlМИ или разветвленны

ми со всеми переходами между ними. В pyc

лак переносится более rрубый песчаный или


стратиrрафия отложений конусов опреде

ляется процессами перемещения ocaдKO

образования от ero внутренней части
к внешней окраине и циклическими колеба

ниями перечисленных выше факторов.


Литература, рекомендуемая
для дальнеЙ[uеrо чтения


Лучшим обзором по осадкообразованию на KO

нусах выноса (с широким охватом библиоrрафии)
является работа Хьюорда [365], обобщившеrо
оrромный литературный материал; в результате
он свел ero к набору моделей, представляющих
интерес для rеолоrов, занимающихся древни

фациями конусов выноса. Друrая полезная об

зорная работа
 [131]. Механизмы ocaдKOHaкo

пления в современных конусах вьпюса обсу

ждаются в работе [378]. Механизм перемещения
GКЛОНОВЫХ потоков обломочных масс в конусах
выноса описан в rл. 7. Концепция морфолоrиче

ских пороrов рельефа применительно к конусам
выноса разобрана в работах [724, 725].


rалечный материал в составе донных форм,
распространение которых оrраничено бор

тами русла. На поймы в периоды паводков,
превышаюlЩlХ меженный уровень, посту

пает тонкий материал алевритовой и rлини

стой размерностей.
Колебания уровня моря в четвертичную
эпоху и климатические изменения обуслови

ли сложную реакцию приспособления pe

чных систем, включающую циклыI вреза

ний
 расширений, колебаний количества
влекомых наносов и изменений морфолоrии
русла.
Такие изменения, даЮlЩlе ценную инфо

мацию по динамике речных систем, в то же
время, словно сrоворившись, мешают обра

зованию «нормальноrо» стратиrрафическо

ro разреза в бассейнах осадконакопления,
который Mor бы образоваться в те rеолоrи

ческие эпохи, коrда отсутствовали шапки
оледенений.




182


Часть 5


156. Физические процессы. Прямые русла,
rде тальвеz меандрирует между береrовыми
отмелями (рис. [5.11 в природе встречаются
редко. Лабораторные эксперименты по

казывают, что такие русла часто подвеtr
rаются преобразованиям (полезную дискус

сию см.. в работе [135]) и начинают
меандрировать. Однако, если борта русла
сложены очень вязкой rлиной, оно может
сохранять прямо линейность, как это наблю

дается в низовьях реки Миссисипи (рис. 15.2
и rл. 19). Лабораторные и полевые данные
показывают, что прямые русла стремятся
образоваться при малых уклонах (рис. 15.2).
Меандрирующие русла всеrда манили
к себе исследователей. Суммарный шаr
меандры, Лm, И ширина русла, w обнаружи

вают почти прямую зависимость друr от
друrа, выражаемую как
Лm == 10,9w 1 ,Ol


(стандартная ошибка
O,3 лоrарифмической единицы).


(15.1)
Поскольку размеры русла таковы, что они
должны обеспечить пропуск обычных па

водков, не вызывает удивления наличие свя

зи Л m И среднеrо rодовоrо стока Q:


Лm == 106Qo,46
(стандартная ошибка
 0,05 лоrарифмической единицы).
(15.2)


Рис. 15.1. Схемы трех основных типов речных
русел и их сочетаний а
прямое русло с боковы

ми прирусловыми валами; 6
извилистое русло
с изолированными «точечными» отмелями;
в
разветвленное русло с осередками; 2
развет

вляющееся русло; д
расчлененное русло; е
про

точное русло.


(а)



 1,3

 1 2 ...........

 ' /меандрирующее

 1,1 / русло
:s:: .
1,0 ........1
Прямое русло



 Разветвленное
русло




О
(б)
2,5


0,4


0,8 1,2
Уклон, %


1,6 2,0


..а
1--<

 2,0
u
:s:
r::
:s:


:s: 1,5


.


1,0


О


0,4 0,8 1,2 1,6
Уклон долины (х 104)


2,0


Рис. 15.2. а
 взаимосвязь уклонов долины и из

вилистости по экспериментальным данным;
6
взаимосвязь уклонов долины и извилистости
по полевым наблюдениям. Река Миссисипи Me

жду Каиром, шт. Иллинойс, И Хед
оф
Пассис,
шт. Луизиана. Оба примера взяты из работы
[628]. Возможна неопределенность из
за выбора
наилучшей кривой на rрафике.


Единицы в формуле (15.2) даны в системе
британскоrо стандарта [142].
Динамика меандрирующеrо русла (при

ложение 15.1) при водит К процессу эрозии на
выпуклой (наружной) и к аккумуляции на
воrнутой (внутренней) части меандры. Эро

зия на подрезаемом борту зависит от CTpoe

ния береrа и свойств слаrающеrо ero MaTe

риала, от Toro, какие породы слаrают борт:
рыхлыI,' прочные или их чередование. Под

резание береrа рекой ведет к обрушению
вдоль трещин, образующихся при усадке
rpYHToB. rлинистые береrа обрушиваются
по оползням с вращением. В обоих случаях
отрыв и падение происходят в период спада
паводка в связи с изменением уровня rpYH

товых вод и снижением давления в порах.
На внутренней стороне меандр, на при

русловой отмели происходит боковое отло

жение осадков как прямое следствие дей

ствия системы поверхностных и придонных
циркуляционных течений, которые обра





183


Континентальное осадконакопление и фациальный анализ


'4;-
#


..@'
'4;-
!

.


ti
J
.::::;.'f.



l
2
3 04 [Js


Рис. 15.3. Схема циркуляционной системы тече

ний в пределах излучины меандры, баланса сил,
действующих на осадочные зерна, латеральных
изменений размера зерен и характера донных
форм. Пунктирной линией обозначены пути пере

мещения транспортируемых зерен осадка. 1
 KO

сая слойчатость ; 2
 косая слоистость; 3
 размер
зерен; 4
линии тока; 5
линии постоянных зна

чений придонноrо напряжения сдвиrа [16].


зуются при прохождении потока через излу

чину русла (рис. 15.3 и 15.5, приложение
15.1). Блаrодаря этому течению векторы
придонноrо напряжения сдвиrа отклоняют

ся под небольшим уrЛ0М () от среднеrо Ha

правления потока (рис. 15.4), так что зерна,
находящиеся вблизи дна, стремятся переме

ститъся в сторону BHYTpeHHero береrа. У rол
отклонения () мал. По теоретическим и экс

периментальным данным [693]
tg () ==
,
r


(t 5.3)


rде у
rлубина потока в данном месте;
r
радиус меандры в данной точке. Фактиче;-
ская траектория перемещения зерен вле




rr.'"

(;f-

rr.'#

.



Рис. 15.4. Диаrрамма определения направления
потока в излучине открытоrо русла [116].


комых наносов зависит от баланса дей

ствующих на них сил трения, напора жидко

сти и rравитации. Для постоянноrо OДHO

родноrо потока суммарная доля переноси

Moro к внутренней стороне изrиба материа

ла равна нуmo, иначе не может формиро

ваться постоянная поверхность дна. Чтобы
сбалансировать перенос материала внутри
русла, поток формирует склон береrовой OT

мели. Это поверхность косы, rде зерна пере

мещаются параллельно усредненному Ha

правлению течения вдоль «контуров» по

верхности береrовой косы [17, 116, 117].
rлубины потока в поперечном разрезе бере

rовой отмели рассчитываются по формуле
11 tg cl
У
 Уmзx (;,) (15.4)


rде rt
 радиус кривой тальвеrа (rлубина KO

Toporo Утах), а tg rx
 динамический коэффи



...





 1

2


Рис. 15.5. Векторы скорости течения, заме

ренные на двух изrибах реки У обаш, шт. Илли

нойс (см. фото 5). Видны поверхностные и при

донные составляющие циркуляционной системы
течений потока. 1
придонная скорость; 2
при

поверхностная скорость [414].


циент трения. Размер зерен d в поперечном
направлении на прирусловой отмели изме

няется следующим образом:
d == 3'!
2tg rxdcr '


(t 5.5)




184


Часть 5


rде l'
 придонное напряжение сдвиrа;
Да
 разница в плотности между кварцем
и водой. Следовательно, при условии, что
присутствует достаточно разнообразный по
величине комплекс зерен, изменения d будут
прямо связаны с колебаниями придонноrо
напряжения сдвиrа вдоль косы; происходит
общее уменьшение крупности в направле

нии от rоловной к хвостовой части косы.
Колебания придонноrо напряжения сдвиrа
приводят, кроме Toro, к развитию отчетли

во выраженных серий донных форм на по

верхности косы. Наиболее распространены
рябь течения, rряды и бары.
Следы миrрации меандр (рис. 15.6) мож

но изучать на аэрофотоснимках, поскольку
после перемещения меандр остаются при

знаки прежнеrо, положения в виде заболо

ченных понижений и валов. Периодическое
причленение осадков к косам или pac

пластывание потока ниже по течению при

водят к образованию прирусловых валов
меандры ([366, 602]; см. фото 4), которые
в конце концов сливаются в единый BO

rнутый вал внутри излучины меандры. Пе

риодические прорывы приводят к тому, что
цикл образования меандр возобновляется,
сохраняя не слишком отчетливую TeндeH



(а)


Направление действия сил, (6)









....
вызывающих смещение русла


(в)


цию к образованию более крутых изrибов
[366] (рис. 15.6). Длительное существование
меандрирующей реки на какой
либо площа

ди приводит к образованию пояса меанд pи

рованuя.
Динамика ветвящихся русел сложнее, чем
меандрирующих. Во время паводка в OTHO

сительно слабо изоrнутых отрезках русла
образуются внутрирусловые донные
формы, миrрирующие вниз по течению
[160]. Спад уровня приводит К распаду ДOH

ных форм И появлению разветвленноrо pyc

ла. На стадии спада происходит частичный
размыв донных форм, взаимное их наложе

ние и в оrраниченном масштабе их боковое
прислонение и слияние, коrда боковые про

токи оrибают острова
осередки, а при впа

дении в более rлубокие части русел форми

руют в них свои отмели выноса, покрытые
rрядовыми донными формами [770, 771].
Изучение ветвящихея русел проводилось
в основном В межень, поэтому представле



Рис. 15.6. Схематическое изображение смещения
меандр по данным, полученным на ""реке Биттон,
провинция Британская Колумбия L 366].



 Направление

 прирусловых валов


(z)




185


Континентальное осадконакопление и фациальный анализ


ния О циклах эрозии и аккумуляции при спа

дах и подъемах уровня пока довольно
поверхностные.
Причины разветвленности или меандри

рования русел остаются неясными. Хорошо
известна зависимость разветвленности от
уклонов (рис. 15.2), однако она не может
дать всеобъеМJПOщее объяснение, поскольку
на меандрирующий или ветвящийся тип
русла оказывают влияние устойчивость бе

peroB, изменчивость расходов воды и TBe

доrо стока. Устойчивые береrа, естественно,
слаrаются более прочно связанными отло

жениями, например rлинами или rлинисты

ми .алевритами, а не песками. Если река He

сет большое количество тонких взвесей, то
и пойма должна содержать в основном TOH

кие осадки. Определив параметр М, Bыpa

жающий количество алевритово
 r линистых
наносов в поперечном сечении русла, Шумм
[718, 719] показал, что для рек Великих paB

нин (США) характерна высокая степень KOp

реляции между М, с одной стороны, и OTHO

шением ширины к rлубине (w :у) и извили

стостью (P)
c друrой:
w:y == 255 M
 1,08
(стандартная ошибка == 0,2 лоrарифмической единицы),
(15.6)


р == 0,94 М + 0,25


(стандартная ошибка == 0,06 лоrарифмической единицы).
(15.7)


Эти уравнения показывают, что на извили

стость русла решающим образом влияет xa

рактер твердоrо стока и, следовательно, co

став бортов русла. Подтверждается это
и материалом по речным долинам юrо
во

сточной Австралии [722], rде в результате
общеrо уменьшения стока за последние
15000 лет произошла смена ветвящихся
и меандрирующих рек с песчаными ДOHHЫ

ми наносами на меандрирующие русла, He

сущие взвешенные наносы. Возрастание
температуры и увлажненности в послелед

никовое время вызвало увеличение роста
растительности и существенно снизило KO

личество поступающих с водосборных пло

щадей осадков.
Процесс вертикаЛЬНО20 наслаивания, иду

щий на прирусловых валах, в рытвинах про

рыва и временных пойменных водоемах, OT

носится к числу наименее изученных. Воды


первоначальноrо паводка MorYT проникнуть
на поверхность поймы через ложбину про

рыва, прорезающую прирусловой вал
(рис. 15.7), или залить всю затопляемую
часть поймы СПЛОIШIым покровом. Сниже

ние скорости течения этоrо паводковоrо по

крова обусловливает отложение все более
и более TOHKoro материала по мере удале

ния от русла. За покрытием поймы полой
водой следует медленное стекание воды
вниз по долине в виде TOHKoro покровноrо
слоя. Дополнительные выбросы воды из
русла приводят к тому, [{то такой Meд

ленный поток становится rлубже и движется
быстрее. Это может привести к ситуации,


t
.}(
::::.:'\:i 1


[32


Dз


Рис. 15.7. Простые (а) и сложные (6) ложбины
стока, прорезающие прирусловой вал на реке
Брахмапутра. Индия. 1
песок; 2
алевритовая
rлина; 3
прирусловой вал [160].
показанной на рис. 15.8, и, возможно, обус

ловить широкое осаждение наносов на при

русловых валах блаrодаря выпадению из
спорадических завихрений, возникающих по
краям русла [16].
Суммарное действие процессов, происхо

дящих в половодье на меандрирующей реке,
приводит к образованию аллювиальноrо
вала, состоящеrо из прирусловых валов
и петель брошенных меандр, возвышаю

щихся над уровнем поймы. Средняя CKO

рость cYMMapHoro осадконакопления r на
любом расстоянии z от пояса меандрирова

ния описывается выражением


r==a(z+ 1)
Ь,


(15.8)


rде а
 максимальная суммарная скорость
отложения осадков на краю пояса меандри

рования; Ь
 экспонента, описывающая YCKO

рение, с которым снижается скорость ocaд

конакопления по мере удаления от пояса




186


Часть 5


Скорость . M.C
 1
0.30
0,35 0,25
о,ЗО 0.15
O,20 < О, 15
EiВOOOO
0,20
O.25


IIi
\
Завихрения""Т) 1 (.
TO
 t\
I! \


Пойма


Рис. 15.8. Схема движения жидкости и распреде

ления скорости в модели речной долины (ширина
,...., 0,45 м). Поток движется по руслу и по примы

кающей пойме [16].


меандрирования [722]. Константы в ypaBHe

нии изменяются в соответствии с такими
факторами, как климат, размеры реки
и объем твердоrо стока.
Так как паводки на реках повторяются,
ОТЛОжившийся материал сразу же подвер

rается действию раннедиаrенетических про

цессов, включая почвообразование. Бы

стрый рост растительности в условиях
ryмидноrо климата приводит к образова

нию пластов торфа, разделенных тонкими
прослойками нанесенных потоком rлин
и алевритов. И почвообразование, и торфо

накопление идут активнее, если ocaдKOHaKO

пление замедляется. Как пр
вило, отчет

ливые rоризонтальные прослои ископаемых


, :0 М


500 М
I


почв на активных поймах развиты слабо,
так как осадконакопление там идет быстро
[492].
Последней особенностью крупных пре

образований речных долин является смена
русла (avulsion). Это явление свойственно
и меандрирующим, и разветвленным pyc

лам рек и фиксируется на местности полоса

ми брошенных русел на пойме. Периодич

ностъ смены русла равна примерно 102
103
лет. Перестройки обычно имеют посте

пенный характер, но с точки зрения периода
повторяемости их можно считать Mrнo

венными. Смена русла наиболее вероятна,
коrда аллювиальный вал достиr наиболь

шей высотыI' поскольку процесс начинается
с просачивания полой воды, которая ищет
более блаrоприятноrо уклона по сравнению
со старым руслом. Смена русла может быть
связана с высокими (редкими) паводками,
но наблюдается также в тектонически aK

тивных зонах, rде вертикальные движения
земной коры вызывают процессы смены
русла и управляют ими. В этих случаях пере

стройка часто наблюдается вдоль пониже

ний пойм в связи с опусканием фундамента
по разломам.


Рис. 15.9. Морфолоrия разветвленноrо русла
и поймы реки Донджек, шт. Аляска. Видны раз

личные типы отмелей и русел. Отмели преимуще

ственно продольноrо типа. 1
OCTpOB (обильные
заросли ели); 2
заросшая отмель (ивы, KYCTap

ник); 3
активные русла и отмели.


Ш1 '.
 :i.
'.1 2 I
.:()):-;-/.I з




187


Континентальное осадконакопление и фациальный анализ


15B. Фации современнш"'о равнинноf'О аллю

вия. За простым делением аллювиальных
ДОЛИН на слабо извилистые (ветвящиеся) pyc

ла, меандрирующие русла и поймы CKpЫ

вается большое разнообразие типов фаций.
Рассмотрим мноrочисленные примеры, ил

люстрирующие это разнообразие.
Река Донджек, приток Юкона [867],
имеет ветвящееся русло, rалечный аллювий
и ледниковое питание. Наблюдается иерар.-
хия русел (рис. 15.9), образующихся в pe

зу ль тате миrраций и заполнения бро

шенных русел тонкими осадками. В актив

ной части ветвящеrося русла отсутствует
растительность и наблюдаются продольные
донные формы, сложенные rрубым MaTe

риалом, и поперечные rрядовые донные
формы, образованные песками. Более BЫCO

кие старые русла полностью или частично
заросли; постоянный поток с замедленной


Рис. 15.10. Обобщенная схема фаций, образую

щихся при русловом процессе на реке Саскачеван,
Канада. Вертикальные разрезы образовались
в процессе развития песчаных площадей и OTCТY

пания русел. Среди фаций преобладают пере

крестно
косослоистые серии, образовавшиеся
при движении rряд с извилистыми rребнями,
и параллельно
косослоистые серии, сформиро

ваВIIIИеся за счет перекатов и «песчаных волю)
[141]. Обратите внимание на разнообразие по

следо.вательности смены литолоrических типов
в разрезе внутри поrребенной толщи песков.


скоростью отмечается только в основных
руслах. На этих уровнях идет процесс верти

кальноrо заполнения, следующий за поло

водьем. Детальную фациальную модель
rрубообломочных аллювиальных отложе

ний недавно предложил Блак [90].
Ветвящиеся русла с песчаным аллювием
характерны для рек Южноrо Саскачевана
[141], реки Платт [770] и Брахмапутры
[160]. Большие площади песков, отложив

шил.ся на мелководье, в первых ДВУХ случаях
образовались в раСllIИрениях русла перед
перекатами. На перекатах формируются
мощные серии с параллельной слоистостью,
которые заметно отклоняются от rлавноrо
направления потока, идущеrо по руслу.
rлавные рукава обходят эти песчаные пло

щади. В них возникают ряды с извилистой
линией rребня, за счет которых образуются
перекрестно
косослоистые отложения на
нижних уровнях аллювиальноrо разреза.
Вертикальная фациальная последователь

ность может быть связана с образованием
песчаных площадей или с русловыми про

цессами (рис. 15.10).
Ветвящееся русло Брахмапутры xapaKTe

ризуется частыми и быстрыми миrрациями
русла на расстояние до 1 км. rод
 1
(рис. 1 5.1 1). Наиболее существенные пере

формирования происходят во время спада
паводка, коrда осадки отлаrаются на rрядах
в русле, обусловливая изменение направле

ния потока в данной точке и миrрацию


fрубый материал,
отстающий от
транспортируемоrо
рекой обломочноrо
материала




188 Часть 5
о
.. \
10
20
5 км


('j
:I:


>.
СО
10


v


20


30 .



1


В2


таль вет. На стадии подъема паводка Ha

блюдается постепенный рост донных форм
от маленьких rряд (0,3
 1,5 м высотой) до
оrромных перекатов (высотой до 13м) с Ha

ложенными rрядами (рис. 15.12). Быстрые
перемещения стержневой ложбины в таких
ветвящихся руслах MOryT обусловить слож

ную картину вертикальной смены фа

циальных типов отложений. В этих осадках
должны преобладать rиrантские серии сла

бонаклоненной косой слоистости (свя

занные со смещением перекатов) и ныряю

щие косые серии (связанные с перемеще

нием rряд по поверхности перекатов в их
нижней по течению части). В то же время
быстрые боковые перемещения русла не
дают сохраниться в большом количестве
отложениям надпойменных водоемов с про

ксимальными русловыми валами и пой

менными понижениями.
Последовательное «прочесывание» аллю

виальной равнины и дельты ветвящимися
потоками хорошо иллюстрируется на при

мере реки Коси в Индии (рис. 15.13) [309].
Детальные исследования были проведены
на меандрирующих реках, характеризую

щихся преобладанием песчаных и CMe

шанных песчано
 rалечных наносов (реки
Эндрик [88], Уобаш [416], Саут
Эск [120,
121] и Конrари [505]). В каждой из этих
меандрирующих рек классические разрезы,
характеризующиеся уменьшением крупно

сти осадков снизу вверх (рис. 1 5.3), которые
обусловлены процессом боковоrо наращи

вания кос, формируются только в нижней


'1





 ..
. .'


.:::]


(а)





 .... .



(6)


Рис. 15.11. Сопоставление четырех разрезов че

рез две протоки реки Брахмапутра с перерывом
в 11 (а) и 21 (6) месяц. Обратите внимание на пре

обладание эрозии. 1
суммарная эрозия; 6
CYM

марная аккумуляция [160].


части излучины, rде полностью развита си

стема циркуляционных течений (рис. 15.14
и 15.15). Был установлен тот важный факт,
что разрезы, в которых осадки по направле

нию вверх становятся более rрубыми, чаще
Bcero формируются в верхней части кос, rде
циркуляционное течение возникает на изrи

бе потока (рис. 15.15). Такие разрезы с более
rрубыми осадками в верхней части имеют
мало возможностей перейти в ископаемое
состояние, так как при смещении меандр
преобладают боковое смещение, сползание
и повороты излучин (рис. 15.16), в результа



I 250 м I
 Течение
О
ф

 1
i :. '?:
: :: .:':.::::/ ; .
 :..\':: .: :: .::.> :: ::: : '::"
. : : :. :. :;
.' .. : . . . ... . . . : :. .': .. : . .. . . : ......... .. .


Рис. 15.12. Повторные батиметрические профи

ли переката на реке Брахмапутра. Высота донной
формы более 15 М. Замеры через 24 часа. Мелкие
rряды, наложенные на склоны, не показаны.
Обратите внимание на малый уклон нижнеrо по
течению склона переката, который rоворит, что
внутри ero тела преобладают ныряющие серии
мелкой косой слоистости, образовавшиеся при
смещении мелких rряд по нижнему (по течению)
склону переката [160].




189


Континентальное осадконакопленне и фациальный анализ


/





!50


,,-.....
.....


Рис. 15.13. Дельта реки Коси, шт. Бихар, Индия.
Цифры 1
 1 О указывают в хронолоrической по

следовательности на положение русла с 1730 r. до
настоящеrо времеfIИ. Обратите внимание на си

стема тическое смещение русел с востока на запад
и «прочесывание» ими поверхности дельты [309].


те чеrо в составе кос сохраняется лишь He

большая по объему часть фаций, в верхах
разреза которых преобладают rрубые ocaд

ки. В пределах петли меандры наиболее ти

пичны промежуточные циклы KOCOBbIX пес

ков, для которых характерна постоянная
крупность зерен примерно на 60% мощно

сти разреза. По поверхности кос переме

щаются извилистые rряды, песчаные волны
и поперечные валы (термины взяты из pa

боты [416]), обусловливая преобладание
крупной перекрестной косой слоистости, Ha

блюдаемой в траншеях, заложенных на по

верхности кос (рис. 15.15). Во мноrих слу

чаях распластывание потока в нижних по
течению частях излучин во время паводка
приводит к формированию прирусловых Ba

лов (фото 5), которые, перемещаясь внутрь
косы и против ее уклона, при водят к образо

ванию серии параллельной косой слоисто

сти [416]. Постоянное причленение таких
валов обусловливает рельеф поверхности
меандровых излучин, представленный чере

дованием валов и понижений. Настоящие
явления отрыва потока в нижних по тече

нию частях меандры отмечаются в неболь

ших речных руслах (см., однако, работу


[602]), а лучше Bcero видны в эрозионных
ложбинах приливно
отливных равнин
(rл. 21). Наблюдения в траншеях, прорезав

ших некоторые косы реки Миссисипи, выя

вили хорошо развитую косую слоистость,
ориентированную против течения потока,
которая, очевидно, является результатом
работы завихрений отрыва, направленных
против OCHoBHoro течения. Течение может
начаться на верхней поверхности косы во
время максимальноrо уровня паводка
и обусловливать развитие отмелей быстро

тока в нижней по течению части русел
с быстрым течением.
Как отмечалось выше, для форМирования
стратиrрафическоrо разреза cOBpeMeHHoro
аллювия решающее значение имели плей

СТОllеновые колебания уровня моря и кли

матические изменения. Так, rолоценовые
разрезы аллювия, вскрытые на реке Мисси

сипи, позволили проследить общую TeндeH

цию к уменьшению крупности зерна ocaд

ков вверх по разрезу и переход от аллю

виальных отложений ветвящеrося русла,
представленных песками и rалечниками,
к относительно тонким осадкам пояса Meaн

дрирования и поймы (рис. 15.17). Эти верти

кальные изменения обусловлены подъемом
уровня моря, вызванным отступанием и по

степенным исчезновением покровов матери

KOBoro льда и поступлением более rрубых
осадков.
В заключение рассмотрим кратко
Течение



01 D 2 Dз 1:':.-:.::>1 4 I
.{(NЯ 5


50 м


Рис. 15.14. Распределение размеров зерен вдоль
меандры на реке Саут
Эск в Шотландии. На косе
BHYTpeHHero береrа видно уменьшение крупности
обломков по изrибу косы вниз по течению и YBe

личение крупности против течения. 1
 rравий;
2
 очень крупный песок; 3
 крупнозернистый пе

сок; 4
 среднезернистый песок; 5
 тонкозер

нистый песок [120].




(о)

 (6) (в)
Скорость , M.C
 1 Скорость, M.c
l Скорость, M.c
1
О 0,5 1,01,5 О 0,5 1,01,5 О 0,5 1,01,5
.П I I i
I I 8
I I ,
J '..) I
, I I
, (
-' I
J I
, I ,
J 8 I I
J I
I I ,
J I J
I r

 .- .- I
/
';6 .- I
r

 \ I
I:Q I I

 I ,
I 6 I
f-< I 1
'
 I , 4
:s: I \
:r: \

 4 I \

 I \
I
:r: /
'" 4
f-< I
о I 2

 J
t:Q I
I
2 I
I
I
I 2
I
, О 3
I
3 О 6
I Размер зерен, Ф
I
J





О
3 О 3 6 Ш 1
2
3
о о
Размер зерен, Ф О о о о о






3 О 3 6
Размер зерен ,ф








190


Часть 5


rлавные факторы, контролирующие CTpoe

ние и стратиrрафию аллювия. Относитель

ная насыщенность разреза русловыми пе

счанымfi осадками и их взаимосвязь друr
с друrом будут зависеть от:
а) частоты миrраций и перемен русла;
б) скорости аккумуляции ПОЙМенных
осадков, которая уравновешивает тектони

ческие опускания;
в) отношения ширины пояса русловых
блужданий к ширине поймы.
Моделирование поведения русла на ЭВМ
[122], при котором были введены COOTBeT

ствующие поправки на уплотнение осадков
и тектонические движения, позволяет пре

одолеть некоторые трудности, связанные
с четвертичными колебаниями уровня OKea

на и климатическими осцилляциями, упоми

навшимися выше. Аллювиальный разрез,
полученный с помощью этой методики, MO

жет служить неплохим подспорьем при ин

терпретации поrребенноrо аллювия на He

фтяных месторождениях, rде пористыIe
и проницаемые русловые отложения заклю

чены в «основную массу» непроницаемых


тонкозернистых осадков пойменноrо проис

хождения.


15r. Древние фации аллювиальных равнин.
Первым этапом исследования является BЫ

деление древнеrо аллювия и ero разделение
на русловые и пойменные фации. Для Toro
чтобы выяснить различия между русловым
аллювием меандрирующих и ветвящихся
русел, необходимо располаrать рядом кри

териев; этот процесс сильно облеrчают xo

рошие, желательно трехмерные обнажения.
В береrовых обрывах формации Скалби
в Йоркшире, Анrлия [600, 601], в качестве


Рис. 15.15. Колонки, обобщающие верти

кальные разрезы по данным выработок. а
 зона
полностью развитоrо потока. Обратите внима

ние на снижение скорости вверх по разрезу;
б

ласть переходноrо потока (слабое увеличение
крупности); в
зона промежуточноrо потока. Pe

ка Уобаш, США. 1
перекрестная косая слои

стость; 2
 однонаправленная косая слоистость;
3
 мелкая косая слоистость [416]. См. также
рис. 15.16 и фото 5.




191


Континентальное осадконакопление и фациальный анализ


П "'-:'7J7''i:''
/.. .........
(:.': :.!iiXi(
f


П . :":."'l7->
,- '. . ....-...;..:;
[.:- .
{:: .

'.
" .
\:


Расширение


Смещение


Смещение с поворотом


/, n .
::lf
>,
{-..... .'. . ",.:.\\
1: :'
l' ,
1". !


П\ "77':;-
, ........
,.:- "
(:: ,
\ !


_1
и
\iЖ
\i
/! 2
Е --.........:.j з


РаСUlИрение + смещение Расширение с
поворотом + смещение


Рис. 15.16. Идеализированная схема условий co

хранения фаций осадконакопления при миrрации
умеренно изоrнутых петель меандр (см. также
рис. 15.15). 1
 переходные фации; 2
 промежу

точные фации; 3
 полностью развитые фации
[ 416].


Рис. 15.17. Блок
диаrрамма, иллюстрирующая
позднеплейстоценовую и новейшую историю pe

ки Миссисипи. а
позднеплейстоценовое вреза

ние до отметки
 130 от уровня моря. Река имеет
разветвленное русло, rравийные наносы, сток
в Мексиканский залив и высокие береrа долины;
б
 расширение долины в rолоцене. Отметка pyc

ла
 30 м; в
rолоценовое расширение русла при
отметке
 6 м; 2
COBpeMeHHoe меандрирующее
русло реки Миссисипи. Пески, алевриты и rлины.
Обратите внимание на уменьшение размеров зе

рен вверх по разрезу [261].


Долина Миссисипи


(а)


р. Миссисиrrn


(в}


отложений ветвящихся русел, вероятно aHa

лоrичных некоторым разновидностям отло

жений русла реки Брахмапутра, рассматри

вается базальный пласт песчаников, имею

щий реrионалъное развитие. В нем OTMe

чаются крупные серии перекрестной слои

стости мощностью ДО 8 м. Эти отложения
перекрыты прекрасно сохранившимися OT

ложениями пояса меандрирования, в KO

торых видны взаимно переслаивающиеся
осадки излучин меандр (рис. 15.18). В преде

лах отдельных серий аллювиальноrо верти

кальноrо наслаивания присутствуют мноrо

численные тонкие алевритистые арrиллитыI.
В этих rоризонтах часты следы биотурба

ций и деформации, характерные для раз

уплотненных осадков. Осадки пояса MeaH

дрирования перекрытыI 40
метровой толщей
пойменных отложений с единичными про

слоями русловых осадков, в основном обра

зовавшихся в условиях меандрирования
русла, с прослоями боковоrо наслаивания.
Отложения 60ков020 наслаивания, такие,
как на рис. 15.18, априорно служат доказа

тельством осадконакопления на косах. Хотя
они, конечно, отражают периодическое по

ступление порций осадков на поверхность
косы (см. также rл. 21), их rенезис все же
точно не установлен [417]. П римеры, Ha

блюдавшиеся на реке Эндрик [88], ВCTpe

чаются только в тонких отложениях косы.
Хорошим их аналоrом в древних отложе



р. Миссисипи


(бj


I
50 м


(
)




192


Часть 5


..",... ,
 , ,. '....
;

ir


:-... .&- _


 -.<:.r-- .
..,..... --
-


.
.
:;
,





"""::
:....... s -, .


... .
 .
.

 ;
......
..... '

 ,. .......

9'
' .
'-....'
 "..................
.:
· ,
. -......;. .
..;;.'"':7;




.


"","',
...,. ..


- .....


, ""- .


....
rO



.


. .
... .... ....... ,...,

,
.. .
" ,: .
 . ..... ....
, .
)...:::-:...


'"
. '. K
..;.L..... -
. у:. --:_ . ' ...


ниях являются песчаники кос в третичных
толщах Пиренеев [652]. Для определения
rенезиса отложений боковоrо наслаивания
необходима хорошая обнаженность. Поэто

му в условиях слабой обнаженности OTCYT

ствие отложений TaKoro происхождения не
должно служить apryMeHToM в пользу отри

цания происхождения песчаников в усло

виях меандрируюIЦИХ русел.
В противоположность описанному выше
поясу меандрирования формация Моррисон
в шт. Нью
 Мексико представляет собой pe

rионально развитый пласт песчаника. Пачка
Уэстуотер
Каньон [139] включает пласт пе

счаника, простирающийся более чем на
100 км В направлении, перпендику лярном
палеотечению. Средняя мощность пласта
около 60 м (рис. 15.19). Песчаные тела co

стоят из слившихся систем флювиальных
русел, в свою очередь образованных отло

жениями русел меньшеrо масштаба. Си

стемы русел достиrают в среднем ширины
1 1 км И мощности 15м. Осадки отдельных
русел имеют в среднем 180 м в ширину,
СЗ


--;/ Песчаные русловые тела


30M r


'-



-
 , .............
"\,.... ",...
, ....... - l'


""-




Рис. 15.18. Фотоrрафия раскопанных отложений
юрской меандры. Переслаивание песчаников
и арrиллитов. Обнажение на побережье к северу
от Скарборо, Анrлия. Течение слева направо, что
определяется по косой слойчатости в прослоях
песчаника. Фиrу
а человека в кружке помещена
для масштаба L 600, 601].


а мощность их равна 4 м. Вертикальный
разрез через эту пачку, взятыIй в любой точ

ке, содержит более 90% песчаников. Это
указывает на взаимную связь разных пе

счаных тел русловоrо происхождения и по

зволяет с большой долей вероятности пред



Рис. 15.19. Схематический разрез (перпендику

лярно палеотечениям) меловых отложений пачки
Уэстуотер
Каньон, показывающий мноrоярус

ность и трансrрессивное залеrание пластов песча

ников, образовавшихся, как предполаrают,
в оставленных рекой руслах, отличавшихся He

значительной извилистостью. Каждое русловое
песчаное тело представляет собой отложения по

яса русел, состоящие из индивидуальных прирус

ловых отмелей [139].


. . . е.. е.. е.


0,5 км


ЮВ






. ..
 .. .....


":,' '. '.' '.' '. ;. . . '. '. ": ...:. ..: ..." . р
 .
,,: : . '. : ':: . . . . '.' .:....... .

.:" : : ."". : . : ... .." " " .....
 .: ".:: ': ..' '. . ."::::.... ".
. .... ....
::.::






193


Континентальное осадконакопленне и фациальный анализ


положить, что они отлаrались в условиях
отчленявшихся русел и рукавов реки с ветвя

щимся типом русла, которые часто переме

щались в боковом направлении в пределах
пояса русловоrо ветвления.
Обратимся теперь к анализу флю

виальных разрезов в масштабах целоrо бас

сейна, уделяя особое внимание изменению
типов аллювиальных фаций, связанных
с уменьшением уклонов и с условиями aKKY

муляции. Может быть, наиболее яркий при

мер ископаемоrо крупноrо аллювиальноrо
конуса выноса, частью аналоrичноrо дельте
реки Коси, представляют собой отложения,
выполняющие девонский бассейн Хорнелен


Рис. 15.20. Карта и разрезы девонскоrо бассейна
Хорнелен .в Норвеrии, показывающие характер
аллювиальных равнин и дельт с малыми уклона

ми. Видны окаймляющие конусы выноса, измене

ния размера зерен и осадочных текстур по тече

нию. Рис. 15.20, б и в относятся к одному из
циклов продвижения дельты, которых насчиты

вается MHoro. Обратите внимание на увеличение
размера зерен в меrаразрезах, образовавшихся
в резу ль та те наступания дельты [788].


(а)


5 км


(6)


с


}SOM


13
91


в Западной Норвеrии
786, 788]. В этой He

большой ( '" 2000 км) позднеороrенной
впадине (рис. 15.20) располаrается потря

сающий воображение 25
километровый раз

'рез хорошо обнаженных аллювиальных фа

ций. Впадина интенсивно заполнялась
в продольном направлении блаrодаря по

вторяющемуся продвижению вrлубь полоrо
наклоненных конусов выноса в COOTBeT

ствии с периодическими движениями по раз

ломам фундамента. По окраинам бассейн
оторочен rрубообломочным комплексом
отложений мноrочисленных малых конусов
выноса (рис. 15.20). Вся выполняющая бас

сейн толща поразительно четко орrанизова

на, распадаясь на 200 циклов, прослежи

ваемых по всей территории бассейна. Их
строение характеризуется возрастанием po

ли rрубообломочных отложений вверх по
разрезу, мощность составляет 1 0
200 м
(рис. 15.20). В пределах цикла отмечаются
латеральные изменения: вниз по течению
происходит смена ветвящихся русел с ra

лечным аллювием ветвящимися руслами
с песчаными осадками, а затем тонкозер.-
нистыми тонкими пластами паводковоrо


o
 О
 О О О О О С1'ЫС осаДКИ
поймсиио-озериые тоикозериИ .


. ',:'

. ,.
 .:: /o:Og
 J. .0. о.
с:. . .. о.


 о о
01 .00:
.
 o./o:

" '.0.
. rfj о .0 о .
 о . .
0:0'. ..0 o


!J
 .


(в)


в






( ,
::
'\'





-





["О м




194


Часть 5


и озерноrо происхождения (рис. 1 5.20). Бас

сейн, очевидно, представлял собой BHYTpeH

нюю впадину, В которую СО склонов стекали
реки. Такие обстановки можно отнести к тИ

пу обводненных конусов выноса (rл. 14), xo

тя, может быть, более правильным является
термин «термuнально
речной конус выноса»,
предложенный Френдом [281] и позволяю

щий избежать путаницы с обычными KOHY

сами выноса, описанными ранее. Друrой
пример приведен в работе [282]; в ней опи

саны девонские отложения Шпицберrена.
Проделав сложный анализ отложений бас

сейна, основанный на полевых исследова

ниях в течение целоrо десятилетия, авторы
выделили три речные системы, которые He

сли свои воды на север, в пределыI области
rлинистых равнин. Реки восточной си

стемы
 крупные, с направлением течения на
север и северо
северо
запад, мало изви

листые, с ветвящимися руслами, в аллювии
которых присутствовало большое количе

ство обломочноrо полевоrо шпата. Реки за

падной системы, которые текли на восток,
были небольшими, меандрировали и несли
мало полевоrо шпата. Центральная система
имела северное направление стока, но
в остальном была сходна с западной.


15д. Выводы. Реки
 естественные пути, по
которым обломочный материал переме

щается из зон выветривания в море. Аллю

виальные фации, характеризующиеся HaKO

плением осадков, имеют хорошие шансы на
переход в ископаемое состояние как в преде

лах внутриматериковых rрабенов, так и на
поrружающихся прибрежных равнинах,
окаймляющих открытый океан. Русловые
фации речных долин включают разно

образный набор отложений rалечной и пе

счаной размерности, транспортировка KO

торых осуществляется в виде движения
донных форм. Извилистые меандрирующие
русла характеризуются процессами боково

ro наслаивания. Последние способствуют
накоплению отложений, у которых вверх по
разрезу наблюдается либо утонение, либо
поrрубение материала; они залеraют на ба

зальных поверхностях размыва. Слабоизви

листыIe ветвящиеся русла отличаются пре

обладанием процессов боковоrо, вертикаль

Horo и продольноrо накопления материала
на косах, прирусловых валах и осередках,


результатом которых является широкий Ha

бор вертикальных ассоциаций отложений.
П роцессы, идущие за пределами русла, xa

рактеризуются преобладанием верикально

ro наслаивания осадков, приносимых павод

ковыми водами, проникающими за пределыI
русла либо при переливании через бере

rовые бровки, либо по ложбинам прорыва.
Отложившиеся пойменные осадки подвер

rаются действию почвенных процессов. Bep

тикальная смена аллювиальных отложений
обусловлена блужданиями русел и их CMe

ной в сочетании с эпейроrеническими опу

сканиями или выдвижением аллювиальных
конусов выноса.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


rеоморфолоrические аспекты изучения речных
долин рассмотрены в работах [503, 725, 317].. Pa

бота Аллена [9] представляет собой очень важ

ное, хотя и не совсем новое, обобщение данных
об осадочных процессах в реках и о механизмах,
которые ведут к образованию вертикальноrо раз

реза отложений аллювиальных фаций. Майолл
[566] дал хорошую сводку смены отложений
и текстур в разных типах ветвяIЦИХСЯ русел. Из

данный под ero редакцией сборник [567]
 неза

менимый, самый современный труд с велико

лепным набором нужных статей, в том числе
с историческим обзором. Полезную сводку при

чин и результатов меандрирования см. в работе
[135].


Приложение 15.1


Поток в речных излучинах.
Циркуляционная система течений


При движении воды в излучинах на каждый ее.
объем действует центробежная сила, стремящая

ся отбросить ero к внешней, воrнутой стороне
меандры. У поверхности центробежная сила paB

на wu 2 jgr, rде W
Bec воды; и
CKOpOCTЬ у поверх

ности воды; r
 радиус дуrи береrа, измеряемый
от данной точки к периферии. Заметим, что цeH

тробежная сила возрастает пропорционально
увеличению rлубины воды в точке и квадрату
скорости, но убывает пропорционально увеличе

RИЮ радиуса дуrи.
Поверхность воды под действием центробеж

ной силь] перекашивается, причем с уклоном
в поперечном направлении от внешнеrо береra
к внутреннему. Уклон dyjdz направлен перпенди

кулярно результирующей центробежной силе




195


Континентальное осадконакопление и фациальный анализ


и силе тяжести, следовательно,



== wu 2 /gr
dz w


или


gdz == и 2 dr/r.


После интеrрирования, приняв, что приращение
высоты поверхности у BHYTpeHHero выпуклоrо бе

pera равно нулю, получим


и 2 r
у ==
lo&
,
9 r


или


и 2 ' 2
у == 2,3
loglO
'
9 r


rде r 1
 радиус BHYTpeHHero береrа; r 2
 радиус
внешнеrо береrа. Таким образом, небольшое пре

вышение водной поверхности на излучине имеет
максимум на внешней ее части.
Для достижения равновесия в пределах излу

чины центробежная сила, действующая вовне,
должна быть уравновешена внутренней силой,
которую обеспечивает разница в rидростатиче

ском давлении, обусловленная поперечным укло

ном водной поверхности. Возникает спuральная,
или цuркуляцuонная, система течений (рис. 15.3),
обязанная своим возникновением разности Me

жду двумя силами на rлубине. Следовательно,
дополнительное давление, обусловленное дей

ствием центробежной силы, постепенно снижает

ся от поверхности реки к ее дну, rде уменьшается
скорость в rраничном слое. Это при водит к избы

тку rидростатическоrо давления, под действием
KOToporo частицы воды вынуждены перемещать

ся внутрь на нижние уровни. Для компенсации
этоrо на верхних уровнях вода движется в CTOpo



16


Озера


16а. Введение. На поверхности суши BCTpe

чается поразительное разнообразие озер,
начиная от больших, rлубоких и длительное
время существующих пресноводных (таких,
как североамериканские Великие озера, rлу

бокие озера рифтовой долины Восточной
Африки) и кончая эфемерными озерами,


13*


иу внеIШIеrо края. Так возникает спиральная си

стема течений.
Основы этой теории были впервые предло

жены Дж. Томсоном. Приведенный здесь вывод
уравнений заимствован из работы Лелявскоrо
[501].


Приложение 15.2


I1алеоrидравлика


Выше в этой rлаве уже rоворилось, что форма
и размеры русла взаимосвязаны таким образом,
чтобы обеспечить наиболее эффективное переме

щение по руслу жидкоrо стока и осадков. Эмпи

рические формулыI (15.6) и (15.7) иноrда можно ис

пользовать для определения размеров русла
и расхода воды в палеореках.
В простейшем случае можно подставить
в уравнение (15.1) МОIЩЮСТЬ осадка, заполняюще

ro излучину, и получить ряд значений длины (pac

стояние между крыльями меандры). Подставив
эти значения в уравнение (15.2), мы получим ряд
вероятных значений величины среднеrодовоrо
стока.
Подобным же образом можно использовать
мощность отложений боковоrо напластования,
приняв ее равной rлубине русла, измеренной от
бровки до таль ве ra, а ширину этих отложений
считать равной 2/3 ширины русла (от бровки до
бровки).
Более сложноrо подхода требует оценка cpeд

них содержаний алеврита и rлины в пределах
контура береrов русла и в русловых осадках, а за

тем подстановка этих значений в уравнения (15.6)
и (15.7).
Обзор этих методов и объективная оценка их
применимости для реконструкции rидравлики
палеорек приведены в работах [723, 490,246, 118].
Выдающийся пример применения палеоrидра

влики к древним отложениям дал Бейкер [50, 51].


подобными тем, что расположены в запад

ной части США и центральном Иране. Cy

ществует множество типов озер, и к oc

новным из них относятся rлубокие пресно

водные и rлубокие соленые озера (напри

мер, Мертвое море), мелкие пресноводные
(например, озеро Чад) и мелкие соленые. На




196


Часть 5


динамику озерных вод оказывают воздей

ствие следующие факторы (табл. 16.1):
а) климат, от изменения KOToporo зависит
химия вод, флуктуации береrовой линии, o

rаническая продуктивность и температура
воды; б) rлубина озера, определяющая
стратификацию в нем воды и интенсивность
течений; в) состав и количество обломочно

ro и pacTBopeHHoro вещества, поступающе

ro из водосборноrо бассейна. Мноrие из
наиболее крупных озер Земли расположены
в рифтовых долинах (Восточная Африка,
Байкал, Мертвое море), rде активное опу

скание кристаллическоrо фундамента спо

собствует формированию rлубоководных
и неподвижных водных масс. Озерные отло

жения подобных проrибающихся реrионов,
как правило, очень хорошо сохраняются.


166. Физические и химические процессы.
Движение вод в озерах потюстью опреде

ляется ветровым ВОШlением и течениями
и ДОПОШlителъно сезонным плоmосmым
перемеuшванием (конвекцией). Даже самые
большие озера слишком малыI для развития
в них приливных колебаний, и в то же время
ветровые ВОШlы способны ПОШlостью пере

мешивать приповерхносmые слои воды, а
в мелководных озерах по рождать при

брежные ВОШlовые течения [178]. Динамика


ВОШl в озере зависит от величины разrона
ветра. Наблюдения показывают, что ветры
постоянноrо направления вызывают пере

кос поверхности воды, так что уровень
с подветренной стороны озера оказывается
выше, чем с наветренной. Можно показать
[178], что статическое равновесие дости

rается, коrда ветровое давление ypaBHOвe

шивается rрадиентом уровня, имеющим вe

личину u./gh, rде и.
 динамическая скорость
ветра и h
rлубина. Вот почему данный эф

фект проявляется слабее в rлубоких озерах.
Уклон поверхности колеблется от 10
 7 (или
1 см на 100 км) до 10
 6 (10 см на 100 км).
И хотя эти величины малыI, однако резкое
усиление или затухание ветра приводит
к колебаниям уровня воды, извесmым под
названием сейш. Сейuш способствуют пере

мешиванию поверхностных вод, а также
смещают положение линии разрушения
ВОШl вблизи береrа. В озерах вытянутой
формы наблюдаются вихревые течения YMe

ренной скорости (ДО 30 см. с
 1). Такие тече

ния вызваны действием ветра, локализо

ваны в узкой прибрежной полосе (рис. 16.1 )
и сопровождаются медленными придонны

ми компенсационными движениями воды
( < 3 см. с
 1). Подобные течения способны
перемещать по дну мелкопесчаный
и илистый материал и, несомненно, OTвeT



Таблица 16.1. Физические процессы, определяющие динамику озерных вод [761]


Физический
areHT


Река


rравита

ция.


Ветер


Солнечное
тепло


Поверхност

ное давле

ние.


Воздействие Ориентировка, Речной pac
 Широта, высота Размер озера
размер, форма и ход, форма местности, rлуби

rлубина озера, озер, темпера
 на озера
рельеф прилеrаю
 тура воды,
щей территории, концентрация
сила Кориолиса, осадков, сила
продолжитель
 Кориолиса
ность
Механизм Напряжение сдви
 Воздействие Плотностные эф
 rрадиент дaB
 Притяжение
ra речной струи фекты ления
Ответная Волны, циркуля
 Шлейфы реч
 Перемешивание, Сейши П риливы
реакция ция, апвеллинr, ных отложе
 стратификация,
прибрежные тече
 ний, пJIотност
 конвекция, BHYT

ния, сейши ные течения ренние волны, ле

дяной покров


· Незначительный эффект во всех озерах, но заметный в очень крупных озерах.




197


Континентальное осадконакопленне и фацнальный анализ


ственны за полное перемешивание посту

паюшеrо в озеро взвешенноrо материала.
Во мноrих озерах YMepeHHoro климата xo

рошо выражена температурная стратuфu

кацuя, коrда относительно теплыIй верхний
слой воды отделен термоклuном от более
rлубоких холодных вод. Весной вся водная
толща не особенно rлубоких озер имеет
температуру около 4 ос. Верхние слои посте

пенно проrреваются солнцем и перемеши

ваются с нижележащими слоями блаrодаря
действию ветра. По мере продолжения Ha

rpeBa положительная плавучесть поверх

ностных вод увеличивается и, наконец, CTa

новится достаточной для полноrо прекра

щения BeTpoBoro перемешивания. В резуль

тате теплыIe воды остаются наверху, будучи
отделенными от rлубинных холодных вод
термоклином, или слоем скачка темпера

туры. Таким образом, большая часть тепло

вой энерrии поrлощается поверхностным


(а)


Поток осадков


Апвеллинr




lOOKM
I I


Рис. 16.1. а
rлавные поверхностные течения
озера Рудольф. Показан поток осадков, посту

пающий из реки Омо. Течения вызваны прито

ком речных БОд и действием юrо
восточных Be

тров [886]; б
 поверхностные течения на озере
Онтарио, вызываемые ветром [660].


слоем, или эпuлuмн.uоном. Этот процесс
продолжается до тех пор, пока осенью охла

ждение с поверхности не приведет к плот

ностной инверсии и полному перемешива

нию (за счет конвекции) эпилимниона
с rлубинным 2uполuмнuоном. Весеннее тая

ние льда влечет за собой массовое опуска

ние холодной воды с поверхности (весенняя


конвекция), и цикл повторяется. В rлубоких
тропических озерах стратификация водной
толщи в эпилимнионе и rиполимнионе по
сезонам не меняется.
Поступление в озеро несущих осадочный
материал речных вод ведет к образованию
плотностных течений (рис. 16.2). В озерах,
стратифицированных по температуре, Ta

ких, как озеро Бриенз в Швейцарии, плот

ность речноrо потока может оказаться


Береrовал
терраса


Склон


Дно


Слоистые илы и турбидитные пески


Рис. 16.2. Схематическая модель кластической
седиментации в стратифицированном по темпе

ратуре вод озере при поступлении осадков из
дельты [800].


больше плотности воды в эпилимнионе, но
меньше, чем в rиполимнионе. В таком слу

чае плотностное течение движется вдоль
термоклина как промежуточный поток
(рис. 16.2) [800]. Таким образом, поток с BЫ

сокой концентрацией взвешенноrо материа

ла оказывается локализованным в опреде

ленном слое и в дальнейшем разносится по
всему озеру за счет ветровой циркуляции.
Если же плотность воды втекающей в озеро
реки больше, чем плотность в mполимнио

не, то ее струи перемещаются вблизи дна.
Эти придонные потоки обоrащают rипо

лимнион кислородом и тем самым препят

ствуют застою воды в rлубоководных
озерных впадинах.
Химический состав озерной воды в значи

тельной мере зависит от состава растворов,
поступающих из водосборноrо бассейна,
а также от интенсивности испарения.
Данные по химии озер умеренных широт
(таких, как Цюрихское озеро) показывают,
что зимой воды на поверхности слеrка пере

насыщены [436]. Вследствие весенней KOH

векции перенасыщение уменьшается, так как
недонасыщенные придонные воды подни

маются к поверхности, и вся толща CTaHO

вится однородной. Максимальное пере





198


Часть 5


насыщение наблюдается летом. Оно возни

кает из
за поrлощения СО 2 цветущим
фитопланктоном и сопровождается незна

чительным осаждением низкомаrнезиаль

Horo кальцита (рис. 16.3).
По определению озеро называется co

леным, если содержание pacTBopeHHoro вe

щества в нем превышает 5000 млн
 1 [343].
Образование соленых озер чаще Bcero про

исходит в замкнутых котловинах, оrрани

ченных тектоническими разломами и обра

мленных высокими rорами. Здесь при
сильном дефиците атмосферных осадков Ha

капливается стекающая с rop вода. Класти

ческий материал осаждается в конусах BЫ

носа и дельтах, а в само озеро попадает
лишь растворенное вещество из рек и rpYH

товых вод. Вследствие испарения на поверх

ности соленоrо озера (плайu) образуется эва

поритовая корка, и поступление paCTвopeH

Horo материала может происходить пре

имущественно с rрунтовыми водами. KOH

центрические структуры, сформированные
при периодических колебаниях уровня озе



260

240
220


Осаждение кальцита
L .


(1

 J
O
r


СО 2 , мr-л
l


t :



0>0>
о:>::
:I::I:

*




8


о


J F MAMJ J Д SONDJ


Рис. 16.3. Корреляция между различными xa

рактеристиками эпилимниона по сезонам (Цю

рихское озеро, Швейцария) [436].


Оl 1-------<::: 1 2 Dз '=-=-
1 4 .5 -6
I .., 1 7 1:::).::\:.J 8 В9 IillIIro 011 012


Рис. 16.4. Карта фаций и эвапоритовых минера

лов в плайе Салин
Вэлли в Калифорнии. Видны
почти концентрические rранlЩы зон различных
солей. 1
KopeHHoe ложе; 2
аллювиальный конус
выноса; 3
 поле песков; 4
 дюны; 5
 rипс; 6
 ra

лит; 7
 болото, образованное весенним разли

вом; 8
засоленная илистая поверхность; 9
co

ляная впадина; 1 О
 «весенний» травертин;
11
rипс/rлауберит; 12
rлауберит/rалит [339,
343].


ра, обычно хорошо заметны на местности
(рис. 16.4), а состав выпавшеrо в осадок Ma

териала зависит от характера выветривания
на прилеrающей территории.
В rлубокие длительное время существую

щие соленые озера (типа MepTBoro моря)
[605] в значительном количестве поступает
речная вода, приток которой уравновеши

вается испарением. Правда, большая часть
pacTBopeHHoro вещества приносится не pe

кой (в случае MepTBoro моря это река Иор.-
дан), а небольшими водотоками, берущими
начало в разбросанных поблизости соляных
источниках. Воды MepTBoro моря име

ют чрезвычайно высокую соленость
(> 300000 млн
l), необычный Na
Mg
(Ca)

Cl
cocTaB, а также низкое содержание су ль





199


Континентальное осадконакопление и фаuнальный анализ


фатов и бикарбонатов. Из
за различия соле

ности по вертикали это rлубокое ( '" 300 м)
озеро стратифицировано по плотности. Из
поверхностных слоев озера осаждаются
араrонит и rипс. Что касается осаждения ra

лита, то сейчас оно не происходит, но при

близительно 1500 лет назад оно, по всей ви

димости, имело место в rлубоководной
части озера, коrда отношение испарения вo

ды к величине ее поступления было ДOCTa

точным для пересыщения раствора. (HeдaB

ние исследования [604] показывают, что
вода MepTBoro моря хорошо перемешана
и что крупнокристаллический rалит, aparo

нит и rипс осаждаются и сохраняются на ero
дне.)


16в. Современные озерные фации. Фации
стратифицированнь
 по температуре озер
умеренных широт можно проиллюстриро

вать на примере отложений озера Бриенц,
расположенноrо в Швейцарских Альпах, BЫ

тянутоrо на 14 км и достиrающеrо rлубины
261 м. В озере идет отложение исключитель

но обломочноrо материала, который поста

вляется реками, впадающими в озеро с про

тивоположнь
 концов. Выше уже rовори

лось о том, что речные осадки, попадая
в озеро с сезонной стра тификацией, разно

сятся и осаждаются при помощи поверх

ностных, промежуточных или донных тече

ний в зависимости от соотношения плотно

стей речных и озерных вод. Высокоплот

ностные турбулентные потоки большой
мутности образуют донные течения и фор

мируют мощные (;$1,5 м) rрадационные
песчаные отложения. Образование таких OT

ложений случается 1
2 раза в столетие при
катастрофических паводках. Речные потоки
небольшой мутности, которые ежеrодно во
время ординарных паводков втекают в озе

ро, также дают начало донным течениям.
Однако в этих случаях осаждающийся пе

счаный материал имеет мощность порядка
1 см и слабо дифференцирован по вертика

ли. Тонкий материал транспортируется про

межуточными и поверхностными течениями
и вследствие общей циркуляции разносится
по всему бассейну. Постепенно на протяже

нии лета он осаждается, по рождая «лет

нюю» часть набора варв, или ленточных
r лин. «Зимний» прослой образуется осенью,
коrда начинается конвекция, а вместе с ней


осаждение тонких частиц, задержанных pa

нее на термоклине. турБидитыI, име16щие
rрадационную слоистость, включают в себя
тонкие темные слои, схожие с «леrnими»
прослоями ленточных rлин. Таким образом,
турбидиты и «леrnие» прослои имеют об

пшй источник, однако поступают на дно He

одновременно и различными путями.
светлыIй «зимний» прослой характеризует

ся одинаковой по всему озеру толщиной
и формируется, коrда вода в озере по

лностью перемешана.
В противоположность озеру Бриенц, в KO

тором идет накопление только обломочно

ro материала, в Цюрихском озере (Швейца

рия) наблюдается осаждение rлавным обра

зом биоrенноrо и xeMoreHHoro материала.
Причины столь резкоrо различия заклю

чаются в том, что в начале нынешнеrо CTO

летия реки, впадающие в Цюрихское озеро,
были перекрыты плотинами, которые резко
снизили величину твердоrо стока. В настоя

щее время осадкообразование в озере идет
в соответствии с сезонными биолоrическим
и химическим циклами (рис. 16.3 и 16.5).
слоистыIe отложения накапливаются на дне
озерной котловины (rлубина более 50 м),
тоrда как накоплению материала на ее скло

нах препятствует медленное оползание.
Можно провести близкую аналоrию между
известковыми ленточными отложениями
Цюрихскоrо озера и неоrеновым мелом
озерноrо происхождения, обнаруженным
при rлубоководном бурении в Красном MO

ре (см. работу [436]), а также rл. 26).
Ленточноподобные отложения озера Тур--
кана в Кении содержат очень мало орrани

ческоrо вещества блаrодаря поступлению
большоrо количества обломочноrо MaTe

риала из реки Омо (рис. 16.1) и тому факту,
({то это относительно мелководное озеро
(средняя rлубина 35 м) хорошо перемешано,
насыщено кислородом и в нем отсутствует
стратификация [886]. Тонкодисперсные
донные илыI содержат в большом количе

стве монтмориллонит, и это наводит на
мысль о развитии новообразований в бо

raThIx Mg иловь
 водах. Озеро TYf.KaHa
с ero преимущественно кластическими ocaд

ками может быть противопоставлено MHO

rим друrим озерам Восточно
Африканской
рифтовой системы, в которых преобладает
орrаническая и химическая седиментация.




200


Часть 5


Обломки диатомовых водорослей в этих
озерах составляют основную массу донных
отложений. Характерным для этих озер
является осаждение кальцита, доломита
и сидерита. Последний может осаждаться
только при величине отношения Са: Fe
меньше 20, как в озере Киву.
Фации соленых озер вместе с сопутствую

щими аллювиальными фациями показаны
на рис. 16.4. В отложениях как эфемерных,
так и существующих мноrие rоды озер OT

мечается характерное переслаивание обло

мочноrо материала и эвапоритов, которые
продуцируются вследствие циклическоrо че

редования сильнейших паводков с сухими
сезонами. Зачастую в результате этоrо
образуется слоистая содержащая 2алит по--
рода, в которой обломочные слои и эро

зионные поверхности разделены вертикаль

но вытянутыIии кристаллами rалита, pacтy

щими либо на дне, либо на нечетко
оформленных матах, образованных вOpOH

кообразными кристаллами, которые форми

руются на насыщенной солью поверхности
([750, 32]; см. также rл. 23).


16..... Древние озерные фацив. Основной упор
при выделении озерных фаций должен быть
сделан (и в большей степени, чем в случае
иных условий осадконакопления) на весь
комплекс условий осадконакопления при
специальном внимании к фауне и флоре.
Так, например, без достаточных палеоrео

rрафических свидетельств невозможно про

вести rpaHb между изолированными
озерными эвапоритовыми фациями и фа



КОЛJlЮВИЙ



l j::"....:.>...1 2 fi2J5j3 С34 1:': ':°,.1 5 CJ6


циями плайи, питающимися морской водой
и расположенными на прибрежных paB

нинах. Особенно сложным делом является
интерпретация дофанерозойских озерных
фаций [155]. Отложения, по всей видимости
озерноrо происхождения, широко предста

влены в древних красных песчаниках (cpek
ний девон) Оркадской котловины на ceBepo

востоке Шотландии. Эти слоистыIe песчани

ки содержат следы множества циклов
осадконакопления [664, 214, 217]. В HeKO

торых из циклов видны слои (мощностью
0,1
1 мм) перемежающеrося кальцита или
доломита, а также обломочноrо алевролита
(иноrда с фосфатом). Там, rде преобладают
карбонатные слои, мощность кластических
слоев уменьшается до 0,1 мм, причем часто
они маркированы орrаникой, как в знаме

нитых оолитовых известняках Ачанаррас.
В некарбонатных слоях наблюдается чере

дование алевролитов и арmллитов или же
крупно
 и мелкозернистых алевролитов.
В основании крупнозернистых слоев в


Рис. 16.5. Схематический разрез, показывающий
фациальную модель озерной седиментации
в краевой зоне девонскоrо 0pKancKoro озера в ce

веро
восточной Шотландии. Вертикальная после

довательность отложений, имеющих мощность
несколько десятков метров, обусловлена речным
вносом осадков, а также сезонным цветением BO

дорослей, совпадавшим по времени с подъемом
уровня в озере. 1
слои, обоrащенные карбона

том; 2
слои, обоrащенные обломочными части

цами; 3
карбонаты; 4
аллювиальные фации;
5
 коллювиальные фации; 6
 фундамент [214].


Уровень озера


ЭПИЛИМНИОН
rеfUlЫЙ . освешенный .
пресноводный ,
продукrивный


Термоклин


rИПОЛИМНИОII
ХОJlОДНЫЙ , rемный,
безжизненный


Сезонное цвеrение
, , , _ водорослей в
. О О '0
. .".
. .-_. '.<.' >.<: :-....................... cTpaT:
:;:POBaHHOM
, О ,О .' . ....: .: Посrупление оБЛОМОЧНОI"О
D о 1:) .. . материал а в
. 0'0 О ,несrраrифиuирuванное озеро




201


Континентальное осадконакопленне и фацнальный анализ


изобилии присутствуют субаквальные и
аубаэральные трещины усыхания. В кровле
относительно мощных слоев видны coxpa

нившиеся следы волновой ряби. Еще более
мощные песчаники с четким основанием
и иноrда со следами размыва перекрывают
эту циклически построенную, характери

зующуюся увеличением в циклах крупности
зерен снизу вверх толщу, литолоrия KOTO

рой ТОЛЬКО что была описана. Существует
общая тенденция перехода от слоистых
толщ к более крупнозернистым песчаникам.
Палеотечения в Оркадской котловине в oc

новном имели западное до южноrо напра

вление.
Описанные выше особенности осадков
интерпретируются как отложения большоrо
стратифицированноrо озера и дренирую

щих ero водосборный бассейн рек
(рис. 16.5). Аллювиальные фации все в боль

шей и большей степени преобладают вверх
по разрезу и свидетельствуют об ускоряю

щемся во времени сокращении озера. По
всей видимости, озеро находилось в меж

rорной котло.вине, было устойчиво страти



Рис. 16.6. а
раннетретичные структуры впа

дины rрин
 Ривер и прилеrающей территории;
б
 обобщенная литостратиrрафическая схема
формации rрин
Ривер и одновозрастнь
 с ней
rорных пород, показанных на плане (а). 1
бо:-
rатые нефтью сланцы; 2
нефтеносные сланцы,
арrиллиты и карбонаты; 3
аллювий; 4
TpOHa
[803 ].


(а)


ю Впадина Пайсинс

ВпаIlина Юинта Крик


с


л " '
I Вулканические породы \ .

 ) ,,
 " А) !J "

, ",:
,
 :"<{"'

-<::) "" .
'1 ;", 'Вщд
на Уинд
Ривер \
{ .. '''''''- . ')
....... .......::.>....
:. " \..........JПоднлrие
I . .. r а
1.... \ Впадина . ' р
нтинс
i 5:j r rрин
Ривер. .\
:Е " а .. 'С'\
О .. ., \J
1::S:: ' '. I
'
 : ..' .:
, . I
I . . \

/ ..... .\
'
 ,


(б)



4


Вl



 2
о ....
о. . . . 3
о а 8
.



.. . . (l
(
, Впадин
 юи.нт. .. .
,. I

 '
\ . '.. .
. ..
',.. . ' 1 0... . Впадина
...., ,'0 ...........

00 ' :/ '" r::: ;. Паисине

 ,


 \,..:
 Крик


фицировано и в нем никоrда не шло образо

вание эвапоритов. Опускание озерной KOT

ловины было быстрым, судя по тому, что
более 5 км осадков накопилось только за
10 млн. лет.
Эоценовая формация rрин
 Ривер (наи

большая мощность 950 м) в шт. Вайомин r,
Юта и Колорадо (рис. 1 6.6)
 одна из наибо

лее изученных толщ озерных отложений
в мире. Она дает нам возможность провести
интересное сравнение с уже описанными OT

ложениями Оркадской впадины. Формация
содержит самые большие в мире запасы
троны (Nа 2 СО з ), а в ее фациях нефтеносных
сланцев содержатся потенциально самые
большие запасы уrлеводородов. Детальное
исследование пачки Уилкинс
Пик в Вайо

минrе [247] выявило шесть седиментолоrи

ческих фаций, которые, как считают, были
отложены в различных озерных условиях:
от плайевоrо озера в центральной части до
обрамляющих ero аллювиальных конусов
(рис. 16.7). Фацuя 1 состоит из rалечных
конrломератов. rалька имеет сплюснутую
форму, сложена доломитовыми арmллита

ми и, по
видимому, представляет собой pe

зультат переработки в прибрежной зоне BO

дорослевых образований, разбитых трещи

нами усыхания. Фацuя 2 состоит из извест

няков, перекрестно
слоистых песчаников со
следами волновых знаков ряби и разбитых
трещинами усыхнияя арrиллитов прибреж

Horo происхождения. В фацuю 3 входят ap

mллитыI с трещинами усыхания и прослоя

ми алевролитов, образованные в плайе на




202


Часть 5


[оры


Конусы выноса


rлинистая осушка


fравийные конусы,
сцементированные
кальцитом


Нефтеносные
сланцы и трона


рис. 16.7. Модель образования фаций формации
rрин
Ривер, слои Уилкинс
Пик [247].


rлинистой осушке. Нефтеносные сланцы фа

ции 4 включают в себя боrатые орrаникой
прослои доломитов и брекчию нефтеносных
сланцев. Весьма характерны для этой фации
жилыI по трещинам усыхания. Орrанические
слои имели студенистую консистенцию
и состояли ИЗ флокул остатков водорослей
и rрибов, которые аккумулировались на дне
периодически усыхающеrо водоема. Bыco

кая продуктивность орrаническоrо веще

ства указывает на существование эффектив

ной ловушки обломочноrо материала, пре

пятствующей ero поступлению в озеро.
слоистыIe отложения троны фацuu 5 состоят
ИЗ тонких прослоев доломитовых арrилли

тов, фация интерпретируется как результат
увеличивающейся концентрации эвапори

тов на плайе, что и дало начало образова

нию фации нефтеносных сланцев. Фацuя
6 включает в себя песчаники с нечетко Bыpa

женной перекрестной слоистостью и часто
встречающимися следами деятельности BO



'17


дотоков. Эти песчаники вытянутыI от rop
Юинта к северу и представляют собой раз

ветвленные покровы аллювиальных OT

ложений.


16д. Выводы. На долю озер приходится
сравнительно небольшая часть поверхности
СУIIШ. Вместе с тем в озерах существуют OT

личные условия для сохранения донных OT

ложений, что обусловлено общим поrруже

нием тектонических депрессий, в которых
расположены мноrие озера. На динамику
озерных вод и осцдков оказывает влияние
. климат, rлубина озера и количество посту

пающеrо в Hero обломочноrо и paCTBopeH

Horo вещества, а также сам способ поступле

ния ero в озеро. Все эти факторы тесно
связаны, и их комбинаuии порождают мнo

жество разнообразных фациальных обста

новок, начиная со стратифицированных по
температуре rлубоких озер умеренноrо по

яса и кончая мелководными, однородными
по rлубине солеными тропическими озера

ми. Древние озерные фации сложно инте

претировать на базе одних только седимен

толоrических материалов. НаИЛУЧIlШе pe

зультатыI дает использование как седимен

толоrических, так и палеонтолоrических
данных. наиБолыlшe трудности возникают
при идентификации дофанерозойских
озерных фаций.
Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Множество интересных сведений о современных
и древних озерах можно найти в моноrрафиях
[541,504]. Обстоятельным источником информа

ции о физике и химии озер является работа XaT

чинсона [405].


Ледниковые или rляциальные обстановки


17а. Введение. Около 1 OO
 поверхности Зем

ли в настоящее время покрыто ледниками,
и в них сосредоточено почти 75% всей прес

ной воды нашей планетыI. В четвертичное
время ледники покрывали приблизительно


30% земной поверхности. ОБIlШрные терри

тории Северной Америки и Европы подве

rались эрозионной и аккумулятивной дея

тельности ледников. На всем земном шаре
ощущалось влияние оледенения: ледни





203


Континентальное осадконакопленне и фациальный анализ


о


ковые щиты оказывали воздействие на aT

мосферную и океанскую циркуляцию (см.
rл. 24 и 26), изменение уровня моря, ЭКОЛО

rию моря и суши. В rеолоrическом прош

лом можно выделить по крайней мере четы

ре ледниковых периода: в раннем протеро

зое, в позднем докембрии, позднем ордови

ке и позднем палеозое. Обсуждение причин
оледенения выходит за рамки данной книrи.
Здесь следует сказать лишь о том, что в по

следние rоды было установлено, что перио

дичность клима тических изменений в че

твертичное время наилучшим образом
объясняется механuзмом Мuланковuча. Co

rласно ero теории, причиной реrулярных KO

лебаний солнечной радиации в высоких ши

ротах служат флуктуации орбиты Земли
[357].
Основные типы оледенения представлены
долинными и предrорными ледниками,
а также покровными и шельфовыми ледни

ками. На каждом леднике устанавливается
динамическое равновесие между процесса

ми образования и таяния льда (рис. 17.1).
Ледниковые отложения представлены пре

имущественно разнообразными моренными
фацuямu, а также фацuямu обшuрных
зандровых равнин. Ледниковые отложения
подвержены интенсивному воздействию
внешних areHToB, и поэтому сохранность их
невелика. Исключение составляют случаи,
коrда накопление ледниковых отложений
идет в понижениях рельефа. Наибольшей
сохранностью обладают, по
видимому, OT

ложения шельфовых ледников, окруженных
широким поясом айсберrов.


17б. Физические процессы. Соrласно
данным измерений, медленное ламинарное
течение rлетчерноrо льда (рис. 17.2) имеет.
скорость 10
200 м.rод
 1 В долинных лед

никах и 200
 1400 м. rод
 1 В покровных


Рис. 17.1. Ледник как незамкнутая система
[239].


-




10 I





:s:

 J
u
о


о..
с1.>


О
r::


 20 I
о
с1.>
:s:
:>::
tJ::
о


u
u

0::1
а...
/
30
........
/
40 /

Т
о 0.1 0.2


rоризонтальное смещение. м


Рис. 17.2. Деформация вертикальной скважины
в леднике Саскачеван за двухлетний период
времени. Вероятная ошибка указана для каждоrо
замера, по которым проведена кривая. Деформа

ция показывает хорошо развитый поrраничный
слой, который простирается почти до поверхно

сти ледника [562].


ледниках [628]. Ледниковый лед состоит из
кристаллов, имеющих приблизительно
равные размеры. Каждый кристалл дефор

мируется вдоль плоскостей скольжения, па

раллельных основным плоскостям reKcaro

нальной кристаллической решетки (обзор
см. в работе [628]). Соrласно эксперимен

там, для скорости сползания ледниковоrо
льда справедлива зависимость
du п

== kt
dy ,


в которой показатель степени п изменяется
между 1,5 и 3,9, k
эмпирический коэффи

циент и '[
 напряжение сдвиrа. На рис. 17.2
и 17.3 показано фактическое распределение
скорости в толще ледников. Напряжение




204


Часть 5


сдвиrа, возникающее вследствие скольже

ния льда, можно представить в виде


't == pgh sin а.,
rде р
 плотность льда; h
 толщина льда;
cr
 уrол наклона плоскости скольжения.
Следует различать два основных типа Te

чения ледниковоrо льда [101]. Так, пo

лярный лед во всей толще имеет температу

ру ниже точки замерзания. На rранице
лед
 ложе не существует условий для сколь

жения, так как отсутствует внутриледни

ковый и подледниковый сток Перемещение
полярных ледников осуществляется по этим
причинам в форме ползущеrо движения
(крипа). Эффективная эрозия возможна
только на выступающих неровностях ложа
Ледника. Иные температурные характери

стики имеют ледники умеренных широт.
В основании этих ледников температура
близка к точке плавления льда (рис. 17.4, б),
и ледник скользит по своему ложу. На долю
TaKoro механизма приходится свыше 60%
общеrо перемещения ледника. Обильное
скопление талых вод в базальной зоне лед

ника вызвано следующими причинами: а)
поступлением талых вод с поверхности по
трещинам и ледовым туннелям; б) таянием
льда за счет BHYTpeHHero тепла Земли; в)
таянием льда вблизи основания ледника
вследствие сильноrо давления. Для ледни

ков умеренных широт характерна базальная
зона, состоящая из обоrащенноrо обло

мочным материалом режеляционноrо льда,
который образуется при мноrократном тая

нии и замерзании (рис. 17.5). Эрозия ложа
осуществляется талыми водами, которые
транспортируют мелкообломочный MaTe

риал, а также путем прямоrо воздействия
ледника на скальное основание (скалывание,
дробление, шлифовка).
Обломочный материал поступает в лед

ник со склонов и в результате эрозии ложа.
В первом случае неока танный и разно



Рис. 17.3. Распределение продольных скоростей
течения льда в поперечном сечении ледника А Ta

баска может служить доказательством скольже

ния основания ледника [663].


о
200
400


'" 600
:I:


>,
с 800
1000
1200

26


500


'" 1000
:I:


>,
с 1500
2000


(а)



 22
 18
Температура, СО


............
........



 30
 20
 1 О О
Температура, СО
Рис. 17.4. Изменение температуры льда с rлуби

ной. а
 полярный ледник, скважина Кэмп
Сенчу

ри, rренландия; 6
 ледник умеренных широт,
станция Бёрд, Антарктида [239].


родный материал осыпей аккумулируется
в краевой зоне ледника. Часть этоrо MaTe

риала по трещинам и туннелям во льду по

падает к основанию ледника. Во втором
случае имеет место разрушение неровностей
KopeHHoro ложа и поступление обломков
породы в тело ледника. Последовательные
положения скоплений обломков служат
cBoero рода маркерами сезонных циклов
снежной аккумуляции и поступления MaTe

риала из осыпей (рис. 17.6). Процессы
транспорта материала подо льдом приво

дят К взаимодействию между обломочными
частицами и способствуют абразии и Bыpa

ботке ложа. Во фронтальной зоне ледника
MorYT появиться внутренние напряжения
(рис. 17.7), обусловленные rрадиентом CKO

рости между малоподвижным основанием
и быстро движущимся льдом на поверхно

сти. Под действием этоrо напряжения обло





205


Р R Р


Континентальное осадконакопленне и фацнальный анализ


(а)


(б)


R R


(в)




Адrезия . налипание
M""CO",



Рис. 17.5. а
тонкий слой режеляционноrо льда
с обломками в основании ледника умеренных
широт. Скальное ложе ледника на рисунке затем

нено. Таяние льда вследствие высокоrо давления
происходит с верхней по течению стороны от CKa

листых выступов (точка Р), Torдa как с противо

положной их стороны (точка R) идет режеляция
талых вод, поступивших из точки Р в точку R (по

казано стрелкой); 6
нарастание слоя льда
с включениями обломочноrо материала; в
обра

зование плоскостей напора при скольжении с Tpe

нием фронтальной зоны ледника по поверхности
вечной мерзлоты; появившееся в результате сжа

тие создает напор, блаrодаря которому обло

мочный материал из базальноrо слоя поднимает

ся на более высокий уровень [101].


мочный материал из основания ледника во
фронтальной зоне переносится на более BЫ

соки е уровни.
Отложение (скопление) обломочноrо Ma

териала на rранице с основанием движуще

rося ледника (донная морена) идет вслед

ствие cuепления переносимых льдом облом

ков С rлинистым материалом, выстилаю

щим ложе ледников, или с более древними
породами. Этому процессу содействует BЫ

сокое поровое давление, увеличивающее
взаимодействие за счет трения. Подобное
образование донной морены не может
иметь места в полярных ледниках из
за OT

сутствия в них скольжения льда по ложу.
Ориентировка отдельных обломков в ДOH

ной морене указывает на активность и Ha

правленность процессов перемещения.
Здесь, как и в ряде случаев перемещения
обломочнorо материала, большая ось (ось
а) частиц ориентирована по течению, тоrда
как малая ось (ось Ь) может быть ориенти

рована случайным образом. Последняя oco

бенность напоминает свойства донных Ha

носов, перемещаемых качением.


17в. Плейстоценовые н современные леднн

ковые фацнн. Большое разнообразие oca

дочных фаций порождается процессами тая

ния ледников и стока талых вод. Для
удобства разделим все эти фации на три сле

дующие rруппы: а) фации, образованные
при течении льда и вытаивании из Hero
обломочных частиц; б) фации, сформиро

ванные действием водотоков в зоне KOHTaK

та со льдом; в) фации, образованные BOДHЫ

ми потоками - на некотором удалении от
контактной зоны.
Фации первой rруппы состоят rлавным
образом из несортированных, .литолоrиче

ски разнородных отложений, известных под
названием валунной rлины или морены. Из

вестно множество типов морены. Упоми

навшаяся уже донная морена представляет
собой результат действия процессов, проте

кающих на контакте ледник
 ложе. Mo

ренные отложения MorYT иметь вытянутую
форму (друмлuны) И располаrаться на KO

ренных породах. Абляцuонная морена, или
морена вытаивания, образуется при сезон

ном таянии льда, содержащеrо обломки
rорных пород, в ледниках умеренных широт
(рис. 17.7). Эта морена, лишенная какой
ли

бо внутренней текстуры или строения, пере

крывает донную морену. ФлювUО2ЛЯ

цuальные отложения (рис. 17.7) образуются
в процессе интенсивной аккуму ляции обло

мочноrо материала, освободившеrося при
таянии в зоне выклинивания ледника [100].
Этот несортированный материал перено

сится далее вниз по склону под действием


150м


100
50
О 50
100 150


c=Jl
02


250 м
Рис. 17.6. Поперечный разрез KapoBoro ледника
в Норвеrии. Показаны вычисленные для 1
лет

Hero интервала линии тока льда и последова

тельные положения зоны скопления обломочно

ro материала. 1
линии тока; 2
перемещение
поверхностей абляции (расчет) с обломочным Ma

териалом [546].




206


Часть 5


(о)


(о)


(в)


.:..::.<:.:..:.:-::.....
.'";"::.:::-".:::.":"::":.:'::".. .


Донная морена


процессов, сходных с процессами переноса
обломочноrо материала в русловых пото

ках (rл. 7).
Как показано на рис. 1 7.7, флювиоrля

циальные отложения MorYT перекрывать
абляционную и донную морены, образуя
вместе с ними характерную трехслойную
структуру [102]. В случаях коrда край Лед

ника оконтурен предледниковым озером
или подходит к морю, образуются пoд

водные ФлювиО2ляцuaльные отложения
и морена (рис. 17.8), которые MorYT иноrда
переслаива ться с озерными или морскими
отложениями [221, 748]. При разrрузке
обломочноrо материала, который тем или
иным способом транспортировал ледник,
образуются моренные 2ряды. Высокие про

стирающиеся на большую длину rряды co

ответствуют периодам времени, коrда по

ступление льда в ТОЧНОСТИ.уравновеllIИва

лось ero таянием. Структура типичной
моренной rряды, сформированной долин

ным ледником умеренных llIИрот, показана
на рис. 17.9.
Фации, образованные течением воды на
контакте со льдом, включают в себя озы, OT

ложения предледниковых озер, а также OT

ложения шельфовых ледников. Озы
(рис. 17.10) представляют собой вытянутые
аккумулятивные формы, сложенные сло

истым песчаным или rравийным материа

лом, который был принесен и отложен пото




Л..



. _ __ _ Флювиоrляциальные отложения
>--_::: .......:....:..::.: ::....::>:;:.
 Морена вытаивания


Рис. 17.7. Образование трехкомпонентноro MO

peHHoro комплекса в результате течения и таяния
льда и накопления обломочноrо матеуиала у раз

рушающеrося фронта ледника [102j.


ками талых вод. Эти потоки MorYT действо

вать на поверхности ледника, в туннелях,
прорезающих ero толщу, и в основании лед

ника. Отло
ения первых двух из у
азанных
потоков накапливаются прямо на скальном
основании, они подвержены действию
оползней и связанных с ними разрывных Ha

рушений. Считается, что некоторые озы
образовались в подводнь
 условиях пред

ледниковых озер при разrрузке в них пото

ков таль
 вод. Большинство же озов связы

вают с ледниками YMepeHHЬ
 llIИрот, вблизи


Подводные
флювиоrляциальные
отложения


Озерные или морские ОСЭДЮ{


Рис. 17.8. Образование подводной морены вбли

зи края ледника, rраничащеrо с озером или MO

рем [221].




207


Континентальное осадконакопление и фацнальньш анализ


отступающеrо края которых и формирова

лись озы. В отложениях озов преобладают
структуры, созданные потоками воды, часто
встречаются следы поперечной ряби и косая
слоистость. Все это свидетельствует о BЫCO

кой скорости осадконакопления (см., напри

мер, работы [20, 55]). Полаrают, что после

довательности озов. (четко видные озы)


Рис. 17.9. Образование морены из флювиоrля

циальноrо. материала, а также материала, TpaHC

портируемоrо по поверхности и в толще ледника.
а
2
последовательность отложений при Hacтy

пании и отступании ледника; д
 обобщенный
разрез толщи моренных отложений; е
образова

ние морены при наст.}'пании ледника (2 раз

личных варианта) [103 J.


(б)


.' ...........
4.,

 '

" ..,.......... .........

:_'


'


.,

5


образовались блаrодаря чередованию ycкo

рений и торможений фронта подводных
субrляциальных потоков [55]. Фации озов,
образовавшихся в подводных условиях,
сродни морским или озерным фациям.
Предледнuковые озера наполняются при
сезонном стоке талыIx вод, потоки которых,
вливаясь в озеро, образуют дель ту rиль

бертова типа (см. rл. 19) с круто наклонен

ной авандельтой. Эти дельты сложены rpy

бозернистым материалом, крупность зерен
KOToporo уменьшается в направлении aBaH

дельты. Более мелкий материал разносится
по озеру под действием приповерхностных,
промежуточных и придонных течений, xa

рак те рис тики которых зависят от разности
плотностей втекающеrо в озеро и несущеrо
взвесь обломочных частиц потока и озерной


(д)


Поверхностная морена (4)


Моренный
комплекс


Шебнистая осыпь (8)
Нарушенные

 Флювиоrляциальные
. . отложения (6)
. :.
: Поверхностная
.. морена (7)


Пlfl[


(е)


1
 2
последовательные стадиИ









208


Часть 5


Поверхность воды


Край ледника
............


ПреWIедниковое озеро


ПОСТУlUlение обломков
следствие протаивания
Покров озерных отложений
едника вблизи дна


Ту
ель


Вал 1 Вал 2
Отступание края ледника за rод
I

Рис. 17.10. Образование четковидных озов
у края ледника и как следствие подъем зоны про

таивания. Торможение водноrо потока на выходе
у подледноrо туннеля при водит к осаждению
обломочноrо материала [55].


воды (СМ. rл. 16). Чередование сезонных
процессов таяния и замерзания при водит
к образованию ленточ ных отложений с xa

рактерной внутренней ритмичностью [34].
Достиrающие моря покровные ледники
иноrда по рождают шельфовые ледники. От
кромки шельфовых ледников отделяются
айсберrи (рис. 17.11). В зоне моря, примы

кающей к шельфовому леднику, имеет Mec

то общее уменьшение крупности зерен MaTe

риала от несортированной донной и абля

ЦИОННОЙ морен до слоистых морских илов
со случайными вкраплениями обломков из
тающих айсберrов (рис. 17.12). В краевых
проксимальных частях этих обстановок
имеются также субаквальные флювиоrля

циальные отложения.
Среди водноледниковых фаций, ВCTpe

чающихся на некотором расстоянии от края
ледника, явно преобладают кон усы выноса
ледниковых потоков (типа увлажненных KO

нусов выноса, описанных в rл. 14 и 15). Эти
бурные сезонные потоки талых вод OT

кладывают здесь крупнозернистый MaTe

риал (рис. 17.1 3). Вниз по склону конуса
проявляется тенденция к уменьшению круп

ности зерен материала и одновременно
к возрастанию роли русловых форм [95].
На рассматриваемых конусах выноса про

являются своеобразные эффекты, связанные
с сезонным промерзанием русел до дна,
а также с таянием поrребенноrо льда. В свя



зи с этим принято считать, что крупномасш

табная косая слоистость и увеличение КРУП

ности зерен вверх по разрезу являются
результатом заполнения обломочным MaTe

риалом локальных депрессий, которые
образовались при таянии поrребенноrо
льда. Мноrие конусы выноса имеют весьма
полоrие фронтальные склоны из
за очень
малой rлубины создавших их ледниковых
потоков. Довольно типичными для OKpeCT

ности ледника являются скопления rравия
с уплощенной формой обломков, которые
перемещаются влечением в придонном слое
водноледниковых потоков [699].


17r. Древние ледниковые отложения. Для
идентификации ледниковых отложений
в толще rорных пород желательно исполь

зовать все имеющиеся локальные и реrио

нальные данные о наступании и отступании
ледников, их таянии и общем похолодании
климата (см. работу [344]). rорную породу,
образовавшуюся из древней морены, при

нято называть микститом или тиллитом,
дабы подчеркнуть ее происхождение. При
отыскании критериев для распознавания
древних морен не следует забывать о боль

ШОМ разнообразии типов морен в COBpe

менных ледниковых от ложениях (см., напри

мер, работу [230]).
Одними из древнейших обнаруженных
ледниковых отложений являются тиллиты
Порт
Аскайr в далредской надrруппе Шот

ландии и Ирландии ('" 700 млн. лет). Эти
тиллиты перекрываются известняками


Айсберr на мели


Вода


Базальный или
внутриледниковый
обломочный материал


Рис. 17.11. Схема накопления водноледниковых
rлинистых отложений в основании сидящеrо на
мели айсберrа [221].




209


Континентальное осадконакопление и фациальный анализ


Рнс. 17.12. rранитный обломок в слоистом ар-
rиллите. Заметны деформации и разрывы слоев
вмещающей породы. Западная Австралия, вepx

ний палеозой, формация rоуrанда. Длина линей

ки 30 см. Фото Брайана Джонса.


Рис. 17.13. Два самых больших на Аляске конуса
выноса ледниковых потоков. Хорошо видны из

менения крупности зерен материала вниз по
склону конусов [95].
(а)


3км
I I


Залuв Аляска


о' О О О
00 О о о
00000


Крупный rравий ( > 10 см)
Мелкий rрalJИЙ (<.10 см)


. . . .. Песок
л л Покрытые растительностью
л флювиоrляциальные и моренные
..:::.:::::... Береrовые валы отложения
Илистые осушки
Коренные породы


 Ледниковый лед


1
91


и доломитами с остатками строматоли

товых биоrермов и вторичными кварцита

ми. Фактически рассматриваемые тиллиты
состоят из более чем 40 отдельных слоев,
разделенных алевролитами, доломитамИ
и косослоистыми песчаниками MopcKoro
происхождения [781 J. Ленточные арrил

литы, часто содержащие включения, oтнo

сят к отложениям предледниковоrо озера.
Сами тиллитыI интерпретируются как отло

жения шельфовоrо ледника. По всей види

мости, ледник, сформировавший тиллиты

Порт
Аскайr, имел планетарное распро

странение, так как фациальные и палеомаr

нитные данные указывают на существо

вание оледенения в экваториальных обла

стях.
В ряд друrиx детально изученных древних
оледенений входят пермокарбоновое оледе

нение lондваны [848, 332, 507] и paHHe

ордовикское оледенение Северной АФРи

ки [81 J.


17 Д. Выводы. Устойчивость К действию
эрозионных факторов у ледниковых отло

жений в общем невелика, за исключением
случаев, коrда они сформированы в обла

стях общеrо тектоническоrо поrружения.


5 км


л




210


Часть 5


Образование ледниковых отложений связа

но с такими процессами, как течение льда,
ero таяние и движение талыIx вод. Наиболее
характерным продуктом оледенения являет

ся морена. Этот обобщенный термин вклю

чает в себя донную, абляционную и поверх

ностную морены, а также различные сочета

ния этих несортированных отложений. Про

цесс таяния приводит к образованию флю

виоrляциальных отложений в форме mraHT

ских зандров и отложений предледниковых
озер. В rеолоrическом прошлом выделяют

ся по крайней мере четыре ледниковых
периода.


Литература, рекомеlЩуемая
для дальнейшеrо чтения


Хороший обзор литературы о rляциальных про

цессах содержится в работе [239]. Ряд серьезных
статей можно найти в сборниках [430, 221]. В pa

боте [628] рассматриваются физические аспекты
движения ледников, Torдa как работа [101]
является важной отправной точкой для исследо

вания зависимости осадочных и эрозионных про

цессов от термики ледника. Дальнейшее развитие
темы о динамике льда содержится в сборнике
[159]. Развитие идеи о приложении знаний о чет

вертичном оледенении к исследованию дpeBHe

ледниковых отложений содержится в работе
[881 ].








Морские береrа,
IlIельф и фациальный
анализ


Серебро прuбоя брызz,
Что с песком шурша uzpaem,
Рассыпается на пляже,
И зумрудамu сверкает.


Брuzzфлатс (Бантuнz)


q)OTO 6. Панорама приливно
отливной равнины со стороны марша. Видна кочковатая поверхность
марша с rалофитной (солелюбивой) растительностью, переходящая на переднем плане в илистую при

ливно
отливную равнину с разбросанными на ней rруппами Salicoтia и небольшими мелководными
западинками. Солоноватоводные марши, расположенные в верхней части приливной зоны и В нижней
части супралиторали, постепенно выдвиrаются в море (Вильrельмсхавен, Ф РО.






..
, .

t , j;
\" ,


..



..
,


.


.
у'


.,



>








;:




... "







'.



...


:..
 1,.,



 ;.0


"fi' ;.



.
'

 - :>-



;.


..
.,.







.::


-. %
'k;<


t.
.



'...'t





 ),.-




 ..1


\',


.,..! .
.. .ff

'

\ 1
 ,J'.....


..
'", .


. '''". "
.

,' 1': ,;...."
.... \.. ...

 ..... 'ь \.


 .
i:':'
."


.
. .


..::


"' ".,1'




-"..







1 "о


14



.







"* .



i:: ..







.. JI'


..


" , ..,
. ..
'I!
'f 111 . . .
, . I J .
*' t
..
, .
 <с


,.


,


, t
..


.


,


t"#


"..


.,


..-


,


 ""

...

.
"'...
J.
,

.
" ... .


 ..... L
""
.
\; . .
,
4 ....
..
. ... . ....
....
- f

....
 .' .
'\ '"
t
\ .. =t.

.. \ .. t- ...
j .. ,,,\ "
..

 , .

 " . .







212


Часть 6


Тема. Обломочный материал поступает в береrовую зону
в эстуариях и дельтах рек, морфолоrические и седиментационные
процессы в которых являются результатом взаимодействия между
русловыми течениями, волнением и приливами. И хотя немалое
количество осцдков осаждается в дельтах, значительное их
количество перерабатывается волнами и приливами и идет на
формирование выровненных аккумулятивных береrов, пляжей,
приливно
отливных равнин!, баров, кос и лаrун. Облака
тонкодисперсных взвешенных частиц выносятся из береrовой зоны
на шельф и на ero бровку, rде и осаждаются. Динамика шельфа
определяется сложным взаимодействием между штормовыми
волнами и приливными течениями, которые в свою очередь
зависят от морфолоrии дна. На шельфах, [де основную роль
в седиментоrенезе иrрают приливы, обнаруживаются значительные
вариации в крупности осцдков И размере донных форм, что
связано с пространственной изменчивостыо скорости приливных
течений. При отсутствии сильных приливных течений
распределение осадков на шельфе определяется мощностью
штормовых волн, причем интенсивность их воздействия на дно
ослабевает в направлении бровки шельфа.
В субтропических и тропических водах (и в меньшей степени
в водах умеренных широт), [де поступление обломочноrо
материала оrраниченно, высокая биолоrическая продуктивность
способствует образованию биоrенноrо карбонатноrо материала.
Местами СаСО з осаждается в виде араrонитовоrо ила. Эти OpTO

и алло химические частицы подверrаются затем воздействию волн
и приливных течений и образуют сложенные карбонатным
материалом пляжи, приливно
отливные отмели, бары, косы
и лаrуны. Вблизи береrа на надлиторали (себхе) мноrих аридных
районов имеет место осаждение эвапоритов, протекающее
в изолированных водоемах, а также в приповерхностных слоях
отложенноrо материала при испарении rрунтовыХ вод.


18



изические процессы
в береrО80Й зоне и на шельфе


18а. Введение. Сложность условий в береrо

вой зоне и на шельфе определяется разноо

бразием химико
биолоrическоrо и класти

ческоrо материала, поступающеrо в систему
из различных по особенностям стока рек,


1 Судя по материалам, изложенным в этой
rлаве, подобные элементы рельефа в отечествен

ной морской rеоморфолоrии называются BЫ

ровненными аккумулятивными береrами.

П рим. ред.


.


а также широким спектром действующих
в ней ветровых и приливных волн. Сравни

тельно недавний подъем уровня моря в ro

лоцене и связанные с ним эффектыI (затопле

ние береrов, реликтовые отложения шельфа)
еще больше осложняют ситуацию. По этим
причинам совершенно очевидно, что бере

rовые процессы и соответствующие им фа

ции требуют тщательноrо изучения как
в на туре, так и в лаборатории с привлече





213


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


нием целоrо арсенала методов и инструмен

тов.
На рис. 18.1 представлен обобщенный
энерrетический спектр волн на морской по

верхности. Термин «волны» включает в себя
широкий диапазон движений, периоды KO

торых различаются более чем на восемь по

рядков. Крайними членами этоrо ряда


Обозначение
I 1 I 1
Капил
 Ультра
 rравита
 Инфра

лярные rpa
 ционные rравита

витацион
 ционные
ные


Причина


11
1
Длинно
 ПриливJ!I

периодные ные Ё

g.

СО1Пlце J; а
и Луна 1


t:: :S:
Юторм и ....
землетрясение


Ветер


1O
I


102 103


104 lO S


10


Периоц волны, с
Рис. 18.1. Энерrетический спектр волн на водной
поверхности [597].


являются, с одной стороны, совсем неболь

шие капиллярные волны (или водная рябь),
а с друrой
 приливные волны, масштаб KO

торых соизмерим с размером вcero океана.


18б. Ветровые волны. В rл. 8 кратко упоми

налось о том, что распространение :энерrии
В волне происходит без результирующеrо
перемещения частиц воды. Ветровые волны
представляют собой одну из форм rравита

цио.цных волн, находящихся под действием
сил инерции и тяжести. При cTporoM Teope

тическом описании волновоrо движения
предполаrается, что смещение поверхности
можно аппроксимировать кривой той или
ИНОЙ формы. П ростейшим из этих движений
является rармоническое, которое и положе

но в основу линейной теории волн (теория
Эри).
В простейшем случае rармоническоrо
движения смещение частицы воды у описы

вается уравнением


у == а sin cot,


(18.1 )


rде а
амплитуда волны, t
время, со
уrло

вая скорость. В силу Toro, что & == 2тcjY, rде
т
 период волны, выражение (18.1) преобра

зуется следующим образом:
2тс
у == а sin
 t.
Т


(18.2)


Длина волны л. определяется как л. == с т, rде
с
 скорость распространения волны, KOTO

рую можно выразить через частоту f в виде
с == л.f, rде f == 1jт.
Рассмотрим простую синусоидальную
волну на rлубокой воде, коrда rлубина > л..
в этом случае волновое движение практиче

ски не достиrает дна (рис. 18.2). Можно по

казать (см. приложение 18.1), что скорость
волны на rлубокой воде определяется COOT

ношением


с == v gл.j2тс. (18.3)
Коэффициент gj2тc является константой,
и поэтому
с == 1,25Vi (18.4)


и


т == 0,80 Vi.


(18.5)


Таким образом, видно, что поверх

ностные волны на rлубокой воде являются
дисперсионными в том смысле, что скорость'
их распространения зависит от длины вол



(а) Волны Эри


(б)Волны Стокса и repcrnepa















(в) Кноидальные волны


(z) Одиночные волны



















(д)


с




....d....

L


w
k-и


Рис. 18.2. Теоретические профил
 основных ти

пов волн (a
2). В синусоидальной волне Эри дви

жение частиц воды с rоризонтальной скоростью
u и вертикальной скоростью ro совершается по эл

липтическим орбитам с большой осью d и малой
осью s (д).




214


Часть 6


ны. В приложении 18.2 показано, что CKO

рость частицы воды в синусоидальной ли

ней ной волне на rлубокой воде есть
величина постоянная, тоrда как направле

ние ее движения вращается с уrловой CKO

ростью (О. Радиус TaKoro рода орбит посте

пенно уменьшается с удалением от свобод

ной поверхности (рис. 18.3).
По мере выхода наших идеализиро

ванных синусоидальных волн на мелко

водье волновое движение охватывает всю
толщу воды до caMoro дна (трение о дно He

сколько уменьшает энерmю волн). Именно
эти волны представляют особый интерес
для седиментолоrов. Скорость распростра

нения волн на мелкой воде пропорциональ

на квадратному корню из rлубины и не за

висит от длины волны или периода:


с == ygh.


(18.6)


Частицы воды движутся по эллиптическим
орбитам, причем с приближением ко дну эл

липсы сжимаются и у caMoro дна BЫpO

ждаются в отрезки прямых (рис. 18.3). MaK

симальная rоризонтальная скорость ча

стицы воды определяется соотношением


И mаХ ==
 ygh,
2h


(18.7)


rде Н
 высота волны.
Ч то касается энер2ИИ волн, то в волновом
движении идет ритмичный переход потен

циальной энерrии в кинетическую и обрат

но, на чем основаны наши построения в при

ложении 1 8.1. Отклонение свободной по

верхности от среднеrо волновоrо уровня
изменяет потенциальную энерmю, которая
в свою очередь переходит в кинетическую
энерrию орбитальноrо движения. Полная
энерmя волны в расчете на единицу площа

ди имеет вид


1
Е ==
 роН 2 .
8


(18.8)


Следует отметить квадратичную зависи

мость энерmи от высоты волн и ее значение
в схемах энерrетическоrо воздействия вол

нения на морские береrа. Если допустить,
что характерная средняя высота равна 1 М,
то полная энерrия волн, обрушивающихся
на береrа Bcero мира, составит величину


(о) Направление распространения волн
.


, \
/ / I ,\
I / I , I I \ \
О .. t / / О ' '\ О / О /! \ \
' o '
I / " / , ,
/ I \ / \
11/ \ 111\\
/, \ \ 1 1, \ \
/' \\ /, \"
(5 / о \ '\ "0-/ , О \ 'о
/ \ / \
/ \ / ,
(5'// <' "
r;y// О "
o


е ==0


7с
2""


311'
Т


211'


11'


(6)

CJ;SrO;


С)/
\ с) /
\,......c=)



/ I/
 \ ,


/ /I':':rr5\ \


/С)\С)/'-rI\

6 IA "'Cj/I O \O

 I ,




......./ '............




..",/ '.............
.............
............... ...............


е ==0


7с


311'
2""


211'


""2


11'


рис. 18.3. Орбиты, орбитальные скорости и ли

нии тока для волн на rлубокой (а) и мелкой (6) вo

де [560].


около 4,5.1017 Дж [560]. Поток энер2ИИ,
или энерmя волнения, характеризует CKO

рость распространения энерrии волновоrо
движения по лучу волны и определяется
зависимостью


1
w == Есп ==
poH2cп,
8


(18.9)


rде п == 0,5 на rлубокой воде и п == 1
HC\ мел

ководье. Перенос энерmи волн на rлубокой
воде идет не со скоростью распространения
отдельной волны, а со скоростью движения
целой 2руппы волн, или rрупповой. CKO

ростъю, которая равняется приблизительно
половине скорости отдельной волны [829].
Кинетическая энер2UЯ потока (momentum
Лих) в волне (или радиационное напряжение)
представляет собой тот дополнительный
поток энерmи, который появляется блаrо

даря волновому движению. Две ненулевые
компоненты кинетической энерrии потока
имеют вид


1
Sxx == Е (211
 2) == Е/2 (rлубокая вода)
или 3Е/2 (мелкая вода) (18.1 О)




215


Морские береrа, шельф и фацнальиый анализ


и


1
Syy == Е(п

) == о (rлубокая вода)
2


или Ej2 (мелкая вода),


(18.11)


rде ось х ориентирована по лучу волны,
а ось у
 ВДОЛЬ линии волновых rребней.
Следует отметить, что в линейной теории
волн Эри пренебреrается членами BToporo
и более высоких порядков (приложение
18.1). Эти члены принимаются во внимание
в теории Сток са, и их учет приводит к росту
амплитуды rребня и уменьшению ампли

туды ложбины волны. В результате волна
становится более. похожей на реальную BO

лну. Хорошее приближение к природе дают
трох<;>идальные волны (рис. 18.2), однако
в силу сложности теории этих волн мы их
здесь не рассматриваем.
Теория Стокса имеет одну интересную
особенность по сравнению с линейной Teo

рией, а именно: частицы воды движутся по
разомкнутым траекториям, в результате че

ro появляется устойчивый перенос воды
в напра:влении распространения волн. Инте

ресно отметить, что теория Сток са, таким
образом, предсказывает существо.вание
встречноrо течения, локализованноrо у дна.
Однако последнее утверждение полностью
противоречит данным лабораторноrо и Ha

TypHoro эксперимента [38]. Расхождение
теории с реальностью обусловлено неуче

том эффекта вязкости. Введение вязкости
. обеспечивает хорошее совпадение теории.
с результатами измерений [518]. Модифи

цированное выражение для скорости пере

носа воды к
epery (<<сток сова переноса»)
имеет вид


5 ( тrН ) 2 ( ( 2п ))
2
и
 1 =="4
 sinh Th .с. (18.12)


Теория волн Стокса может быть исполь

зована для объяснения явления разрушения
волн. Волны начинают разрушаться, коrда
скорость частиц воды в rребне становится
равной скорости самой волны. Это происхо

дит, коrда уrол между передним и задним
склонами rребня равен 120°. Для случая rлу

бокой воды условие разрушения можно за

писать в терминах предельной крутизны


волны:


Нjл.'.::::!.1j7. (18.13)
Теперь перейдем к реальным, наблюдаю

щимся в природе волнам. До сих пор про

должается дискуссия о механизме rенерации
волн. Ясно, что основную роль иrрает эф

фект воздействия волн на ветровой поток.
При воздействии штормовоrо ветра на MO

скую поверхность rенерируется целыIй
спектр волн. По мере выхода волн из зоны
действия ветра начинается своеобразная co

ртировка волн, так как более длинные BO

лныI распространяются с большей CKO

ростью (уравнение (18.3». Однако образова

ние волн идет в различныIx районах океана
не одновременно, и поэтому BWlНoMepHыe
посты практически всеrда реmстрируют Ka

кое
либо волнение. Такие статистические Be

личины, как представительные высота и пe

рuoд, представляют собой средние величины
из одной трети самых больших (по высоте
или периоду) волн, измеренных за HeKO

торый промежуток времени. Энерrия подхо

ДЯЩИХ к береrу волн (о ней мы rоворили He

сколько раньше) может быть определена
путем интеrрирования спектра волн по вce

му диапазону частот.
Как и в некоторых друmх типах ВОЛНОВО

ro движения, наложение двух ветровых волн
может привести как к усилению, так и к oc

лаблению каждой из этих волн в зависимо

сти от соотношения их длин. На rлубокой
воде, rде скорость распространения волны
находится в прямой зависимости от ее
длины (уравнение (18.3», суперпозиция
волн
 обычное явление. rруппы rравита

ционных волн на rлубокой воде разделены
зонами, rде волны как бы rасят друr друrа
и колебания имеют относительно неболь

шую амплитуду. Эти зоны распространяют

ся со скоростью, вдвое меньшей скорости
самих волн. Волны малой амплитуды BЫXO

дЯТ из указанных зон и постепенно rруппи

руются. При этом их амплитуда растет. По

сле прохождения через центр rруппы ампли

туда волн начинает уменьшаться, и они
вновь попадают в зону слабых волн (ypaBHe

ние (18.9».
По мере выхода синусоидальной OKeaH

ской зыби в область прибрежноrо мелко

водья волны начинают испытывать влияние
дна, которое проявляется, начиная с rлубин




216


Часть 6


1/2
 1/4 ДЛИНЫ волны на rлубокой воде,
и вызывает деформацию волн. Скорость
и длина волн уменьшаются, тоrда как их BЫ

сота растет. rребни волн становятся круче,
а ложбины положе вплоть до начала разру

шения волн. Разрушение волн можно под

разделить на три основных типа: рассыпа

ние, опрокидывание и вспухание (рис. 18.4).
Весьма важным эффектом является рефрак

ция волн, т. е. стремление волн на мелко

водье распространяться по нормали к изо

батам (рис. 18.5).
Воздействие береrа на. динамику волн
определяется уклоном подводноrо береrо

Boro склона [404]. На крутых береrах при

бойная зона узка, а орбитальные скорости
в волне, резко увеличивающей свою крутиз

ну, достиrают больших значений. Волны
здесь разрушаются преимушественно опро

кидыванием, и можно наблюдать интенсив

ное взаимодействие между разрушающейся
волной и обратным потоком заплеска. Kpo

ме Toro, на крутых береrах MorYT иметь Me

сто циркуляционные ячейки. На отлоrих бе

perax прибойная зона имеет сравнительно
(а)






(б)





C"\.--



(В)


Рис. 18.4. Три основных типа разрушающихся
волн. В волне, разрушающейся рассыпанием (а),
rребень становится круче, а профиль
 асимме

тричней до тех пор, пока с переднеrо склона rреб

ня не начнет соскальзывать пенистый бурун. На
переднем склоне rребня волны, которая разру

шается опрокидыванием (6), действует мощный,
достающий до дна вихрь. На переднем склоне
вспухающеrо буруна (в) крутизна увеличивается
так же, как при опрокидывании, однако вихрь не
образуется [290]. .


большую ширину, крутизна волны увеличи

вается медленно, орбитальные скорости He

велики, а разрушение (точнее, накат волн на
береr) идет по типу вспухающеrо буруна
с минимальным обратным потоком. Ячейки
разрывных течений на таких береrах не
образуются, однако существует устойчивое
вдольбереrовое течение.
В систему прибрежных течений входят
компоненты, отличающиеся от возвратно

поступательных движений в деформирован

ной волне. Первым примером может слу

жить замечательная система циркуля

ционных ячеек, которая состоит из разрыв

ных и вдольбереzовых течений [755]
(рис. 18.6). Узкие струи разрывных течений
осуществляют своеобразный и мощный
«слив» воды на мноrих береrах. Вместе
с тем они представляют опасность для кy

пальщиков, так как скорость эти?с. течений
достиrает 2 м/с и более. Разрывные течения
образуются вследствие вдольбереrовых Ba

риаций волновоzо HaZOHa у приrлубых бере

rOB [520]. Волновой HaroH представляет co

бой небольшой (порядка сантиметров
 дe

циметров) подъем среднеrо волновоrо ypOB

ня над уровнем спокойной волны, BЫ

званный действием волн мелководья
(рис. 18.7). Он возникает из
за Toro, что
часть кинетической энерrии потока Sxx в BO

лне (уравнение (18.1 О» должна быть ypaBHO

вешена rрадиентом rидростатическоrо дa

вления, который появляется вследствие
переноса уровенной поверхности. Таким
образом, высота волновоrо HaroHa находит

ся в прямой зависимости от высоты разру

шающихся волн. Данная зависимость озна

чает существование продольноrо rрадиента
давления, который и возбуждает вдольбере

rовые течения, направленные от зоны, rде
разрушаются большие волны, к зонам раз

рушения относительно малых волн [108,
109]. Эти течения поворачивают в море ли

бо на участках береrа с минимальным Haro

ном, либо в зонах конверrенции вдольбере

rовых течений (рис. 18.6).
Анализ ячеистой циркуляции опирается
на некий механизм (или механизмы), упра

вляющий вариациями высоты разрушаю

щихся волн в продольном направлении. Oд

ним из таких механизмов является рефрак

ция волн, поэтому прослеживается отчетли

вая связь между существованием циркуля





217


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


ционных ячеек и рельефом подводноrо
береrовоrо склона (рис. 18.8). Однако в силу
Toro, что циркуляционные ячейки наблю

даются также вблизи прямолинейных бере

rOB с однородной топоrрафией Подводноrо
склона, должен действовать какой
то дpy

rой механизм, обеспечивающий вдольбере

rовые вариации высоты волны. Этим Mexa

низмом, как считают, являются стоячие


Рис. 18.5. Особенности рефракции и отражения
воJПI с приближением к береrовой линии. a
OTpa

жение волн от KpYToro клифа; 6
рефракция волн
на мелководье (вспомним, что скорость ВОJПIы
убывает с уменьшением rлубины); в
рефракция
над ПОНИЖe1Iием дна или затопленной долиной
(a
в по [16]); 2
ЛУЧ ВОJПIы, rребень ВОJПIы и изо

баты; д

xeMa рефракции волн (2
д по [165]).
(а)


'1'
r2




'



краевые волны, образующиеся на относи

тельно приrлубых береrах в результате
взаимодействия разрушающихся волн
и обратноrо потока заплеска [403]. Супер

позиция основной системы волн и краевых
волн является причиной неоднородности
высот разрушающихся волн вдоль береrа.
Наибольших величин высота волн дости

raeT там, rде обе волновые системы Haxo

дятся в фазе.
Вторая rруппа прибрежных течений свя

зана с волнением, косо подходящим к бе

pery. (Следует отметить, что TaKoro рода Te

чения MorYT быть наложены на paCCMO

тренные разрывные течения.) Течения BTO

рой rруппы обусловлены Sху
компо

нентой радиационноrо напряжения, т. е.
волновым импульсом во вдольбереrовом
направлении (у
координата), переносимыM


(z)


Луч волны





Мелкая вода















............



 rребень

 :;












------


.......


 ......
......
* '
......

......
,









,




"'
Х'
rпубокая вода'


(в)


-=-

 .



....I/
 .

 ....

',

/ " ,"-



...." ,/
, ',-
A
.. / \

/
А / '..А.

..../I' "
" .....
...... , '- "
,. / ,

А,/ \
"-
'
...


А


....
/


-\


......


А


Изобаты


(д) rлубокая вода


Мелкая вода


с, sin8,
с; == sin8 2
Ь, cos8,
Ь 2 cos 82




218


Часть 6


({i/;J

I I J Раз pn/hHoe te.ение
'1' t
 ,,-\
?
tt . Перенос воды t t

tt
 + + + + tt




 ) \ Вдольбереrовые J \ ...............

Питающее........ ........



Пи тающее
течение течения течение ....


БЕРЕr


Рис. 18.6. Схема циркуляционных ячеек на мел

ководье (по [755]).


в сторону береrа (х
координата). Таким
образом,


Sxy == Еп sin \1.. cos \1..,


(18.14)


rде \1..
 уrол между Линией rребней и береrо

вой линией. Лонrе
Хиrrинс [519] теоретиче

ски установил, что скорость вдольбереrово

ro течения определяется выражением вида
Щ
 с: (
:) "";ах sin сх, (18,15)
rде tg

 уклон дна, Cf
 коэффициент Tpe

ния. Однако Комар и Инман обнаружили,
что величина Щ не зависит от уклона [469].
Несколько позднее Комар предложил счи

тать величину tg
/C! приблизительно по

стоянной и переписал зависимость (18.15)
в виде


щ == 2,7и mах sin \1.. cos \1...


(18.16)


Выражение (18.16) хорошо соrласуется
с результатами натурных измерений в cpeд

ней части прибойной зоны (рис. 18.9).
Ч то касается переноса обломочноrо MaTe

риала в береrовой зоне, то Бэrнольдом бы

ла установлена зависимость между количе

ством переносимоrо волной песка (вес
KOToporo в воде равен ib) и потоком волно

вой энерmи (мощности) 0). Соrласно этой
зависимости, ib == kro, rде k
 константа, по
данным измерений приблизительно равная
0,28. При возвратно
поступательном движе

нии воды волна просто поднимает во взвесь
твердые частицы, без результирующеrо их
перемещения. Перенос появляется при нали

чии дополнительноrо течения со скоростью
и' типа Toro, что образуется при деформа



ции волн, или вдольбереrовоrо течения или
же в результате.их комбинации. В этих слу

чаях скорость чистоrо переноса рассчиты

вается по формуле


., и'
1 == kO)
,
и mах


которая для случая вдольбереrовоrо потока
имеет вид


й)
i) == kECncos \1..
.
и mах


Последняя зависимость подтверждается
данными измерений в натурных условиях
[469].
Необходимо подчеркнуть, что итоrовое
вдольбереrовое перемещение осадков за
большой период времени определяется CYM

марным действием всех волновых систем,
подходивших к береrу за этот период. П po

(а)


.


Нaroн.
.


.


Уровень ClЮКОЙНОЙ БОДР! ·
ТеоIМЯ J
 .
Экспqи.eнr


(6)


Уровень спокойной воды


продольные волны


4


I
3


о


2


Расстояние от уреза при спокойной воде, м
Рис. 18.7. а
 отклонение среднеrо волновоrо
уровня от уровня спокойной воды. Деформации
уровенной поверхности обусловлены действием
радиационноrо напряжения (потока кинетиче

ской энерrии) волн, подходящих к береry (по ла

бораторным данным); 6
экспериментальная за

висимость высоты волн от среднеrо волновоrо
уровня [110].


(18.17)


(18.18)


30 .






2O

fб
101
'(
OU



s






2О!!
о
(,)
о




20

40




219


Морские береrа, шельф и фацнальный анализ


цессы с большим характерным временем за

тушевывают сезонные эффекты и произво

дят сильное впечатление на случайноrо
наблюдателя, оказавшеrося на морском бе

pery и обнаружившеrо скопление наносов
против волнорезов, естественные молыI
и волноломы вблизи уреза, а также измене

ния очертаний и ориентации песчаных кос.
В заключение сделаем несколько обших
замечаний относительно волновых донных
форм. Мы уже обсуждали вопрос о дефор

мир
ющем воздействии чисто колебатель

Horo или смешанноrо потока на сложенное
сыпучим материалом подвижное дно (rл. 8).


! 't



O<$- ", ,
f:j .-
....... <+ \. \
: I t!! // ", :b-$>
 \"
: ,: ;t:: " '........

,,,'..'"
/ (1)/ (

-




-
-
<:=::::
:
"
, . 1/ .
--' '. " .

 L r 1\, "
".

\"(
)
" "'<:
?

,-) \....


........ -

 -
O _

_


--,






-

- :д Пире
1,21,7 i$2:42,824i;li-:-S


Рис. 18.8. Разрывные течения у Калифорнийско

ro побережья. Вдольбереrовые изменения BЫ

соты воJПI вызваны рефракцией над вершиной
подводных каньонов. Высота воJПI .Указана в Me

трах [755].


В береrовой п пляжевой зонах моря BCTpe

чаются разнообразные комбинации колеба

тельноrо и п6ступательноrо потоков воды,
причем асимметрия полноrо потока воды,
а вместе с нею и асимметрия донных форм
увеличиваются в направлении береrовой ли

нии. Можно ожидать, что в береrовой зоне
существуют значительные сезонные вариа

ции асимметрии донных форм, обуслов

ленные сложными взаимоотношениями, за

фиксированными в осадочных текстурах
береrовой линии и зоны пляжа.


18в. Приливы И приливные волны. Периоди

ческие подъем и опускание уровня, хорошо
заметные с береrа, давно завораживают как
ученых, так и людей, отдыхающих у моря.
Ньютон первым объяснил механизм прили

вов на основе cBoero знаменитоrо закона


тяrотения


GmEmM
p

r 2


(18.19)


rде F
сила притяжения; G
rравитацион

ная постоянная; тЕ и тM
COOTBeTCTBeHHO
массы Земли и Луны; r
расстояние между
этими планетами. Вследствие вращения
в космическом пространстве системы Зем



.
1,6

";" о..,
u с.;


-!
.$'
.;

ti .


:s: 1,2 '\ .

 'У-
::r q
(1)
!-<
...
е ..
.. .
о .

 ..
о
1-0 0,8 .
(1)
о-
(1) ... .
10
,Q · .,t/


о
t::[ :а. . ·


,Q .'..а
!-<
u 0,4 "f · ·
.0 ... .
о-
о . ". :
:.:
u .. ,!I..
.. ... '..
.
 ..
4.. ·
О 0,2 0,4 0,6 0,8
и тах sin а cos а (М. e
 1)


Рис. 18.9. rрафик, подтверждающий справедли

вость зависимости в уравнении (18.16) в широком
диапазоне натурных условий [469].
ля
 Луна каждая частица воды в океане ис

пытывает действие центростремительной
силы соответствующей величины и направ

ления. Поскольку величина F изменяется
пропорционально (1/r)2, а расстояние между
фиксированной частицей воды и Луной есть
величина переменная, то на эту частицу дей

ствует изменяющаяся во времени результи

рующая сила, равная векторной разности
между силой притяжения и центростреми

тельной силой (рис. 18.1 О). П риливный цикл
В некоторой степени обусловлен TaHreH

циальной компонентой этой силы
(рис. 18.1 О), причем соответствующее YCKO

рение приблизительно имеет величину


3 тм RE .
Аt

g

sш2е.
2 тЕ r 3


(18.20)




220


Часть 6


(о)


(6)
rfi:)




@;
Земля


,
о


Луна



)
)



z z


(д)


(е)


'" .. '"


"
"


11
"
"


... к Луне
... -+ ...............


P"'
F
"A В


х
...


....

L
....


.. JI
.. JI
'1 '1 t jI ..


z


Рис. 18.10. Схема действия приливообразующих
сил. а
 вращение Луны BOKpyr центра масс си

стемы Земля
 Луна (G) совершается против часо

вой стрелки, если смотреть с Полярной звезды;
6
 центр Земли Е и произвольная точка Р на ее
поверхности описывают окружности с радиусами
EG, PG' и т. д. при вращении BOKpyr точки G;
в
д
отрезок РА, изображенный параллельным
отрезку EG, представляет центростремительную
силу, необходимую для Toro, чтобы точка Р co

вершала вращательное движение. Величина РА
постоянна для любой точки Р на земной поверх

ности. Отрезок РВ соответствует силе притяже

ния Луны, которая по закону всемирноrо тяrоте

ния убывает от экватора к полюсу. Сила РВ
равна сумме сил РАи АВ. Сила АВ
 приливо

образующая, направление ее изменяется от эква

тора к полюсу; е
 обобщенная картина направле

ний приливообразующей силы на поверхно
ти
Земли. rоризонтальная компонента обеспечивает
равенство приливов [829].


Указанная сила невелика, но ее действие
проявляется до тех пор, пока она не будет
уравновешена rрадиентом давления в при

ливной волне. Так называемое равенство
приливов обусловлено этой силой и имеет
место одновременно в двух пунктах, один из
которых расположен прямо «под Луной»,
а друrой
 в диаметрально противополож

ной точке Земли. Из
за вращения Земли
в зоне rребня приливной волны оказывают

ся различные точки океанской поверхности,
причем каждая точка проходит rребень
дважды в сутки. В результате дважды за


каждые 24 ч происходит смена полной
и малой воды (полусуточный прилив). Из
уравнения (18.20) видно, что величина при

ливной силы изменяется как sin 28, и, следо

вательно, она становится равной нулю
в точке, расположенной прямо под Луной,
а также в точке, расположенной на нормали
к первой. Максимальное значение прили

вообразующей силыI, как следует из теории,
достиrается между указанными точками.
Действие Солнца с ero оrромной массой
ослабляется mrантским расстоянием,
и вклад нашеrо светила в полную приливо

образующую силу составляет около 50%1.
Совместное действие Солнца и Луны приво

дит К важному эффекту: прохождение обеих
планет над данным пунктом океана вызы

вает максимальный подъем воды (сизи

2uйHЫй прилив), тоrда как их расположение
с противоположных сторон Земли
 мини

мальный подъем уровня (квадратурныlй пpи

лив). Сизиrии и квадратуры чередуются с пе

риодом в две недели. Вариации этих
приливов имеют место вследствие эксцен

триситета лунной орбиты. Так, наивысшие
сизиmйные приливы образуются, коrда Лу

на находится в периrее (новая, или полная,
Луна). Друrая причина неравенства прили

вов связана с изменением расстояния между
Землей и Луной зимой и летом. целыIй ряд
затруднений в теории приливов возникает
из
за наклона земной оси (23,50) к плоскости
ее околосолнечной орбиты. Наклон земной
оси по отношению как к Солнцу, так и к Лу

не при водит к неравенству приливов, так
что два последовательньа прилива MorYT
иметь различную высоту. Помимо этоrо на
океанские приливы оказывают воздействие
и друrие длиннопериодные колебания си

стемы Земля
Луна
Солнце.
До сих пор, rоворя о приливах, мы в зна

чительной мере опирались на теорию Нью

тона. В природе действуют дополнительные
усложняющие картину факторы, обуслов

ленные неравномерным покрытием Земли
водой, сложностью очертаний береrовой
линии и рельефа MopcKoro дна, действием
силыI Кориолиса, которая возникает вслед



1 Приливообразующая сила, вызванная Солн

цем, в среднем в 2,16 раза меньше, чем вызван

ная Луной (БСЗ, т. 20), поэтому составляет
лишь около 30% суммарных сил.
 П рим. ред.




221


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


ствие вращения Земли, инертностью водных
масс и тормозящими эффектами.
Характеристики приливных колебаний cy

щественно зависят от периода собственных
колебаний данноrо океаническоrо бассейна.
Так, в Атлантическом океане совпадение
указанноrо периода с 12
часовым циклом
приливообразующих сил порождает полусу

точ ные приливы. Собственные колебания

ексиканскоrо залива близки по периоду
к 24
часовому циклу приливообразующих
сил, и это обусловливает суточные приливы.
Для Тихоrо океана, в котором pery лярные
колебания невозможны, характерны CMe

шанные приливы.
С точки зрения непопвижноrо относи

тельно Земли наблюда теля приливные BO

лны должны распространяться с востока на
запап. Однако в проливах и узких местах


. .

r


"''" &


I


фидроцная . ,sчка










",




,1


Рис. .18.11. Дlшжение приливной волны BOKpyr
амфидромной точки в направлении против часо

вой стрелки [468].


они распространяются в самых разных Ha

правлениях. К тому же приливы нередко
проявляются в форме стоячей волны, в уз

лах которой скорость течения воды близка
к нулю, а в пучностях достиrает наиболь

ших величин. Во время полной и малой BO

дЫ эти скорости повсеместно равны нулю,
тоrпа как при переходе уровня через среднее
положение скорости максимальны. Ампли

туда приливов является наибольшей в тех
случаях, коrда период собственных колеба

ний бассейна совпадает с периодом OKeaH

ских приливов, т. е. приблизительно равен
12 ч.
Явление резонанса приводит к существен

НОМУ увеличению высоты океанских прили

вов ('" 0,5 м). Характерный размер пролива
или залива, в котором возбуждаются резо

нансные колебания с периодом около 12 ч,
находится в прямой зависимости от rлу

бины. В заливе Фанди возбуждается резо

нансная стоячая волна, узел которой распо

лаrается на входе в залив. В резу ль та те
высота прилива увеличивается по длине за

лива от 3 до 15,6 м. .
Тот факт, что акватории мноrих морей, по
существу, являются полузамкнутыми, а TaK

же действие силы Кориолиса приводят к po

тации приливной волны. В Северном полу

шарии волна движется против часовой
стрелки BOKpyr узловой (амфидромной)1
точки, в которой амплитуда прилива равна
нулю. По мере удаления от амфидромной
точки высота прилива растет (рис. 18.1 1).
Длина rребня приливной волны соизмерима
с «рапиусом» бассейна, в котором происхо

дит указанное вращение. а сам «радиус»
является линией равных фаз прилива, или
котидальной линией. Концентрические
кривые с центром в амфидромной точке
представляют собой линии равной высоты
прилива. Таким образом, высота прилива
увеличивается по мере удаления от центра
вращения. В некоторых полузамкнутых MO

рях, таких, как Северное море, имеется He

сколько амфидромных точек (рис. 18.12).
Приливы на шельфе можно в первом при

ближении классифицировать на высокие (BЫ

сота > 4 м), средние (высота 2
 м) и низкие
(высота < 2 м).


1 Точка, rде теоретически отсутствуют при

ливные течения.
Прuм. ред.




222


Часть 6


Совершенно очевидно, что в полузамкну

той морской акватории с вращательными
приливными движениями скорость прилива
в точке изменяется как по величине, так и по
направлению. Изменение вектора скорости
во времени удобно представлять в форме
эллипса прилива, неравенство осей KOTOpO

ro прямо связано с асимметрией векторов
приливных скоростей (рис. 18.13).
Из природы приливных эллипсов BЫTe

кает важное седиментолоrическое след

ствие. Заметная периодичность скорости
приливных течений ведет к цикличности
движения взвешенноrо материала, коrда фа

за перемещения взвеси сменяется фазой BЫ

падения ее из потока. В результате такой ци




]



2


Рис. 18.12. Амфидромные точки, котидальные
линии и линии равных приливов для шельфа Ce

веро
Западной Европы. 1
 котидальные линии, ч;
2
 высота прилива, футы [468].


кличности формируется своеобразное pac

слоение (по содержанию взвеси) приливноrо
течения. При смене направления течения
вновь формируется расслоенность, суще

ствование которой наряду с друrими факто

рами наводит на мысль о способности при

ливов воздействовать на реликтовые MOp

ские отложения.
Последнее касается увеличенных (относи

тельно среднеrо уровня) приливов, которые
возникают тоrда, коrда очень сильный за


(6)


с

 1

1
20км
L..........J





<06)C)


GL38b&
\


S



I

 Q I ; , I S
Ilf/PPf/
IIt1fJJflI

tJtJt94,
(:2, ИДе


Хух-оф:-Холлэнд


рис. 18.13. а
эллипс приливноrо течения в юж

ной части CeвepHoro моря. Внешний эллипс co

ответствует приповерхностному течению, а BHY

тренний
придонному. Эллипс строится путем
нанесения векторов скорости для последова

тельных моментов приливноrо цикла с интерва

лом, равным, например, 1 ч. В случае 12
часовоrо
приливноrо цикла соседние векторы отстоят друr
от друrа на 360/12 rрадусов. Таким образом, CKO

рость приливных течений изменяется во времени
как по величине, так и по направлению. Вместе
с тем может иметь место результирующий пере

нос (rл. 21) [549]; 6
эллипсы приливных течений
(в 1 м от дна), посч
оенные для южной части Ce

BepHoro моря [547 J.




223


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


счет yparaHoB или циклонов ветер со CTO

роны моря совместно с низким барометри

ческим давлением приносит к береry воду
и увеличиваlOТ высоту прилива на l000
.
Восстановление хороших поrодных условий
ведет к тому, что возникает rромадная Ha

правленная к морlO волна (от ливная штор

мовая волна), которая может перемещать
воду с мелководья и выносить в море дe

трит и фауну с межприливных областей.


18r. Выводы. ОсНОВНУlo роль В физических
процессах береrовой зоны и шельфа иrраlOТ
ветровые и приливные волны. Движение BO

дЫ в ветровых волнах на rлубине является
чисто колебательным. На мелководье в при

донном слое волновоrо потока действует
направленное к береrу переносное течение,
которое накладывается на основное колеба

тельное движение. Волны, распространяlO

щиеся из rлубоководной зоны, на шельфе
начинаlOТ взаимодействовать с дном. CKO

рость И длина волн уменьшаlOТСЯ, а их BЫCO

та растет вплоть до разрушения волн вбли

зи береrа. Помимо возвратно
поступатель

Horo движения воды при подходе волн по
нормали к береrовой линии и вдольбереrо

Boro течения при косом подходе, в береrо

вой зоне встречаlOТСЯ цирку ляционные ячей

ки, которые образуlOТСЯ вследствие вариа

ции высоты волн из
за рефракции и краевых
волн. Часть наносов, переносимых к береrу
асимметричной мелководной волной, воз

вращается в море блаrодаря действиlO
мощных разрывных течений. Образование
приливной волны обусловлено действием
инеравенством силыI rравитационноrо при

тяжения и центростремительной силы, т. е.
сил, которые существуlOТ блаrодаря враще

НИlo Луны BOKpyr Земли и этих двух планет
BOKpyr Солнца. Распространение приливной
волны над сложным рельефом дна шельфа
и береrовой зоны сопровождается pOTa

ционными деформациями волны и ее усиле

нием. По этой причине приливные течения
на мелководье чрезвычайно разнообразны
как по величине, так и по направлениlO.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеf'О чтения


Очень полные и полезные обзоры по физике бере

rовых процессов составлены Комаром [468],


а также Стэнли и Свифтом [782]. В работе Трик

кера [829] при водится теория волновых процес

сов, основанная на положениях общей физики.


Приложение 18.1


Теория волн на f'лубокой воде


Начнем с предположений о том, что наша волна
rармоническая и ее амплитуда А мала по cpaBHe

нию с rлубиной. Тоrда смещение у в стационар

ной волне будет равно (рис. 18.14, а)


y==Asinkx, (18.21)
и в силу Toro, что длина волны л. == 21t/k,


2п
У == Asin
x.
л.


(18.22)


Теперь «остановим» нашу волну, искусственно
задав встречное течение со скоростью с, равной
по величине скорости распространения волны.
Если бы не это течение, то частицы воды двиrа

лись бы по rоризонтали вперед в rребне волны
и по rоризонтали назад в ее ложбине, и это дви

жение являлось бы составной частью орбиталь

Horo движения. Предположив симметричность
движения, обозначим скорости движения вперед
и назад символами + u и
 u соответственно.
В подвижной системе координат эти поверх

ностные скорости будут равны с + u и с
 u
(рис. 18.14, а).
Теперь рассмотрим энерrетические соотноше

ния применительно к волновому движению. YBe

личение потенциальной энерrии частицы жидко
















.........


(а)


c
u








c
 и (6)




(в)


Рис. 18.14. Диаrраммы (a
в), иллюстрирующие
теорию волн на rлубокой воде [829].




224


Часть 6


сти при ее переходе из ложбины волны в rребень,
т. е. изменение ее вертикальной координаты на
величину 2А, должно быть уравновешено равным
уменьшением кинетической энерrии, или


1
2тоА ==
т [(с + и)2
 (с
 и)2].
2


(18.23)


Из уравнения (18.23) следует, что
2mgA == 2mcu,


так .
:lТO


оА == си.


(18.24)


Проанализируем переход частицы воды через
ось х. rоризонтальная компонента скорости при
этом равна с, а вертикальная
 некоторой величи

не v. Полная скорость частицы равна V с 2 + v 2 ,
1
а ее кинетическая энерrия
т(c2 + v 2 ). На OCHO

2
вании закона сохранения энерmи должно выпол

няться равенство между кинетической энерmей
воды выше средней линии и соответствующим
уменьшением ее потенциальной энерmи:


1 1
тоА ==
т(c2 + v 2 )

т(c
 и)2.
2 2


(18.25)


откуда


2 ')..,о
с ==

2п '


или


с== lЛ:В .
V



(18.31 )


Полученное выражение представляет собой за

висимость скорости распространения волны на
rлубокой воде от длины волны, из которой сле

дует, что длинные волны беrут быстрее коротких.
Заметим, что величина скорости не зависит от
rлубины.
Перейдем к движению частиц воды в волне
и рассмотрим точку Р на рис. 18.14,6. Принимая
во внимание наличие встречноrо течения, имею

щеrо скорость с, запишем скорость воды на rреб

не волны как с
 и. Из закона сохранения энерmи
с учетом Toro, что у
координата точки Р равна
А sin 2пх/').." следует равенство
( 2пх )
v 2
 (с
 и)2 == 2оА 1
 sin
 .
Но так как оА == ис, имеем


(18.32)


2 2 2 ( . 2пх )
Из последнеrо равенства нетрудно найти, что v
 с
 2ис
 u == 2ис 1
 sm
 '


v 2
 и 2
O A==
+иc
2 '


(18.26) или


но так как по формуле (18.24) оА == си, находим,
что


v 2 == и 2 .


(18.27)


Из рис. 18.14, 6 следует, что для произвольной
точки Р синусоидальной кривой, достаточно
близкой к оси абсцисс, выполняется условие
у /х == 2пА/').." или, в терминах скоростей,


u


2пА

'


(18.28).


с


откуда


2пАс
и==

').., .


. (18.29)


На основании уравнения (18.24)


оА
и==
,


поэтому


оА 2пАс
с ')..,


(18.30)


(18.33)


2пх
v 2 == с 2 + и 2
 2иcsin
.
')..,


(18.34)


Введем обозначение (рис. 18.14, в)


2пх 1t
ф==



').., 2


(18.35)


и получим, что


2пх
sin
== соsф .
')..,


(18.36)


Окончательно имеем


v 2 == с 2 + и 2
 2иccos ф.


(18.37)


rеометрическое толкование полученной зависи

мости дано на рис. 18.14, в, на .котором видно, что
величина v включает в себя скорость противоте

чения с и постоянную величину и. По мере прохо

ждения нашей частицы через последовательные
точки волны (как формы) величина 2пх/').., убы

вает. Таким образом, скорость и как бы переме

щается по окружности (рис. 18.14, в) в направле

нии часовой стрелки. Переходя к неподвижной
системе координат, получаем, что в волнах малой




225


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


амплитуды на rлубокой воде частицы воды
имеют в первом приближении циклические op

биты.
Все проделанные выше расчеты заимствованы


19


Дельты


19а. 8ведение.Пристальное внимание к ce

диментации в дельтах вызвано теми колос

сальными запасами yr ЛЯ, нефти и природно

ro rаза, которые сосредоточены в древних
дельтовых отложениях. Интерес человече

ства к дельтам насчитывает тысячи лет:
в историческое время именно в дельтах, Ta

ких, как дельты Нила, Тиrра и Евфрата, за

рождалась цивилизация. складывалась
культура земледелия.
Изучение более чем тридцати COBpe

менных дельт [163] выявило большое раз

нообразие их строения, обусловленное ин

тенсивностью русловоrо, волновоrо и при

ливноrо процессов в приустьевой зоне
(табл. 19.1, рис. 19.1). Так, в классической по
форме дельте Нила (которую repoДOT
впервые назвал «дельтой» за сходство ее
формы с начертанием одноименной rрече

ской буквы) преобладают волновые про

цессы, тоrда как в дельте Миссисипи
рус

ловые. Таким образом, с caMoro начала


Таблица 19.1. Факторы, определяющие режим,
морфолоrию и фации дельт [237]


Морфолоrия и
седиментацион
 Режим дельты Величина речноrо
ные фации дельты стока


Режим дельты Величина речно

ro стока


Климат, TeKTO

ническое поrру

жение, коли

чество осадков,
рельеф


Высота волн и
приливных Te

чений


15-----91


из моноrрафии Триккера [829], в которой чита

тель может найти изящную теорию ветровых
и приливных волн, построенную на принципах
общей физики.


очевидно, что дельта
резулътат противо

борства реки и моря, противодействия Me

жду русловой седиментацией и переработ

кой речных наносов волнами и течениями.
Несмотря на разнообразие строения
дель т и. действующих в них процессов седи

ментации, каждая активная дель та вклю

чает в себя фронт дельты и собственно дель

ту. Последнюю составляет субаэральная'
часть дельты с разветвленными протоками,
маршами, болотами и озерами. Фронт
дель ты включает приустьевые зоны OT

дельных проток, лаrуны, приливные каналыI'
береrовые бары и межпротоковые заливы.


Течение


по


15
ПРЮIивы


Рис. 19.1. Диаrрамма, показывающая качествен

ную зависимость морфолоrии дельт от типа пре

обладающеrо на приустьевом взморье дельты
процесса(
ов). Дельты: 1
Миссисипи; 2
По;
3
Дуная; 4
Эбро; 5
Нила; 6
POHЫ; 7
CaH

Франциско; 8
Сенеrала; 9
Бердекина; 10
Ни

repa; 11
 Ориноко; 12
 MeKOHra; 13
 Коппера ;
14
 raHra
 Брахмапутры; 16
 залива Папуа [189,
238]. Преобладающее действие: течений (Т). волн
(В), приливов
отливов (ПО).




226


Часть 6


196. Физические процессы. Попытаемся BЫ

яснить, что происходит С речной водой
и осадками после Toro, как они покидают
русло и выносятся в море. Степень их пере

работки волнами и приливами в общих чер-
тах определяет морфолоmю всей дельтыI'
а значит, и дельтовых фаций. Вначале pac

смотрим дельтыI, в окрестностях которых
доминирует русловой процесс. TaKoro рода
дельтыI формируются в озерах инебольших
морях с низкими приливами. Русловым про

цессам принадлежит rосподствующая роль
и вблизи дельт, имеющих протяженный
и отлоrий фронтальный (морской) склон, на
котором теряется энерrия подходящих к бе

pery волн. Соrласно Райту [882], способ

ность вытекающей речной струи транспор-
тировать наносы на приустьевом взморье
зависит от следующих факторов: а) энерrии
и турбулентной диффузии, б) турбулентно

ro донноrо трения, в) силыI плавучести.
Струи, динамика которых определяется
преимущественно процессом турбулентной
диффузии, имеют плотность приблизитель

но такую же, как и плотность окружающей
струю морской или озерной воды, и назы

ваются 20мопикналъными. Сравнительно
высокие значения числа Рейнольдса
( > 3000) на выходе таких струй из русла сви
 .
детельствуют об их интенсивной турбу лент

ности. На рис. 19.2 показана обобщенная
схема растекания турбулентной струи, а TaK

же образуемая ею дельта так называемоrо
«rильбертова типа». Подобные дельтыI
встречаются, коrда поток с большим rpa

диентом скорости втекает в rлубоководное
озеро. В морях дельтыI этоrо типа относи

тельно редки.
Тормозящее действие дна приустьевой
области на втекающую в море турбулент

ную речную струю нередко весьма значи

тельно, поскольку дно здесь имеет малыIe
уклоны. В этом случае струя быстро замед

ляет свое движение и растекается вширь
(рис. 19.3). Там, rде преобладает тормозя

щее действие дна, струя быстро разrружает

ся, а оседающие наносы формируют при

устьевой бар, оконтуренный с обеих сторон
протоками, с образованием структуры
в форме буквы У. Бары этоrо типа являются
одним из доказательств cOBpeMeHHoro BЫ

движения отдельных участков дель ты Мис

сисипи.


(о) План


(в) План



 -:


.............

.,
.. . .........
......,:"..:-::

:--

7...........
 \

:'::::'
.""
"":-=',.."..
.'...., .. \
... . . .. . ..) Приустьевой :

 ):.:.... . .. :>
 с
рпо


ый бар j


 ..

. .
 /
{ . ... . .







 . .
.. ...
....-:....
..:...... ..=


:...


.:.
...,
..."
(.?) Вертикальный разрез


Русло


ро
y
б а Вершина бара
l'

 1'01}
1ыЛЬИЫй. С1<ЛО И ар ........
....:...:,..:. .


l'k;
41
':
<:t>;j
,
"''''




Рис. 19.2. Растекающаяся речная струя и образо

ванный ею распластанный при устьевой бар
«rильбертова типа» [882].


Размер области, внутри которой поведе

ние струи определяется эффектом плавуче

сти, характеризуется модифицированным
числом Фруда


й
F'==

V gh'y .


Здесь й
средняя скорость струи, h'
тол

щина однородноrо по плотности. слоя, У ==
== 1
 pr/ps, rде Рс и рs
плотности речной
и морской воды соответственно. При малыIx
величинах числа Фруда (F'« 1), коrда архи

медова сила имеет решающее значение, BЫ

текающая из русла струя распространяется
над клином более плотных соленых вод. При
этом струя не значительно растекается и MO

жет проникать в море на большие расстоя

ния. Подобные струи называются 2ипопик

налъными. В дальнейшем, обсуждая седи





227


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


(а) ПЛан


I
I I
(6) Вертикальный разрез


I
Быстрое
I торможение
струи в море
I I
I
I


Устье


. ....
е. ........... .. ..


. ..................


(8) План
П
........

рирусловои ......,...::: 2 . .'. . / ...............


вал
..:..... .:. у /;'.....: . .':---
. /'? .......,. , . ........ '\

:--:--:... '\. .\ ..."






( ( ,(" Приустьевои. .,
Py
!!Q.......
 .:::::,'. . '. средIOiНЫЙ бар . I

::::::::-;:-....
;.... ....;. .', .,
.::::::---,
,-:,"_.,(... . ../ . /
. .." - .. ., ......


.. ,,/'
.. . \ .......

'


.....=. ......;
 ............

lJ p1t y,


." (.:.....
Сl'hело -:--- ....:.::. \ '.-(. .
'''''
Лll.Jr It IlO/!/J........\ ,...
ОЦ/[Ь/Ц
(z) Вертикальный разрез


Рис. 19.3. Речная струя при наличии донноrо
трения и об.еазованный ею приустьевой cpe

динный бар l882].


ментацию в эстуариях (rл. 20), мы будем
rоворить о том, что наиболее подходящие
условия для образования клина соленой BO

ды
это достаточная rлубина русла на BЫ

ходе в море и слабые приливно
от ливные
движения. На rранице пресноводной струи
и соленоrо клина имеет место rенерация
внутренних волн (рис. 19.4). Последние уси

ливают вертикальное перемешивание, что
в свою очередь при водит к торможению по

тока и осаждению крупноrо материала на
приустьевом баре. При высоком уровне BO

дЫ в реке клин соленой воды оттесняется
в море, и ero rраница проходит чуть мори

стее rребня приустьевоrо бара (рис. 19.5).
Здесь же завершается отложение основной
массы влекомоrо материала; отложение бо

лее тон-
<:ой ero раЗJlОСТИ продолжается на
морском. склоне бара. Хорошими примера

ми баров с уменьшающейся в море круп



15.


ностью осадков служат приустьевые бары
большинства проток Миссисипи.
Теперь проанализируем воздействие
штормовых волн и течений на структуру
и режим дельт. Рассмотрим эти механизмы
с помощью простыIx моделей втекающей
в море струи [883].
По мере распространения волн над протя

женной областью прибрежноrо мелководья
их энерrия заметно уменьшается (rл. 18), и
в пределе на чрезвычайно полоrом профиле
может рассеиваться вся волновая энерrия.
При достаточно сильном волнении втекаю

щая в море речная струя будет разрушена
и перемещена. Напротив, при 01.1юсительно
слабом волнении rлавную роль на приустье

вом взморье иrpает действие речной струи
(табл. 19.2). На долю волн остается лишь
перенос песка к береry и формирование под

водных валов вблизи широкоrо серповидно

ro приустьевоrо бара. Косоподходящие вол

ны способствуют нарастанию парал



(а) ПЛан I I I I
I I


I J I


I I I I I
I I I I I
(6) Вертикальный разрез


(8) План


N .. у стьевой ..........

 \
р.,
 .......
..'\.
"оj1.ВоР.ИЫИ ....... ':..... . '. \ \
Прирусловой BaI\ ............ --:'""'...., .
,. . '. Дисталь
вал

<....--:-

 .. . '\ .Фронтальныйный
.
 . : . . . . . .
. . Вершина склон I край I
. .Русло .. . .. .. .. . I бара } ' 'бар ; бара ;
. . .. .. . . I ..
- - ---. ....... :..:.;..,.
.
 . . /./... /. . > . /


.
./. ..)




(z) Вертнкальный разрез


Вершина бара



сло . . .. . ..'
. ............. .. .... .." ..


Рис. 19.4. Струя пресной, более леrкой, чем мор.-
ская, воды и ее приустьевой бар [882].




228


Часть 6


(о)
О



Р
ННН 'ВОЛ
.... ..... ........
5
18 . . о. .' ...... '. '. .



 . . .'


oi'
:х:
:s:
lO
>.
r:: (6)
t..... О


5


Рис. 19.5. Продольный разрез через южную про

току дельты Миссисипи при низком (а) и высоком
(б) уровнях воды. Хорошо заметно проникнове

ние клина соленых вод при низком уровне. Ocaд

ки, отложенные ниже этоrо клина, обычно пере

мываются при высоком уровне воды. Числами
обозначена соленость воды в промилле [883].


лельных береrу кос и подводных валов
(рис. 19.6). Перед устьем образуется обllIИр

ная система островных баров, которые co

стоят из песка, принесенноrо вдольбере

rовыми течениями.
Как мы уже видели (см. также rл. 20), при

ливные течения в приустьевых зонах с BЫCO

ким приливом стремятся разрушить клин
соленой воды. Возвратно
поступательные
приливные течения накладываются на OДHO

направленную речную струю, и в результате
устье, во
первых, стремится приобрести BO

ронкообразную форму И, BO
BTOpЫX, выдви

нуться В море вплоть ДО зоны вытянутыIx
приливных отмелей, образовавшихся из пес

ка эродированноrо приливом приустьевоrо
бара (рис. 19.7).
П роведенное обсуждение физики явлений
в приустьевой зоне позволяет нам вновь
обратиться к рис. 19.1 и объяснить oc

новные черты морфолоrии дельт с позиций
русловоrо, волновоrо и приливноtо процес

сов.


19в. Современные дельтовые фацнн. Из всех
дель т, развитие которых определяет пре

имущественно речной сток, наиболее xopo

шо исследована дельта Миссисипи. На про

тяжении более чем 50 лет собрано orpoMHoe
количество данных о характере ее поверхно



Таблица 19.2. Величины отношения речноrо расхода к волновой энерrии для семи крупных дельт
[883]. Средне20довой индекс эффектuвностu расхода определяется как результат деления единич

Horo расхода (полный расход в кубических футах в секунду/суммарная ширина всех проток реки в
устье) на удельную мощность волны (полная мощность/длина фронта). Этот не корректный в
смысле размерности показатель все
таки дает представление о соотношении «сил» реки и моря.
Средне20довой показатель ослабленuя волновой энерrии определяется как отношение величин
мощности волн на rлубокой воде и вблизи береrа, умноженное на величину коэффициента
рефракции (показатель концентрации или рассеивания энерrии из
за рефракции). Величина пока

зателя ослабления, равная 1, указывает на отсутствие потерь энерrии за счет донноrо трения.
Величина 100 означает, что сохранился только 1% первоначальной энерrии волн


Среднеrодовая Среднеrодовая Среднеrодовой
величина мощ
 величина МОЩ
 Среднеrодовой
Дельта ности волн на ности волн Средний
acxoд, индекс эффек
 показатель ослаб

rлубокой воде, вблизи береrа Фут 3 /с .10 тивности pac
 ления
Фунт
ила
Фут /с фунт
ила
фут/с хода
Миссисипи 237,4 0,03 624,6 5477,0 7913,3
Дунай 51,7 0,03 222,0 1171,0 2585,0
Эбро 168,8 0,11 19,5 267,8 1299,5
Ниrер 152,1 1,48 384,8 4,4 202,8
Нил 306,2 7,49 52,2 3,2 42,5
Сан
Франциско 834,6 22,40 110,2 1,3 37,2
Сенеrал 351,9 84,60 27,2 0,3 4,2




229


Морские береrа. шельф и фациальный анализ


сти И толще осадков [261, 263, 162, 164]. Эту
дель ту пересекает несколько крупных про

ток и множество мелких (рис. 1 9.8). Из
за
очень малых уклонов поверхности дельты
русла проток близки к прямолинейным
(разд. 15б). Коrда дельта нарастает, в ней
часто · возникают прораны
 протоки ищут
новые, с более подходящим уклоном пути
в море. С возникновением проранов форма
дель ты напоминает «птичью лапу»: ее «KOr

тями» являются русла, а «перепонками»

бухты в промежутках между руслами. Эти
небольшие солоноватые бухты (соленость
в них увеличивается в сторону моря) посте

пенно заполняются наносами, поступающи

ми из устьев проток, а также во время при

ливов. Со временем они превращаются
в марши дельтовой равнины (рис. 19.9).
Про
транство между нарастающими Map

шами и протоками занимают отложения
с разнообразным изменением крупности зе

рен по вертикали. На этой территории, по




 I-oI'(\
8. \. \'. \. Прибойные Русло
tU ' .,
'-Q '
'\.>, "" валы \
: ',\'0..
-=:.=--=1 b
) . \ t8 'ПОДХОД .

 Русло' .

 ',I'
. '.Ieщmн



........ ,
 ) J. . Q), ./
n) 'й[;1."\О'/ по
. 1-0 ':1 V V/l.. g: но р мали
" Q)'
/

" g. /;- '/ к береrу
. \.Q / . / .,/
< , :;


Ру
сло
 CKfIOH

.. '

a


o

.':,
O


;\

:#

 \::
РрИбой-
'
')

'\ ные
'.
 ";., . валы
,'
' l ": / ,''-
',\
. '. . . J
, Приустьевой
.подводный ва.н
t ( /
g. . .
\.Q.



тьевой
подводный вал


Рис. 19.6. Воздействие штормовоrо волнения на
морфолоrию приустьевой зоны и седиментацию
в ней [882].


крытой rустой растительностью, выделяют

ся четкие контуры отложений, зернистость
которых убывает снизу вверх и которые
являются результатом осаждения наносов
в мелких протоках [235]. На взморье напро

тив устья расположены четко выраженные
серповидные приустьевые бары. Уменьше

ние rлубины от устья к бару означает, что


бар не является неизменным. П родолжаю

щийся рост дельтыI служит причиной фор

мирования мощной (5
150 м) толщи rли

нисто
песчаных отложений приустьевоrо
бара, зернистость материала в которой pac

тет снизу вверх. В некоторых местах в отло

жения приустьевоrо бара, вклиниваются
устьевые пески с характерным для них YBe

личением зернистости вниз по разрезу. На


в


(! 6).')'
(;./
....<09 ,
;- 5;7
c:c.

;':':,:::::'::":':"'.J
c
B
;;
::

'
" .:':=)
t

".,:';';
kl
С


Рис. 19.7. Воздействие сильных приливных тече

ний на морфолоrию и осадконакопление при

устьевой зоны [882].


фронте дель ты накапливаются мощные тол

щи ила, что способствует развитию здесь
разноrо рода пластических деформаций,
оползней, а также сбросовых структур
(рис. 19.10).
На протяжении нескольких последних ThI

сячелетий активные части дельты Миссиси

пи испытали периодические миrрации
(rл. 15) вдоль береrа Луизианы, так как про

токи миrрировали в поисках наиболее бла

rоприятных условий стока (рис. 19.1 1). В pe

зультате смещения проток созданные ранее
части дельтыI оказались брошенными рекой
[691, 277]. Уплотнение илов в этой части
авандельты способствовало ее поrружению,
а это в свою очередь
 переработке дель

товых отложений волнением. Таким обра

зом формируются характерные фации бро

шенных дельт, располаrающиеся в верхней
части комплекса фаций лопастных дельт
(рис. 19.12). Действует специфический Mexa

низм, циклично «переключающий» работу
дель т и обусловленный общим тектониче

ским опусканием дельтовой области (как
это происходит в Мексиканском заливе).
Перейдем теперь к анализу смешанноrо




230


Часть 6


о


(прилив
 волнение) режима на примере
дельты Ниrера [9, 621], которую paCCMO

трим для сравнения с дельтой Миссисипи.
Для наиболее низкой части дельты xapaK

терны прибрежные бары, отделенные друr
от друrа приливными промоинами
(рис. 19.13). Основное русло Ниrера (а это
седьмая по величине расхода река в мире)
разбивается здесь на множество мелких py

кавов, каждый из которых подвержен дей

ствию приливов. Песчаный материал
в дельте, отложенный при отливе, перерас

пределяется вдоль береrа во время штор-
мов, которые достиrают здесь большой
силыI. На фациальной блок
диаrрамме
(рис. 19.13) показано, что на фронте дельты
Ниrера преобладают отложения, аккумули

рующиеся в приливных промоинах, а также
пески прибрежных баров. Дальнейшее про

движение дельты может привести к частич

ной переработке и размыву фаций из вepx

Hero осадочноrо слоя.
Дельты на побережьях с высоким прили

БОМ И умеренным волнением, такие, как
дельты rанrа
Брахмапутры [160] и залива
Папуа [260], имеют своеобразный набор
фаций фронта дельты. Здесь также разбро

сано множество островков, разделенных
приливными промоинами. По мере удале

ния от береrа острова приобретают вытя

нутые очертания и ориентацию по нормали


300


...,.... ."__
._-
'_. ._,
,.. r-


Рис. 19.8. Блок
диаrрамма строения и основных
фаций современной дельты Миссисипи типа
«птичья лапа». CU
увеличение крупности отло

жений снизу вверх. Приустьевые песчаные формы
образуются в результате нарастания и ВЬЩвиже

ния в море приустьевоrо бара [263].


1....._------1и зобаты,М


I 600 м ,


Залив rарден
Айленд


J;(O.ebl
,
..:

,6
,9
l"C.

 . .
r;"
,o

-L...,......
0,3.. .
c. .........................
.
"1 ...........
ОЭ .,

 ..\ \...п риустьевой )
#
.::.. \ 'срединный
ap
rJr-'l;
 ..:.\ \.... ../'

'l; 1,2.. ... '.................. ..
1,5 . ....

........:: ::. ..::::: ..... ....


Рис. 19.9. Схема меженноrо приустьевоrо бара
(преобладание трения и торможения, ср.
с рис. 19.3) перед устьем протоки, впадающей
в залив (о. rарден) [164].




231


Морские береrа, шельф и фацнальный анализ


к береrовой линии (рис. 19.7 и 21.3). Вьщви

жение дельты ведет к тому, что острова раз

деляют приливно
отливные течения и по

крываются тонкозернистыми осадками при

ливных и надприливных фаций. П pOCTpaн

ства между островами, будучи первоначаль

но приливными промоинами, в конце
концов, по мере разрастания дель ты, CTaнo

вятся руслами проток.


19r. Древние дельтовые фации. Мноrие из
современных дельт развиваются в условиях
поrру.жающихся континентальных окраин,
особенно на неактивной в тектоническом
отношении континентальной окраине А T

лантическоrо океана. Исследования дель

товых толщ при разведке на нефть показа

ли, что .мноrие из них представляют собой
окончательный результат очень длительно

ro в rеолоrическом смысле унаследованноrо
процесса выноса твердоrо материала. По

этому под современными дельтами залеrает
толща древних дельтовых отложений боль

шой мощности (2
8 км). Превосходное под



Рис. 19.10. Процессы подводноrо перемещения
обломочноrо материала и разломы в осадочной
толще вблизи дельты Миссисипи [161]. 1
пери

ферийные разломы и оползни; 2
оси rрабенов;
3
диапиры (rлинистые буrры); 4
BЫXOДЫ rаза
и rрязевые вулканы; 5
MYTьeBыe потоки; 6
дy

rообразные разломы и оползни; 7
 rлубинные
разломы.


тверждение этому можно встретить как
в Мексиканском заливе (рис. 19.14), так и на
атлантическом побережье Ниrерии. Дe

тальные электрокаротажные исследования,
фациальный и микропалеонтолоrический
анализы помоrли понять закономерности
строения дельт и их последовательноrо про

движения. Несколько позже (rл. 31) мы бу

дем rоворить о том, что такие крупномасш

табные выдвижения дель т приводят
к образованию почти идеальных условий
для улавливания нефти. Данные электрока

ротажа эоценовой rруппы Уилкокс (rл. 31)
позволили провести разделение аЛJnO

виальных осадков и отложений дельт,
в формировании которых большое значение
имели волновые процессы [258, 259].
На основе изучения керна и rеолоrических
разрезов уrленосных отложений KaMeHHO

уrольноrо времени в зоне Мидконтинента
и в Аппалачах, США, были составлены впе

чатляющие фациальные карты (рис. 19.15),
демонстрирующие широкое распростране

ние дельтовых литофаций [849]. При даль

нейшем обследовании бассейнов Покахон

тас и Данкард в Западной Вирrинии
и Пенсильвании [254, 253] была найдена
древняя дельта, в формировании которой
основная роль принадлежала волновым
процессам. Вдоль ее фронта протяrивается
обширный пояс однородных песчаников, KO

торые образовались из отложений древнеrо
береrовоrо вала (рис. 19.1 6).


о
I


20км
I


..
. ....
.......} +
\];Jr
J
 ...

.'
 ,'i'-

...... . "'......... J -.\\
 //.
..... (
......
 '" // "-
/
 :::\\ .


(S'
 f
 /ft/ r




((\\

. · r...........





 Fr,\'"" ( N,


 '\ ' \
I


I/
 '
 1
Ш2

3

4
[2]5
[;2]6
О7




232


Часть 6


МЕКСИКАНСКИЙ ЗАЛИВ


1 Сейл
Сайпрмор 2 Кокодри 3 Теч 4 Сен
Бернар 5 Па
Фурт БПлакмин 7 БJлайз
Ic.fl 10;- I Ivl rul ltL] lеУl Iи--I


Наиболее детальное изучение фаций дpeB

них дельт проведено на севере Анrлии: OT

ложения Юрдельскоrо цикла намюрскоrо
яруса были описаны Эллиотом [236],
а дельты милстон
rрит (также намюрскоrо
яруса)
целой rруппой reолоrов [7, 665, 870,
166, 545]. Юрдельский цикл содержит отло

жения трех лопастей дельт, при образова

нии которых доминировали русловые про

цессы.
Расшифровка этих толщ стала возмож

ной блаrодаря маркируюшим фациям
брошенных дельт (таким, как уrли, а TaK

же береrовые и баровые песчаники), aHa

лоrичных островам Шанделур у внеш

Hero края дельты Миссисипи (рис.
19.17).
Комплекс дельтовых отложений «Мил

стон
rрит» включает в себя две толщи, в oc

новании каждой из которых залеrают a

rиллиты, которые выше по разрезу заме

щаются турбидитовыми песчаниками. По

следние в свою очередь переходят
в песчаники, образовавшиеся в дельтах
очень больших рек с почти прямолинейным
руслом. Склон дельты пересекался rлубоки

ми руслами подводных каналов, по KO

торым обломочный материал транспорти



Рис. 19.11. «Лопасти» дельты Миссисипи в ro

лоцене [463, 161].


Пойма


Опускание
1


Рис. 19.12. Цикличность дельтовых отложений
в условиях общеrо опускания дельтовой области
и нарастания береrа [162].




233


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


/

'



1 cs:2J2
О4



3


О5


Рис. 19.13. Блок
схема позднечетвертичных фа

ций дельты Ниrера [621]. Обсуждение см. в TeK

сте. 1
русло реки; 2
приливный желоб; 3
при

брежный бар; 4
солоноватоводные и пресно

водные алевриты и rлины; 5
морские алевриты
и r лины.


А
Аллювиальные фации


::Е
:.:


о
1:;
о
:.:
О


Проделыовые и морские rлины


Рис. 19.14. Схематический обобщенный разрез
через Южную Луизиану, показывающий IIосле

довательное нарастание дельты Миссисипи
в миоцене на фоне периодических трансrрессий.
Заметен диахронизм трех основных фаций [189].


\


Вьщвиrающийся клин


ровался вплоть до конусов выноса
(рис. 19.18). Заметно также некоторое изме

нение фаций делъ ThI за счет переработки OT

ложений волнением и приливами.
В схожих фациях отложений намюрскоrо
яруса в западной Ирландии [682] обнару

жены разломы (rл. 11).


Б


19д. Выводы. Для правильноrо пони мания
процессов осадконакопления в дель тах сле

дует помнить о том, что речная струя, BЫXO

дЯ на предустьевое взморье, подверrается
воздействию: а) тормозящей силыI, возни

кающей за счет диффузии и турбу лентно

сти; б) силыI донноrо трения; в) силы плаву

чести; r) волн; д) приливов. Взаимодействие
этих различных динамических факторов
и определяет наблюдаемое разнообразие
строения дельт. дельтыI и соответственно
дельтовые отложения MorYT быть классифи

цированы по относительной роли русловых,
волновых и приливных процессов. Цикличе

ски построенные отложения фронта дельтыI
с характерным увеличением зернистости
снизу вверх нарушаются вклинивающимися
песчаными отложениями русел и приустье

вой зоны (зернистость убывает снизу вверх)
или отложениями приливных желобов. Ca

мая верхняя часть клина выдвиrающейся
дельтыI включает в себя мелкозернистые




0'0 Айова


Миссури


O







... ...
. ...
q)\O'. О....}
/

 С::?а 1 о
/ . I :


,:
(

! j





/ \


:' Иллинойс


: Индиана


.


100 км


с





]
1 2 I


 >1 з
L............J . . . '. .

1 4 05


Рис. 19.15. Распределение фаций, связанных
с тремя большими комплексами дельтовых отло

жений rруппы Марматон (средний пенсильва

ний), на ceBepO
BOCTOKe США [849]. 1
 морские
фации; 2
 дельтовые песчаники; 3
 дельтовые ар--
rиллиты; 4
аллювиальные фации; 5
 невысокие
возвышенности.


ю Бассейн Покахонтас



 .


2S0ML
50км


:- -




 aHKapд С
.. ---:-
 O


О] 02
1::''-:::;'.:';1 3 О4
05


Рис. 19.16. Разрез через бассейны Покахонтас
и Данкард в Западной Вирrинии и Пенсильвании,
на котором хорошо видны фации дельт и при

брежноrо бара, развитоrо на фронте [254].1
ал

лювиальные фации; 2
 фации дельтовой равнины
и уrоль; 3
KBapцeBыe пески фации бара; 4
при

брежные фации; 5
 морские известняки.




235


(а)


(6)


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


.... \ .?1/
Блок
АлСIОН (:'"
\Q o:.:.:.o*.:...


.
(. '. о о .
. - ..' .. ". .
'.':. :..:.....
 "ii./


Разломы


ь


,Блок Аскрип


+


lOкм
L..........I


Рис. 19.17. Лопасти дельты с сильным разви

тием русловых процессов (отложения KaMeHHO

уrольноrо Юрдельскоrо цикла в северной части
AtIrлии). a
KapTa, показывающая три отдельные
дельтовые лопасти; 6
меридиональный (С
Ю)
разрез через центральную лопасть [236].


(а)
'

С



 200 км


. .


. . . .


'

. . . .' о о о о -.',-.'. -.' . .
о .

 . 0.0. '.. -....
. . . . .
. .' ..
-. . .
. . '.,

.' . . .. . .

 .....
. ,
"",'


Q.
:' 1 :
,t!j
{:MI


Сланцы Идейл


Рис. 19.18. а
меридиональный (С
Ю) разрез
через центральную часть намюрскоrо бассейна
Пеннин в Северной Анrлии. Показаны основные
литостратиrрафические единицы и их общепри

нятое толкование; 6
 палеоrеоrрафическая pe

конструкция системы дельт Киндерскот [7, 665,
166, 545, 238].


rоль' .
 '.': _
 : '. '..

ции. заБРОШ
Ю1.0
 'оД

Ь.I
I' :


Фаци'и . заполнения
проуоковых заливов


Береrовая линия
( с преобладанием
аллювия )


17 м


(6)


.1
ю










L:..d


Делыовые Конусы
пески IурБИДИIНЫХ песков




236


Часть 6


осадки и торфяники, образовавшиеся в бо

лотах поблизости от края дельты. Относи

тельно крупнозернистые осадки фронта
дельты и желобов являются превосходными
коллекторами нефти и rаза, тоrда как в бо

лотах, rде мало обломочноrо материала,
формируются отложения уrля, обязанноrо
своим происхождением болотным торфяни

кам.


20


Эстуарии


20а. Введение. Эстуарий по определению
д. Притчарда
это «полузамкнутая при

брежная акватория, имеющая свободное co

общение с открытым морем и в которой
морская вода в значительной степени CMe

шана с пресной речной водой» [650]. Приве

денное определение оrраничивает термин
«эстуарий» условием взаимодействия MO

ских и речных вод, поэтому ни реки, по KO

торым поднимается приливная волна, ни
большие воронкообразные морские аква TO

'рии (такие, как залив Фанди, rуба Северн)
к разряду эстуариев не относятся. Следует
отметить, что мноrие приустьевые части рек
в дельтах име
т черты эстуариев.
Важнейшим типом современных эстуа

риев являются затопленные речные долины,
которые оказались под водой вследствие
раннеrолоценовой послеледниковой тpaHC

rрессии. Такие эстуарии весьма характерны
для приморских низменностей, примыкаю

щих к континентальным окраинам атланти

ческоrо типа (пассивным). Прекрасные
образцы эстуариев можно увидеть в Новой
Анrлии, а также в южной части США на
Приатлантической низменности. На побе

режье Северо
Западной Европы встречается
множество эстуариев воронкообразной
формы. Та сравнительно заметная роль, KO

торая принадлежит эстуариям на некоторых
современных побережьях, а также высокая
скорость осадконакопления в них MOryT
дать неверное представление о значении
эстуариев в reолоmческом прошлом. Эстуа



Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения
Предложенная Бейтсом [59] КOJщепция о роли
речных струй в жизни дельты удачно развита
Райтом [882]. Обобщенное описание COBpe

менных и древних дельтовых отложений дано
Колманом [161] и Эллиотом [238]. Множество
интересных статей содержится в моноrрафиях
под редакцией MopraHa [587] и Бруссарда [129].


рии, без всякоrо сомнения, имели место
в rеолоrическом прошлом, однако встреча

лись эти при родные объекты значительно
реже, чем современные обширные затоп

ленные долины.


206. Динамика эстуариев. Перемешивание
пресных и соленых вод в эстуариях поро

ждает специфическую циркуляцию, особен

ности которой зависят от поля rрадиента
плотности. Осадочный материал здесь MO

жет быть как речноrо, так и MopcKoro проис

хождения, а при осадкообразовании может
идти как флокуляция частиц и устойчивое
накопление их на дне, так и взвешиваНflе уже
осажденноrо материа:1Ia [473, 474, 715].
Динамика вод и осадков в эстуариях Tec

но связана с относительной интенсивностью
приливных, русловых и волновых процес

сов. Фундаментальный ПОДХОД к динамике
эстуариев основан на принципе солевоrо ба

ланса [649], соrласно которому быстрота
изменения солености в данной точке .опреде

ляется двумя процессами: диффузией
и адвекцией, т. е. латеральным и верти

кальным перемешиванием вод. Диффузия
оrраничена рамками турбулентноrо переме

шивания, тоrда как адвекция связана с пото

ками пресной и соленой воды, входящими
в общую циркуляцию, а также с разрушаю

щимися внутренними волнами. По динами

ческому режиму воды и осадков эстуарии
MorYT быть подразделены на четыре типа,
переходящие один в друrой [651, 714].




237


Морские береrа, шельф и фаuиальный анализ


Для эстуарueв типа А характерно rоспод

ство русловых процессов, тоrда как роль
приливов и ветровых волн в них сведена
к минимуму (рис. 20.1, а) Важной частью Ta

кой системы является сходящий на нет
вверх по течению клин соленой воды, над
которым идет сток речных вод. Картина
в точности повторяет ту, что была paCCMO

трена выше на примере предустьевоrо
взморья дельты Миссисипи (rл. 19). На чет

кой rранице между соленой и пресной водой
образуются внутренние волны, которые
способствуют . проникновению в оrрани

ченных пределах соленой воды в пресную
(адвекция), но не наоборот. В зоне выклини

вания соленоrо слоя может появиться OT

мель, так как скорость реки в придонном
слое уменьшается, и вследствие этоrо Ha

чинается отложение влекомоrо рекой MaTe

риала........эта зона аккумуляции миrрирует
вверх или вниз по течению в зависимости от
величины расхода воды в реке и в значи

тельно меньшей степени
 от приливных KO

лебаний. Таким образом, мелкий донный
материал, а также осажденные на дно фло

ку лыI взвеси периодически (при высоком
уровне воды в реке) размываются и BЫHO

сятся из эстуария.
Эстуарии типа Б (рис. 20.1,6) называются
«частично перемешанныМи». Заметное вли

яние на структуру эстуариев этоrо типа
оказывают турбулентные приливные тече



Рис. 20.1. Четыре типа эстуариев [651]. Описа

ние их см. в тексте.


.... Речной
поток


ТипА


. ..-7:


")

.=7::

-;



:;'
)
-:


 :-,


.". . .' . .
.-:.
.
:
:


j
:

;

?


==





. .


ния, которые разрушают поверхность раз

дела между соленой и пресной водой И бла

rодаря процессам адвекции и диффузии
формируют более плавный rрадиент соле

ности между дном и водной поверхностью.
Вращение Земли обусловливает небольшой
перекос поверхности смешения и отклоне

ние влево (в Северном полушарии) прилив

Horo течения, направленноrо вверх по реке.
Сильное воздействие на динамику осадков
оказывают знакопеременные подвижки co

леной воды в различные фазы прилива [6].
Так, осадочные частицы речноrо происхо

ждения двинутся по различным и сложным
траекториям (обычно типа «мертвой пет

ли») вследствие попадания их в соленый
слой и перемещения приливным течением
вверх по реке. Таким способом формируется
максимум мутности, локализованныIй
в нижних слоях толщи эстуариевых вод
(рис. 20.2).
Важно отметить, что во мноrих эстуариях
отмечаются переходные типы (АjБ или БjВ)
в зависимости от относительной интенсив

ности русловых и приливных потоков В OT

дельные времена ['ода.
Эстуарии типа В (рис. 20.1, в) характери

зуются вертикальной однородностью BOД

ной толщи по всему поперечному сечению,
поскольку сильные приливные течения
в эстуариях этоrо типа полностью размы

вают rраницу раздела между соленой и пре

сной водой. Здесь rосподствуют процессы
продольной и поперечной адвекции, а также
поперечной диффузии. Вертикальноrо rpa

диента солености больше не существует,
а общая для Bcero сечения соленость возра



111(


...:
..
.:.<:.... . ..
......:...... . ..


,
ЮД),),>.")


.
I
. ",/


Тип Б


. .
. . .


.


 .
. .





....


Тип В Тип r




238


Часть 6


Зона аккумуляции
жидко
о


.


 Ядро мутности ........
1
_..

i(,>А;;.
i

-: .

 I I I


Рис. 20.2. Схематический продольный разрез че

рез частично перемешанный эстуарий; показаны
ядро мутности и зона aKK
МY ляции жидкоrо ила
вблизи нулевой точки [5J.
стает вниз по течению. Небольшой rоризон

тальный rрадиент солености в поперечном
направлении все же имеет место. Как и
в эстуариях типа Б, он обусловлен враще

нием Земли. Динамика осадков находится
под контролем мощных приливных течений,
а также своеобразной циркуляции, которая
обусловлена поперечным rрадиентом соле

ности. Во внутренних частях некоторых при

ливных эстуариев вблизи дна обнаружены
зоны с чрезвычайно высокой концентрацией
вз:вешенноrо осаДочноrо материала, KOTO

рая, по
видимому, обусловлена флокуля

цией (?) (см., например" [648]). В то же время
осаждения материала, связанноrо с эффек

тами на соляном клине, как правило, не про

исходит в связи с сильным приливным
перемешиванием.
Эстуарии типа r (рис. 20.1,2) завершают
классификацию эстуариев и обнаруживают
как вертикальную, так и поперечную OДHO

родность по величине солености. В paBHO

весных условиях диффузия соли вверх по Te

чению возмещает ее потери при адвектив

ном перемешивании. Движение осадков
полностью определяется приливными дви

жениями, и какое
либо осаждение их здесь
не наблюдается.
В нашем коротком обзоре, посвященном
динамике эстуариев, сделан упор на взаимо

действие между рекой и приливом. Большая
часть всех эстуариев относится к типу Б,
и все такие эстуарии имеют «склонность»
к аккумуляции осадков, особенно тонких
фракций. При знавая важность этоrо эффек

та, тем не менее необходимо отметить, что
адвективные, направленные в море потоки
тонкозернистых мелких осадков MorYT под

хватывтьсяя приливными и волновыми Te

чениями и выноситься далеко на шельф.


20в. Современные фации эстуариев. Эстуа

рии типов Б, В и r, т. е. эстуарии, в которых


ощущается действие приливов, окружены
низменно
отливной отмелью с засоленны

ми маршами (манrpовыми болотами в Tpo

пических эстуариях), пересеченной неболь

шими естественными каналами стока. Bы

движение Bcero эстуария BMeCT
 с прилеrаю

щей приморской низменностью в море
приводит К тому, что донные отложения
эстуария перекрываются отложениями при

ливно
отливных отмелей, крупность MaTe

риала которых убывает снизу вверх (rл. 21).
При изучении наиболее ярких представите

лей эстуариев типа С, таких, как эстуарий
Паркер в Новой Анrлии, были обнаружены
приливно
отливные желоба и обширные
дюнные поля, их окружающие [351]. Обло

мочный материал в подобные эстуарии по

ступает преимущественно со стороны OT

крытоrо моря.' Так, в эстуарии Темзы
в Анrлии крупность донных отложений убы

вает вверх по течению, а раковины морских
остракод обнаруживаются в 20 км вверх по
эстуарию от их местообитания [648]. В Bep

тикальном разрезе можно обнаружить пач

ки поперечнослоистыIx отложений
 ориенти-:-
рованных в направлении приливно
от лив

ных течений, которые чередуются с rли

нистыми прослоями, осажденными при
размыве смежных участков Д)Jа эстуария.
Существенные фациальные различия OT

мечаются в тех довольно мноrочисленных
эстуариях, которые окаймлены со стороны
моря барами. Эти бары сложены мелкозер

нистым материалом, в том числе с флазер

ной лентовидной и волнисто
слоистой TeK

стурой [386]. Эстуарии типов В и
r постепенно переходят в приливный шельф
с характерными для Hero rрядами.
Вследствие постоянноrо перемешивания
пресных и соленых вод в эстуарии фауна
в нем должна быть хорошо приспособлена
к пространственно
временныIM изменениям
солености. Для оконтуривания зон С относи

тельно высокой соленостью при фациалъ

ном анализе отложений эстуариев особенно
полезны остракоды. Соотношение коли

честв раковин пустыIx и с моллюсками дает
к тому же возможность проследить напра

вление результирующеrо переноса донноrо
материала в эстуарии [648].
20r. Древние фации эстуариев. В условиях,
коrда береr без дельт выдвиrается в сторону




239


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


I
1


моря, фации эстуариев MorYT перекрывать
и отчасти внедряться в разнообразные при

брежно
морские фации. При такой пестроте
фаций успешная идентификация фаций
эстуариев зависит от нахождения следов
воздействия приливов на отложения, а TaK

же от доказательства их образования в yc

ловиях промежуточной солености. Деятель

ность приливов относительно леrко YCTaHa

вливается в обломочных породах. Сведения
о величине солености MOryT быть получены
только на основе биолоrических данных
(см., например, [397]). Указанный подход
позволяет идентифицировать дофанерозой

ские эстуариевые фации.
При исследовании эоценовых отложений
Лондонскоrо бассейна были выделены два
типа фаций древних эстуариев [98]. Образо

вание фаций первоrо типа, которые состоят
из ИЛОВ, в различной степени литифициро

ванных, и включают флазерные, а также
ленточные прослои с косой слоистостью,
связывается с боковым нарастанием за счет
аккумуляции в приливном канале. Второй
тип фаций, состоящий из образовавшихся из
сложенных илистыми катунками конrломе

ратов с плоскопараллельной косой слои

стостью, связывают с выполнением эро

зионпых промоин. Привести какие
либо
доказательства MopcKoro приливноrо reHe

зиса этих слоев не удается из
за отсутствия
фауны и редкой встречаемости ходов илое

дов. Таким образом, осадконакопление
в древних эстуариях в ПРИНIIипе было воз

можно, однако доказать это, опираясь на
имеющиеся данные, пока затруднительно
(детальное обсуждение можно найти в рабо

те [308]).
Совершенно иной подход к проблеме дал
возможность Кемпбеллу и Оаксу [140] cдe

лать предположение об эстуариевом проис

хождении нижнемеловой формации Фолл

Ривер в шт. Вайоминr. Здесь песчаники
предположительно эстуариевоrо rенезиса
образуют черепитчато перекрывающие друr
друrа по направлению к морю комплексы,
в которых более молодые. отложения BЫ

полняют эрозионные промоины в более
древних отложениях. Эти промоины OKOH

турены фациями приливно
отливных OTMe

лей или морскими отложениями и BHeд

ряются в толщу косослоистыIx флю

виальных песчаников. Залеrающие сверху


эстуариевые фации охватывают обширные
площади. Эти отложения имеют косую
слоистость, тоrда как залеrающие ниже
эстуариевые фации обнаруживают знаки ря

би и флазерную внутреннюю слоистость.
Расположение предполаrаемых эстуари

евых фаций в мелководных эрозионных про

моинах связывается с периодическим отчле

нением от моря отдельных рукавов эстуа

рия. Эта модель седиментоrенеза подтвер

ждается некоторыми палеонтолоrическими
данными. Довольно близким современным
аналоrом, по
видимому, является при

ливный эстуарий Нит в Салуэй
Фёрт в Шот

ландии, rде периодически наблюдается OT

членение эстуария от реки [873]. Такой
механизм должен ПРИВОДИТЬ к переслаива

нию фаций приливно
отливной отмели
и эстуариево
речных фаций при наличии по

чти повсеместных донных форм [591].


20д. Выводы. Эстуарии являются полу

замкнутыми прибрежно
морскими образо

ваниями, имеющими свободный водообмен
с морем. Перемешивание соленых и пре

сныIx вод приводит К развитию эстуариевой
циркуляции. По степени важности процесса
перемешивания все эстуарии MorYT быть
подразделены на четыре типа. Эстуариевые
фации, включающие русловые илы, але

ориты и пески, формируются под действием
сезонных русловых и ритмических при

ливных процессов. В сторону моря эти фа

ции постепенно замещаются «чисто» MOp

скими отложениями, а в сторону реки
чи

сто аллювиальными. Обычно эстуарии
окаймлены приливно
отливной отмелью,
сложенной тонкозернистым материалом
с солоноватыми маршами. Фации древних
эстуариев следует идентифицировать с по

мощью остатков чувствительных к измене

пиям солености фауны и флоры, а также
с учетом реrиональных фациальных тепден

ций.


Литература, рекомендуемая
для дальнеЙlUеrо чтения


Хорошим введением в динамику эстуариев
являются работы [714, 728]. При дальнейшем
изучении проблемы целесообразно обратиться
к двухтомному сборнику [863], в статьях KOTOpO

ro рассмотрен широкий Kpyr чисто научных
и прикладных задач.




240


Часть 6


21


Линейно
вытянутые побережья
с терриrеннь
 осадконакоплением


21а. Введение. Основные обстановки при

брежноrо осадконакопления включают:
а) пляжи и прили61ю
отливные отмели,
б) бары, косы и лаzуны, в) zрядово
лож

бинные прибрежные равнины
ченирплейны
и r) прибрежное мелководье. В природе
встречаются сложные сочетания этих обста

новок, и все они MorYT существовать OДHO

временно в дельтах и эстуариях.
До сих пор нет удовлетворительноrо
определения различий между пляжем и при

ливно
отливной отмелью, но обычно под
пляжем понимают узкую полосу, располо

женную между линиями полной воды
и средним уровнем и подверженную актив

ному воздействию волн. Размер зерен ocaд

ков на пляже возрастает в сторону береrа.
Напротив, приливно
отливная отмель име

ет сравнительно большую ширину, в этой
зоне преобладают приливно
отливные дви

жения, а размер зерен материала убывает
вверх по склону. Приливно
отливные OTMe

ли характерны для открытыIx береrов, под

верженных высоким приливам, а также для
тыльных сторон островных баров в обста

новке умеренных приливов.
Для образования и поддержания при

брежных баров необходимо устойчивое по

ступление песчаноrо материала из Kaкoro

либо источника, например реки или вдоль

береrовоrо течения. На береrах с высоким
приливом бары не образуются. Бары у бере

rOB с низким приливом имеют прямоли

нейные очертания и большую длину. Седи

ментационные процессы протекают в лаry

нах на тыльной стороне баров и связаны
преимущественно с явлением перелива
штормовых волн через бар. На береrах
с умеренными приливами бары прорезают

ся частыми приливными промоинами, на
выходе из которых, в лаrуне, формируются
крупные приливные дельты. На тыльной CTO



роне бара, защищенной от действия штор

мовых волн, образуется типичная приливно

отливная отмель.
rрядово
ложбинная пребрежная равнина,
или ченирплейн,
ЭТО участок приморской
низменности, занятыIй rлинистым маршем
и пересеченный протяженными валами, KO

торые сложены створками мелководных
моллюсков и имеют до 3 м в высоту и до
50 км В длину. Классические ченирплейны
можно встретить в шт. Луизиана (США)
к западу от cOBpeMeHHoro выступа дельты
реки Миссисипи. Периоды нарастания или

стой отмели совпадают здесь по времени
с интенсивным выносом илистоrо материа

ла из дельты Миссисипи, который разносит

ся вдольбереrовыми течениями. Коrда же
твердый сток реки мал, происходит размыв
илистой отмели. Волны не только эроди

руют ее поверхность, но и выбрасывают на
нее ракушу, формируя характерные paкy

шечные валыI' оrраничивающие илистую OT

мель со стороны моря.


216. Физические процессы. В общих чертах
мы уже обсуждали некоторые особенности
динамики волн и приливов (см. rл. 1 8). Te

перь мы остановимся на тех деталях этих
процессов, которые в первую очередь
влияют на морфолоrию береrа. Хейс [354,
355] показал, что изменения морфолоmи за

висят как от высоты прилива (рис. 21.1), так
и от энерrии волн (рис. 21.2). На береrах
.с высокими приливами действуют сильные
приливные течения. П редполаrая наличие
осадков с разной величиной зерен, получим,
что величина зерен слеrка увеличивается
в сторону моря на поверхности приливно

. отливной отмели, сформировавшейся в pe

зультате нарастания береrа. Теперь энерrия
волн в значительной степени рассеивается
на этой слабо наклоненной поверхности, и,




241


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


кроме Toro, волны не MorYT продолжителъ

ное время разрушаться в одной и той же зо

не приливно
отливной отмели. Таким обра

зом, эффективность воздействия волн на
TaKoro рода береrах при наличии высоких
приливов заметно уменьшается. П ротиво

положный вывод можно сделать для случая,
коrда приливы малы и к береrу подходят
волны с большой энерrией. Различные типы
морфолоrии береrов представлены в обоб

щенном виде на рис. 21.3.
Возвращаясь к более детальному анализу,
кратко остановимся на особенностях под

. водноrо береrовоrо склона (рис. 21 .4). CpaB

нение зимнеrо и летнеrо профилей обнару

живает значительные различия (рис. 21.5).
Летом полоrие волны зыби переносят ocaд

ки к береrу и образуют 6ep!vtbI. Зимой крутые
штормовые волны выносят осадки в море,
формируя валы внешней зоны. Ячейки раз

рывных течений зимой наблюдаются вбли

зи относительно крутых пляжей. Уклон под

водноrо береrовоrо склона определяется


Линей
 Приливно

OCTpOB
 Прилив
 ные отлив
 Засо

Речные ные ные пес
 Пром ная ленные
дельты бары дельты чаны е ины отмель марши
rряды


61






'"


:s:


g. 4
'"
...
8
з




2


о


Рис. 21.1. Изменение морФолоrии береrа в зави

симости от высоты прилива [354].


асимметриец переноса наносов к береrу и от
Hero. Вследствие трения и филь трации вол

новые движения воды от береrа, как прави

ло, несколько слабее, чем к береrу. Осадки,
таким образом, перемещаются вверх по
склону до тех пор, пока не установится
динамическое равновесие. rалечные отло

жения имеют наибольшую проницаемость,
а rалечные пляжи соответственно
 наиболь

ший уклон. Допустив, что сила тяжести про

тиводействует перемещению o
aДKOB к бе

pery, Инман и Бэrнольд [411] нашли


16----91


следующее выражение для локальноrо
уклона (tg
) подводноrо береrовоrо склона:
tg 13
 tg Ф( : : :} (21.1)
['де Ф
 коэффициент BHYTpeHHero трения;
с
показатель асимметрии потока энерrии
(к береrу
от береrа). Коrда асимметрия OT

сутствует (с == 1), уклон равен нулю. Если же


6



 5
ro"


:s:

 4
а.


'"
...
8
з 3


:>:
t>:
:I:


а.
U


Преобладание
прилива


3


>:I; 1


 :s::
@

"" с
=:1


Средняя высота волны, м


':s: I'Q
:s: :s:
= i":
1:1: :s:
(1) с.
8'с


Рис. 21.2. Зависимость изрезанности береrовой
линии от отношения интенсивности волнения
и высоты прилива. Зона высокой энерrии А co

ответствует условиям бухты Джеман, зона cpeд

ней энерrии В
 условиям бухты Джорджия и зона
низкой энерrии С
 .Условиям западной части
бухты Флорида "[352J.


';,;:

:s: :s:
;:;

:s: с.
::t с


асимметрия велика (с ----+ О), то tg
 ----+ tg ф,
и уклон приближается к естественному
откосу.
Увеличение размера зерен осадков в Ha

правлении уреза наблюдается почти на всех
береrах и объясняется тем фактом, что пря

мое орбитальное движение воды под rреб

нем мелководной волны имеет малый пе

риод и большую мощность в сравнении
с обратным движением [38]. Поэтому дви

жение к береrу для крупноrо материала
оказывается более предпочтительным.
Происхождение и динамика приливно
от

ливных отмелей зависят от стабильности
поступления осадков, и в первую очередь
алеврита и rлины, а также от степени волно

вой активности. Поступление мелкодис

персноrо обломочноrо материала в при





242


Часть 6


ЭСТУАi>ИЙ
" .

ТЯ

. прилив

."



(а) Высокии прилив






брежную зону контролируется двумя
сходными процессами: запаздыванием при
влечении твердых частиц и запаздыванием
при их осаждении (рис. 21.6). Именно эти
процессы контролируют аккуму ЛЯЦИЮ але

вритовых и rлинистых частиц на высоких
приливно
отливных отмелях. Оrраниченное
из
за коrезии осадков просачивание воды
в осадки приливно
отливных отмелей спо

собствует поверхностному стоку по ним
и развитию сети прuлuвНblХ желобов. Эти
желоба работают подобно артериям и Be

нам, при приливе направляя воду на прилив

ную отмель, а при отливе концентрируя ее
сток Кроме Toro, по желобам идет сток дo

ждевой воды, выпадающей на приливно
от

ливную отмель при отливе или невысоком
приливе [124].
Вопрос об образовании баровых систем
до сих пор остается дискуссионным, HeCMO

тря на более чем столетние исследования.
В ранних теориях предполаrалось, что такие
системы образуются вследствие роста и BЫ

хода на пов
рхность подводных валов, pac

положенных первоначально во внешней зо

не. Однако отсутствие под современными
лаrунами характерных для внешней зоны
фаций ставит под сомнение это предположе

ние, хотя некоторые бары все же имеют
именно такое происхождение. Подтвержде

нием тому может служить дуrа островных
баров, образующих острова Шанделур, KO

торые оконтуривают дельту одноrо из быв

ших рукавов реки Миссисипи
Сент
Бе

нард (см. rл. 19). Время от времени HeKO



Волны
...............


Рис. 21.3. а
обобщенная морфолоrия идеализи

pOBaHHoro береrа с большими приливами и YMe

ренной волновой активностью. Обращает внима

ние отсутствие островных баров и наличие
приливных борозд; 6
 идеализированный береr
со средними по высоте приливами и умеренным
волнением. Видны бары, приливные промоины
и дельты, образующиеся при отливе; в
идеали

зированная схема береrа со слабыми приливами
и умеренным волнением. Наблюдаются об

ширные переливы и приливные направленные
к береrу дельты, приуроченные к редким при

ливным промоинам [352].


Внеuшяя зона


Зона заlUlеска

или нижнеrо,
Предфрон
 периодически
тальная заливаемоrо
зона IШяжа ВОДОЙ lU1яжа
I I


Зона
BepXHero
lUIяжа Дюны
I


Средний уровень
полноЙ воды (СУПЕ)


 .::..".:":....
Среднии vpoeeHb о.' .' . . е 6(1J\b 1
малой воды (СУМЕ) ""О ."0" : ". 0.-. .... ..0 "I1
д60()"b1


Рис. 21.4. Морфолоrические элементы береrо

вой зоны.


Образованный зыбью (летний) профиль
Б еРЛfа


Средний уровень






 T

 =.:.............---.::::;......
.........
.....

lllтормовой (зимний) профиль


Рис. 21.5. Различия между зимним и летним
профилями береrовоrо склона [468].




243


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


(а)


CI:
I
е
о
.
 A I

"'
B
;:"" g.
//
9.......
 а с
f( , " 8.. u d
/t "

\u


1
ВнеlШlЯЯ зона


2


CI:
:s:


е
о
:z:
А

.
 [
...

 / t::
.if...... В ......
 u с U d ..о
// 2........ t;
/
 t '"

\u


/ Прилив
/Отлив


Внешняя зона


4


рис. 21.6. а
 запаздывание при влечении. Обло

мочная частица, находящаяся на приливной paB

нине в точке 1, во время прилива увлекается пото

ком (водная масса А), скорость KOToporo в этой
точке равна и с , Вследствие уменьшения скорости
течения до величины lid частица прекращает дви

жение. Коrда при отливе водная масса А возвра

щается в точку 2, ее скорость оказывается меньше
критической величины и с , необходимой для пере

мещения частицы. Эта скорость достиrается
только в водной массе В, которая при отливе yxo

дит не столь далеко от береrа, как водная масса
А. Таким способом осуществляется перемещение
частицы из точки 1 в точку 3; б
 запаздывание
при осаждении. Обломочная частица, находящая

ся в точке 1 на приливно
отливной отмели, под

нимается во взвесь во время прилива и попадает
в водную массу А. В точке 2 замедление потока
делает невозможным поддержание частицы во
взвеси, и частица начинает оседать. При этом ro

ризонтальное перемещение частицы приливным
течением продолжается, и в КОIЩе концов она дo

стиrает дна в точке 3, расположенной ближе к бе

pery, чем точка 2. Следовательно, при отливе BOД

ная масса А уже не в состоянии вновь поднять
частицу во взвесь; это проделывает водная масса
В, которая подхватывает частицу и переносит ее
в точку 4. Таким способом осуществляе.тся pe

зультирующий перенос частицы в сторону береrа
(из точки 1). Обе схемы заимствованы из статьи
[591], которая в свою очередь основана на pe

зультатах работы [797].


торые из этих островов размываются при
ураrанных штормах, однако за тем HaMЫ

ваются вновь на сохранившихся подводных
частях песчаных баров [622]. По более позд

ним воззрениям, бары
результат поrруже

ния обычноrо причлененноrо пляжа во Bpe

мя трансrрессии [388]. Наконец, соrласно


16*


концепции, впервые предложенной rилбер

том [297], бары образуются вследствие OT

членения и изоляции кос.
Новая комплексная теория, объясняющая
локализацию баров, была не так давно раз

работана на основе детальноrо картирова

ния MopcKoro дна вблизи полуострова Дел

марва в бухте Делавэр (США) [331]. Эта
теория, хотя и ставит целью объяснить про

исхождение баров, признает роль в COBpe

менных процессах древнеrо рельефа, KO

торый сформировался при низком стоянии
уровня морЯ- В последнюю ледниковую эпо

ху. Реrрессионная стадия оставила после ce

бя сеть водотоков, разделенных водоразде

лами. Коrда началась фландрская TpaHC

rрессия, на береrах, прилеrающих к BOДO

разделам, стали формироваться пляжи, а
в приустьевых зонах рек
эстуарии. По мере
продолжения трансrрессии в зависимости
от высоты водоразделов и rустоты сети BO

дотоков в различных частях бывшей суши
формировались бары, косы, лаrуны и при

ливно
отливные равнины. Указанная MO

дель унаследоваННО20 развития может быть
широко использована при изучении эволю

ции баров (см. также работу [616]).
Совершенно очевидно, что происхожде

ние баров тесно связано с трансrрессией MO

ря, однако менее очевидно, каким способом
в системе бар
лаrуна поддерживается MOp

фолоrическое равновесие. Новейшие иссле

дования [658] показывают, что в TpaHcrpec

сивную стадию развития береrа быстрый
подъем уровня и небольшое поступление пе

ска способствует пошаrовому отступанию
бара. Постепенно бар отмирает, и лаryнные
фации оказываются в прибрежной зоне (или
даже на шельфе). Одновременно на месте
бывшей лаryны образуется новый бар. На
береrах, rде скорость трансrрессии невели

ка, а песок поступает в доста точном количе

стве (например, с суши, имеющей достаточ

но расчлененный рельеф; см. работу [107]),
может образоваться протяженная зона дe

формации волн и даже произойти HapaCTa

ние береrа.
П риливные промоины в теле бара обра

зуются преимущественно на береrах с при

ливами средней высоты и имеют важное
значение
 по ним идет поступление осадков
в лаrуну, расположенную с тыльной CTO

роны бара, и блаrодаря им по обе стороны




244


Часть 6


от бара поддерживается динамическое paB

новесие наносов в поле приливных течений.
Бары. расположенные вдоль береrов с низ

кими приливами, не способны поддержи

вать TaKoro рода равновесие; основной Me

ханизм поступления материала в лаrуну
связан с переливом воды через бар во время
штормов.


21в. Современные фации линейно
вытянутых
побережий. Основные морфолоrические эле

менты выровненных аккуму лятивных бере

rOB показаны на рис. 21.3. Как уже rовори

лось, вообще на морских береrах имеет
место увеличение размера зерен донных OT

ложений в направлении к урезу. Поверх

ность подводноrо береrовоrо склона ослож

нена различноrо рода валами, «холмами»
и желобами, а также образованными BO

лновыми течениями рябью и дюнами
'(рис. 21.7, 21.8).
Валы внешней зоны встречаются на всех
береrах, за исключением береrов с очень BЫ

сокой волновой активностью, причем их
расположение сложным образом зависит от
положения линии разрушения волн. Высота
располаrающихся сериями параллельных
береrу или же серповидных подводных Ba

лов возрастает в сторону моря (и может
превышать 1,5 м), что, по всей вероятности,
соrласуется с rлубиной обрушения волн раз

личной высоты. В разрезе отложения под

водноrо вала (рис. 21.8) обнаруживают KO



ВНЕШНЯЯ ЗОНА


ПРИБОЙНАЯ ЗОНА


I I
I :
I I
Волновые ПрОllессы : Прибойная
I Формирование аси:wметричная
Волны зыби: и рост волны i волна i ЗЗlU1еск



 ,

 '

 '--/

O
11D:

"j
T"D t 3м
.. .:-:,
 : Шероховатое
Аси:wметричные знаки рябн i Сер,::;;:ые : Po::::
e :дно: Ровное дно
'.Iорфолоrия Д)lа


Рис. 21.7. Соотношение характера поверхност

Horo волнения и донных форм на примере побе

режья с активными волновыми процессами
(шт. OperoH) [156].


сую слоистость с довольно крутым паде

нием слоев в сторону суши. Отложения
меж валовых ложбин имеют мелкомасштаб

ную косую слоистость, обусловленную дви

жени ем к береrу волновой ряби [191, 192].
Подобные морфолоrические элементы, хотя


и меньшей амплитуды, встречаются в зоне
заплеска широких песчаных приливно
от

ливных отмелей, а также на пляже, обусло

вливая своеобразный рельеф, состоящий из
невысоких rряд с промоинами на обра

щенных к береry склонах. Характерные для
прибрежных условий ячейки разрывных Te

чений иноrда распространяются вплоть до
внешнеrо подводноrо вала и служат причи



О


200


300м


100


Перестройка Деформированные волны Скольаящие
волн буруны


Буруны/прибой


Перестройка волн


Средний уровень



 2



 4
10
>.
r::

 6


8


Рис. 21.8. Связь седиментационных текстур
с морфолоrией дна прибрежноrо мелководья
и характером волновоrо процесса [191].


ной образования пересекающих вал про

моин (рис. 21.9). В промоинах залеrают KO

сослоистые отложения с наклоном слоев
в сторону моря.
В случае относительноrо подъема береrа
образуются отложения, в которых размер
зерен увеличивается вверх по разрезу
(рис. 21.1 О). Детали текстур, сохранившихся
в донных отложениях подводноrо береrово
 .
ro склона, зависят от сложноrо взаимодей

ствия процессов, протекающих при раз

личных волновых условиях. Можно ожu

дать, что основная роль здесь принадлежит
процессам, действующим при слабом BO

лнении и зыби, поскольку такие перио.liЫ,
как мы уже rоворили, являются блаrо

приятными для нарастания береrовоrо
склона и пляжа.
Фациальный разрез выдвиrающеrося




245


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


в море OCTpoBHoro бара в значительной Me

ре схож с рассмотренным выше типичным
разрезом пляжа. Индивидуальные особен

ности связаны с наличием лаzуны в тыловой
части бара и приливных промоин (это oтнo

сится К УСЛOlщям средних по высоте прили

вов [395]). Фации лаrун изменяются чрезвы

чайно сильно в зависимости от климата,
скорости течения в промоинах, стока рек
и протяженности зоны штормовых перели

вов. В реrионах с низкими приливами
МОIШIые отложения формируются блаrода

ря rлавным образом штормовым перели

вам, поэтому лаrунные биотурбированные
алевриты и r лины переслаиваются здесь
спрослоями rоризонтальнослоистых песков
мощностью до 1,5 м. Эти пески приносятся
с размываемоrо штормом обращенноrо
к морю подводноrо склона OCTpoBHoro ба

ра. Образующиеся таким способом конусы
выноса переливов имеют плоскопараллель

ную косую слоистость С наклоном слоев
в сторону суши [730]. В семиаридном кли

мате.в условиях низких приливов В лаrунах
(например, в лаrуне Мадре в Техасе) идет




Рис. 21.9. Типичное сочетание валов внешней
зоны и ячеек разрывноrо течения (по [468]).


формирование эвапоритов типа себхи, oca

ждение карбонатов в форме оолитов и рост
водорослевых матов [262, 698]. Приливные
дель ты в таких лаrунах возникают с BHY

тренней, а не с внешней стороны промоины
вследствие растекания и ослабления при

ливноrо потока [355]. Подводная поверх

ность дельты покрыта меrарябью, «напра

вленной» к береrу. Остальная часть лаrуны
в этих условиях очень напоминает при

ливную равнину, о чем будет сказано
ниже.
Подводя итоrи, следует отметить, что
перемещение OCTpoBHoro бара в море, BЫ

званное особенностями поступления к нему
осадочноrо материала, приводит к форми

рованию толщи отложений, в которых раз

мер зерен увеличивается снизу вверх. Толь



ко отложения приливных промоин Hapy

шают эту закономерность. Для них xapaK

терно уменьшение размера частиц в указан

ном направлении (рис. 21.10). С течением
времени бар может оказаться перекрытым
либо лаrунными отложениями, либо отло

жениями приливно
отливных отмелей, что
кардинально изменяет тенденцию укрупне

ния ма териала снизу вверх. Развитие
OCTpoBHoro бара во время реrрессии моря
противоположно ero развитию при TpaHC

rрессии [472]. В последнем случае лишь He

мноrие из береrовых фаций сохраняются
в разрезе, и то если трансrрессия идет Meд

ленно, а поступление осадков мало. Перера

ботка волнением донных отложений при



) (

)
Нарастающий бар Трансrрессивный бар Промонна


Дюны


rлубокий
желоб



l 1-,:- л 1 2
З
r
зм
4
5






Рис. 21.10. Три «окончательных» результата
процессов, образующих барьерные острова.
1
биотурбация; 2
корни/торф; 3
rоризон

тальные слои; 4
 плоскопараллельная косая
слоистость; 5
 корытообразная косая слоистость
[677].


трансrрессии приводит к образованию TOH

Koro песчаноrо покрова во внешней зоне, KO

торый по мере продолжения трансrрессии
может перекрыть лаrунные отложения
(рис. 21.t О. 21.t 1) [471]. В условиях YMe

ренных приливов лаrунные фации MOryT
быть перемещены вследствие миrрации
приливных промоин [478]. Высокий темп
поступления осадков совместно с быст

рой трансrрессией может привести к KOH

сервации и сохранению OCTpoBHoro бара
[107].
Как уже отмечалось, в фациях ПрИЛИВНО

отливных отмелей преобладает тенденция
к уменьшению размера зерен донных отло

жений в направлении к береrу (рис. 21.12)




246


Часть 6


[670,248]. Эпизодически заливаемые прили

вами маршевые луrа с растениями
 2алофu

тами постепенно переходят в rлинистую
приливно
отливную отмель с обильной ин

фауной. Тенденция к росту размера зерен
осадков в сторону моря приводит К образо

ванию смешанных песчано
rлинистых при

ливно
отливных отмелей с разнообразной
слоистостью, в том числе флазерной (rл. 8).
Здесь также наблюдается интенсивная био

турбация блаrодаря обильной инфауне. Пе

счаные приливно
отливные отмели вблизи
rраницы низкой БОды обнаруживают боль

шое разнообразие донных форм типа обус

ловленной действием волн и течений ряби,
сложно взаимодействующих с теми форма

ми на поверхности дна, которые образова

лись вследствие rравитационноrо стока. Ec

ли приливные течения достаточно сильны,
то MorYT образоваться крупные донные
формы типа дюн. Как отмечалось ранее, на
мноrих приливно
отливных отмелях (oco

бен но на малопроницаемых для воды rли



При6режная
зона моря
Засоленный марш Пляж, дюна,
приливная дельта

"'=




частичн

оо.к

 ПОЛ
 ; оохрШОСTh по

.m pn

. . . . .
. .
. .



Рис. 21.11. Схема, показывающая степень co

хранности трансrрессивных баровых фаций в за

висимости от Toro, был ли подъем уровня бы

стрым (полная сохранность), умеренным (частич

ная сохранность) или же медленным (полный
размыв) [471].


нистых поверхностях) формируется rустая
сеть меандрирующих прuлuвНblХ желобов
(рис. 21.13) [668, 124]. Водные потоки в же

лобах перерабатывают отложения прилив

ной отмели и способствуют 20рUЗ0нтально

му прuчлененuю наклонных слоев алеврита
и rлины (рис. 21.14). Быстрое отложение па
оконечностях береrовых валов не способ

ствует сохранению фауны, и поэтому


данные отложения относительно слабо
переработаны биотурбацией. В некоторых
местах с высоким приливом, особенно на
побережье Ф pr и Дании, а также в заливе
Фанди, приливные желоба, спускаясь по
приливно
отливной отмели, разрастаются
в целые каналы с большими донными фор

мами типа дюн, которые миrрируют и cpa




l




j::"..-< :.....:1 2
I



 1 5


04


О6


Рис. 21.12. Разрез через комплекс отложений
приливно
отливной отмели, сформировавшейся
при выдвижении береrа. 1
 песчаная приливно

отливная отмель; 2
смешанная приливно
отлив

ная отмель; 3
илистая приливно
отливная OT

мель; 4
засоленный марш; 5
остаточные отло

жения; 6
древние отложения [672].


стаются во время периодических отливов
[670, 671]. Зачастую приливные и отливные
каналы пространственно разделены, и в KO

сой слоистости песка, устилающеrо их дно,
прослеживается тенденция к преобладанию
либо прилива, либо отлива и редко
следы
действия и Toro, и друrоrо. Нетрудно ви

деть, что на нарастающей в море приливно

отливной отмели формируются отложения,
в которых размер зерен убывает снизу
вверх. На приливно
отливной отмели такая
последовательность может нарушаться при

ливными желобами, а на маршах
отложе

пиями растительных остатков и аккумуля

цией торфа (рис. 21.12).
rрядовые пески или ракушечные фации
преобладают в местах сильноrо проявления
штормовоrо перелива. Они представляют
собой слабо наклоненные в сторону суши
слои и расположены с тыльной стороны BЫ

пуклоrо береrовоrо вала. rраница с нижеле

жащими отложениями может быть различ

ной: от четкоrо контакта с фациями маршей
на обращенном к суше склоне вала до посте

пенноrо перехода к фациям мелководья




247


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


и rлннистой приливно
отливной отмели на
морском ero склоне.


211"'. Древние кластические береl"'овые фации.
Идентификация береrовых фаций qрезвы

чайно важна в палеоrеоrрафических peKOH

струкциях, так как дает надежные сведения
о положении морских rраниц в опреде

. ленный период времени. Помимо этоrо из

. учение береrовых фаций позволяет сделать
вывод о величине приливов, об относитель

ной роли приливов И штормов, а также
о приrлубости береrа. В качестве иллюстра

ции рассмотрим несколько примеров.
Клифтон с соавторами [156] провел дe

тальное исследование разреза четвертичных
песков и rравия и обнаружил ero близкое
сходство по своему строению с cOBpeMeHHЫ

ми фаuиями береrов, подверженных воздей

ствию сильных штормов (например, береrа
шт. OperoH, см. рис. 21.15). Сопоставления
юрских отложений из верхних rоризонтов
так называемой нижней уrольной серии на
острове Борнхольм в Дании с cOBpeMeHHЫ

ми фациями [742] позволяет классифициро



....

 '
.:.
 ;. :,
",<:'
 ."<.
 ,
. ,



 "

.





. -




,..'.а>о>"<........


....


,..>:,:i;i




Рис. 21.13. Меандрирующий приливный желоб
на илистой приливно
отливной отмели в Сол

вей
Фев, Шотландия. Видна оконечность вала
и отчлененная потоком отмель.


вать первые как прибрежно
морские отло

жения, образовавшиеся при выдвижении
в море приливно
отливной отмели (песча

ной, песчано
rлинистой и маршевой) в усло

виях преобладания приливно
отливноrо по

бережья. Сформированная при этом толща
характеризуется уменьшением вверх по раз

резу размера зерен и включает в себя BO

лновые, ленточные и флазерные прослои,
двунаправленную (<<елочкой») косую слои



стость, сохранившиеся фраrменты дюн
с «бронирующим» поверхность rлинистым
покрытием, а также отложения желобов
стока, причлененных к береrовому валу. Как
указывает Селлвуд, раннеюрское море, по
общепринятой КOIщепции, было эпиконти

нентальным, а соrласно Шоу [747], такие


Приливно
отливная отмель
на участке между желобами


... .

.


Рис. 21.14. Схематический разрез через илисто

rлинистую оконечность вала. Хорошо заметно
rоризонтальное причленение слоев. Показана по

верхность размыва (рис. 21.14,в) [124].


моря должны были быть бесприливными.
Последнее предположение полностью опро

верrается данными о фациях острова Борн

хольм. Более Toro, Клейном была сделана
оценка высоты прилива: в отложениях OCTp

ова Борнхольм он измерил расстояние по
вертикали между отложениями маршей как
показателя среднеrо уровня полной воды,
с одной стороны, и приливных желобов как
показателя уровня малой воды
c друrой
[458]. Полученная величина оказалась paB

ной 6
8 м, что явно указывает на условия
с высоким приливом.
Толщи песчаных отложений древних
островных баров блаrодаря их пористости,
проницаемости и динамической устойчиво

сти MorYT являться важными коллекторами
нефти. Хорошим примером служат нижне

меловые арrиллитовые песчаники нефтяно

ro месторождения Белл
Крик в шт. MOHTa

на (США) [193]. Эллиот дал прекрасное
описание развивающейся системы OCTpOB

ной бар
 лаryна, которая сформировалась
на месте поrруженноrо выступа дельты на
севере Анrлии в каменноуrольном периоде
[236].




248


Часть 6


4


Пески с rалькой с пластинчатой
косой слоистостью


rоризонтальнослоистые средне-
до rрубозернистых пески;
прослои тяжелых минералов
в верхних 60 см;
интенсивные локальные
биотурбации в нижних 40 см
Песчаные и rравийные
отложения с
корытообразной
косоЙ слоистостью


'"
:.::
с.>


:ii
'"
=
Q
М


11:
$


c:>





2


Изрытые норами.
косослоистые пески с
rалькой


I
",811:1
=>'=10


=a.
8. .5
Зона
действия
волнения


Ом


Рис. 21.15. Стратиrрафический разрез четвер

тичных отложений (Калифорния), которые интер.-
претируются как прибрежно
морские, сформиро

вавшиеся в условиях высокой волновой активно

сти. См. также рис. 21.7 [156].


Особенности отложений OCTpoBHoro бара
во время периодических, а также непреры

вных трансrрессий хорошо иллюстрируют

ся фациями rруппы Месаверде (верхний
мел) в шт. Юта и Колорадо [540] И меловы

ми песчаниками rаллап в Нью
 Мексико
[138]. На рис. 21.16 представлено детальное
толкование фаций бара и промоины на при

мере формаций Блуд
Ресерв
Сант
Мэри

Ривер в южной части провинции Альберта
[885].


21д. Выводы. Морфолоmя линейно
вытя

нутых побережий определяется соотноше

нием эффективности приливных течений
и волнения. В случае преобладания на OT

крытых береrах волновых процессов наблю

дается тенденция к выносу TOHKoro MaTe

риала в море. Количество подводных валов
на таких береrах может быть различным.
Защищенные от штормов береrа или береrа
с высокими приливами обрамлены широкой
приливно
отливной отмелью. Действие на
этой отмели процессов запаздывания при
переносе и осаждении обломочных частиц
имеет следствием тенденцию к уменьшению
размера зерен осадков по направлению к бе

pery (от песка до rлинистых отложений Haд

приливных засоленных маршей). Формиро



ванию линейно
вытянутых побережий с их
лаrунами и приливными промоинами спо

собствует целый ряд факторов. На береrах
с низким приливом промоины редки, и весь
rрубозернистый материал попадает в ла

ryны при штормовых переливах через бар.


Уши
Алевритовые арrиллиты
и rлинистые песчаники


Mapuвt, приливно-
отливная отмель


:;;
:I:
О
О.
О
.... '"
<>0.
)s

:I:
... О
Е:; ....







t
.... о




15


'"


10
iiE
t>:
Е:;
t:::


Подпрнлнвные лаrуны


Перелнв


Подпрнлнвные лаrуны
Марши.
прнливно-отливные отмели


10


т онко-среднезернистые
песчаники с
корытообразной
кос.ой
слоистостью
Ходы Ophioтorpha


Мелкий канал


'"
:I:
:s:
о
:!1
о
о.
r::


:I:
=


О.
t:::


fлубокий канал


Ом


Эрозионная роверхность
ерхняя часть
Мелкозерни
тые песчаники с предфронтальной
параллельнои слоистостью, зоны lU1яжа
биотурбации
Очень мелкозернистые Средняя часть
песчаники с параллельной и предфронтальной
волиистЬй слоистостью, зоны lU1яжа
биотурбации


Рис. 21.16. Стратиrрафический разрез меловых
отложений Альберты, которые истолковываются
как прибрежно
морские, сформировавшиеся при
выдвижении комплекса бар
 Промоина
 лаrуна
в условиях приливов умеренной высоты [885].


На береrах с приливами средней высоты
промоины в теле бара встречаются часто.
Их миrрации приводят к преобладанию
в таких условиях фаций приливных дельт
и промоин.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Полезные сведения о физических аспектах про

цесса седиментации в береrовой зоне содержатся
в работе [468], а также в моноrрафиях [327, t 99,
198]. Хороший обзор работ о древних и COBpe

менных прибрежных фациях дан в работах [237,
677]. Статьи [672, 300] представляют собой OT

лично иллюстрированные отчеты о современных
фациях. В нескольких rлавах моноrрафии [489]
описаны современные фации островных барОQ. на
примере восточноrо побережья США.




249


Морские береrа, шельф и фацнальный анализ


22


Шельфы с терриrенным
осадконакоплением


.22а. Введение. Вероятно, континентальный
шельф в большей степени, чем любая друrая
обстановка. представляет собой пример
динамики «потребления и выделения» oca

дочноrо вещества. Кластические осадки, BЫ

носимые на шельф, должны пройти такие
«ловушки» осадочноrо материала в при

брежной зоне, как эстуарии. заливы, лаrуны,
дельты и приливно
отливные отмели. Толь

ка на шельфе сложно взаимодействуют при

ливно
отливные течения, волнения. OKeaH

ские и плотностные течения, разносящие
осадочный материал и позволяющие части
ero транзитно проходить через шельф и по

ступать в rлубоководные океанские бас

сейны. Для полноты картины следует YKa

зать, что 11 тыс. лет назад уровень моря
находился примерно на краю шельфа
(рис. 22.1). В результате фландрской TpaHC

rрессии сформировалась изрезанная при

брежная равнина с локальными участками
ледниковых отложений. Таким образом, co

временные шельфы
 это в большей или
меньшей степени реликты (рис. 22.2) в том
смысле, что они покрыты доrолоценовыми
осадками, переработанными современными
волнениями и течениями. Мноrочисленные
свидетельства реликтовой морфолоrии
и проrрессирующеrо смещения береrовой
линии находятся на большинстве COBpe

менных шельфов. В самом деле, особенно

сти строения береrовой линии дают воз

можность проследить следы ее смещения на
шельфе в течение фландрскоrо времени
вплоть до cOBpeMeHHoro положения. (В
rл.21 уже обсуждались примеры оrрани

ченных барьерными островами береrов.)
Шельфы простираются от мелководной
внешней зоны побережья (условно принята
десятиметровая rлубина) до рельефно Bыpa

женноrо переrиба, являющеrося вершиной
континентальноrо склона. rлубина края
шельфа (2
550 мм) и ero ширина


(2
1500 км) чрезвычайно разнообразны и
в значительной мере зависят от тектониче

cKoro положения. Шельфы на континен

тальных окраинах атлантическоrо типа
(<<пассивныI>>),' как правило, более широкие,
нежели шельфы aIЩcKoro и тихоокеанскоrо
типов. Относительно ровные, спокойные OT

крытые склоны большинства шельфов, по


(а)


J
j
Будущее

1


r- v
...f\,.
f"-J
I


('


2
з
:;:


а.
<Q
8


:s:
:I:
'"
:;: 150
1.0
>.
t:;
t.... 200
О


-(б)


15 20 25 30 35 40
Тысячи лет назад


Рис. 22.1. а
положение береrовой линии Атлан

тическоrо побережья США в настоящее время,
15 тыс. лет назад и в будущем, если растают по

лярные льды; б
обобщенная кривая изменения
уровня моря во времени, полученная на основе
общемировых данных [241].




250


Часть 6


Реликтовая морфолоrия
Осадки отсутствуют


Реликтовая морфолоrия
Реликтовые осадки


Реликтовая морфопоrия
Современные осадки


"Равновесная морфопоrия"
Современные осадки


Рис. 22.2. Переход от реликтовоrо к paBHOBeCHO

му шельфу, связанный с трансrрессией и YCTaHO

влением равновесия между волновыми и прилив

но
отливными процессами и новообразованным
осадком [182].
сути дела, представляют собой формы.
образованные шельфовыми течениями, Ha

коплением осадков и соответствующим
проrибанием. Последний фактор особенно
важен, поскольку rеофизические данные OT

чепшво показали, что большинство шель

фов покрыто очень мощным осадочным по

кровом, который залеrает в оrраниченных
разломами бассейнах или в более широких
зонах проrибания. В большинстве этих
шельфовых бассейнов осадки формирова

лись в очень мелководных условиях, и это
означает, что шельфы имеют тенденцию
к непрерывному спокойному проrибанию.
Наиболее обычным типом являются
шельфы, rде осадочный комплекс имеет
в сечении форму призмы, наклоненной
в сторону океана. Вместе с тем существуют
и важны примеры «подпруженных» (dammi



ng) шельфов. Здесь шельфовые отложения
отделены от океана положительными фор

мами рельефа, образованными блоковой
тектоникой (Тихоокеанское побережье AMe

рики), рифами (Красное море, ceBepO
BOCTOK
Австралии) или диапирами (Мексиканский
залив).
22б. Динамика на шельфах. Как уже отмеча

лось выше, rидродинамика и перемещение
осадков на шельфах очень сложны. Виды Te

чений на шельфе и их компоненты обо

бщены в табл. 22.1. Наиболее важными KOM

понентами являются приливно
отливные
процессы и волны, причем последние вклю

чают как общий перенос водной массы под
действием касательноrо BeTpoBoro давле

ния, так и перенос штормовыми наrонными
волнами. Хотя большинство шельфов под

вержено воздействию обоих компонентов,
в конкретных случаях обычно преобладает
один из них. Поэтому шельфы можно под

разделить на преимущественно приливно

отливные и преимущественно связанные
с пО20дными условиями (последний вариант
термина предпочтительнее, чем предло

женный Свифтом термин «существенно BO

лновые» [805]).
Как отмечалось в rл. 18, из
за вра.qJ:атель

Horo характера приливной волны по oтнo

шению к своей амфидромной точке векторы
течения редко оказываются равными по
всем радиусам. При измерениях в какой
ли

бо точке обычно устанавливается. эллипс
приливно
отливных течений снеравенством
между приливом и отливом, вызывающим
появление резу ль тирующеrо (разностноrо)
течения со скоростью до 0,5 м. с
 1. Так как
величина массопереноса осадка является KY

бической функцией от скорости течения (см.
rл. 6), нетрудно понять, что даже очень
малое разностное течение может вызвать
ощутимый общий перенос осадка в напра

влении этоrо резу ль тирующеrо течения
[67]. Друrое не менее важное соображение
вытекает из Toro факта, что интенсивность
турбулентности во время замедляющеrося
течения больше, чем во время ускоряющеrо

ся [549], что связано с большей неритмич

ностью в перепадах давления (см. r л. 5). Воз

растающее танrенциальное напряжение
вдоль поверхности дна во время отливноrо
торможения будет, таким образом, увеличи





251


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


вать перенос осадка по сравнению с перено

сом во время ускорения, так что направле

ние общеrо переноса осадка будет COCTa

влять некоторый уrол с длинной осью при

ливно
отливноrо эллипса [549].
В ходе детальных исследований суще

ственно приливно
отливных шельфов CeBe

ро
Западной Европы [799, 446, 67] были
прослежены пути пере носа осадков прилив

но
отливными течениями (рис. 22.3). Они
были закартированы на основании данных
измерений поверхностных скоростей прили

вов и отливов, удлинения и асимметрии эл

липсов приливно
отливных течений, ориен

тировки песчаных волн и полосчатости
песков, а также их rранулометрическоrо co

става. (Читателям предлаrается сопоста

ви.ть такой .подход с методическими принци

пами, положенными в основу построения
трасс переноса песка в больших эрrах ((пе

счаных морях») пустыни Сахары и paCCMO

тренными в rл. 13.)
Шельфы, связанные с поrодными усло

виями, обычно характеризуются низкой aM

плитудой приливов (менее 3 м) и слабыми
приливно
отливными течениями (менее
0,3 м. с
 1). rосподствующим фактором
переноса здесь являются зимние ветры, BЫ

зывающие появление результирующих тече

ний, складывающихся из BeTpoBoro дрейфо



Таблица 22.1. Компоненты шельфовых течений [805]


Boro течения, BeTpoBoro HaroHa и штормо

Boro прибоя. Воздействие поверхностноrо
волнения на донные осадки состоит просто
во взмучивании тонкой фракции и образова

нии взвеси во всем столбе воды. Эта взвесь
может участвовать в общем переносе упо

мянутыми выше резу ль тирующими тече

ниями (рис. 22.4). На континентальном
шельфе побережья, шт. OperoH, США [466],
волны, вызванные продолжительными
штормами, приходящими с юrо
запада.
поднимают осадки со дна rлубиной до
200 м. Эта вторичная взвесь затем перено

сится в поверхностном и срединном слоях
воды, минуя шельф, чтобы отложиться на
континентальном склоне. Общий перенос
осадка в южном направлении, характерный
для шельфа южноrо побережья шт. Техас
[756], приписывается rлавным образом
транспортировке разностными дрейфовыми
течениями, которые служат отражением
преимущественно зимней rидродинамиче

ской активности. Частые зимние штормы
отличаются довольно сильными северными
ветрами, которые сопровождают прохожде

ние холодных атмосферных фронтов
и являются, по
видимому, rлавными реrио

нальными аrентами переноса осадков
(рис. 22.5).
Ранее указывалось, что поскольку боль



I
Поступающие на шельф
океанские течения


lIIельфовые течения
I


Таблица 22.1. Компоненты шельфовых теqеннй [805]


I
Приливно-отливные теqения


Ререрсионные попеременно направленные в
противоположные стороны
I I I Вращательиые
Циклические Остаточные,
компоненты результирующие
компоненты


rидравлические 1


Барометрический
штормовой HaroH


Волновой HaroH
I


I
Циклические
компоиенты


1 Течения, возникающие за счет разницы уровней воды в заливах или
проливах, обусловленной различной в разных местах амплитудой
приливов и отливов.
 Прuм. ред.


I
Метеоролоrические течения


ПЛотностные течения


Направленные к
суше донные течения


I
Внутренние волны


Собственно ветровые течения


I I I
Результирующие Ветровой дрейф Ветровой нarOH
компоненты I I
I I I
I I I
L


Вдольбереrовой


...L.







J
дрейф И бурные
разрьmные течения




252


Часть 6


шая часть неорrаническоrо rлубоководноrо
осадочноrо материала имеет континенталь

ное происхождение, то прежде чем достичь
океана, он должен пересечь область шельфа
[717], однако пути и механизмы TaKoro
транзитноrо переноса остаются неясными.
Несомненно, значительная часть тонкозер

нистоrо материала теряется в процессе
транспортировки в мутьевых потоках
и струях, которые берут начало в при

брежных приливно
отливных протоках,
эстуариях и дельтах (рис. 22.5,22.6). Следует
все же иметь в виду, что даже при пиковом
паводковом стоке окисленных терриrенных
осадков с rop Санта
Барбара в Калифорнии
концентрация их во взвеси была недостаточ

но высока, чтобы обеспечить перенос
слоистыми и мутьевыми течениями за пре

делы шельфа. Установлено, что большая
часть этих наносов с характерным обликом
была отложена на самом шельфе [219].
Важное значение имеют также диффу

зионные процессы, связанные с турбулент

ностью. Действительно, мноrими исследо

вателями установлено снижение с удале



с


.


нием от береrа концентрации взвешенных
осадков по широкой экспоненте (см. выводы
в работе Мак
Кейва [548]).


22в. Современные шельфовые фации. Распре

деление OC
KOB по rранулометрическому
составу в пределах существенно приливно

отливноrо шельфа довольно сложно, так
как оно зависит от положения конкретной.
точки относительно приливно
отливных Te

чений, проходяIЦИХ в данном месте. Суще

ствует все же общая тенденция уменьшения
размеров зерен осадка в направлении этоrо
течения от крупнозернистых песков до илов,
которая связана с падением общей силы тe

чения. Наносы на верхних отрезках трасс
приливно
отливных течений, rде скорости


Рис. 22.3. Пути переноса песков приливно
от

ливными течениями на шельфе Северо
Западной
Европы. 1
установленные; 2
предполаrаемые;
3
 точки расхождения путей твердоrо донноrо
стока; 4
точки схождения путей твердоrо ДOHHO

ro стока; 5
Kpoмкa шельфа [799, 446].


I
1 2 00з
85


I ""1 1
[Q]4


о


2О0км
I




253


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


превышают 1 м. с
 1, характеризуются раз

витием песчаной полосчатостu, прослежи

вающейся в длину до 20 км И В ширину до
200 м при мощности до 0,1 м (рис. 22.7). Эти
формы наносов распространены на rлуб

инах 2
IOO м и возникают на rравийном
субстрате, покрытом разобщенными лента

ми крупнозернистых песков. Простые па

раллельные песчаные полосы своим'форми

рованием, по
видимому, обязаны парным
противовращающимся спиральным BOДOBO

ротам (вторичные струи; см. rл. 5). Друrой
характерной формой наносов на участках
путей переноса осадков с высокой энерrией
приливно
отливных течений являются
крупные дюноподобные песчаные волны
высотой 3
 15 м и длиной до 600 м. П ри дo

статочном количестве поступающеrо песка
эти формы на участках заметной асимме

трии с появлением приливно
отливноrо эл

липса будут асимметричными, а на участках
расхождения путей донноrо твердоrо стока,
rде асимметрия о:rсутствуеТ,
симме

тричнымИ [547]. На прибрежье, rде волно

вая активность высока, песчаные волны ис



(а) Лето


,\[а.IЫЙ снис
осадков


Ilоверх

сТII'ЫЙ слоЙ
с редниil слой
IlРИЦОIIНЫЙ слой


Биотурбация


(б) Зима


ОбlLIЬНЫй снос
исадков



.

""
"...
"

,"..
"
-

"
. б
BOJ\llOB3!\ р!\ Ь


Рис. 22.4. Характер осадконакопления на шель

фе шт. OperoH в сезоны затишья и ветров [477].


чезают (рис. 22.8). О внутреннем строении
этих форм наносов известно очень мало, xo

тя можно предположить, что они сложены
преимущественно однообразными крупны

ми косослоистыми пачками и противопо

ложно ориентированными пачками меньше

ro размера. Очевидно, в песчаных волнах
с полоrими, падающими по течению скло

нами будут наблюдаться мноrочисленные
косослоистые пачки с внутренними поверх

ностями раздела, также падающими по Ha

правлению течения (см. rл.8) [669, 12, 56].


Дистальные конечные отрезки трасс при

ливно
отливной транспортировки сложены
изолированными песчаными линзами и He

большими песчаными волнами с мноrочис

ленными знаками ряби и признаками био

турбаций. Пути переноса заканчиваются
отложениями илов. Биотурбированные илыI
с боrатой инфауной MorYT присутствовать
только в относительно rлубоководнь

участках с низкой волновой активностыо
и высокой скоростью осадконакопления


01

2


с
f


о
I





 3

4
150 км
I


Рис. 22.5. Участки отложения илов и результи

рующие течения в северо
западной части Мекси

KaHcKoro залива. Отчетливо видно влияние стока
реки Миссисипи (восточная часть схемы). 1
илы;
2
 резу ль тирующие течения; 3
 прибрежные
дрейфовые течения; 4
сброс реки Миссисипи.
Рисунок составлен Мак
Кейвом [548] по данным
работ [180, 29].


(3
5 мм в rод) и указывают на постоянное
выпадение осадка из взвеси, значительная
доля которой образована во время штор

мов [669, 287]. При изучении полосы pac

пространения илов в rельrоландской бухте
(Северное море) [675, 673] были обнару

жены частыIe маломощные слои песка и pы

хлоrо ракушняка, переходящие друr в друrа
и обязанные своим Qбразованием плот

ностным течениям, возникающим при
штормовых HaroHax, которые переносят
внутрилиторальные пески и фауну в rлубо

ководные части открытоrо моря на расстоя

ние до 40 км от береrа (см. рис. 10.1).
Весьма примечательная особенность
шельфа южной части CeBepHoro моря
 WIO

rочисленные крупные прuлuвно
от.lUвные
2ряды, вытянутые параллельно направ
,е

нию разностных приливно
отливных тече

ний (рис. 22.9, 22.10). rряды сложены cpeДHe

зернистыIи хорошо отсортированными pa





254


Часть 6


кушечными песками и имеют протяжен

ность до 60 км, ширину ДО 2 км И высоту до
40 м. интервалыI между rрядами COCTa

вляют от 5 до 12 км. Форма rряд асимме

тричная, с крутым фронтальным склоном,
падающим под уrлом не более 60. BHYTpeH

нее их строение было выяснено при помощи -
съемки со вспышкой, которая показала Ha

личие на фронтальных склонах парал

лельных им полоrопадающих передовых
слоев, указывающих на направление миrра

ции rряд (рис. 22.10). Хотя системы rряд
в настоящее время находятся в равновесии
с приливно
отливным режимом, по всей Be

роятности, они формировались через опре

деленные промежутки времени в качестве
прибрежных линейных баров, разделяющих
приливные и отливные пути переноса ocaд

ков во время фландрской трансrрессии. Пе

риодическое обособление rряд от предфрон

тальной зоны пляжей создало комплекс
отступающих мелей, который далеко (до
200 км) вдается в Северное море [689, 385,
147, 806].


Илистый
бсрсr






Продельтовые
илы


Рис. 22.6. Места ВОЗМQЖНОЙ аккуму ляции шель

фОВЫХ илов [548].


Для шельфов, связанных преимуществен

но с поrодными условиями, отмечается TeH

денция общеrо уменьшения размера зерен
с удалением от береrа в соответствии с зату

ханием силыI волн. Она хорошо прослежи

вается на примере шельфа Беринrова моря,
побережья шт. OperoH и юrо
западной ча

сти Мексиканскоrо залива [745, 477, 756].
Илистые отложения обычно формируются
вблизи кромки шельфов блаrодаря процес



сам диффузии и транспортировки, вызы

ваемым разностными дрейфовыми течения

ми; последние rенерируются штормами
и влияют на потоки тонких фракций, свя

занные с устьями рек и приливно
отливных
проливов. На внешнем шельфе эти TOНКO

зернистые осадки за тем перемешиваются
с частично переработанными TpaHcrpec

сивными реликтовыми песками. Как уже OT

мечалось, на шельфе шт. OperoH следы BO



Рис. 22.7. ТИПЫ песчаных полос существенно
приливно
отливных шельфов [445]. Объяснение
см. в тексте.


лновой ряби -моrут присутствовать на
rлубинах до 200 м, свидетельствуя о воз

МОЖНО М распространении ряби среди пе

счаных отложений мноrих друшх yдa

ленных от береrа районов. Эта слоистость,
возникающая в периоды штормов, может
нарушаться илоедами, перерабатывающи

ми осадки в периоды затишья.
Шельф восточноrо, Атлантическоrо побе

режья США (рис. 2
.1 1) представляет собой
наиболее хорошо изученный пример сложно
построенноrо шельфа, связанноrо преиму

щественно с поrодными условиями. Для He

ro характерны врезанные доrолоценовые
речные и эстуариевые русла и дуrообразные
массивы отступающих мелей, образовав

шихся во время трансrрессии около обры

вистыIx выступов суши (см. разд. 21б). Oco

бенно широко распространены здесь поля
вытянутых в северо
восточном направлении




255


Морские береrа. шельф и фациальный анализ


I
/
ЭЛЛИПСОИДНОСТЬ /
I


/.
/
/\,
/:/
'\ \.
.C<
\
'\ I
. "
6 ",.\., .
4
:I : ( " -:.


" I \ ) 1, J,,

5

" .. · J:. / t /
i
.
. ." ) 1 / t
" .. . . ("
.::;.
j . .) j.J

.,". .

 :
;//!
i
\" . . /: /., CJ
· · .. J. ./
/
 . . cJlo/'::;'
· А. . / ;/"'. // .

.
. /" /
 O

· / . ( 1 . 6. / / 3 .:,.+

/ .'./ / / /
'9
. /. ./ -: "/S /
 4 ./..;:.'Uv"

/ . . /
'U
I /.. <

)//
O




ПОДВОДНЫХ rряд высотой до 1 О м и с уrлами
падения склонов, достиrающими несколь

ких rрадусов. Сходящиеся в пучки серии Ta

ких rряд сливаются под водой с COBpeMeH

ной предфронтальной зоной пляжей на
r лубине Bcero 3 м. С существующей береrо

вой линией эти rряды образуют острые (Me

нее 350) уrлы, а сейсмические профили через
них выявляют поверхности, полоrо падаю

щие на юrо
восток, в направлении широко

[о и полоrоrо склона асимметричной в сече



Рис. 22.8. Песчаная дюноподобная возвышен

ность в дюнном поле южной части CeBepHoro MO

ря. 1
 направление переноса ; 2
 высота дюны,
м [547].


Песчаные
волновые линзы


Недостаток песка


Песчаные
волновые
линзы


r


..
о 6
I


I
2


SO км
I


нии rряды. Активные мели пляжной зоны
формируются и в настоящее время в резу ль

тате действия вызванных штормами тече

ний, следующих примерно паралле.'1ЪНО
rребням. По
видимому, во время флаlUР

ской трансrрессии периодически происходи

ло отчленение этих rряд от пляжа, и обосо

бившиеся таким образом rряды продол

жают развиваться вплоть до настоящеrо
времени в результате действия штормовых
HaroHoB и ветровых течений [810, 255].
О внутреннем строении таких шельфовых
rряд известно немноrо, хотя можно предпо

ложить, что внутренние наклонные плоско

сти представляют собой поверхности штор

мовой эрозии. Серии внутренних поверхно

стей размыва разделяются тонкозернистым
осадком с мелкой косой слоистостью во


\1алая приливно
отливная


о. ТlЖСЕ
I
/
/
I
/
I
/




256 Часть 6
, С
О 100 км



Рис. 22.9. Область распространения приливно

отливных песчаных rряд в южной части CeBepHO

ro моря [385].


впадинах песчаных волн, образованных вол

нением в условиях тихой поrоды. Читателю
следует иметь в виду, что эти линейные
rряды преимущественно волновоrо проис

. хождения весьма похожи на упоминавшиеся
ранее существенно приливно
отливные
rряды. Различить их только по внутреннему
строению бывает очень трудно [427, 428].


22r. Древние кластические шельфовые фа

цин. Рассматриваемый ниже первый пример
древних шельфовых фаций взят из немых
толщ верхнедокембрийской Дальредской
надrруппы
юрских кварцитов и их страти



rрафических аналоrов [31]. Как показано на
рис. 22.12 и 22.13, в ЭТОЙ МОЩНОЙ почти пя

тикилометровой толще с широким разви

тием слоистости течения косослоистые
к варцитыI с редкими rоризонтами TOHKO

слоистыIx песчаников и-алевролитов вниз по
течению переходят в переслаивание парал

лельнослоистыIx и косослоистыIx песчаников
и арrиллитов. Весь разрез интерпретируется
как результат аккумуляции осадков вдоль
устойчивоrо пути их транспортировки при

ливно
отливным течением (аналоr ситуа

ции, наблюдающейся на современных суще

ственно приливно
отливных шельфах типа
шельфа CeвepHoro моря). Исходя из этоrо,
крупнозернистые фации с пластами KOCO

слоистых пород мощностью до 4,5 м сопо

ставляются с осадками подвижных дюн
и песчаных волн на высокоэнерrетических
отрезках путей переноса. Изредка встречаю

щиеся мелкие промоины и устойчиво про

слеживаемые по простиранию поверхности
размыва, по
видимому, обязаны своим про

исхождением усилению приливно
отливных
течений за счет штормовых HaroHoB. Мелко

зернистыIe фации с мноrочисленными при

знаками ослабленноrо течения в мало

мощных (0,01
0,5 м) пластах песчаников
с уrловатыми зернами принадлежат к отло

жени ям замедляющихся штормовых тече

ний на нижнем конечном отрезке пути
транспортировки. илистыIe прослои в мел

козернистыIx фациях ре
истрируют осажде

ние ила из взвеси при тихой поrоде после
штормов.


Рис. 22.10. Морфолоrия, течения и предполаrае

мое внутреннее строение приливно
отливной пе

счаной rряды ([385], с изменениями).


Направление ПрlтИВНО
ОТЛИВНоrо течения, rрубо параллелыюе песчаной rряде
. ..


\ъ\t-Л\I. ПОД yrлом 850
\l.е\\'{\I.\>ОВз'\\\ . .
3.
\I., о\> - . .
>\.\0\\
_ c'f..1\o\\ с
rtot\l.\I.
\\0"


к rребню пеСчаной rpJJДbI


Более крутоЙ склон (менее 100 ) с не большими дюнами и разноориентированными знаками ряби




257


Морские береrа, шельф и фацнальный анализ


I ,
,o




 >

( flr


 I(


fr;
: ..
':::""" .
 '
' :{

 ".:".
: ():

.::-




 ,
)
 \ ,
 \ \ /":::
,.. ..\,


 ====
 /':..:::::.. t
', \ \ \\ /' ...

/..
', "'"

 -....::::-

 ,/ :..............
 ----........... ',у!..........д //
......
\


 \ :::::---- :
 Е7Т /
..-t.. .............-- \ . .-----. 1
" ,......
 -== /......... .
.
.J .
.

I /".

/


в вертикальных разрезах через отдельные
комплексы песчаных волн высотой до 20 м,
образованных морскими эоценовыми песча

никами формации Рода в Испанских Пи

ренеях [611], обнаруживается характерный
порядок смены фаций, знаменующих нача

ло, рост и затухание развития форм HaHO

сов, образованных приливно
отливными
процессами (рис. 22.14). Шельфовое
происхождение песчаников, связанных с Te

чениями, очевидно, приливно
отливноrо xa

рактера, хорошо доказывается данными из

учения нижнемеловь
 песчаников llIеннон


Рис. 22.11. а
морфолоrия шельфа CpeДHe
AT

лантическоrо побережья США с признаками pe

ликтовоrо и трансrрессивноrо происхождения;
6
 профиль через шельф с трансrрессивным барь

ером и последовательно остающимися песчаны

ми rрядами на шельфе. 1
 каналы, выходящие на
поверхность; 2
 скрытые каналы; 3.
 предпола

rаемые каналы; 4
обрывы; 5
массивы OTCTY

пающих мелей; 6
 куэсты; 7
 песчаные rряды;
8
 пески; 9
 отложения лаrуны; 10
 доrолоце

новый субстрат [810, 806].


",'О .
п.
 .
, ",
,.
\J i-ci-

,'\'"
це. с



/ /1-\:j\:j
.
./
...............
.
.



111111111""1 4


1


l l
I с? 1 5


17
91


и Сассекс в шт. Вайоминr [68, 778]. Здесь
описаны разрезы, характеризующиеся YBe

личением размера зерен пород кверху
и образовавшиеся при миrрации линейных
песчаных rряд по течению и по латерали.
Они сложены косослоистыми хорошо OT

сортированными зрелыми rлауконитовыми
песчаниками с векторами палеотечения, пре

имущественно расположенными параллель

но удлинению тел. Последние имеют МОЩ

ность ДО 30 М, ширину 60 м и длину до
160 км.
Интересное сопоставление фландрской
трансrрессии с великой лландоверийской
трансrрессией в Уэльсе сделано Бриджесом
[123]. В последнем случае устанавливается
трансrрессивное залеrание отложений на
твердом и неровном ложе шельфа. Во время
штормов здесь формировались мноrочис

ленные слои песчаников и ракушняков, пере

слаивающихся с илами [307]. В ходе Hapa

стания трансrрессии вплоть до ее кульмина

ции прибрежная зона песков, расположен

ная сначала на востоке, постепенно переме



1.......1 2
1
:1 6


lоооооФ
I
 ' 7


/С


'"
."
\
..........
.\
\.
\ (а)


1 00
M


(6)


. . .


f.
,)\?J 8


1111111111111 10



9






258


Часть 6


Рис. 22.12. Блок
диаrрамма осадконакопления
Приливно
отливноrо шельфа, объясняющая
образование серии юрских кварцитов [31]. См.
также рис. 22.13.


щалась к западу, rде представлена илами
с маломощными прослоями песка.
Примеры фаций нижнекаменноуrольных
отложений района Каунти
Корк в Ирлан

дии, имеющих исключительно волновой re

незис, приведены в работе Раафа и др. [657].
В разрезах снизу вверх увеличивается раз

мер зерен пород и наблюдается полный Ha

бор типов волновой слоистости, включая
пламенные структуры арrиллитов, линзо

образную тонкую слоистость, косую, co

. r ласную и полоrую косую слоистость песча

ников. Эти разрезы интерпретируются как
осадки, возникшие при латеральной миrра

ции мелководньп( береrовых баров, которые
были образованы rлавным образом под
влиянием волнения.


(о)


Зона 1


2


3


uuv...,v...v..........


(6)


22д. Выводы. КластичеСlCие осадки на шель

фе формируются приливно
отливными
и волновыми течениями. Окончательное
распределение современных шельфовых фа

ций зависит не только от скорости и направ

ления этих течений, но и от наличия самих
осадков, поступающих либо с береrа, либо
за счет размыва реликтовых континен

тальных пород, принесенных на шельф в xo

де rолоценовой трансrрессии. Размещение
фаций на шельфах приливно
отливноrо xa

рактера контролируется векторами раз

ностных приливно
отливных течений. Oc

новные изменения размера зерен и форм
наносов прослеживаются вдоль трасс пере

носа осадков этими течениями. На шельфах,
связанных преимущественно с поrодными
условиями, rосподствующую роль приобре

тают серии зимних штормов, вызывающих
появление результирующих (разностных)
течений, которые складываются из BeTpoBO

ro дрейфа, HaroHa и штормовоrо прибоя.
поднятыIe со дна в результате взмучивания
осадки участвуют в общем переносе тече

ниями и достиrают rлубин 200 м.


Рис. 22.13. Влияние штормов на разрез шель

фовых осадков. а
условия затишья; 6
штормы
умеренной силы частично размывают и уносят
песок; в
 сильные штормы отмучивают пески из
зон 2 и 3 и намноrо передвиrают дюны вниз по
течению; 2
 восстановление обстановки затишья
[31 ].


4


5


6


(в)
rоризонт отмученных rалечников Крупнозернистые фации Тонкослоистые Фации со
фации б


\:

;:

(\v
\
,,

::.:
..... :камиря и
(2)
Эрозионные алевритовые линзы


Крупнозернистые фации


Мелкозернистые фации




259


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


1
2 км
. ..
2°
f

Начальные фации песчаной волны ФаlI.l.!И Проксимальные склоновые фации Дистальные
песчано и волны . склоновые фации


Рис. 22.14. Схематический разрез через идеали

. зированную древнюю песчаную волну формации
Рода [611, 428]. Объяснение см. в тексте.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Мноrочисленные статьи, посвященные физиче

ским аспектам шельфовых процессов и ocaдKOHa



23


коплению на шельфе, можно найти в сборниках
под редакцией Свифта и др. [809] и Стэнли
и Свифта [782]. В работе Джонсона [428] дан
полный обзор современных и древних шель

фовых фаций.


Побережья, шельфы и бассейны
с карбонатным и эвапоритовым
осадконакоплением


23а. Введение. Хотя большинство мелко

водных (непелаrических) карбонатных фа

ций очень похожи на фации силикатных кла

стических осадков, между ними существуют
и весьма значительные различия, которые
связаны прежде Bcero с местным биоrенным
происхождением мноrих зерен карбоната
(табл. 23.1).
Как видно на рис. 23.1 и 23.2, важнейшим
источником карбонатноrо материала
является мелководная, хорошо проrревае

мая и доступная проникновению света (фо

тическая) часть сублиторальной зоны, oткy

да штормами и rравитационными течения

ми детритовый ма-reриал переносится co

ответственнр в надлиторальную зону или
в зону абиссальных впадин. Высокая opra

ническая продуктивность мелководноrо
шельфа в тропиках и субтропиках при водит
к образованию карбонатных платформ
с крутыми шельфовыми окраинами, на KO

торых . формируются орrаноrенные по

стройки (рис. 23.3). Такие окаймленные
шельфы характерны для карбонатноrо
осадконакопления во мноrих современных


17*


тропических областях. Крупные удаленные
от береzа (мористые) банки полностью изо

лированы от источников сноса терриrенно

[о кластическоrо материала и представляют
собой как бы отдельные микроконтиненты,
отторженцы континентальной коры, OKPy

женные абиссальными плато и rлубокими
проливами. Примером таких структур MO

rYT служить Баrамские банки
 одна из
самых крупных и хорошо изученных карбо

натных платформ.
Уилсон [874] предпринял попытку yco

вершенствовать методы изучения карбо

натных осадков и [орных пород, предложив
обобщенный схематический ряд CTaH

дартных фациальных зон (рис. 23.4), в KOTO

ром отражены такие факторы, как положе

ние на склоне, rеолоrический возраст,
rидродинамическая энерrия и климат. Он
показал, однако, что в конкретных случаях
современных или древних карбонатных про

винций не обязательно будут пред ставлены
все фациальные зоны ero ряда.
Образование древних карбонатных фаций
нельзя понять без представления о палео





260


Часть 6


эколоrии фауны и флоры, а также о раннем
диаrенезе карбонатных осадков (rл. 29). OT

правной точкой В исследовании древних из

вестняковых фаций может служить схема
фациальной зональности, предложенная
Уилсоном, но при этом важно учитывать pe

rиональные и местные особенности, завися

щие от палеоrеоrрафических, эколоrических
и климатических условий. Исходя из этоrо,
в следующем разделе мы сосредоточим вни

мание на современных карбонатно
эвапори

товых фациях.


236. Приливно--от ливные отмели и се6хи
аридной зоны. П риливные отмели и себхи
аридной климатической зоны лучше вcero


изучены вдоль южноrо побережья Персид

cKoro залива [453, 249] и по окраинам rлу

боко проникающих в сушу языков залива
Шарк в Западной Австралии [512, 514, 515].
(Химические изменения в диаrенезе отложе

ний надлиторальной себхи мы обсудим
В rл. 29 и 30.)
Оба упомянутыIx района характеризуются
rосподством режима испарения, который
вызван сочетанием чрезмерной засушливо

сти и высоких среднеrодовых температур.
Так, сумма rодовыx осадков в районе за

лива Шарк приблизительно равна 230 мм,
а суммарное испарение
 2200 мм. В Персид

ском заливе сумма осадков колеблется
в пределах 40
60 мм, а испарение равно


Таблица 23.1. Некоторые различия между карбонатными и силикатными кластическими осадками
(в основном по данным Джеймса [418])


Карбонатные осадки Силuкатные кластuческuе осадки
Встречаются rлавным образом в мелководной TpO
 Встречаются повсеместно и на любых rлуби

пической обстановке нах


Осадки преимущественно морские


Осадки как континентальные, так и морские


Размер зерен обычно отражает первоначальный Размер зерен осадка отражает rидродинами

размер твердых известковых частиц ческую энерrию среды


Наличие известковоrо ила часто указывает на оби
 Наличие ила указывает на отложение из взвеси
лие водорослей, карбонатные компоненты которых
являются аrреrатами тонких кристаллов иловой
размерности


Т= осадка в соответствии с эволюцией орrанизмов Тип осадка в разные rеолоrические эпохи oc

меняется во времени тается неизменным 1


Тела мелководных известковых песков первона
 Тела мелководных песков образуются при вза

чально образуются при физико
химической или имодействии течений и волнения
биолоrической фиксации карбонатноrо материала


Локальный рост орrаноrенных построек не сопро

вождается изменением rидродинамическоrо режи

ма, но позже сам меняет окружающую обстанов

ку осадконакопления


Осадки обычно цементируются на дне моря


Изменение обстановки осадконакопления rлав

ным о.бразом вызвано общими изменениями
rидродинамическоrо режима


В обстановке отложения и на дне моря осадки
остаются рыхлыми


Периодический выход осадка на поверхность в ходе Периодический выход осадка во время отложе

ero отложения вызывает интенсивный диаrенез, и ния на поверхность мало на Hero влияет, за
прежде Bcero цементацию и перекристаллизацию исключением образования поверхностной KOp

ки


1 В связи С эволюцией в истории Земли состава областей сноса обломочноrо материала, характера и
rлубины кимическоrо выветривания и друrих факторов минеральный и петроrрафический составы обломочноrо
материала последовательно изменялись; эволюция тектоническоrо режима ведет также к изменению acco

циаций обломочн
х пород, т.е. формаций.
Прuм. ред.




261


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


1500 мм. rлавное следствие аридности,
сказывающееся на литоральных и надлито

ральных осадках, состоит в существенном
увеличении солености поровых вод этих
осадков, что приводит к выпадению эвапо

ритов и доломитизации.
Литоральное осадконакопление в обоих
районах выражается прежде вcero в росте
строматолитовых водорослей, образующих
пластообразные залежи (маты) (см. rл. 10);
обнаруживается отчетливая зональность по
формам роста, связанная с разницей в OCBe

щенности. На оманском береrу Персидско

ro залива зона литоральных водорослевых
матов, достиrающая ширины 2 км, пересе

кается неправильной сетью каналов и по

крыта прерывистыми мелкими озерками.
Штормами на поверхность приливно
от

ливных отмелей выносятся сублиторальные
лаryнные осадки и поставляется основная
масса пеллетовоrо материала, который за

держивается и скрепляется водорослевыми
матами. Обрывки захороненных матов, из

влеченные через отверстия в ложе HaCTY

паю щей себхи, показывают, что лишь He



............... Сублиторальная карбонатная "фабрика"
Транспортировка
к береrу Выпадение
, ' :,
.,,
OPт

::T'


q

"{у


Рис. 23.1. Расположение основной области био

reHHOrO карбонатообразования [418].


мноrие поверхностные формы водорослей
остаются живыми. Причиной такой низкой
степени выживаемости является как кри

сталлизация rипса внутри поrребенных мa

то в, так и уплотнение и бактериальное раз

ложение боrатых орrаническим веществом
водорослевых пленок [625, 626].
В обстановке низкой rидродинамической
активности в районе залива Шарк (в частно

сти, в заливе Нилема) осадконакопление Be

дет в основном к образованию непрерыв

ных водорослевых матов. Под участками
rладких матов в нижней части внутрилито

ральной зоны находятся четко слоистые
осадки с мелкими уплощенными полостями
усыхания, а под буrристыми матами в cpeд

ней и верхней частях собственно литорали


залеrают неясно слоистые отложения с пус

тотами усыхания неправильной формы.
Преобладающими типами зерен в осадках
приливно
отливных отмелей являются пел

леты, измененные скелетные зерна и интра

класты, причем последние рассматриваются
как обломки, сорванные штормами с участ

ков частично литифицированных осадков,
расположенных ниже зоны водорослевых
матов верхней части внутрилиторальной
зоны. Обстановка более высокой rидро

динамической энерrии в заливе Шарк суще

ствует на северо
западной окраине залива
Хатчисон [326]. Здесь литифицированные
водорослевые столбики и rряды форми

руют строматолитовый риф, MOII.UIOCTh KO



3Оll3 IIрИШlOС3 3Оll3
13"СИМа:IЫЮI
U 30113 оrР311ичсшюru
ЮШСТИ"ССКU

 .
.I
:С;И3':13 K3PUOlI3TOOUP3JUIl31I11H кзрБUIIзтоuБр33U83111111


Рис. 23.2. Профиль от шельфа к впадине, по
.
казывающий рельеф дна, обусловленный BЫCO

кой скоростью карбонатообразования на субли

торальном
елководье (см. рис. 23.1) [563, 874].


Toporo растет в сторону моря. С этим «ри

фом» ассоциируются мощные косослоистые
моллюсковые ракушечники, образующие
береrовой вал.
Обширные надлиторальные себхи широ

ко распространены на оманском береry
Персидскоrо залива (рис. 23.5, 23.8). При

брежная полоса, достиrающая здесь ши

рины 1 6 км, полоrо наклонена в сторону за

лива с rрадиентом 0,4 м на 1 км. Как
описывается ниже, в rл. 29 и 30, на поверх

ности мелководной себхи появляется дo

ломит и вполне определенная rруппа эвапо

ритовых минералов, в числе которых oco

бенно характерны rипс и анrидрит мелко

ячеистой текстуры. Изучение четвертичных
отложений под поверхностью себхи
(рис. 23.6, 23.7) показывает, что полоса пес

чаной прибрежной пустыни была преобра

зована в ходе крупной трансrрессии пример

но 7000 лет назад [249]. Образованный
вследствие этоrо изрезанный участок бере

rовой линии после незначителъноrо (около
1 м) понижения уровня моря, которое около
3750 лет назад вызвало появление барь

ерных островов и тем самым оrраничило




262


Часть 6


(а)


\1аксимальная
в олновая энерrия Шельф




(6)
Окраина
Карбонатная rтатформа шельфа

Ь;'М
'РОЙ"


(в)


Окраины шельфа
Ш Ф / \ рупная морская банка
ель овая лаrуна
на rтатформе .....r-....
Не компенсированная

 .0.. впадина I ......Сбросы......
 .00.



Рис. 23.3. а
карбонатный склон; 6
карбонат

ная платформа, защищенная постройками шель

фовой окраины; в
некомпенсированная впадина
и морская банка [874].


циркуляцию воды, превратился в rруппу ла

rYH и приливно
отливных отмелей. После

дующее отступление зоны приливно
от

ливных отмелей в сторону моря повлекло за
собой образование себховых низин с их xa

рактерным эвапоритовым минеральным
комплексом. Теперь они подвержены дей

ствию приливов и штормов, которые перио

дически обновляют состав интерсти

циальных поровых вод. Последователь

ность смены фаций четвертичной себхи
схематически показана на рис. 23.7.
Такие же этапы развития
 первоначаль

ная трансrрессия (4
 5 тыс. лет назад), паде

ние уровня моря и отступание береrовой ли



Впадина


Пелаrичес
 Биоrенные
кие rлубо
 илы
ководные
илы и
кремни


Осыпи,
оползни,
турбидиты,
купола у
подножия
склона


Обвальные
rлыбы,
холмы
нижней
части
склона


Купола,
рифы


нии
 фиксируются на литоральных отмелях
залива Шарк. По мере расширения площади
литоральной полосы концентрация солей
в поровых водах достиrает уровня, при KO

тором В осадок выпадают араrонит и rипс.
rипс является rлавным компонентом
в верхней части внутрилиторальной зоны
и в надлиторальной зоне. Схема строения
приливно
отливной отмели залива Хатчи

сон показана на рис. 23.9.
Фации древних себх возрастом до
2500 МШI. лет описаны во мноrих районах
мира. Начало изучению древних себх было
положено классической работой Шермана
[749]. Хорошо иллюстрированные опи
ания
их содержатся в ряде друrих работ [374, 860,
878, 751, 285]. Некоторые исследователи
уделили внимание проблеме «rиrантских»
древних себх [767, 497, 437].


23в. rумидные приливно
от ливные отмели
и марши. Широко развитые на западной
подветренной стороне острова Андрос
в rруппе Баrамских островов [340] прилив

но
отливные отмели и маршевые болота
служат типичным примером прибрежных
низин с характерным отсутствием эвапори

тов (рис. 23.tO
23.13). Подобные образова

ния встречаются вдоль побережья. по

луострова Флорида, США. ДЛЯ этоrо райо

на характерен тропический морской климат
со среднеrодовой - суммой осадков около


Рис. 23.4. Основные обстановки отложения Kap

бонатных осадков [874].


Себха,
надлито

ральные
марши
9


:s:
а
'"
-&
CI)
:z
s:
о
t::f
'"
u
О


м
CI)
g.
';,;:


);,;:
лаrунные каналы, шатровая ,Q:Z
озера, прирусловые структура, @

шельфовые I намывные водорослевые а SJ
купола, t1Jалы, озера, I маты ё

каналы и водорослевые о..
п иливно
 ManbI

отливные бары


Острова.
дюны,
барьерные
бары,
протоки и
каналы




263


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


I
Себха
I I


::
)iii!!'\
..:.....
."(:-"



I



2
Е]з
_4
, l
\:'.<;.:1 5


Рис. 23.5. Схема расположения литофаций
в районе Абу
Даби, Персидский залив (см. также
рис. 23.8).1
кораллы; 2
00литы; 3
известково

илистые пеллеты; 4
 водорослевые маты; 5
 бе

реrOlЮЙ вал [134].


1300 мм (от 650 до 2300 мм). Летние ливни
обильно орошают надлиторальные марши
и предотвращают развитие на них эвапори

тов, характерных для себх. Соленость воды
в зоне прилива обычоo находится в пре

делах 39
42%0, но после ливневых дождей


Рис. 23.6. Обобщенный про филь через себху
Абу
Даби. 1
надлиторальные фации с эвапори

тами; 2
верхнелиторальные фации со CTpOMaTO

литовыми водорослевыми матами; 3
 нижнели

торальные фации с илистыми пеллето
rастропо

довыми песками; 4
сублиторальные форамини

феро
двустворковые илистые пески (TpaHcrpec

сивные фации); 5, 6
плейстоценовые эоловые
пески. Следует обратить внимание на четко Bыpa

женное реrрессивное залеrание осадков на по

верхности rолоценовой трансrрессии [249].


Нижиелиторальная Верхнелиторальная
песчаная отмель водорослевая отмель


Прибрежная се5ха


Большая вода
Малая вода


СКЛОН 1 :2500


23
4
трансrрессия. 5



6


она может опускаться до 5%0. Такие перио

дические <<промывания» пресной водой co

здают «напряженную обстановку» суще

ствования биоты на прибрежных низинах
и определяют ее оrраниченное развитие.
Средняя максимальная амплитуда 12
ча

совых приливов равна 0,5 м, но на нее иноr

да сильно влияют наrонные штормовые BO

лны. Обычно же действие волн не имеет
существенноrо значения, так как эта область
находится под прикрытием лаrуны Боль

шой Баrамской банки. Осадки приливно
от

ливных отмелей в основном представлены
пеллетовыми карбонатными илами, coдep

жащими менее 10% скелетноrо материала
(rлавным образом фораминифер), а также
широко развитыми водорослевыми матами.
Здесь выделяются три фациальные зоны
(рис. 23.10): а) морская прибрежная полоса,
б) комплекс приливно
отливных отмелей
с их каналами, намывными валами и при

ливными озерками и в) надлиторальные BO

дорослевые марши на суше [758, 3.40]."
Осадки морской прибрежной полосы co

стоят из илистых пеллетовых песков, пре

терпевших полную биотурбацию и на
поверхности непрочно скрепленных BOДO

рослями. Характерны следы ползания кал

лианасид (ракообразных). В полосе пляжа
между входами в приливные каналы раз

виты террасированные береrовые валыI
с мелкими уступами и намывными KOHyca

ми. Последние сложены rравием и песками
со знаками ряби и хорошо развитой BHY

тренней слойчатостью. Подобные пляжные
фации, но с литифицированными известко

вистыми песчаниками (бичрок) образуют
большую часть береrовой линии восточноrо
HaBeTpeHHoro береrа острова Андрос
(rл. 29).
Приливно
отливные отмели, частично
предохраняемые береrовыми валами, про

резаны rустой сетью приливных каналов
(рис. 23.1 1). Они имеют ширину от 1 до
100 м и rлубину 0,2
3 м. В отличие от oтмe











1 км
lM



......../
./


/


НаивысшаЯ
rолоценовая
5ереrовая
линия




264


Часть 6


Непостоянная соляная корка


,.

 ...


..
 Красновато
бурые
:s: iiItIf1II8 кварц
карбонатные

 . пески с анrидритом и
:I: деформированной слоистостью


Ноздреватый анrидрит


Верхняя



 СовременныЙ уровень
литораль rpYНToBbIX вод


Водорослевые маты с rипсом


'I
",:, 1.
.'
 1.; .-,'
Нижняя .:. I . . , . . . .
литораль . . 1:'
'I
 I Uеритидовые пеллетОВые пески
> ..
.>.' ,'--:'
.
I. . ....


Литифицированная корка



 '"
о @

V)o..
00
!-<
I :s:
V)

N»
OU


Араrонитовые илы


Рис. 23.7. Схематический разрез себхи с perpec

сивной последовательностью, показанной на
рис. 23.6 [825].



>
.
:


/;.


:
 .



.. 1,-'11>, r



. '>:




.


.:.. ..:.


'/''';
. ,'"'


;<Q:c
>


лей, сложенных силикатными обломками
(rл. 21), здесь каналы хотя и меандрируют,
но не обнаруживают признаков значи

тельных смещений по латерали. каналыI co

держат остаточный скелетный детрит rpa

вийной размерности, интракласты и облом

ки плейстоценовых коренных пород,
а отложения намывных кос и неподвижных
баров, биотурбированных крабами, обра

стают манrровыми зарослями и покрыты
куполообразными строматолитами. Попе

речные сечения через эти купола показы

вают хорошо сохранившиеся полусфериче

ские слои с преобладанием не замещенных
карбонатом нитей водоросли Schizothrix
calcicola, скрепляющих осадок. Намывные
валыI каналов во время приливов лишь из

редка покрываются водой и покрыты тонки

ми водорослевыми матами. В разрезах че

рез них видна тонкая (миллиметровая)
ненарушенная слоистость, которая в подош

ве валов все же пересекается трещинками
усыхания.


Рис. 23.8. Аэрофотоснимок лаrунных песков,
приливно
отливноrо канала, литоральноrо BOДO

рослевоrо мата (черное) и себхи (Teмнo
cepoe).
Район Абу
Даби, Персидский залив (фото Р. Тил

ла).


<..



:'5; .


"'!".."<?


).'- '+.....


" :;.--<


. i,


<. .
."


"';':',., ..


'1'.


;,.



........



 ?
...



.> ...:..
<'
,f;'

 .....,;
>



> .:.....



'.


t:-


,,,.,.-




. -.'


 ;

1-
'



.' <'
",


:f.'

!>
..,....... j


.' -1-


:



.




. Gуб'литорЗлllИаа
.IшатфорМ6


r::J 1


1
1 2


Q3





4

5



6


о
I


1 км
I


Рис. 23.9. План залива Хатчисон (часть залива
Шарк), Западная Австралия. Видна литоральная
равнина, лаrуна и строматолитовые фации.l
за

rипсованные rлины и эвапориты; 2
 BOДOpOC

левые маты; 3
 ветвистые строматолиты; 4
 ин

тракластовые rрейнстоуны; 5
 скелетные ч
ейн

стоуны; 6
столбчатые строматолиты [326J.


м о р


Вну
ний ""'--
водорослевый марш


о 500 м






Рис. 23.10. Обстановка осадконакопления в рай

оне Три
Крикс, QCTPOB Андрос, Баrамские OCTpO

ва (см. также рис. 23.11). Черным выделены места
развития сцементированных поверхностных KO

рок [341].




266


Часть 6


Между соседними каналами лежат широ

кие приливные озера, rраничащие с BOДO

рослевыми маршами. Озера реrулярно за

топляются во время приливов, а их илистый
осадок покрыт тонким водорослевым Ma

том, который служит кормом церитидовым
rастроподам и полихетовым червям. В раз

резах видны неслоистые биотурбированные
илыI, рассеченные rлубокими (до 30 см)
трещинами усыхания, которые образуются
в зимний и весенний периоды низкой воды.
Водорослевые марши, окаймляющие озера,
подразделяются на высокий марш со
сплошными ковровыми матами, сложенны

ми пресноводным родом Scytoпema, и низ

кий марш с характерной подушечной фор

мой роста этих водорослей. Осадки пятна

ми сцементированы высокомаrнезиальным
кальцитом и араrонитом, а в разрезах через
маты видна хорошо развитая извилистая
прихотливая слоистость с великолепными
полостями усыхания. Надо полаrать, что
слоистость, наблюдаемая в осадках прилив

но
отливных отмелей, обязана своим проис

хождением спорадическим штормам (вызы

ваемым холодными северными aTMOC

ферными фронтами), которые взмучивают
лаrунные осадки и выбрасывают их на
береr.
Надлиторальные водорослевые марши
(внутренние марIIШ) залеrают на 20 см BЫ

ше среднеrо уровня высокой воды, xapaK

TepHoro для приливно
отливных отмелей,


:"" ...... ,


::: p.



, ....


. ",... ..
",>.
.",



<Щ;;"
"'''-<:
 ,
,


:..,..:.


. ,"'"
. t


'''"- .
..,. ""

" '.
 :;'
,;
;
'



[' ,;,;,::;
"''; "'. ", ... о" . '.. . :..


.... . '
.f"'"


...
.;




"


-,,"'
. .

_
4,! <.t ':.
.


дренируемых сетью каналов. Отмеченная
ранее зональность с низким подушечным
и высоким ковровым типами маршей ()TMe

чается и здесь. Беспозвоночные на BHYTpeH

них маршах, имеющих ширину до 8 км, OT

сутствуют. Сцитонемовые водорослевые
мать! часто литифицированы ВЫсокомаrне

зиальным кальцитом и образуют преры

вистые участки водорослевых туфов. Bыcox

шие скопления водорослей дают начало
характерным полиrональным буrрам, KO

торые можно рассматривать как попытку
залечить окаймляющие их полиrональные
трещины. На разрезах rлубиной до 1,7 м
видны слоистыIe осадки с мноrочисленными
полостями усыхания (см. ниже). По
видимо

му, тонкая слоистость (1
10 мм) этих Map

шей является следствием катастрофических
разливов, периодически затоплявIIШХ o

ширные пространства Bcero марша и при

носивших на них лаrунные осадки. Осадок
каждый раз скреплялся возобновлявшей
свой рост водорослью Scytoпema, и слои

стость таким путем сохранялась. Полости
представлены преимущественно !"оризон

тальными трещинами с более редкими вe

тикалъными трещинами в виде «частокола».


Рис. 23.11. Аэрофотоснимок приливно
отлив

ных отмелей и маршей, пересеченных каналами.
Остров Анд рос, Баrамские острова. В правом
верхнем уrлу видна лаrуна (фото Р. Тилла).


.'f "--....... .



'''''-iI



*
 '\.>.... .







:




:





" ,,'.


"s-
. ,


Y'-<




"/"f-"
....


'"...
' ... .,...


. .




 .' .


)
<:



;

-::.
,: F ...'
'"X',,';
,:". ,::, ,..
..,....;., .







, :'
....;.




267


Морские береrа, шельф и фацнальный анализ


Они образовались либо как первичные пу

стоты из воздушных продушин, либо как
вторичные
 при бактериальном разложе

нии водорослевых нитей в rоризонтальных
слоях и вертикальных пучках. При литифи

кации матов сохранность этих полостей за

метно возрастает. Действительно, заме

щенные крупнокристаллическим калыIтомM
пустоты в древних карбонатных отложе

ниях (так называемая структура птичьеrо
rлаза) служат хорошим доказательством их
образования в верхней части внутрилито

ральной зоны или в надлиторальной зоне.
Поперечный разрез через весь комплекс
приливно
отливных отмелей Баrамских
островов и ero стратиrрафическая колонка
приведены на рис. 23.1 2 и 23.1 3. Следует
обратить внимание на то, что отложения
надлиторальной зоны здесь заметно отли

чаются от осадков тропических себх.
В первых полностью отсутствуют эвапори

товые минералы, но зато содержатся лити

фицированные водорослевые туфы, образо

ванные преимущественно в преСНО:QОДНЫХ
условиях маршевых болот. Карбонатизиро

ванные нити Scytoпeтa и полости, xapaK

терные для туфов, отличают строматолиты
от нелитифицированных водорослевых TO{r
фяников, распространенных во внутрилито

ральной зоне Персидскоrо залива.
Древние аналоrи отложений приливно



Рис. 23.12. Схематический разрез через прилив

но
отливнуIO отмель Три
Крикс (см. рис. 23.10).
1
 отложения от тонкослоистых до толстопла

стинчатых; 2
 тонкослоистые отложения; 3
 био

турбации [342].


Внутренний водорослевый марш


t ..




gj
<.)
о
U


отливных отмелей и маршей баrамскоrо ти

па можно обнаружить в лоферских литоло

rических циклах триасовоrо возраста
в Австрии [256, 340], в девонских фациях
Мэнлиус в центральных Аппалачах, США
[488], и в докембрии Южной Африки [245].


23r. Лаrуны и мелкие за.1JИВЫ. Карбонатным
лаrунам свойственна относительно спокой

ная rидродинамическая обстановка, так как
они отделены от фаций открытоrо моря
островами дальнеrо прибрежья, сложенны

ми литифицированными плейстоценовыми
известняками (Персидский залив), рифами
(rондурасский залив, Большой Барьерный
риф в Австралии) или теми и друrими (Фло

рида, Баrамские острова). rирлянды рифов
и островов защищают лаrуны от морских
ветров и, следовательно, от воздействия
волн. Приливные течения проникают в ла

rуны через узкие проходы между островами
и рифами, поэтому здесь наблюдаются BЫ

сокие скорости течения. Эффективное пере

мешивание воды во время приливов и отли

вов способствует сохранению солености
лаrун, близкой к океанской; вместе с тем
в аридных тропических областях вследствие
интенсивноrо испарения соленость воды
в этих мелководных бассейнах может дости

raTb 67%0 (например, в районе Абу
Даби на
оманском береrу Персидскоrо залива). В ry

мидных тропических областях, наоборот,
лаrуны MorYT существенно опресняться за
счет вод, стекающих с приливно
отливных
отмелей и тыловых частей прибрежья (за

падный береr острова Андрос, Флоридский
залив). В обоих случаях создается неблаrо

приятная для биоты обстановка, приводя

щая к оrраниченному ее развитию.


Зона распространения
каналов


Море


. .


@
a:I
>:S:
о
:ж:
Канал



:Е Береrовой вал


+ 1


о


J
J 2м



1


Ilлейстоценовые коренные породы


0з



2




Керн


Тип и особенности слоистости


Обстановка осздконакопления


Спокойная rоризонтальная слоистость с линзами песка Намывной rребень
'"
Венчающая
 Нарушенная rоризонтальная слоистость с


слоистая
 Обратный склон
часть разреза

l'1и т р ещинками усыхания и линзами интракластов ВЬiCOКИй

gj
Извилистая слоистость с I10ЛОСТЯМ';lф;ыхания, "'Р..о
f-II1l ""--- литифицированными корками и ами водорослевый марш ::I:

 -=......::: Водорослевые туфо
пелоидные прослои с широкими неrлу- Низкий водорослевый
Интервал туфов

 <II!I:il'fii] бокими трещинами усыхания и карманами интракластов марш



7i' Массивные биотурбированные пелоидные из:еестковые
илы с rлубокими полиrональными трещинами, следами Приливное озеро
илоедов, раковинами rастропод и фораминифер и наносы канала
Неслоистое cf?
 (разнообразие фауны очень небольшое)
основание
разреза со fl

следами илоедов
Биотурбированные пелоидные известковые илы со Сублиторальная
следами деятельности полихет, червей и ракообразных, морская лarуна или
остатками моллюсков и ЭХИНодермат открытая банка
1))» (разнообразие фа
ны умеренное)


Рис. 23.13. Разрез. показывающий вертикаль

ную последовательность. которая моrла возник

нуть при непрерывном наступании приливно
от

ливной отмели типа острова Андрос на море
[342].


с
j 8
е


'.С?' '.'


,/) " ;. '/,.';,

 . .... ..,
,/.,
,
_v u :
. :' ';
<


:'::f
. . . . ') ,:: .. ./'
о 0.......;,/ '-
'
: '. . . //
-ларrо
. .-;
;):{I
/'
. ,,,
p
#

.
.

> '
tsJ1-°
 ".:
п:.

/
оя,'ь- . .
""

. .., :
(:'<
/
'. '. .а"


. '"
... 1{)"
4, " С)С>О'..... o


.
.: :


":
:.>';,:


?si
'.' .
. .'./ "'

. . . . ">1:>
"'



01



2





3





4


. ......


......


05


.,;,

;....,

...


о


15 км
I



.....'


Рис. 23.14. Современные осадочные фации Юж

ной Флориды. 1
коралловые рифы; 2
CKe

летные илы и известковые пески; 3
 биоrенные
постройки; 4
известково
илистая банка со CTpO

матолитовыми илами; 5
суша [319].




269


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


Лаrунные осадки обычно прелставлены
пеллетовыми карбонатными илами, причем
по мере возрастания роли волновой дея

тельности количество ила в осадках YMeHЬ

шается. Так, перемешиваемые волнением
лаrуны oMaHcKoro береrа Персидскоrо за

лива выстланы пеллетовыми песками,
а промываемая течениями внешняя Фло

ридская лаrуна
 отмученным оста точным
rравием, состоящим из скелетных обломков
(рис. 23.14). Пеллетовые пески содержат эк

скременты крабов, церитидовых rастропод
и полихетовых червей. Араrонитовые илы
во внутренних Флоридской и rондурасской
лаrунах имеют в основном водорослевое
происхождение, причем в последней присут

ствует значительная доля кокколитов [542].
По поводу природы араrонитовых илов Ба

rамских островов все еще не утихают жар

кие споры (см. rл. 2), но, по
видимому,
И здесь большая их часть имеет BOДOpOC

левый rенезис. Подчиненный илам более
крупный обломочный материал обычно
принадлежит фораминиферам и моллю

скам. В большинстве лаrун буйно разви

вается инфауна, особенно крабы, которые
сильно разрушают все типы первичной
слоистости. В лаrунах Флориды, Баrамских
островов и Персидскоrо залива встречается
Thalassia (<<морская трава»). Во внутренней
Флоридской лаrуне банки, созданные этими
водорослями, иrрают роль уловителей
осадка, на которых, как на матрицах, воз

двиrаются мноrочисленные спутанно
во

локнистые иловые холмы (рис. 23.14). Во
мноrих лаrунах присутствуют изолиро

ванные рифы, окруженные ореолами rрубо

зернистых рифоrенных биокластов. Вариа

ции МОПllюстей rолоценовых лаrунных
осадков зависят от рельефа литифициро

ванных коренных пород плейстоцена, под

стилающих отложения лаrун. Некоторые
участки этой поверхности отражают поrре

бенный карстовый рельеф [654] (см.
рис. 23.24).
Карбонатное осадк'онакопление в неболь

ших заливах и бухтах
 элементах изрезан

ной береrовой линии, не окаймленной рифа

ми,
 лучше Bcero проиллюстрировать, вновь
обратившись к примеру залива Шарк в За

падной Австралии (рис. 23.15). Ero aKBaTO

рия состоит из серии заливов меньшеrо раз

мера, а в своем устье весь залив частично


[':.".J l
"2


о 30 км
I I


Рис. 23.15. Схематический план залива Шарк, За

падная Австралия. 1
 надприливная
 внутрипри

ливная зона; 2
сублиторальная платформа
[513].


отделен от Индийскоrо океана неrлубокими
подводными rрядами и банками. Поступле

ние пресной воды в залив вообще OTCYT

ствует, анеполное перемешивание морски

ми течениями вызывает общее увеличение
солености по направлению к суше вплоть до
70%0 (рис. 23.16). В частях залива с чрезмер

но соленой водой преобладает отложение
однообразных рыхлыIx ракушняков, состоя

щих из раковин мелкой двустворки Fraguт
haтeliпi, невосприимчивой к солености. Эти
сублиторальные ракушняки окаймляют зо

ну аридных приливно
отливныIx отмелей,
описанную выше (см. рис. 23.9). Во внешних
частях залива с водой промежуточной соле

ности или океанской водой преобладают
эффектные карбонатные постройки, CKpe

пленные морской травой (рис. 23.17). Они
рельефно вьщеляются на поверхности дна,
не имеют BHYTpeHHero каркаса и сложены
скелетным карбонатом Mecrnoro происхо

ждения, образованным из эпибиотных форм
водорослей и бентосных орrанизмов, Haxo





270


Часть 6


А
Уровень моря
О


 1 О Океанская вода

 20 36%0
\о

ЗО
r..-. 40


с
О

 10

 20
\о

ЗО
r..-.
40


Океанская I
Бода


Рис. 23.16. Схематические профили по линиям
АВ и CD к рис. 23.15, показывающие увеличение
солености воды от Индийскоrо океана к BHYTpeH

ним частям залива Шарк [513].


дящих здесь свое прибежище [194, 326]. Раз

рушение скелетов дает начало большому
количеству материала алевритовой и rлини

стой размерности, который примешивается
к более крупному обломочному материалу,
возникшему за счет моллюсков, форамини

фер и водорослей. Такие постройки MorYT
быть береrовыми (окаймляющими), изоли

рованными и барьерными. Вверх по разрезу
этих построек наблюдается постепенный
переход скелетных, обоrащенных илистым
цементом известняков (пакстоунов и BaK

стоунов) в хорошо промытыIe скелешые зе

рнистыIe известняки без илистоrо цемента
(rрейнстоуны). Эта тенденция возникает
вследствие роста банок морской травы за
счет добавления новых слоев вслед за подъ



(а)


в


емом среднеrо уровня приливов. В качестве
неполных аналоrов описываемых COBpe

менных карбонатных построек можно pac

сматривать некоторые древние opraHo

rенные купола, например верхнепалеозой

ские «рифы» У олсорта в Бельmи, в которых
орrанизмами, улавливающими осадки, MO

rли служить ветвистые мшанки или кринои

деи, формирующие банки, поскольку BOДO

росли Thalassia появились и развились
только в позднемезозойское время.
Древние ла2унные фации, перекрытые OT

ложениями эвапоритов фации себх или OT

ложениями приливно
отливных отмелей
или теми и друrими, описаны Лапортом
[488] и Смитом [768].


23д. Оолитовые пески приливно
от ливных
дельт и заливаемых отмелей. Между
сильными приливно
отливными течениями
и образованием оолитов существует тесная
связь. Прежде чем попасть и распростра

ниться на окаймленном шельфе или в лаrу

не, приливные потоки с большой скоростью
проходят через узкие протоки в рифовых
барьерах или между островами, rде дают


Рис. 23.17. Поперечные профили через впадину
Хамелин залива Шарк, показывающие развитие
карбонатных банок. 1
хамелиновые ракушняки;
2
 внутрилиторальный маломощный покров;
3
сублиторальные наносы; 4
банки; 5
ба

зальный слой [325]. Объяснение см. в тексте.


О 8 км





 т


(6)


(в)



,.
I L""
':


. .


О 4 км
L..............



1
lIIIIIIllIIIJ 2
m 1/-:':\::J 3
c=J4

5



 т


О 8 км




.
 т


........




271


Морские береrа, шельф и фацнальный анализ


начало подвижным оолитовым мелям с раз

нообразными формами рельефа.
Мноrочисленные мели TaKoro рода pac

пространены по всему периметру Баrам

ской банки [407, 653, 53, 347]. Они имеют
форму заливаемых лопастей (spillover lobes),
ориентированных в сторону внутренних ча

стей банки и указывающих на преобладаю

щую ориентировку приливных потоков
и штормовых прибоев (рис. 23.18). Отмели
имеют длину до 1 км И ширину до 0,5 км.
По ДЛИННОЙ оси проходит канал. Отдельные
лопасти заканчиваются постепенно поrру

жающимися мысами и обнаруживают BHY

треннюю крупномасштабную слоистость
в передовых слоях высотой до 1,75 м. На по

верхность этих rлавных форм рельефа нало

жены более мелкие песчаные струи и языки,
свидетельствующие о различной ориенти

ровке приливов и отливов. Лопасти покры

ты дюнами и знаками ряби течения, ориен

тированными вдоль длинных осей. Крупные
мели MOryT проявлять активность лишь Tor



Рис. 23.18. Аэрофотоснимок оолитовой мели
веерной формы, образовавшейся между двумя
островами в виде приливно
отливной дельты,
Бимини, Баrамские острова. В верхней левой ча

сти видна лаrуна (фото Р. Тилла).



 .


"""


*


:, ......


....'


. .......'
. ...


""


/..,.".


:...
. .... "<"
-


:!."".--;.....


да, коrда обычные приливно
отливные тече

ния сопровождаются штормовыми прибоя

ми или ураrанными циклонами. Во BHYTpeH

них частях банки оолитовые мели постепен

но отмирают и замещаются литофациями
стабильных оолитовых известняков и пелле

товых известняков типа «виноrрадноrо KaM

ня» (rрейнстоуна), перекрытых маломощны

ми сублиторальными водорослевыми MaTa

ми и порослями морской травы, которые
полностью останавливают твердый сток.
Такая смена фаций по латерали от края
банки к лаryне хорошо иллюстрируется на
примере отмели Джоултерс
Ки [347]
(рис. 23.19). Здесь у HaBeTpeHHoro края банки
расположена кайма, состоящая из активных
кос. Косы сложены оолитовыми песками
мощностью 4 м. От НИХ В сторону банки
простирается широкая полоса измененных
ооидов, смешанных со скелетными зернами
и араrонитовыми илами. Последние coxpa

няют неподвижность блаrодаря морской
траве и водорослевым пленкам, интенсивно
биотурбированы и имеют мощность до
1 О м. В пределах внутренней стабильной ча

сти отмели наблюдается тенденция к YMeHЬ

шению количества ила вверх по разрезу. На
мноrих rоризонтах здесь отмечается почти
одновременная с осаждением цементация
(rл. 29) с цементом каемочноrо типа, пред




. '1:;.
y.




,


./
...


-!'


.
}


t


t'""
..


..... '


..
..




272


Часть 6






I
 ::: 1 1


I о о о 01 2
о о


1
1 5


ш . о
. о .; 3
. о . .


(6)


Рис. 23.19. а
обстановка осадконакопления
в окрестностях оолитовой отмели Джоултерс
Ки
(оолит Шоал), Баrамские острова. Отмель пред

ставляет собой мелководную песчаную плоско

тину (тонкий крап), пересеченную приливно
от

ливными каналами и окаймленную со стороны
океана косой подвижных песков (крупный крап);
6
 профиль, на котором видно расположение фа

ций по вертикали и латерали. Следует обратить
внимание на увеличение размеров зерен осадка
вверх по разрезу и в сторону океана. 1
 рифы, CKe

летные пески; 2
ооидные пески; 3
смешанные
ооидные пески; 4
смешанные мелкозернистыIe
пелоидные илистые пески; 5
пеллетовые илы;
6
породы плейстоцена [347].


ставленным иrольча ТbIM араrонитом и BЫ

сокомаrнезиальным кальцитом микритовой
размерности. Цементация появляется также
на стабилизированных участках дна, покры

тых водорослевыми пленками.
Друrой пример оолитовых отмелей Haxo

дится в районе косы Скунерс
Ки на ceBe

ной окраине залива Эскума, Баrамские
острова [53]. Здесь отмели принимают фор

му вытянутых приливно
отливных rряд
с длинными осями, параллельными пре

обладающему направлению приливных Te

чений. Отдельные rряды достиrают высотыI
5 м при длине до 8 км И ширине 750 м. Здесь.
же присутствуют веерообразные отмели,
длинные оси которых параллельны
длинным осям линейных rряд. Они указы

вают на компонент течения, направленный
в сторону банки. Это подчеркивается асим



метрией rряд, более крутые склоны которых
обращены к банке. Знаки ряби и дюны, pac

положенные на поверхности rряд, также
ориентированы в этом направлении. Тече

ние в каналах, разделяющих rряды, следует
параллельно длинным осям самих rряд. Ta

ким образом, эти линейные rряды очень по

хожи на аналоrичные структуры класто

rенных шельфов, подверженных влиянию
приливов и отливов, причем и те и друrие,
вероятно, имеют такие же внутренние CTPYK

туры, в частности косую слоистость, падаю

щую под некоторым уrлом или перпендику

лярно длинным осям rряд. На Дне каналов
между активными оолитовыми rрядами MO

жет иметь место цементация осадка, прак

тически одновременная с седиментацией.
На оманском береrу Персидскоrо залива
оолиты концентрируются в пределах CBoeo

бразных приливно
отливных дельт, обра

зующихся в YCТbeBbIX частях проток между
отдельными барьерными островами
(рис. 23.20). Очень чистые оолитовые пески
отлаrаются здесь вдоль кромок дельтовых
каналов на намывных косах, rде существует
постоянное движение материала как в связи
с приливно
отливными течениями, так и
в связи с прибоем.
Древние оолитовые комплексы подробно
описаны в плейстоцене полуострова Флори

да [330] и в среднеюрских отложениях CeBe

ро
Западной Европы [743, 656].


23е. Открытые карбонатные шельфы. Как
отмечалось во введении, большая часть co

BpeMeHHbIX карбонатных отложений обра

зуется на окаймленных шельфовых плат

формах. Были предпринятыI также исследо

вания нескольких районов действительно
открытоrо карбонатноrо шельфа [301], KO

торый полностью промывается приливно

отливными течениями и подвержен дей

ствию волн. Для этоrо были выбраны
в качестве образцов шельфы с низкой про

дуктивностыо осадконакопления, частично
реликтовые шельфы Флориды, восточной
части Мексиканскоrо залива и полуострова
Юкатан. Шельф полуострова Юкатан имеет
внутреннюю зону шириной 90
 130 км, про

стирающуюся на rлубину 60 м, rде вдоль
переrиба склона наблюдается полоса релик

товых четвертичных opraHoreHHbIX по

строек. Современный осадочный чехол




273


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


пред ставлен маломощным слоем (везде Me

нее 1 м) моллюсковоrо детрита. Карбо

натные постройки, образующие бордюр на
кромке шельфа, ассоциируются с реликтами
четвертичных песков с оолитами, пелоида

ми илитокластами. rлубже эти нескелетные
пески все сильнее разбавляются отмучен

ным материалом раковин пелаrических фо

раминифер. Такое пространственное COOT

ношение реликтовых фаций внешнеrо шель

фа и одновременноrо им обломочноrо Ma

териала моллюсков, принадлежащеrо к фа

ции BHYTpeHHero шельфа, характерно для
большинства тропических и субтропических
некластоrенных шельфов [301]. Это слож

ное распределение литофаций по латерали
может служить надежным показателем
трансrрессивных или реrрессивных TeHдeH

ций, существовавших на древних шельфах.
Оно также подчеркивает особо важную
роль, которую иrрают в осадконакоплении
мелководные сублиторальные области
(<<фабрики по производству карбоната», как
образно назвал их Джеймс [418]). В начале
этой rлавы отмечалось, что падение продук

тивности по мере уrлубления водоема спо

собствует образованию окаймленных плат



Рис. 23.20. Аэрофотоснимок приливно
отливно

ro оолитовоrо дельтовоrо комплекса Абу
Даби
во время отлива. Персидский залив (фото Р. Тил

ла).


',f А"'/"


tA

 ',*:,:. .;


4"-J .:"


.......'


..........


""-..d;.<r.."
../;:
<"
Z.


H'

А", .
..


,. ":З=""{'


... "41. у ("...


#
-
" """






<.,


""
"



...


'!IO<


"" "'*
"
 ."


;



18
91


форм на изолированных мелководных
участках.
Особенно известен своими при мерами co

BpeMeHHoro карбонатноrо осадконакопле

ния дальний шельф Персидскоrо залива
[384, 637]. Соленость воды на большей ча

сти этой площади колеблется от величин,
свойственных нормальной морской воде, до
42%0. В прибрежной мелководной области
r лубиной 5
 30 м накапливаются скелетные
rрейнстоуны, состоящие из хорошо OKaTaH

Horo и сортированноrо обломочноrо MaTe

риала моллюсков, фораминифер, BOДOpOC

лей и местами кораллов. В более удаленной
от береrа области с rлубинами более 30 м
сортировка осадка ухудшается, и скелетные
обломки становятся все более уrловатыми.
Их остроуrольные поверхности излома, по

видимому, являются результатом механиче

cKoro разрушения in situ. Еще rлубже OTMe

чается возрастание примеси частиц алеври

ТОБОЙ и rлинистой размерности, предста

вленных низкомаmезиальным кальцитом,'
что приводит К образованию таких CTPYK

турных разновидностей известняков, как
пакстоуны и вакстоуны, а в конечном счете
и мерrелей. Тонкая фракция этих пород, ви

димо, представляет собой пылеватые ча

стицы, занесенные ветрами из пустынь и rop
центральной части Аравийскоrо полуост

рова и Ирана, сложенных мезозойскими
и кайнозойскими известняками. Хотя в Пе



. ''"
,


#""Y:


'.:7'


........ -, '.,.."


'J(
:"'A -"-'
АЭJ '<r"-"


".



%
,
' 'j:


-,,-..... .....
..'
 '" ',,,
'-,',.i..



;.::.. r<'-,


_",


+ .
.
...


.



,
\""'
"
' . ;":'<O'



:y
 ;

 " .
'




274


Часть 6


СИДСКОМ заливе периодически происходит
«вайтинrовое» осаждение араrонита (см.
rл. 2), в удаленных от береrа осадках не об

наруживается даже следов этоrо минерала.
Как отмечается в rл. 29, большая часть
шельфа Персидскоrо залива покрыта TOH

кой плотной коркой литифицированных суб

литоральных отложений, на которой раз

вивается особая эпифауна, приспособившая

ся к неблаrоприятным условиям существо

вания на твердом субстрате. Появление
этоrо сцементированноrо rоризонта, таким
образом, сокращает орrаническую продук

тивность и обусловливает низкие скорости
седиментации на" дальнем карбонатном
шельфе. Замедленное осадконакопление
и отмучивание течениями тонкой фракции
в свою очередь активно способствуют цe

ментации и еще больше сдерживают разви

тие нормальной карбонатобразующей
фауны.
В литературе описаны мноrочисленные
примеры древних фаций открытых карбо

натных шельфов. Следует упомянуть рабо

ту Таунсона [828] по району Портленда
в южной Анrлии, сводную работу Уилсо

на [874] по формации Смаковер в Техасе
и работу Талбота [812] по коралловым
карбонатным циклам южной Анrлии.


23ж. Рифы и opraHoreHHbIe постройки шель

фовых окраин. Как древние, так и COBpe

менные шельфовые карбонатные плат

формы часто окаймлены орrаноrенными
постройками, которые контролируют OKOH

чательное распределение фаций на самих
платформах. Уилсон [874] предложил сле

дующую терминолоmю, которая с теми или
иными оrоворками используется специали

с тами, занимающимися изучением рифов:
Карбонатная . постройка (carbonate bиi

ldиp)
B основном opraHoreHHoe локальное
и пространственно оrраниченное тело,
. имеющее положительный рельеф и образо

ванное из Mecrnoro карбонатноrо осадка.
Купол (П10und)
эллипсовидная или изо

метричная в плане постройка.
Рифовый пик пинакл (pinnacle)
 кониче

ский или заостренный кверху купол с KPYTЫ

ми склонами.
Лоскутный риф (patch rееf)
окруrлая изо

лированная орrаноrенная постройка на мел

ководье.


БУ2рucтый, или холмовuдный, риф (knoll
reef)
To же, но в более rлубоководных
условиях.
Атолл (atoll)
 кольцеобразное opraHoreH

ное сооружение, окружающее лаrуну.
Барьерный риф (barrier rееf)
резко вытя

нутое дуrообразное opraHoreHHoe сооруже

ние, расположенное на некотором удалении
от береrа и отделенное от Hero лаrуной.
Бере20вой ( окаймляющий) риф (fringe
reef)
 поле opraHoreHHoro накопления, He

посредственно примыкающее к береrу.
При выработке представлений об образо

вании карбонатных построек любой rеоло

rической эпохи следует принимать во вни

мание данные об эволюции орrанических
«рифовых» сообществ (рис. 23.21), но так
как такой широкий подход к этому вопросу
выходит за рамки настоящей раБотыI' мы,
вслед за Уилсоном [874], будем выделять
три типа окраин карбонатнь
 платформ,


rруппы Раниий СредккЙ ПОЭДККЙ
орrанизмоь палеоЗОЙ палеоЗОЙ палеоЗОЙ Мезозой Кайнозой
Сине-зеленые водоросли
Массиаи. бarpJlИ. водоросли
Леито'IН. зелеи. водоросли
Иккрустир" форамкниферы
Тубифкты


rубкк
rкдрозоа
Кораллы
Иккрустирующие мш8нкк
Ококчатые мш8НКК


:--r-

Табу

я1ы
.....,с:"'" rозь


Рудксты


Рис. 23.21. Участие различных rрупп орrаниз

мов в карбонатных постройках разноrо rеолоrи

ческоrо возраста [359].


каждый из которых характеризуется прису

щим только ему набором орrанизмов.
Первый тип платформенных окраин
(рис. 23.22) представлен ОР2аНО2енными пo

стройками, спускающимucя вниз по склону
шельфа и состоящими из карбонатноrо ила
и орrаническоrо детрита, которые задержи

ваются улавливающими орrанизмами. По

стройки MorYT иметь форму куполов, ли

нейных бордюров или барьеров и не
оrраничиваются только фотической зоной.
Примерами COBpeMeHНЪ
 построек ла

rYHHb
 обстановок являются сложенные
Thalassia постройки залива Шарк и Флорид

cKoro залива, но такие постройки в настоя

щее время образуются не на всех пла тфор





275


Морские береrа, шельф и фацнальный анализ


менных окраинах. rлубоководные построй

ки, обнаруженные недавно на фланrах
Баrамской платформы ([608, 594]; см. также
разд. 23з), по всей вероятности, предста

вляют собой современные аналоrи HeKO

торых древних известково
илистых купо

лов, в частности каменноуrольных уолсорт

ских куполов Северной Америки и Европы.
На рис. 23.23 показан схематический разрез
через такой купол. Улавливающими opra

низмами в разные rеолоrические периоды
моrли быть rубки и водоросли (кембрий

ордовик), мшанки (ордовик
пермъ), пла

стинчатые водоросли (верхний карбон), кри

ноидеи (силур
карбон), рудистовые ДBY

створчатые моллюски (мел) и «морская
трава» (третичный период
 до настоящеrо
времени). В результате изучения рельефа
древних илистых куполов с использованием
данных о слаrающих их породах, воз

душных уровнях, выполненных прозрачны

ми кристаллами кальцита, и расположении
обломочных шлейфов по бокам куполов


Рис. 23.22. Три типа окраин карбонатных плат

форм (шельфов). a
c аккумуляцией илов на скло

не; 6
полоrий склон или платформа с изолиро

ванными холмовидными рифами; в
орrано

rенный рифовый rребень [874].


(а) Спокойное море


складывается. мнение о нетектоническом
конседиментационном характере склонов
этих построек.
Второй тип окраин (рис. 23.22) предста

влен линейными поясами каркасных бу

zpucmblX рифов, расположенных на полоrих
склонах некоторых шельфовых окраин. Ac

социации орrанизмов на них приспосо

блены к условиям ДОВОЛЬНО спокойных Te

чений и состоят из ветвистых и пучковидных
колоний кораллов, рудистов, ryбок и CTpO

матопор, которые выше MOryT переходитъ
в массивные корковые формыI. Наблюдает

ся большое количество внутририфовоrо
обломочноrо материала. Примерами таких
склонов с буrристыми рифами MorYT слу

жить большие рудистовые рифы меловоrо
возраста, расположенные в окрестностях
Мексиканскоrо залива [874].
Третий тип шельфовых окраин
(рис. 23.22) представлен zребневuдными Kap

касными рифами, которые вырастают до
среднеrо уровня воды и. следовательно, по

падают в зону наибольшей волновой энер

rии. Они образуют барьерные или бере

rовые рифы и подразделяются на эколоrи

ческие зоны, параллельные простиранию
пояса рифов, с соответствующими формами
роста шестилучевых кораллов, которые чет

ко отражают интенсивность света, KoнцeH



Приливно-отливная отмель
7
/. : .:-. -:. .:.: . . : .. . : .. .
 .<.. .:. ..
:..
:.. ..
"
:-'. ..
 :

.... :. .. .


есчаная приливно-отливная Лаrунные циклические

 отмель
 барьерный остров отложения
Иловые купола
передовоrо
склона


(6) Море от спокойноro до умеренно-бурноrо . .....
. .....:
 .::....Пе
 ........
.. ...
 - . . . . . '. приливно-отливная Лаrунные циклические отложения
............. .....: ::. ::...: . Платформа с отмель
 барьер
буrристыми рифами


(в) Бурное море


18*


--::::==::-


Лоскутные Песчаные Лаrунные
рифы бары илы


Приливно-
отливная отмель




Барьерные рнфы
Атмосферные осадки





!!! !
!


!!!
л.кi:: r=

..


276


Часть 6


Осыпь


Рис. 23.23. Схематический разрез через типич

ную карбонатную куполовидную постройку
[874].


трацию осадка, выход выше уровня моря
и rидродинамическую энерrию (см. заклю

чение в работе Джеймса и rинзбурrа [421]
и последние представления Чаппелла [149]).
Склон рифа, обращенный к морю, обычно
крутой и покрыт обширными осыпями.
В настоящее время такой тип рифов являет

ся преобладающим и отражает ведущую
роль rляциоэвстатических колебаний ypOB

ня океана в эрозии и нарастании рифовых
rребней (см. разд. 23з). На Баrамской и Фло

ридской карбонатных платформах Kap

касные рифы содержат не только мноrо

образные сообщества кораллов, но и пьшпю
развивающуюся эпифауну моллюсков, MO

ских ежей, кораллиновых водорослей
и фораминифер. Песчаное окаймление на
передовых и тыловых участках рифов в oc

новном сложено обломочным материалом
известковых водорослей, так как кораллы
служат плохими поставщиками песка. Tы



Прежний
уровень моря


Уровень моря


Атоллы
Растворяющее действие




HH


атмосферных осадков
мин. макс. мин.


Конический карст


Уровень моря


(6)
Карстовая
фаза


Уровень моря Риф Лаrуна Риф


.


(в)
Послекарстовая
фаза


ловые части рифов Флориды занимают об

ширные пространства с лоскутными изоли

рованными рифами и небольшими сублито

ральными озерками (образованными при
подпруживании воды кораллово
водорос

левыми песками), которые постепенно пере

ходят в зарифовые лаrуны.
В своей содержательной работе Пурди
[654] обратил внимание на то влияние, KO

торое оказывало на рифообразование коле

бание уровня океана в четвертичное время.
Он расширил представления Мак
Нейла
[527] об инициирующей роли карста, pac

пространив их на морфолоrию атолловых
и барьерных рифов. В ero 2unотезе nредше

ствующе20 карста предусматривается суб
'
аэральное обнажение карбонатных плат

форм, обрамленных относительно крутыми
тектоническими или седиментоrенными
склонами, во время понижения уровня OKea



Рис. 23.24. Образование атолловых и барьерных
рифов по rипотезе предшествующеrо карста.
В обои:: случаях развитие начинается с субаэ

ральнои экспозиции карбонатных банок или
платформ после понижения уровня моря и закан

чивается новой трансrрессией и ростом рифов.
1
известняки; 2
некарбонатное основание.
3
аллювий KapcToBoro плато; 4
морские ocaдK

[654].


Минимальное растворение
Прежний уровень
1 моря
Уровень
моря


Карстовое краевое плато
Конический карст
Башенный карст Краевой карстовый уступ


Уровень
моря


Шельфовая
лarуна


Барьерный риф
Барьерная
платформа


Уровень моря


"'I'I
,.<,
-


II} 1"""""""""""12 _ 3 1:::..:.:.:;:-::1 4

 L......J ..... ...




277


Морские береrа, шельф и фацнальный анализ


на. При ЭТОМ в uентральных частях атолло

подобных мористых банок и на полоrих,
обращенных к суше склонах барьерных ри

фов происходило растворение известняков.
Образующиеся по краям бордюры и формы
башенноrо карста затем послужили OCHOBa

ниями для роста кораллов, по мере Toro как
уровень моря стал подниматься и достиr co

BpeMeHHoro положения. На их месте теперь
расположены атолловые кольца, rребни
барьерных рифов и лаrунные конусовидные
рифы (рис. 23.24).
Данные о древних рифовых фациях систе

матизированы Уилсоном [874] и Джеймсом
[ 419]; в обеих работах содержится полная
библиоrрафия.


23з. Континентальные склоны и впадины.
Сведения о современных склонах платформ
и ассоциирующихся с ними впадинах дo

вольно СКУДНЫ, хотя при изучении древних
карбонатных платформенных комплексов
по этому вопросу получено мноrо новых
данных (см. обзор, сделанный Джеймсом
[ 419]).
В своей необычайно интересной MOHorpa

фии, посвященной окраинам барьерных
и атолловых рифов района Белиза, rонду

расский залив, Джеймс и rинзбурr [421] BЫ

делили четыре фациальные зоны, сменяю

щие друr друrа от рифовоrо фронта
в сторону моря. Рифовый фронт до rлубины
70 м представлен крупнозернистыми корал

ловыми и халимедовыми песками и конrло

мератами со строением rрейнстоуна. Рифо

вая стена (65
120 м) сложена плотно cцe

ментированными преимущественно корал

ловыми известняками с возрастом в преде

лах 8
15 тыс. лет. Конус предрифовой осыпи
состоит из илистых халимедовых песков,
образующих пакстоуны и вакстоуны. Отло

жения 2лубоководНО20 бассейна сложены пе

лаrическими карбонатными илами. Рифо

rенных зерен в осадках не обнаруживается
на расстоянии более 4 км ОТ рифовой стены.
Цемент известняков, слаrающих стену рифа,
обычно сложен высокомаrнезиальным
кальцитом и в меньшем количестве aparo

нитом. Анализы изотопноrо состава и pe

дких элементов доказывают морское проис

хождение этоrо цемента. Для объяснения
образования окраин платформы Бели за
Джеймс и rинзбурr предложили аккрецион



ную rипотезу, соrласно которой в периоды
понижения уровня моря происходила эро

зия, а в периоды ero повышения
 быстрый
рост кораллов и наращивание поверхности
рифовой стены. Таким образом, формиро

вание рифовой стены рассматривается как
прерывистый процесс латеральноrо Hapa

стания с цементацией под водой каждой HO

вой порции, приводящей к смещению плат

формы в сторону моря.
При исследовании окраин J?аrамской
платформы и окружающих ее впадин, про

веденном в последнее время, был YCTaHO

влен ряд интересных особенностей. Так, изу

чение склонов и впадин, rраничащих
с Малой Баrамской банкой и северной
частью Большой Баrамской банки
(рис. 23.25,23.26) [594], позволило выделить
следующие факторы, контролирующие
осадконакопление: а) наличие или OTCYT

ствие сбросов по краям банок; б) направле

ние и величину сноса осадков с банки; в) co

отношение пелаrическоrо осадкообразова

ния и отложений из rравитационных пото

ков; r) характер океанской циркуляции; д)
степень подводной цементации; е) наличие
rлубоководных орrаноrенных построек.
Разломы в основании банок, возникаю

щие в ходе рифтоrенеза, MorYT контролиро

вать первоначальные размеры крупных MO

ристых карбонатных банок. Для самих
rлубоководных впадин и их окраин мелко

водные карбонатные платформы иrрают
роль основных источников сноса карбо

натных осадков. С мелководных HaBe

тренных склонов осадок переносится на co

седнюю платформу, а по подветренным
склонам он сносится с платформы в море.
В осадкообразовании на склонах банки Be

дущая роль принадлежит процессам rрави

тационноrо течения и пелаrическому отло

жению. Пелаrические карбонатные осадки
имеют важное значение лишь в том случае,
если они не вымываются донными течения

МИ, не разбавляются осадками rравита

ционныIx потоков и не растворяются ниже
уровня карбонатной компенсации. Отложе

ния rравитационных течений при обретают
существенное значение на крутых склонах.
Мощные слои ( '" 0,5 м) карбонатных турби

дитов с rрадационной слоистостью развиты
в нижних частях склонов BOKpyr Малой Ба

rамской банки, а в виде менее мощных (до




278


Часть 6


0,17 м) слоев присутствуют и во впадинах,
rде они переслаиваются с rлубоководными
пелаrическими илами. Склоновые брекчии,
образованные потоками разнородноrо
обломочноrо материала, набтодаются на
полоrих илистых склонах, тоrда как в OCHO

вании крутых (до 180) склонов под OTBecHЫ

ми краями банок присутствуют потоки Ma

териала песчаной размерности. Широкое
распространение осадков, связанных
с оползнями, потоками обломочноrо Maтe

риала и мутьевыми потоками, было недавно
обнаружено во впадине Эксума
Саунд на
Баrамских островах [174]. Древние аналоm
таких rравитационных потоков описаны
и обсуждены Маунтджоем и др. [590].
Весьма обширные участки подводной цe

ментации расположены на западном фланrе
северной части Баrамскоrо архипелаrа на


,:
rтттт


@)


rrтm


"""


rттттт
.
@) lТТ177
@r

.


rлубинах до 500 м (рис. 23.26). Литифициро

ванные склоны здесь очень стабильны, при

чем именно цементация способствует coxpa

нению их крутизны. В целом степень
цементации по падению снижается от по

лностью литифицированных твердых пород
на rлубине менее 375 м через рыхлые
илистые отложения с литифицированными
вкточениями в интервале 375
500 м до pы



Рис. 23.25. rидродинамика и седиментация BO

Kpyr rлубоководных окраин банок северной части
Баrамских островов. 1
 донные течения; 2
 мyть

евые течения; 3
 оползни; 4
 потоки обломочно

ro материала; 5
 поверхностный перенос взве

шенных илов; 6
потоки зернистоrо материала;
7
выпадение пелаrических осадков; 8
xapk
rраунд
твердое дно; 9
орrаноrенные построй

ки; 10
вдольбереrовой перенос [594].



{J
00 ,;,А /1
йf.<J ,А {,]
О а j
00 r


@)



iJ@)

00 ;: S:J @)
С!О"
 @) 6 @)
00 ;-_ gt
о


с
t


I 20км I


@)


I .1 1
I ... 1 2
I....r--.l з
....v

 4


I
;/ 1 5-
1
1 6
I @) 1 7
I mrm 1 8

9
1
I I0


@


@)




279


(а)


Уровень моря


Морские береrа, шельф и фациальный анализ



l

2


L..............
10 км


Баrамский
Извесrnяки уступ
..o::;I!',::::: :


, 1';'0,1 1

 \
17..::.
. :--:
 .
2
(6) ().:
:::.::
:.....:--- .. :...... .

Уровень моря
Окраинный уступ L..............
k
 3
 50 ,10 км
200
{:: Верхняя часть склона
400
Нижняя часть
600
склона
800 м
Впадина



3


CJ3
1


1 4


(в) Уровень моря


100 10 км
200
300
400


If"\f"\" 1 9
,.. .. :1 8 E:::.:
1 1O


Рис. 23.26. Схематические профили через
окраины поrруженных банок северной части Ба

rамских островов. а, б
 окраины HaBeтpeHHoro
oKeaHcKoro береrа; в
 окраина подветренноrо
MopcKoro береrа с контурными течениями. 1
по

токи и осыпи зернистоrо материала; 2
rемипе

лаrические и турбидитные осадки; 3
приплат

форменные пески; 4
 пелаrические осадки
и склоновые брекчии; 5
проксимальные турби

диты; 6
 пелаrические осадки идистальные тур-
бидиты; 7
 приплатформенные пески; 8
OTМY

ченные пески; 9
литоrермы, х
дrl?аунды;
10
фации rлубоководной впадины l594J.
хлых rлубоководных илов на rлубинах бо

лее 500 м [595]. Литифицированные вклю

чения сложены несколькими rенерациями
интрамикритов и интрамикрудитов, cцeMeH

тированных высокомаrнезиальным кальци

том и залеrаюIЦИХ в слоях мощностью до
1,5 м. Надо думать, цементация не случайно
развита вдоль склонов, омываемых Фло

ридским течением. Это сильное придонное
течение усиливает цементацию отложений
нижней части подветренноrо склона Баrам

ской платформы (рис. 23.26, в), непрерывно
поставляя неоrраниченное количество воды
с теми ионами, которые образуют цемент
[595].


Цементация и придонные течения иrрают
также большую роль в локализации весьма
своеобразной узкой полосы rлубоководных
построек, которая протяrивается более чем
на 200 км от плато Блейк вдоль западноrо
края Малой Баrамской банки до Бимини
[608, 594]. Эти литифицированные построй

ки занимают зону шириной 15 км на .rлуби

не 600
 700 м. Они возвышаются над дном
на 50 м и имеют длину до нескольких сотен
метров, ориентируясь преимущественно па

раллельно rлубоководному течению,
направленному с юrа на север. Наблюдения,
сделанные с батискафов, подтверждают их
современное происхождение и обнаружи

вают разнообразные тесные сообщества
криноидей, аrерматипных кораллов и rубок,
которые способны улавливать осадки, по

ставляемые придонным течением. Построй

ки сооружаются на месте путем цементации
микритовым высокомаrнезиальным каль

цитом последовательно нарастающих слоев
уловленных и задержанных осадков.
Приведенные краткие сведения об отло

жениях склонов платформ и впадин района
Баrамских островов подчеркивают важное
влияние таких факторов, как привнос ocaд

ков, пара метры склонов и характер rоризон

тальных течений, на формирование общей
структуры осадочноrо материала (см. также
работу по подводному конусу вьшоса OCT

рова Менорка, Балеарские острова [532]).
Исследователи древних карбонатных скло

нов [554] выделяют две основные rруппы
платформенных окраин, которые можно
встретить на Баrамских островах. Окраины
с осадконакоплением характеризуются плав

ными очертаниями, при этом склоны, поrpу

жаясь в сторону моря, сливаются с дном
впадин. На «транзитных» окраинах с OT

весными склонами осадки, минуя большую
часть склона, переносятся сразу из мелко

водья в rлубоководную область по каналам
и каньонам. Последний тип среди COBpe

MeHHbIX платформ является более распро

страненным. Наиболее ярким примером Ta

Koro типа окраин может служить залив
Тонr
оф
те
Оушн на Баrамских стровах,
описанный Шлаrером и Чермаком [703]. На
рис. 23.27 современные впадины Баrамских
островов сопоставляются с некоторыми xo

рошо изученными древними бассейнами
карбонатонакопления.




280


Часть 6


Мидленд


Доломиты
6fJ


:
,

\)


ЮЖНЫЙ Тото


о lOОкм
L..............


Рис. 23.27. Сравнительные размеры rлубоко

водных впадин Баrамских островов (в рамке)
и некоторых древних бассейнов карбонатонако

пления [703].


Отложения древних шельфовых склонов
и впадин рассматриваются в ряде работ
[554, 243, 380, 590]. В последней дается об

зор данных о роли осадков rравитационных
потоков, проливающий свет на некоторые
вопросы формирования древних платфор

менных окраин. Морфолоrия и отложения
склонов современных рифов и платформ на
континентальной окраине rондурасскоrо
залива полно описаны Джеймсом и rинз

бурrом [421].


23". Субаквальные эвапор"ты. До тех пор
пока в середине 60
x rодов не была предло

жена эвапоритовая модель себхи, обычно
считалось, что соли в rеолоrических разре

зах являются результатом химическоrо
осаждения непосредственно из застойных
рассолов. Как было рассмотрено в rл. 3,
классическая модель образования субак

вальных эвапоритов предусматривает нали

чие отrороженноrо баром мелководноrо за

лива с преобладанием испарения над прито

ком свежих вод, так что пополнение
бассейна возможно только путем OДHOCTO

pOHHero обмена с открытым морем через
барьер. Вследствие этоrо соленость в пре

делах залива растет до тех пор, пока не пре

высится произведение растворимости
CaSO 4 и не начнется выпадение в осадок
rипса. Дальнейшее увеличение КOIщентра

ции рассола приводит к вьщелению rалита
и, наконец, к кристаллизации из остаточно



ro маточноrо рассола солей калия. Таким
путем образуются типичные эвапоритовые
седиментаЦионные циклы различноrо COCTa

ва и мощности.
Основная трудность в проблеме субак

вальных эвапоритов состоит в невозможно

сти объяснить rромадные площади распро

странения древних эвапоритов, если учесть
редкость современных крупных эвапори

товых бассейнов. Вопрос осложняется еще
недостатком данных об эволюции себх во
времени, поэтому просто считается, что
в ходе наступания себх за период до 1 млн.
лет образуются бассейны с застойными pac

солами, которые вызывают перекрытие aH

rидритовых фаций собственно себхи фация

ми субаквальных эвапоритов [497].
Что касается упомянутоrо HeCOOTBeT

ствия площадей, то некоторый свет на это
может пролить упоминание о ранней эвапо

ритовой стадии, которую проходят мноrие
расширяющиеся и замыкающиеся океаны.
Как будет отмечено в rл. 26, морская TpaHC

rрессия в зарождающийся океанский рифт
часто сопровождается этапом выпадения
эвапоритов из рассолов мелководных и rлу

боководных бассейнов. П родолжающийся
спрединr дна в конечном счете приводит
к более эффективному обмену с водами пер

вичноrо океана; выпадение эвапоритов при
этом прекращается, и их мощные серии в oc

новном rалитовоrо состава перекрываются
обычными океанскими осадками. Точно так
же склонны к засолонению смыкающиеся
и в связи с этим изолирующиеся от Мирово

ro океана моря. Вероятно, таким путем воз

никли знаменитые эвапоритовые отложения
района Мессинскоrо пролива в западной ча

сти Средиземноrо моря (rл. 26).
Оставляя в стороне рассмотрение OT

дельных примеров океанских эвапоритовых
серий, подчеркнем тот неоспоримый факт,
что диаrностика древних субаквальных эва

поритов должна быть основана на самых
разносторонних данных (рис. 23.28. 23.29).
Рассолы MopcKoro происхождения MorYT
образовываться в разнообразных местах,
в частности в депрессиях на поверхности
себхи, в отrороженных барами лаrунах, во
внутриплатформенных впадинах и в пони

жениях внутри орrаноrенных построек. Для
Toro чтобы сузить число возможных Ba

риантов, необходимо провести фациальный


')




281


(а)


Морские береrа, шельф и фациальный анализ


ПрИЛИВНО
ОТЛИВНЫХ течений. При этом, сле

довательно, должны возникать первичные
формы отложений и первичные осадочные
текстуры. В пределах самих эвапоритов бу

дут образовываться кластические CTPYK

туры, но так же, как и определенные типы
слоистости течения, они MorYT быть пол

ностью разрушены в ходе захоронения
и диаrенеза, особенно если при этом имел
место переход rипса в анrидрит.
б) Поскольку субаквальные эвапориты
. '. .' . . . . : .
 '. :
 почти одновременно с их отложением под

. : : : :. .: :. : '. '.: .'. . : : .:.....: ': . Мелководный пороr верrаются разноrо рода наrрузкам, в них
.' . '. .' ... ." Мелководные будут формироваться вторичные текстуры:
Проrибание эвапориrы ОТ текстур осадочной деформации (отпечат

ков наrрузки) до текстур оползневых rрави

тационных потоков. Так как быстро переме

щающиеся rравитационные потоки MorYT
смешиваться с окружающими рассолами,
возникают слои переотложенных эвапори

тов с внутренними чертами турбидитов
[712]. Некоторые переотложенные эвапо

риты, по
видимому, произошли из ранее cy

ществовавших эвапоритов, претерпевших
поднятие и эрозию.
в) При отложении субаквалъных эвапори

тов, скорее Bcero, будет возникать тонкая
слоистость типа слоистости ленточнь

r лин, прослеживаемая на десятки и сотни
километров (rл. 3).
r) В субаквальных эвапоритах должны
обнаруживаться признаки роста кристаллов
на поверхностях раздела рассол
атмосфера
или рассол
 осадок. На первой образуются
скопления ажурных воронкообразнь
 кри

сталлов rалита, а на второй
 шевронные
елочкообразные формы роста этоrо мине

рала с ориентировкой узлов вверх, т. е. про

тивоположно воронкообразным кристал

лам [750, 32]. Признаки роста от поверхно

сти осадка вверх, в сторону рассола,
наблюдаются также в слоях, состоящих ИЗ
крупных вертикальных кристаллов rипса
(селенита), и выражаются в rоризонтальном
расположении включений и поверхностей
растворения [712]. Надо иметь в виду, что
перечисленные формы роста MorYT I.Iодвер

rаться перекристаллизации во время захо

ронения эвапоритовых отложений.
На рис. 23.28 и 23.29 сведены три перехо

дящих друr в друrа возможных варианта
образования субаквальных эвапоритов. Для
распознавания каждоrо из них в конкретном


(6)


(в)


Рис. 23.28. Модели эвапоритовоrо осадкообра

зования в центральных частях впадин. а
 модель
rлубокой впадины и rлубоководноrо бассейна;
б
 модель мелкой впадины и мелководноrо бас

сейна; в
модель r
бокой впадины и мелковод

Horo бассейна (437J.


анализ как в локальном, так и в реrиональ

ном масштабе. Так, установление фациаль

ной зональности по латерали может дать
возможность проследить переходы элемен

тов бассейновых субаквалъных эвапори

товых разрезов в одновозрастные бере

rовые фации, для KOTOpЬ
 доказано мелко

водное происхождение. В этом случае
может проясниться топоrрафия бассейна
осадконакопления. В этом отношении также
MorYT быть полезны субаквальные неэвапо

ритовые отложения, подстилающие и пере

крывающие разрезы эвапоритов, хотя сам
по себе этот факт еще не может служить
однозначным доказательством субакваль

Horo rенезиса эвапоритов. Решающим ДOBO

дом здесь может быть только характер ca

мих эвапоритов. Ниже кратко рассматри

ваются отличительные особенности субак

вальных эвапоритовых отложений:
а) Мелководные рассолы ДОЛЖНЫ испы

тывать воздействие прибоя и, вероятно,




282


Часть 6


разрезе осадочных формаций требуется
тщательное rеолоrическое и специальное
литолоrическое обоснование. На рис. 23.29
показаны вероятные последовательности
эвапоритовых комплексов, возникающие
в условиях окраин бассейна, мелководноrо
водоема и rлубоководноrо бассейна.


23к. Выводы. Зерна карбоната кальция био

reHHoro происхождения в наибольшем KO

личестве образуются в зоне проникновения
света в теплых тр
пических и. субтропиче

ских морях. Непрерывное образование Kap

боната кальция приводит к формированию
карбонатнь
 платформ с относительно
крутыми краями. Карбонатно
эвапори

то вые фациальные зоны, пересекающие
платформы, четко отражают энерrию волн
и приливов, а также состав морской воды
и поровых вод осадков. В аридном климате
себхи последовательно смещаются в CTOpO

ну моря. В ходе испарения ионны
 KoнцeH



(а)
Разрез окраины бассейна
Тонкослоистые сульфаты
и шевронный ( ёлочковидный)

 rалит в депрессиях


трации поровь
 вод растут, что вызывает
формирование характерных эвапоритовь

комплексов. Лаrунные фации отлаrаются
позади рифов, растущих на краях платформ,
или островов, сложеннь
 плейстоценовыми
известняками. Сильные приливно
отливные
течения, возникающие на кромках плат

форм, способствуют развитию ооидных Me

лей. Обрывистый платформенный склон Ба

rамских банок, обращенный к океану,
характеризуется rравитационными потока

ми, ростом биоrермов и различной CTe

пенью цементации.


Рис. 23.29. rипотетические разрезы (внемасш

табные) эвапоритовых комплексов для раз

личных частей эвапоритовых бассейнов [437].


(6)
Разрез шельфа мелководной впaдIDIЫ



 ::&:6.6:...:.:.......


 1t.\
=-..":::....'!=...
:::..

 'l7 c ,



,
%'\
Анrидрит себхи ,,
\

b'\
v \
\
'\
\


1:С::;.::б:
 субаэральНые отложения себхи
;';'..':':0.';'. и покрытых рассолом низин


(в)
Разрез rлубокой
впадины


Соли калия


Ёлочковидный
rалит


Тонкослоистый
rалит




283


Морские береrа, шельф .. фациальный анализ


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Как уже отмечалось, для всех, серьезно изучаю

щих карбонатную седиментолоrию, отправной
точкой может служить работа Батерста [64].
В ней особенно полно охарактеризованы COBpe

менные обстановки осадкообразования и диаrе



,


нез карбонатных отложений. Древние известня

ко вые фации и фациальные модели более
подробно рассмотрены в работе Уилсона [874],
а критический обзор по этим вопросам сделан
Джеймсом (см. [842]). Здесь же содержится об

ширная библиоrрафия, к которой отсылается чи

татель. Наиболее детальное описание окай

мленных шельфовых окраин дано в работе
Джеймса и rинзбурrа [421].




Океанская среда
и фациальный анализ


Как движется к земле морской прибой,
Так и ряды бессчетные минут,
Сменяя предыдущее собой,
Поочередно к вечности беzут.
В. Шекспир (сонет 60). Перевод С. я. Маршака


q)OTO 7. Турбидитные песчаники (мощность разреза ОКОЛО 75 м), ОТЛОЖИВIIШеся в средней и нижней
(фронтальной) частях подводных конусов выноса, впадавших в rлубоководный внутрикратонный бас

сейн намюрскоrо (нижний карбон) возраста в центральной Анrлии (Мэм
 Тор, Дербишир, Анrлия).


1А' «.


'.'
."


"'..:. -



 "


iIiO__: ....,


':.' .
."'
:
',.. .:......9
:;::
...:
::

'.
......,
L r-. ,', ",
.'''-\" \",
! 'i,/,c:;"
'7' ;
,;'

f;
 ,'"
... "
 " 1.е.. ....
.:, . '."'. .<
,.. ....:.. ::

: . .
 .

;: '. .
'-
"'''
}'


"
" .<>'.
)' ",-

 ;;',,;0 '- :....: (. ,':),...., "". ,......,
 - ./
... . '....
 .."';"" \..... '
. < '... ,....';.:.<. ' .
: . : . :: . '
 . ';

" . . . ,:. . . . . , ': ,. . . . ' . . . , .
.. ..
 ..:... . .


 . >' . ' .. ' .
" .. .. ...
 .
. . ,..,. . ...
 .. . . . :>, а <
. ,,':' ',' }'7'....;

;; .

:i ;
'::'; ,. ..

 ',. .' .
 ,
." ., . ."......), l' :.. '«, ,.." ,... " ".. "
.
 '"'. ,.! " >
;
 ..'" {'
.': ;:', i
':'
;;;s
.,) ...
., <
 ,.... :.:
 .....

 .
,:'

 i<' : . :;.
..
.: {"" ....,
. ::<:,
, :::-'
k

 . h t .... ." <.""":," \.,;' <"f. -:-""-..... 'o.,
 . ...
.. у ." , J -;.. . . . :: .
. - 1
:.
j.'i
' 't:J


' ;& \ <

/il{ < \t.

;:> t ..

 .


 '!. .


.:.
 ..,.:..;
...........


 1
;< .......,,<.
',:'
,
.. ,. L ....;;,,;;; "/;'
..,
 '
. 4
 ..
. t ' .
. .!';" -:.,,,
 .
.:.... .. {
 :



.. : , , .
 '
.'
\ ' .::- . . ....1.;{ <.'i
,. <':'-

. \t... '" "
.'" ," 1'., . :",L 1
 ...

1.
11 " "...... ,."
...)
. '," ".:!': .;,

.. """:е:'
. . .
?' ,
:-;;.
...
':::,
, 1. -." )

.. .
.:,... :.,..' <I. ,.>
'\.... f '," . . f ,. .. . . "l"" {}с.... '" ' , 1
 .
 "1:'
... :""'(T
' :--

'....\.
 .;....
:.J .:
 :
 ..
l .....

.. .

 .
.. ".. .
;"'_"'I': ! . ,,:,, n . ....
 i
 . J:.i .... 1. (1. ,.',,, '. "
L
 '.
 ...., .. , '.:.,..""'t t \; , .
'
 . ,
U, ";\'.' ,;1;"' ...," L .1-.'
.
 '"
 ''! \" "
..
. '. .. .
 t" ....:1..... J..t. ... '!I"i' .
L L 4......
 ''.,;',; _.... ,( ....,. ....." .... ":.< V"'.,J.- 1:... .


 "..,. , ---
 ,"';' 3 ' i' [' -: '", ,
..
 ,
\- \.. \ ''\.. , ..:;...... ""1 · ... .......... &. 1.
- 'L
,' . с'. ....
'

f'

 .." < . .
.''''''''!.;., ;:
 ...,... '+. ..:.;'
 '1'.
't
. \ '.,.... .. __
:".....t .
;

:
,
 "
"t
, .i. · t . .., \: . I


.....,


'.


...

:
:;T't.
;;.... . '

,
;.CO:
..
'У' " . \
'\.:'.);"
.
 ;. 'i:::: .' "ji
;'"" ,
;; :.

 -:
[;:'
. .с ,"'-
, "
 ':;r. . ;
.
.;, \, "
#;-
 .
,"" ,.,,
\.
'f'
'.
. -.:
)


::-
'

,
:
':
 t.

"

'
 .:1,
'i'.
 >..'.-
"It:' ' -..,.

 (


'
,. ."

" .>
J. 11 . <
,.
,
...::" .



'.


.. <
..'


.... .
".
.
' \
.
.




285


Океанская среда и фациальный анализ


Тема. Океаны представляют собой объекты, характеризующиеся
большим мноrообразием протекающих в них процессов. ОНИ BЫ

ступают в роли конечных водоемов стока для компонентов, BЫC

вобождающихся в процессе континентальноrо выветривания
и переносимых впадающими в океаны реками. В океанах наблю

дается rлобальная циркуляция водных масс. Она обусловлена пла

нетарным переносом воздушных масс, а также изменениями TeM

пературы воды от экватора к полюсам. В районах высокой
биолоrической продуктивности, rде вследствие диверrенции или
апвеллинrа к поверхности поднимаются боrатые питательными Be

ществами rлубинные воды, образуются имеющие очень большое
значение некластические осадки. В настоящее время твердо
установлено, что океаническая кора имеет мarнитн'ую <<память»,
являющуюся результатом rенерации новой океанической коры при
спрединrе MopcKoro дна. Умение реконструировать размеры, форму
и rлубины мезозойских и кайнозойских океанских бассейнов дает
возможность точно определить физические параметры накопления
древних океанских осадков. Дрyrой важный параметр обстановки
oKeaнcKoro осадконакопления
 тектоническое положение
континентальных окраин. Тектоническому контролю в значительной
мере подвержены распределение, rеометрия и характер океанских
кластических фаций. В противоположность пелаrическим океанским
фациям кластические фации образуют мощные толщи по периферии.
океанских бассейнов, rде кластический материал накапливался под
действием турбидитных потоков и систем термоrалинных течений!.


24


Процессы в океанах


24а. Введение. Основной проrресс в нашем
понимании динамики океана наметился
с 1945 r. Он пришел на смену представле

пиям о том, что океаны и rлубокие моря за
пределами кромки континентальноrо шель

фа являются застойными водоемами, а дви

жение вод в них осуществляется только под
действием ветра в поверхностном слое на
rранице океан
атмосфера. Сеrодня океаны
рассматриваются как динамические си

стемы с большим мноrообразием проте

кающих в них процессов. Поверхностные Te

чения сосуществуют в океанах с rлубинны

ми течениями разной силы. Разрез через
любой океан позволяет обнаружить OT

дельные водные массы, характеризующиеся
резкими различиями в температуре, солено



сти И направлении движения. Изучение co

тен кернов, полученных в ходе осуществле

ния Проекта rлубоководноrо бурения,
и особенно исследования, проведенные MO

скими микропалеонтолоrами и специали

стами в области rеохимии стабильных изо

топов, позволили оценить влияние измене

ний климата и конфиrураций океанов на
океанские течения и донные осадки.
В настоящее время известно, что химиче

ский состав и сохранность пелаrических rлу

боководнь
 осадков тщательно контроли

руются rлубиной слоя кислородноrо мини



1 Течения, обусловленные различиями в плот

ности воды, которые возникают при изменении
ее температуры и солености.
Прuм. ред.




286


Часть 7


мума и компенсационной rлубиной карбо

ната кальция. Районы же максимальноrо
накопления на дне планктонноrо биоrенно

ro материала довольно четко COOTBeT

ствуют районам высокой продуктивности
орrаническоrо вещества в теплых водах 1
поверхностноrо слоя океана, rде происхо

дит смешение различных водных масс.
С 5
x rодов нынешнеrо столетия считалось,
что полоса мощной толщи кластических
осадков в областях континентальных скло

нов и внутренних абиссальных равнин отла

rалась турбидитными потоками. Более
поздние исследования влияния rлубинных
океанских течений на процессы эрозии ДOH

HbIX осадков, переноса и отложения осадоч

Horo материала, а также образования ополз

ней показали, что этот вопрос несколько
сложнее. Сеrодня известно, что осадкообра

зование по периферии океана помимо pe

rиональноrо разноса осадочноrо материала
прибрежных равнин и континентальноrо
шельфа тесно связано также с типом суще

ствующих rраниц плит.


246. Физические процессы. Выше уже BKpaT

це отмечалось, что океаны не являются про

сто неподвижными водными массами. В KO

нечном счете rлавной причиной сложной
системы океанских течений служит тепловая
энерrия Солнца. Непосредственными при

чинами, обусловливающими существование
системы течений, являются касательная си

ла трения ветра по отношению к воде, а TaK

же различия в плотностях воды, обуслов

ленные наrреванием, охлаждением и испаре

нием. Перед рассмотрением общей схемы
океанской циркуляции необходимо OCTa

новиться на природе сил, действующих
в океанах.
Внешние силы обусловлены непосред

ственным воздействием ветра на поверх

ностные слои океанской воды; к НИМ OTHO

сится также сила Кориолиса. Последняя
возникает только в том случае, если в BeKTO

ре скорости имеется rоризонтальная (по OT

ношению к поверхности Земли) составляю

щая 2 . Величина rоризонтальной компо

ненты силы Кориолиса вычисляется при
помощи выражения 20) sin Uv, rде О)
уrло

вая скорость вращения Земли, U
 широта,
v
 rоризонтальная составляющая скорости
движения объекта. На экваторе rоризон



тальная компонента силы Кориолиса OTCYT

ствует, поскольку sin U == о. Сила Кориоли

са направлена по нормали к rоризонталь

ной составляющей вектора скорости движе

ния объекта: вправо
 в Северном полуша

рии и влево
 в Южном. Таким образом,
сила Кориолиса изменяет направление дви

жения любоrо физическоrо объекта, переме

щающеrося rоризонтально по поверхности
Земли. Такому отклонению, в частности,
подвержены и сравнительно медленно дви

жущиеся воздушные и водные массы.
Внутренние силы обусловлены rоризон

тальными rрадиентами давления, а также
поrраничными эффектами за счет сил Tpe

ния. r оризонтальные rрадиенты давления
представляют собой результат вариаций
высоты уровня поверхности океана относи

тельно HeKoToporo значения.
Таким образом, rлавными причинами по

верхностных океанских течений являются
сила ветра, вызывающая дрейфовые тече

ния, и rоризонтальные rрадиенты давления,
вызывающие zрадиентные течения. Сила
Кориолиса и внутреннее трение действуют
как результат движения, возникающеrо под
действием сил ветра и давления. Сами по ce

бе они не MorYT быть причиной движения
водных масс, однако они оказывают силь

ное влияние на результирующее движение.
Перемещение поверхностных вод под
действием силы ветра
 более сложный про

цесс, чем это кажется на первый взrляд. Co

поставление между направлениями движе



1 Высокая температура поверхностных вод не
является обязательным условием высокой био

лоrической продуктивности и скорости накопiIе

ния биоrенноrо материала на дне. Наиболее яр

ким примером этому может служить приан

тарктический пояс кремненакопления.
 П РИМ.
перев.
2 Под rоризонтальной составляющей здесь
следует понимать не саму rоризонтальную co

ставляющую, а ее проекцию на меридиан. Ha

при мер, в случае rоризонтальноrо движения
вдоль параллели сила Кориолиса не возникает.
CTporo rоворя, и вертикальная составляющая
вектора скорости ПрИВОдИт к появлению силы
Кориолиса. Однако из
за незначительности rлу

бины океана по сравнению с размерами земно

ro шара действие, ПРОИЗВОдИмое этой силой, He

велико. В целом можно сказать, что сила
Кориолиса возникает всеrда, коrда при движе

нии объекта меняется величина радиуса ero Bpa

щения относительно оси Земли.
 П РИМ. перев.




287


Океанская среда и фациальный анализ


ния айсберrов и преобладающих ветров
в Арктических морях показало, что движе

ние айсберrов (а следовательно, поверх

ностных вод) отклонялось от направления
ветра вправо на уrол 20
400. Физик Экман
дал количественное математическое описа

ние этоrо процесса при помощи уравнений
ускорений вязкости и ускорения Кориолиса.
Результаты расчетов Экмана показали, что
направление поверхностноrо течения дол

жно отклоняться от направления действия
силы ветра вправо на 450, причем уrол OT

клонения с rлубиной должен возрастать.
В самом низу даже появляется небольшое
течение в противоположную сторону. CKO

рость дрейфовоrо течения уменьшается
с rлубиной экспоненциально, так что ниже
некоторой rлубины влияние поверхностных
ветров на движение воды прекращается. Эта
rлубина зависит как от широты места, так
и от скорости. Как показано на рис. 24.1,
эпюра скоростей BeTpoBoro дрейфовоrо Te

чения имеет форму спирали. В умеренных
широтах предельная rлубина, на которой
эта экмаnовская спираль еще проявляется,
составляет около 100м.
Важно отметить, что теория дрейфовых
течений Экмана предполаrает отсутствие
в океане rоризонтальных rрадиентов давле

ния. Если же вследствие вариаций плотно

сти или экмановскоrо переноса такие rpa

диенты существуют (дрейфовые течения
также являются причиной возникновения
rрадиентов), то в этом случае может BCTpe

титься еще один класс rрадиентных течений.
Как показано на рис. 24.2, rрадиентное тече

ние направлено не из области высокоrо дa

вления в область низкоrо давления, а парал

лельно изобарам, подобно тому как это
наблюдается с воздушным потоком. Это
происходит вследствие уравновешивания
силы, вызываемой rрадиентом давления, си

лой Кориолиса.


24в. Химические и биохимические процессы.
В этом разделе мы должны сконцентриро

вать свое внимание на двух важных «барье

рах», существующих в океанских Boдax,

rраницах между водами насыщенными
и недонасыщенными карбонатом кальция,
а также rраницах между водами, обоrа

щенными и обедненными кислородом.
Как отмечалось выше (rл. 2), существова



Рис. 24.1. Экмановская спираль, образованная
в результате воздействия ветра на rлубокую BO

дную массу.
ние компенсационных rлубин карбоната
кальция для араrонита и кальцита обусло

влено увеличением растворимости СаСО з '
с rлубиной, про исходящим вследствие YBe

личения давления и понижения темпера

туры воды. Компенсационная rлубина Kap

бона та кальция в конкретное время зависит
от соотношения поставляемых и изы

маемых количеств СаСО з , изменения бати

метрии, а также химическоrо состава BOД

ных масс. Комhенсационная rлубина карбо

ната кальция является местной rлубиной, на
которой скорость поставки СаСО з на MOp

ское дно становится равной местной CKOpO

сти ero растворения. В результате аккумуля

ция СаСО з здесь прекращается [115]. На
практике компенсационная rлубина карти

руется по уровню, на котором процентное
содержание СаСО з стремится к нулю. По

нятие ЛИЗ0КЛИn было введено Берrером [69J,
чтобы обозначить отчетливо выраженную
в поверхностных rлубоководных осадках
rраницу между хорошо и плохо сохранив

шимися фораминиферами. Лизок лин pac

сматривается как уровень максимальноrо
изменения состава известковых биоrенных
остатков, обусловленноrо разным их pac

творением. Что касается факторов, в конеч

ном счете контролирующих величину KOM

пенсационной rлубины карбоната кальция
[70J, то ясно, что между ero продуцирова

ни ем в верхнем теплом фотическом слое
океанских вод и растворением в rлубинах




288


Часть 7


(а)

...............
........................
 .


.. ..............
/?
........-


...................... р "'"",
(
............
...... '\
........-



 " \

 ( (Конверrенция ............ ) )
,,\........

 10з2 мб ;;"""-

-:: )
"-
...........


....................../ /
.............. 1024 мбар ..............-/
...............

.............W I6M



(6)


..........




 :::::............::---...
..-/



 .............:
............
,/ / (


i!IROJl

 ........) ........,
( ............... ...........F


 .....--' )
"- ...............
 !


............ J
............ ..-/
..............................





............-

Fr:д.
Рис. 24.2. Движения вод, связанные с антицикло

нальными ветрами в Северном полушарии. а
 aT

мосферное давление, ветры и экмановский пере

нос вод вправо; 6
рельеф, rипсометрия поверх

ности моря и ассоциирующиеся rрадиентные
течения ниже зоны влияния трения. F к
 сила Ko

риолиса; Fr.д
сила rрадиента давления [349].


океана должно существовать соответствие.
Охлаждение, увеличение давления и потре

бления СО 2 при водят к образованию при

донных вод, недонасыщение которых ДOCTa

точно для начала растворения биоrенноrо
СаСО з , избыточно поставляемоrо из
теплых поверхностных слоев. Таким путем
в КОlЩе концов достиrается устойчивое co

стояние. Сказанное прекрасно иллюстри

руется событиями на rранице эоцена и оли

rоцена, обнаруженными в колонках rлубо

КО водных осадков [444]. Измерения изотоп

Horo состава кислорода в rлубоководных
бентосных фораминиферах показывают, что
в это время произошло быстрое падение
температуры, явившееся следствием начала
деятельности rлубинноrо Антарктическоrо
придонноrо течения. Возникновение rлубин

ной океанской циркуляции (см. ниже) приве

ло к усилению oKeaHcKoro круrооборота, KO

торый послужил причиной увеличения про

дукции биоrенноrо карбоната кальция
в центральной части Тихоrо океана. Непос

редственно за этим последовало значитель

ное и, по
видимому, быстрое увеличение
компенсационной rлубины карбоната каль

ция (рис. 24.3).
Районы особенно высокой биолоrической


продуктивности и, следовательно, высоких
скоростей седиментации располаrаются
вдоль восточных окраин океанов, rде к по

верхности поднимаются холодные боrатые
питательными веществами воды (см. ниже),
а также в областях диверrенций в эквато

риальном и приполярных поясах.
Второй важный химический «барьер»

rраница между боrатыми кислородом Bepx

ними слоями океана и обедненными кисло

родом нижними слоями (рис. 24.4). В OKeaH

скую воду кислород попадает из aTMOC

феры, а также образуется при фотосинтезе.
В приповерхностных rоризонтах обычно дo

стиrается насыщенность океанских вод pac

творенным кислородом, однако с увеличе

нием rлубины до 50
 100м ero КОlЩентра

ция обычно падает. Ниже зоны фотосинтеза
такие процессы, как окисление орrаническо

ro вещества, уменьшают содержание кисло

рода. В более rлубоких водах содержание
кислорода может снова возрасти в том слу

чае, если имеются холодные обоrащенные
кислородом термоrалинные течения.
rлавным достижением за последние 20 лет
было обнаружение в открытом океане об

ширных участков, в пределах которых в BO

дах на rлубинах от 2 до 1000 м наблюдается
заметный дефицит кислорода или ero пол

ное отсутствие (обзор см. в работах [209,
206]). Не является случайностью ТО,. что все
такие участки, обнаруженные в настоящее
время, расположены вблизи областей апвел

линrа и, следовательно, высокой биолоrиче



3


....-a.
.





:.:
.;
!:ij 4
\о
>.
Е:
о


t::


Неэкваториальная часть Тихоrо океана


о


10


so


40


20 30
Возраст, млн. лет


Рис. 24.3. Изменения во времени компенсацион

ной rлубины карбоната кальция в Южной Атлан

тике и экваториальной части Тихоrо океана [30].




Равновесие с атмосферой


Океанская среда и фацнальный анализ


289


Близка к насыщению









lr



Кислородный
максимум


Процессы
перемешивания









1r



Недостаток
кислорода


Ми нимУ

I




I
Холодные воды I Отсутствие
высоких широт I кислорода
при стаrнации


Рис. 24.4. Схемы распределения КOlщентеации
paCTBopeHHoro 02 в океанских водах L382].


ской продуктивности. Отсутствие бескисло

родных вод в открытых частях А тлантиче

CKoro океана объясняют более эффек

тивным перемешиванием воды океанскими
течениями, а также малым содержанием
фосфата, лимитирующеrо величины первич

ной продукции. Заслуживает внимания
крупный участок бескислородных океанских
вод, обнаруженный в Аравийском море, по

скольку ему сопутствует обоrащение ДOH

ных осадков сероводородом.
Бескислородные водные массы сущест

вуют также в водоемах, имеющих оrрани

чеНl:iую связь с открытым океаном через
мелководный пороr. Во мноrих фиордах
и небольших бухтах бескислородные усло

вия существуют периодически. В Черном
море бескислородный режим наблюдается
постоянно. Во всех случаях отсутствие кис

лорода обусловлено развитием стратифика

ции в средних слоях воды, возникающей за


19
91


счет rрадиентов солености или темпера

туры, часто в результате плотностных тече

ний соленых вод, вторrающихся в водоем
через входной пороr. Океаноrрафические
исследования выявили периодическое по

явление бескислородных условий во мноrих
океанах; примеры будут рассмотрены ниже,
в rл. 26.
Осадки, отлаrающиеся ниже бе
кисло

родных водных масс, обычно обоrащены
орrаническим веществом и в общих чертах
являются современными аналоrами HeKO

торых черных сланцев, часто встречающих

ся в rеолоrических разрезах. Такие обоrа

щенные орrаническим веществом осадки
представляют собой важный потенци

альный источник нефти. Высокое содержа

ние орrаническоrо вещества, по
видимому,
обусловлено не низкими скоростями ero
распада, а в первую очередь увеличением
биолоrической продуктивности, приводя

ЩИМ К формированию бескислородных yc

ловий. Значительные количества леrких.
уrлеводородов продуцируются бактериями,
обитающими в осадках ниже зоны бескис

лородных вод.


24r. Поверхностные течения и циркуляция.
Направление поверхностных океанских Te

чений тесно связано с планетарной системой
перемещения воздушных масс, основные
черты которой схематично показаны на
рис. 24.5. Движение воздуха BOKpyr антици

клонических областей BbIcoKoro давления
вызывает экмановский перенос поверхност

ных вод по направлению к центрам этих
областей. Этот перенос приводит к TO

му, что поверхность океана в направле

нии от центра области BbIcoKoro давле

ния к ее периферии приобретает уклон.
В результате возникают rрадиентные тече

ния, движущиеся параллельно направлению
ветра (рис. 24.2). Таким путем формируются
два orpoMHbIx субтропических KpyroBopoTa,
которые влияют на циркуляцию вод как
в Атлантическом, так и в Тихом океане
(рис. 24.6). Вдоль внутритропической зоны
схождения пассатов наблюдается эквато

риальное противотечение, направленное
с запада на восток. Сложные взаимодей

ствия в этой зоне при водят к образованию
мощных диверrенций и заметному переме

шиванию океанских вод. Друrой очень




290


Часть 7


Низкое
/" /'
( /"


<
\ (
Ь

 ) \



J/
/ /// /
Низкое Низкое Низкое
>


 )

 ( /


)
 )

COKoe) у
\. \




"--..



Рис. 24.5. Схематическая картина распределения
атмосферноrо давления и ветров над идеализиро

ванным океаном [349].


Слабые восточные ветры






.........


ЦИКЛОНЫ


( /""

 ..........

 / ,...., у" t',


 1...

.A'
/
\

.........


Западные ветры


---'


Субтропические
антициклоны


(




t
 Западные краевые '-
о !? вихри "l
t
1 \ ('" \
.:.; f ,)

1
\.
 /
1::
t: '-



 )
'
 /'




\


/


важный фронт течений распространен BO

Kpyr Антарктиды между 50 и 600 ю. ш. Он
известен как Антарктическая конверrенция,
rде холодные плотные воды опускаются
вниз под поверхность и образуют промежу

точные антарктические воды.
Одной из наиболее поразительнь
 черт
вызываемой ветром общей океанской цир

куляции является большое множество ли

ний тока вблизи западнь
 окраин океанов.
Они проявляются в виде мощных течений
западных окраин океанов, таких, как rольф

стрим, Куросио, Аrульяс. Асимметрию суб

тропических KpyroBopoTOB можно объяс

нить с точки зрения теории вихрей ([794];
в качестве введения в этот вопрос см. работу
[349]). В западнь
 частях океанов это влия

ние усиливает существующее действие (paB

ное силе Кориолиса) вихревь
 движений,
возникающих под действием ветра, в BOC

точнь
 частях направлено им навстречу.


Рис. 24.6. Диаrрамма, показывающая идеализи

рованную циркуляцию поверхностных вод
в океане в Северном полушарии [596].


Ilолярное течение






'\
\


\
1


А
J


!


\


\


\


J 1
I


I


Субполярный KpyrOBOpOT
t / }






/1
./
...........
) ..

 Вихрь,
( обр
зующийся под \
деиствием ветра




r

...........
 )
"--- ...............

)
(\
 \ /
J /



.........

Дрейфовое течение западных BeT

...............




(7

10
'"


:.:
о


::r
.:.;
о
:r::
::r


О


..,


::r


О

(O
5'0

o


.............


\
J


1
t


)


Субтропический KpyroBopoT

 I




J


../'


I


/


,./


/


,


/








 Эквато
ное тече



t


Пассаты


"'
/'
\
::::
l'


"






Экваториальная штилевая зона










Пассаты


....



'"


!


t


Экваториальное противотечение


f


f


t


Экватори
ое ;ечени

 ...............


.............




291


Океанская среда и фациальный анализ


Для достижения устойчивоrо состояния He

обходимо, чтобы увеличение общеrо дей

ствия вихрей чем
то оrраничивалось. Роль
TaKoro оrраничителя иrрают силы трения
(пропорциональные квадрату скорости),
разрушительно влияющие на вихри. Воздей

ствие трения при водит к тому, что течения
западных частей океанов являются исклю

чительно мощными, иноrда в десять раз
превосходящими течения восточных частей
океанов. В последние rоды стало ясно, что
rлавные течения западных частей океанов,
такие, как r ольфстрим, воздействуют на
океанское дно. Так, основные эрозионные
явления на плато Блейк были приписаны He

посредственно потоку rольфстрима во Bpe

мя ледниковых эпох, коrда это течение име

ло максимальную мощность [432].
В том случае, если преобладающие ветры
дуют параллельно береrовой линии, возни

кают важные эффекты. Рассмотрим Ba

риант, коrда северный ветер дует парал

лельно западной части континента, как
показано на рис. 24.7. Воздействие ветра
при водит к появлению поверхностноrо эк

MaHoBcKoro течения, направленноrо вправо;
поверхностные воды относятся в сторону от
побережъя, вызывая тем самым понижение
поверхности океана, направленное к суше.
Такое поверхностное течение компенсирует

ся за-счет более rлубоких холодных вод. Эти
холодные поднимающиеся воды (воды ап

веллинrа) MorYT поступать с rлубин вплоть
до 300 м, принося С собой питательные Be



Рис. 24.7. П рибрежный апвеллинr в Северном
полушарии. а
экмановский и поверхностный
переносы вод, вызываемые ветрами, дующими
параллельно береrу; б
 разрез, показывающий
результирующий наклон поверхности моря,
а также апвеллинr rлубинных вод, замещающих
поверхностные воды, перемещаемые от побе

режья.


(а) (6)
С редний: С 3
экмановский перенос
их '"

 о..

'9" f-<
<u
,,




O о'" <u
:s:

#


o
 <:-

 f-<
u
':s:
/ <u
T;;f
из о




19*


щества, которые обеспечивают очень BЫCO

кую биомассу планктона, поддерживаемую
в поверхностных водах. Характерным седи

ментолоrическим «следом» апвеллинrа слу

жит хорошая сохранность остатков acco

циаций диатомовых и радиолярий, повы

шенное количество остатков рыб и распро

странение фосфоритовых зерен (см. rл. 4).
Скорость подъема rлубинных вод не превы

шает 1
2 м в день, так что донные CTPYK

туры, образованные течением, здесь OTCYT

ствуют. Особенно большое значение имеют
апвеллинrи в районах побережий Перу, Ce

верной и Юrо
Западной Африки, а также
Калифорнии.


24д. r лубинные течения и циркуляция. Опи

санная выше поверхностная цирку ляция
океана является наиболее явным следом
rлубинной циркуляционной системы, затра

rивающей всю толщу океанских вод
(рис. 24.8). Детальные исследования темпе
 .
ратуры, плотности и изотопноrо состава
вод показали сложную схему распределения
холодных относительно более соленых rлу

бинных вод, оказывающих влияние на про

цессы, происходящие на океанском дне. Ни

же уровня воздействия ветра океанские
воды далеки от спокойствия. Они находятся
в постоянном движении на всех уровнях. Ce

диментационные следствия этой rлубинной
циркуляции весьма значительны. В HeKO

торых районах, rде обычно наблюдаются
слабые ( "'" 0,05 м . с
 1) термоrалинные тече

ния, были зареrистрированы постояннодей

ствующие потоки со скоростями до
0,5 м . с
 1. Слабые течения ускоряются в за

падных частях океанов и в топоrрафических
сужениях.
Основные причины существования aK

тивных rлубинных океанских течений сле

дует искать в наблюдающихся в настоящее
время значительных изменениях темпера



в


Наклон МОрской поверхности


/;;O





292


Часть 7


тур от экватора к полюсам. Обширное KOH

тинентальное оледенение Антарктиды и
в меньшей степени ледяной покров rpeH

ландии и Арктики способствуют образова

нию ХОЛОДНЫХ соленых водных масс, KO

торые опускаются вниз, образуя COOTBeT

ственно антарктические придонные воды
и североатлантические rлубинные воды.
Вследствие эффекта подпора североатлан

тических rлубинных вод в Северной Атлан

тике за счет рельефа дна основным источни

ком rлубинных холодных течений в Миро

вом океане являются антарктические при

донные воды. Последние движутся в ceBep

ном направлении вдоль западных rраниц
Атлантическоrо океана, а также BOKpyr AH

тарктиды на восток, приводя к образованию
подповерхностных течений вдоль западных
rраниц Индийскоrо и Тихоrо океанов. В BO

сточных частях океанов холодные воды под

нимаются в область теплых поверхностных
вод. Здесь они под действием ветровых тече

ний переносятся назад к полюсам. Таким
образом, вся система находится в динамиче

ском равновесии.
Важная роль североатлантических при

донных вод вдоль западной окраины ceBep

ной части Атлантическоrо океана была дo

казана в последние rоды при тщательном
изучении системы течений и вызываемых
ими седиментолоrических последствий. Это


............... ...............
...............--..........

......... ,,"\
y
\\ \



 '-
)) I LL

...............

............... L













...........------.

-===





течение называется Западным краевым под

поверхностным течением. Оно проходит па

раллельно континентальному подножию
и над ним со скоростями до 0,5 м. с
 1
(рис. 24.9). Сейсмические исследования и по

лучение колонок в районе осадков, находя

щемся под воздействием rлубинноrо тече

ния, обнаружили мощные (километры) Ha

носы осадков, представленные тонкими
чередующимися слоями очень мелких пе

сков, алевритов и пелитов. Пески и але

вриты
 тонкослоистые, однородные, xopo

шо отсортированные. В виде небольших
косых слоев в них MorYT присутствовать
россыпи тяжелых минералов [361, 375, 105].
Описываемые отложения были названы
контуритами, т. е. отложениями, форми

рующимися под действием (TepMora

линных) подповерхностных контурных тече

ний. Хорошая отсортированность и OДHO

родность материала контуритов отличают
их от тонких дистальных турбидитов. OДHa

ко в последнее время при рассмотрении ЭТО

ro вопроса делается упор на то, что эти два
вида отложений ТРУДНО различить в дpeB

них reолоrических разрезах. Это связано


Рис. 24.8. rлубинная циркуляция вол Мировоrо
океана [795].


...............







293


Океанская среда и фациальный анализ


Залив t
МЭН '1 ./

..."
......." ./..... ....
200 км Y/
'
.'1 ,-/ . ..
.
 .....":-

./
,
,:.
.

;j
j.].i
;



/ . : - . .". /. . .... . . .#.
/.:ф-

11
/1/'
u./ ,...../l.'-5 :.... ,,
....,: / I o

.
rt.'.i....r
t. !



:
" I$!
. . . . \ .-
 .

 ,<,,"-'
 /
 $
.'-: ::.:..:,'....j ['(
"'
; 'z'"
Q.


... 1



.
.
'
'
'.
 2


Рис. 24.9. Западное краевое течение, проходящее
вдоль континентальноrо подножия Северной
Америки. 1
 очень сильное течение; 2
 краевое
подповерхностное течение западной окраины
[361 ].


с тем, что были обнаружены также илистые
контуриты (обсуждение вопроса см. в рабо

тах [796,. 552]). Исключительно важны эро

зионные воздействия холодных подповерх

ностных течений. Эрозией контурными
течениями объясняют мноrие стра тиrрафи

ческие перерывы в колонках rлубоководных
осадков начиная с олиrоцена. Обнаружение
в последние rоды эрозионной деятельности
rольфстрима может значительно ослож

нить интерпретацию основных черт эрозии
и отложения, относимых прежде исключи

те-льно за счет воздействий термоrалинных
течений.
Эрозионной деятельности TepMora

линных течений 01Части приписывают и по

следнюю из рассматриваемых черт rлу

бинных океанских вод. Речь идет о явлении
увеличения содержания взвешенноrо MaTe

риала в придонных водах, обнаруженном
при помощи аппаратуры, измеряющей pac

сеяние света. Такие воды называют нефе

лоuдными слоями (рис. 24.10). Придонные
нефелоидные водные слои с наибольшим
содержанием взвеси MorYT быть обусло

влены взмучиванием океанских илов TepMO

rалинными течениями. Но здесь значитель

ную роль, вероятно, иrрает и илистый
материал из разубоженных дистальных тyp



бидитных потоков. Некоторые нефе

лоидные слои MorYT иметь мощность до
2 км, однако более обычна мощность
в пределах от 1 до 300 м [233]. В нефе

ЛОИДНЫХ слоях MorYT присутствовать взве

шенные частицы размером до 12 мкм В KO

личестве 0,3
0,01 Mr. л
 1 [551,636, 807].


с




24е. Оползни, ПОТОКИ обломочноrо материа

ла, турбидитные ПОТОКИ. В этом разделе мы
коснемся основных механизмов, посред

СТВОМ которых значительные объемы тер--
риrенноrо кластическоrо материала MorYT
достиrать континентальноrо подножия
и внутренних абиссальных равнин. Как OT

мечалось выше (rл. 7), оползни, потоки
обломочноrо материала и турбидитные по

токи по мере удаления от источника MaTe

риала MorYT последовательно сменять друr
друrа, постепенно переходя один в друrой.
Важной проблемой здесь является степень
неустойчивости осадков внешнеrо шельфа


Масса
звешенноrо
ещества на ед
ницу шющади,
MKr.cM
2

'> 3000
с=
оо
зооо


Рис. 24.10. Повышенные содержания взвешенно

['о материала в столбе придонных вод, свидетель

ствующие о наличии нефелоидных слоев (образо

вавшихся вследствие термоrалинных течений)
в rлубинах Атлантическоrо океана [84].




и континентальноrо склона, в особенности
осадков с примесью пелитовоrо материала
(см. рис. 25.3). При исследованиях континен

тальноrо склона северо
восточной части
США [434] в районе с уклонами 3
1 00, в зна

чительной мере изрезанном подводными
каньонами, были обнаружены отложения,
представленные в основном алевритово

rлинистым материалом. Полаrают, что эти
осадки rравитационно устойчивы, однако их
высокая водонасыщенность способствует
тому, что под действием толчков и aHO

мальных давлений, возникающих при p

зких землетрясениях и при прохождении
внутренних ВОЛН, переодически происходит
массовое движение осадочноrо материала.
Более низкие величины сдвиrающей силыI
в осадках вблизи подводных каньонов свя

заны с тонкодисперсностью этих осадков
и повышенными концентрациями в них o

rаническоrо вещества. Некоторые предста

вления о воздействии проходящих поверх

ностных волн на донные осадки можно
 щадь ОКОЛО 3{}тыс. K
; ИСТОЧНИКОМ oca

получить на основании расчетов У откинса дочноrо материала для них стал массивный
и Крафта [851]. Из этих расчетов следует, оползень объемом 600 км 3 в верхней части
что крупные штормовые волны, особенно континенталъноrо подножия, rде следы
во время yparaHoB, MOryT вызывать BO
 оползания имеются и В настоящее время.
лновые аномалии давления, причем длины Обнаружение отложений потоков обломоч

волн составляют около 300 М, а перепад дa
 Horo материала основано на их типичной
вления
 около 70 кН . м
 2 на rлубинах reометрии, характерных акустических при

около 60 м. Несмотря на то что с rлубиной знаках, rалечно
арrиллитовом строении
размах этих аномалий давления, поро
 и резко выраженных уrловых контактах
ждаемых волнами, должен уменьшаться, в колонках, а также волнообразной поверх

для осадков кромки шельфа, склонных ности на фотоrрафиях дна.
к оползанию, этот эффект исследователям Три десятилетия изучения oKeaHcKoro дна
представляется важным. и получение колонок донных осадков под

При детальном изучении океанских твердили предварительный проrноз Кюне

окраин выяснилось, что среди процессов OT
 на о том, что в отложениях турбидитных по

ложения на морском дне потоки обломоч
 токов (турбидитах) вдоль мноrих континен

Horo материала, вероятно, иrрают более тальных окраин преобладают пласты Te

важную роль, чем предполаrалось ранее риrенноrо кластическоrо материала. До сих
[240, 265]. Например, Эмбли [240] обнару
 пор классическими являются примеры
жил отложения потоков обломочноrо MaTe
 оползня и турбидитноrо потока, вызванных
риала оrромной протяженности. Эти пото
 в 1929 r. землетрясением на Большой Нью

ки были порождены крупными оползнями Фаундлендской банке (рис. 24. 1
, 24.13), He

осадочноrо материала на континентальной смотря на то что с тех пор бьши получены
окраине Северо
Западной Африки в районе сведения о мноrих друrих оползнях и турби

побережья Западной Сахары (рис. 24.11). дитных потоках, вызванных как толчками,
Поток обломочноrо материала спускался так и впадением рек [363]. Данные непос

по склону с весьма незначительным укло
 редственноrо измерения волн, идущих вниз
ном, равным 0,1 о, и продвинулся на несколь
 по каньону, интерпретировались как указа

ко сотен километров. Отложения, сформи
 ние на наличие медленных турбидитных по

рованные этим потоком, покрывают пло
 токов, скорость которых достиrает 1 м. с
 1


294


Часть 7


с


f


D



1
1:;: ... .?:1 2
. ..9. ..
0з
1
1 4


"'----
",'" "


250 км


Рис. 24.11. Поток обломочноrо материала'
оrромной протяженности в Атлантическом OKea

не в районе Северо
Западной Африки. 1
следы,
оставленные потоком обломочноrо материала;
2
 поток обломочноrо материала; 3
 основная
область отложения турбидитов; 4
направление
течений [240].




295


Океанская среда и фаuиальный анализ


с
f


. ... ...
. Кабель засыriан
 но не' .

'-: . . .
:o:
:
..:- :;'. '.
 >.. .
. . .. . . .
MeCTa отбора пр
б'
. . .'пор

выми трубк
ми .


250 км


Рис. 24.12. Распространение турбидитноrо пото

ка Больших банок в 1929 r. [361].
[754]. Такие потоки MorYT происходить с He

значительными интервалами времени,
равными. нескольким дням, повсюду, rде
вблизи верхних частей каньонов ocyrцecT

вляется разrрузка реками в океан значи

тельных количеств осадочноrо материала.
rлавной трудностью остается разrраниче

ние тонкодисперсных дистальных турбиди

тов и контуритов, особенно если они пред

ставлены материалом пелитовой и алеври

товой размерностей [639]. В работе Стоу
и Ловелла [796] приведено несколько воз

можных отличительных особенностей ди

'стальных турбидитов и контуритов; заинте

pecoBaHHoro читателя мы отсылаем к этому
обзору.


24ж. Палеоокеаноrрафия. Океанские осадки
и содержаIЦИеся в них остатки фауны пред

ставляют собой великолепный банк памяти,
который может быть использован для Toro,
чтобы проследить физическую и химиче



скую эвотоцию океанских водных масс.
Частные фациальные модели для pacKpы

ваюIЦИXСЯ океанов мы рассмотрим в rл. 26.
Здесь же вкраще обрисуем некоторые из
ПрИlЩИПОВ, используемых при палеоокеано

rрафических реконструкциях.
Предпосылкой для реконструкции явля

ются некоторые данные по эвотоции

формы океанов, их размеру и rлубине. Воз

можность реконструировать форму и раз

меры океанов дают линейные маmитные
аномалии океанической коры [766], тоrда
как провести оценки палеоrлубин позво

ляют модели остывнияя и поrружения OKea

нической коры [732, 733]. Оценка компенса

ционной rлубины карбоната кальция
в древних океанах осуrцествляется при по

МОIЦИ нанесения на rрафик соответствую

щих скоростей накопления СаСО з и палео

rлубин. После этоrо положение компенса

ционной rлубины может быть рассчитано из
уравнения реrрессии как rлубина, при KOTO

рой скорость накопления СаСО з стремится
к нулевому значению [30]. Кривые измене

ния компенсационной rлубины во времени


(а)
С3 ЮВ О
:з 500


g 1000
.g.
'" 1500
:ж:
:s:
\о 2000
>.
r::


2500
20 10 О 10 20 30 40 50 60 70 80 90


(6) Расстояние от эпицентра, морские мили




/:.
/

-=;-,,
...../ ,75;

,/,/ / .: '/ " / " /j1' //"" f '/'</
//'/' I
',,' I1111I
55 узлоВ..... // / /' ,/ /! ,'.'/ , I : : I
"-- ../ /'",/ /
' ,/ / ',. / ' I i';
..... ",L'./// / . / 1 '11
4)узлов <' ,1 ".
16 узлов /12 узлов



 500
о

 1000

 1500

 2000

 2500
С 3000
Континентальное подножие


Абиссальная равнина


50 О


200


I
300


I
400


100


Расстояние от эпицентра, морские мили


Рис. 24.13. а
сейсмический профиль, дeMOH

стрирующий оползень, вызванный землетрясе

нием на Больших банках, а также положение под

водных кабелей (кружки), разорванных оползнем
и турбидитными потоками; б
профиль, дeMOH

стрирующий скорости турбидитноrо потока, pac

считанные по интервалам времени между разры

вами кабелей [227].




296


Часть 7


очень сходны для всех океанов, что подразу

мевает контроль со стороны циркуляции
rлубинных океанских вод (рис. 24.3). Свиде

тельствами бескислородных периодов
в океанах служат rоризонты широко pac

пространенных черньu сланце
 тоrда как
апвеллинr фиксируется в rеолоrической за

писи кремнями, фосфоритами и остатками
рыб. Большое распространение кремней
свидетельствует о высокой продуктивности
радиолярий в экваториальной зоне. Дея

тельность контурных течений фиксируется
мощными контуритами континентальноrо
подножия, тоrда как подводные конусы BЫ

носа турбидипюrо происхождения свиде

тельствуют о росте наземных дренажньu
систем в континентальных районах, примы

кающих к раскрывающемуся океану.
В том случае, если вводится поправка,
учитывающая запасы океанской воды
в форме льда, при помощи изучения изотоп

Horo состава кислорода планктонных opra

низмов (rлавным образом фораминифер)
можно получить ценные данные по темпера

турам палеоокеанов (см. обзор Хадсона
[400]). Начало деятельности холодных rлу

бинных течений антарктическоrо происхож

дения в кайнозое [443, 444] документирует

ся изотопным составом rлубоководньu
бентосных фораминифер, который показал
снижение температуры ДОННЬU вод на 5 0 С
в течение ПРИIvlерно 100000 лет на rранице
эоцена и олиrоцена. Кеннетт [442] отметил,
что современная циркуляция вод Мировоrо
океана зависит от особенностей ЭВОJUOции
рельефа дна океанских бассейнов, от поло

жения континентов и от климата на земном
шаре. Цирку ляционные течения в океане
возникли блаrодаря появлению после оле

денения термоrалинных течений и возник

новению Циркумантарктическоrо (Южно

ro) океана в результате спрединrа. Возник

новение Южноrо океана привело к снабже

нию друmх океанов необходимой холодной
соленой водой, тоrда как появление TepMO

rалинных течений позволило осуществить
повсеместное рассеяние этой воды в Миро

вом океане.
Основные эффекты возникают в результа

те возобновления связи с Мировым океаном
временно изолированных океанских бассей

нов [820] или в результате возобновления
связи между соседними полуизолированны



ми бассейнами [823]. Изолированные бас

сейны MorYT поставлять в основные океаны
либо сверхсоленые, либо опресненные воды,
вызывая rлавные фациальные изменения
осадков и вымирание планктонных и бен

тосных фораминифер.


24з. Выводы. Океаны представляют собой
динамические системы, в KOTOpbU поверх

НОСПIые течения сосуществуют с rлубинны

ми течениями разной силыI. ПовеРХНОСПIые
течения возникают под непосредственным
действием силыI ветра и являются также pe

зультатом существования rоризонтальньu
rрадиентов давления. На результирующее
движение воды при этом в значительной Me

ре воздействуют сила Кориолиса и BHYTpeH

нее трение. Вследствие опускания у ПОJUOСОВ
ХОЛОДНЬU плотных вод возникает общая
схема rлубинных океанских течений. Ha

БJUOдается обусловленная силой Кориолиса
тенденция rлубинных течений следовать
вдоль западных rраниц океанов со CKOpO

стями вплоть до 0,5 M.C
 1. В результате
этоrо переносятся большие количества oca

дочноrо материала, происходят эрозия и OT

ложение вдоль континентальньu склоно

особенно в Атлантическом океане. В OKea

нах важными химическими rраницами слу

жат зоны стыка между областями насыщен

ности и недонасыщенности вод карбонатом
кальция и между областями обоrащения
и обеднения растворенным кислородом.
Кластический осадочный материал, источ

ником KOToporo являются континентальные
окраины, поставляется в океаны посред

ством оползней, потоков обломочноrо Ma

териала и турбидитньu потоков. С кромки
шельфа материал поступает посредством
турбидиПIЫХ потоков. Еще одним areHToM
поставки кластическоrо материала в океан
является эоловый перенос. Несмотря на то
что динамика океана контролируется по

верхностными и rлубинными течениями,
она в конечном счете зависит от возраста,
размера, морфолоrии, взаимосвязанности
и положения раскрывающихся и закрываю

щихся океанов. Анализ rлубоководньu KO

лонок в значительной мере пролил свет на
ЭВОJUOцию океанской воды в зависимости от
спрединrа oKeaHcKoro дна и изменений кли

мата за последние приблизительно 100 МЩI.
лет.




297


Океанская среда и фациальный анализ


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


С физическими аспектами океанских течений
можно познакомиться в книrах фон Аркса [33],
rрина [316] и Харвея [349]. Более уrлубленные
сведения содержатся в книrах Мак
Леллана


25


Условия образования
кластических осадков


25а. Введение. Соrласно КOIщепции тeKTO

ники плит, распределение, rеометрия и xa

рак тер кластических фаций в океане в очень
большой степени контронтролируются ти

пом континентальных окраин.
Пассивные континентальные окраины или
континентальные окраины атлантичеСКО20
типа имеют относительно простую морфо

лоrию континентальноrо склона, континен

тальноrо подножия и широкой абиссальной
равнины (рис. 25.1). Поступление осадочно

ro материала происходит с шельфа в виде
потоков взвешенноrо вещества, из очень
мноrочисленных подводных каньонов
и долин
 в виде оползней и турбидитных
потоков, С мест нарушения склонов
 в виде
оползней, потоков обломочноrо материала
и турбидитных потоков; С крупномасш

табных абиссальных конусов, обращенных
к rлавным речным системам, а также в pe



100 км


. . 6

aHC


 кора


1.:.;"--::. Со: .:.
 Осадки


Рис. 25.1. Схематический разрез континенталь

Horo q,одножия в Атлантическом океане в районе
Нью
Иорка. Обратите внимание на продвижение
в сторону океана осадков континентальноrо под

ножия, скапливающихся у основания континен

тальноrо склона. ЭТИ осадки имеют турбидитное
и пелаrическое происхождепие, они также под

вержены воздействию rлубинноrо термоrалинно

ro подповерхностноrо западноrо KpaeBoro тече

пия (см. рис. 25.4) [361].


[560], Понда и Пиккарда [643] и в особенно peKO

мендуемой книrе Нёйманна и Пирсона [609]. Me

тоды и подходы К решению палеоокеаноrрафиче

ских задач в интересной, хотя инесвязанной
форме приводятся в книrе Шопфа [711]. Химия
океана и моделирование океанскИх процессов
в общих чертах хорошо описаны в книrе Брёкке

ра [125].


зу ль тате термоrалинных течений в за

падных частях океанов. зрелыIe раскрываю

щиеся океаны, такие, как Атлантический,
имеют широкие континентальные шельфы,
на которых сильное волновое воздействие
и приливно
отливные течения перерабаты
'
вают обломочный материал, источником
KOToporo являются <<древние поверхности»
континентов. Поэтому похоже, что MaTe

риал, достиrающий континентальноrо под

ножия и обширных абиссальных равнин
(рис. 25.2), является относительно зрелым
(см. rл. 1).
На активных континентальных окраинах
преобладают процессы субдукции. Здесь Ha

блюдаются некоторые или все из следую

щих характерных деталей: тыловой дуrовой
бассейн, вулканическая дуrа (островная цепь
или скалистая rорная цепь края континента),
преддуrовой бассейн, желоб и узкая абис

сальная равнина (рис. 25.1 1). В составе oca

дочноrо материала, поступающеrо в пред

дуrовой бассейн и желоб, преобладает
вулканический материал и(или) материал
скалистых rорных цепей. Этот материал
обычно незрелыIй (см. rл. 1). В некоторых
желобах наблюдается очень незначительное
накопление осадочноrо материала, особен

но в желобах, расположенных вблизи
пустынных береrовых линий, rде поставка
материала с континента невелика (напри

мер, в районе Перуанско
 Чилийских Анд).
Тыловые дуrовые бассейны на сторонах,
при мыкающих к континенту, напоминают
пассивные окраины, однако на противопо

ложных, примыкающих к островным дуrам




298


Часть 7


сторонах они получают большое количе

ство вулканоrенно
кластическоrо материа

ла.
Типичным примером континентальной
окраины с активным 20ризонтальным CMe

щением является Калифорния, rде откосы
разлома CaH
Aндpeac и связанных с ним
разломоn создали в континентальной коре
блоково
котловинообразный рельеф. Oca

дочный материал в прибрежные котловины
поступает непосредственно из прибрежной
зоны, откуда береrовые течения и бурные
потоки транспортируют ero прямо в Bepx

ние части каньонов. В этих котловинах
имеются небольшие подводные конусы BЫ

носа, тоrда как в более удаленные от побе

режья котловины поступление осадочноrо
материала относительно оrраниченно.
Ниже будет рассмотрено современное
и древнее осадконакопление в условиях цe

лоrо ряда таких тектонических обстановок.


256. Континентальные склоны и подножия
пассивных окраин. Типичным примером
континентальных склонов пассивных
окраин является хорошо изученная конти

нентальная окраина восточной части США.


Оl

 2


[AJ3


.


Континентальный склон в этом районе
имеет уклон от 3 до 10°, ОН сильно рассечен
большим количеством подводных каньонов
и долин плейстоценовоrо возраста. Co

бственно склон четко выражен в диапазоне
rлубин от 120
140дo 2000 м. В целом CTPYK

тура осадочной толIЦИ склона состоит из
мощной смещающейся в океан серии Tpe

тичных слоев, которые отлаrались в co

ответствии с рельефом склона (рис. 25.1).
По мере удаления от активных каньонов
района Новой Анrлии (Вич, rудзон, rидро

rраф), rде развиты rрубозернистые осадки,
вниз по склону наблюдается тенденция
к утонению материала осадков от подве

женных волновому воздействию песков
внешнеrо шельфа до алевритово
rлинистых
илов нижней части склона (рис. 25.3). Боль

шие пространства склона подвержены опол

занию [434], что подчеркивает роль склона


Рис. 25.2. Основные абиссальные равнины
и подводные конусы в океанах. 1
 абиссальная
равнина; 2
 абиссальные конусы; 3
 основные
места впадения рек в районы абиссальных KOHY

сов [361].




299


Океанская среда и фациальный анализ


как коллектора TOHKoro осадочноrо MaTe

риала, поступающеrо с шельфа, с одной CTO

роны, И как поставщика осадочноrо MaTe

риала (путем переноса через Hero вещества)
к континентальному подножию и на абис

сальную равнину
c друrой. Вдоль части
склона наблюдаются мощные придонные
течения (со скоростями до 0,7 м. с
 1), OДHa

ко их происхождение и влияние на ocaдкo

образование еще недостаточно изучены.
Широкое континентальное подножие BO

сточноrо побережья США в настоящее Bpe

мя находится под преобладающим воздей



50 км ' :



 C ......' :'. ./
/
 ):, >.. .../

 :;.
 <;.

а _ .-
.:
 ..-
..
 "'0
.
 .
.:
 -..


.
 . .
. .
 .....i :::
:....
 ......
Среднее .....
 ::.
содержа
ие .;--'"
 ";
песчанои .... -= :

ракj ИИ. % . :, ==

..... >30 .:.:
1
1 20
30 :

.

o:'

O.
 20 88"8
Е:3< 10
 ('"




Рис. 25.3. Распределение песчаноrо материала
и напряжения сдвиrа для осадков континенталь

Horo склона Северной Атлантики [434].


ствием западноrо краевOl'О подповерхност

Horo течения, которое проходит вдоль под

ножия от Ньюфаундленда до Блейк
Баrам

cKoro внешнеrо хребта и отсюда до Антиль

ских островов К ceBepo
BOCTOKY от Южной
Америки (рис. 25.4). Измерения скоростей
течения дали величины от 0,05 до 0,4 м. с
 1,
причем б6льших скоростей этоrо диапазона
вполне достаточно для переноса течением
rлины, алеврита и очень мелкоrо песка.
Подтверждением эрозионной и транспорти

рующей способностей течения являются
подводные фотоrрафии эрозионных желоб

ков и вытянутых полос [376]. Значительная
часть осадочноrо покрова (мощностью до


2 км), слаrающеrо континентальное подно

жие, и особенно ДJШнных осадочных rряд,
обнаруженных на Блейк
Баrамском и AH

тильском хребтах (рис. 25.4), по
видимому,
была отложена контурными течениями. Бо

лее северные поднятия к востоку от rpeH

ландии и BOKpyr проrnбов Роколл и Хеттон
также, вероятно, образованы контурными
течениями [552]. На этих rрядах были заре



Рис. 25.4. Направление придонных TepMora

линных течений и положение rлубоководных oc


дочных хребтов (точки). Контуры даны для rлу

бины 4000 м [796]. .


rистрированы оrромные илистые волны
(см., например, работы [376, 685]) высотой
10
40 м и с ДЛИНОЙ волны 1
5 км. Однако
о происхождении этих волн мало что из

вестно.
Минералоrические исследования дали OT

четливые доказательства Toro, что MaTe

риал, формировавший эти осадочные обра

зования континентальноrо подножия, по

ступал с севера. Очень информативная
работа Тухолке [833] по Большому Антиль

скому внешнему хребту показала, что ocaд

ки обоrащены хлоритом и иллитом, прине

сенными сюда с северо
восточной континен

тальной окраины США западным краевым
подповерхностным течением. Осадки сами
по себе являются тонкодисперсными
( < 2 мкм), rомоrенными, окрашены в корич

невый цвет, обнаруживают цикличные изме

нения содержания карбоната кальция. В них
обычны биотурбация и присутствие MapraH

цевых микроконкреций. Осадки являются




300


Часть 7


слишком тонкими и не моrли быть образо

ваны течениями. Они, по
видимому, отло

жились за счет оседания взвешенноrо MaTe

риала в низкоскоростных « 0,1 м.с
 1)
придонных течениях. Скорости отложения
этих осадков находятся в пределах
0,06
0,3 мм. rод
 1. Мощные осадочные
rряды, образованные илистыми контурита

МИ, В друrих районах, очевидно, формирова

лись при взаимодействии термоrалинноrо
придонноrо течения с относительно непо

движными примыкающими водными Mac

сами или даже со смежными течениями про

тивоположноrо направления [130, 537]. Во
всех случаях отложение под действием KOH

турных течений активизировалось лишь
с середины третичноrо периода, коrда xo

лодные арктические воды стали проникать
в западную часть Северной Атлантики.
Типичным примером континентальных
подножий с неэнерrичной придонной цирку

ляцией может служить восточная часть А T

лантическоrо океана вблизи Африки, rде
вдали от абиссальноrо конуса реки lIиrер
может преобладать седиментация из суспен

зии на склоне и за счет оползней на конти

нентальном подножии. Как отмечалось BЫ

ше, rлавные следы оползаний и потоки
обломочноrо материала располаrаются
именно в этой области.


25в. Подводные веера н конусы. На конти

нентальных окраинах CTPYKTypHoro типа
MorYT наблюда ться дель тообразные oca

дочные образования
 подводные веера и KO

нусы. Эти образования формируются за
счет поставки материала из «точечноrо» ис

точника, TaKoro, как подводный каньон или
долина. Они MorYT питаться непосредствен

но осадочным материалом твердоrо речно

ro стока, как в случае мноrих крупных абис

сальных конусов, таких, как конусы raHra

Брахмапутры, Ниrера и Миссисипи
(рис. 25.2), или за счет поставки материала
с шельфа или с береrа, как в районах восточ

Horo побережья США или Калифорнии co

ответственно. П римером конуса, питавше

rося плейстоценовыми талыIи водами (из
реки Святоrо Лаврентия), является Ла

врентьевский конус (см. рис. 25.10). Подво

дящие каньоны разрезают окраины мноrих
континентов и имеют разнообразное проис



хождение, включая непосредственную эро

зию ложа руслами рек и экстуариями во
время понижений уровня моря при оледене

ниях, эрозию турбидиПIЫМИ потоками,
оползание и эрозию сбросовых oBparoB.
Они служат артериями, транспортирующи

ми в океан rрубый осадочный ма териал по

средством оползней, потоков обломочнЬrо
материала и турбидитных потоков. Таким
образом, rрубые осадки эффективно обхо

дят континентальные склоны, на которых
накапливаются преимущественно тонкодис

переные отложения.
Подводный веер (или подводный конус
выноса.
Перев.) (рис. 25.5) аналоrичен суб

аэральным аллювиальным конусам (rл. 14).
Распространение rрубодиспереноrо осадоч

Horo материала по конусу выноса контроли

руется системой миrрирующих распредели

тельных каналов, разделенных валами


Рис. 25.5. Схематическая модель подводноrо KO

нуса выноса (веера). 1
уменьшение размера ча

стиц сверху вниз и обратно; 2
уменьшение раз

мера частиц снизу вверх; 3
 переслаивание слоев
с уменьшением размера частиц снизу вверх по
слою [843].


и межканальными участками [613, 614].
Верхний конус выноса состоит из rлавноrо
подводящеrо канала, оrраниченноrо
rлавными валами. Средний конус выноса
представляет собой выпуклое осадочное
образование, выrлядящее на радиальных
профилях как выrнутый вверх cerMeHT [613].
rлавный канал дробится на мноrочис

ленные рукава, которые в межканальных
участках, оrраниченных валами, MorYT




301


Океанская среда и фациальный анализ


меандрировать или разветвляться. Как и
в случае субаэральных конусов выноса,
у подводных конусов также наблюдаются
активные и пассивные участки с осадочны

ми лопастями, образуюшимися в результа

те перекрытия нижней части среднеrо KOHY

са и пассивных лопастей поверхностным
слоем отложений rемипелаrических илов,
подверruшихся биотурбации.
В целом для отложений конуса выноса xa

рактерно утонение осадков сверху вниз
 от
мощных турбидитов И потоков обломочно

ro материала с крупнопесчаной или rравий

ной размерностью обломков в каналах
BepxHero конуса до маломощных турбиди

тов с мелкопесчаной или алевритовой раз

мерностью частиц в передовой части нижне

ro конуса. валыI сложены тонкими турбиди

тами, тоrда как межканальные BЫpOB

ненные участки
 подверrшимися биотурба

ции пелитовыми илами и тонкими алеври

тами. В разрезах по нормали к оси конуса
в средней ero части наблюдаются турби

дитыI с каналами, разделенными тонкими
межканальными участками. Полаrают, что
причиной последовательноrо сильноrо по

rрубения осадочноrо материала вверх по
разрезу является размывание конуса [843].
В этом случае материал все более прокси

мальных фаций конуса перекрывает MaTe

риал передовой части конуса (рис. 25.6).
Очень хороuший разрез древнеrо BepXHeKa

менноуrольноrо конуса Кантабрийских rop
северной Испании был построен Рупке
[696]. Конус выноса содержит по крайней
мере восемь картируемых осадочных лопа

стей. В них наблюдается утонение материа

ла в сторону бассейна и изменения xapaKTe

ра осадочных процессов вниз по склону
(рис. 25.7).
Подводные конусы выноса упираются
в континентальный склон и MorYT разра

статься через континентальное подножие на
абиссальную равнину. С rолоценовым по

вышением уровня моря мноrие конусы CTa

ли пассивными, так как верхние части KaHЬO

нов значительно отдалились от мест непос

редственноrо выноса осадочноrо материала
реками. К рупнейuшими в мире и наиболее
впечатляющими являются веерные образо

вания, сформировавuшиеся при малыIx укло

нах дна. Их называют абиссальными KOHY

сами. Они были активны....lи на протяжении


Последовательности
rранулометрическоrо
:
 1 ;


fru

 FU
'

jc u

u
Ic u


Фаuии


MS


PS
(CGL)
MS
PS


ст


MS


ст


ст


ст


Материал о
русел \3
поверхност- а
ных 1i
языков u
конуса



g
Материал
:;;
каналов tI::

)(





 :.:
:I:
)(
g.


о
t::


Материал
области
выпола.
живаНИJl
Материал
полоrих
частей
поверхност


ных g.
языков

конуса ::Е


Материал
внешнеrо
конуса выноса


Рис. 25.6. rипотетическая последовательность
накопления слоев осадочноrо материала, обра

зующаяся при нарастании подводноrо конуса BЫ

носа. СТ
 «классические» турбидиты с подразде

лениями Боума; MS
 массивные песчаники;
РS
песчаники с примесью rальки; СGL
конrло

мераты; DF
отложения потока обломочноrо
материала; SL
оползневые отложения; СU
по

rрубение материала вверх; FU
'у'величение дис

персности материала вверх [843 J.


всей истории большинства океанских бас

сейнов и имеют разные размеры и мощно

сти осадочной толщи (табл. 25.1, рис. 25.8).
Абиссальные конусы полоrо поднимаются
вверх по континентальному склону и поэто

му значительно видоизменяют обычный xa

рактер изобат континентальной окраины
(рис. 25.8).


251'. Абиссальные равнины. Как видно на
рис. 25.1, абиссальные равнины наиболее
обычны вдоль континентальных окраин
пассивноrо (атлантическоrо) типа, однако
они также встречаются вдоль внутренних
фланrов тыловых дуrовых бассейнов, как,
например, в Беринrовом, Японском и Юж

HO
 Китайском морях. Абиссальные равнины
являются наиболее выдвинутыми в океан




302


Часть 7


ловушками осадочноrо материала конти

нентальноrо происхождения. Поверхности
их дна с уклоном менее 1: 1000 образова

лись путем последовательных (слой за
слоем) отложений турбидитных течений
и rемипелаrических илов [362, 381, 695].
Сейсмические исследования показали раз

личную мощность осадков (от 100 до
2000 м). По мере удаления в океан осадки
постепенно становятся более тонкими
и мощность их уменьшается. Мощность пе

лаrических осадков и вовсе невелика.
Осадкообразование на абиссальных paB

нинах лучше Bcero иллюстрируется на при

мере равнин raTTepac и Сом в районе BO

сточноrо побережья США. Источниками
осадочноrо материала для этих равнин слу

жат rлавные подводные каньоны.
Абиссальная равнина raTTepac (рис. 25.9)
имеет rлубину около 6 км И простирается до
200 км В ширину И до 1000 км В длину. Ka

тины распределения крупности осадков
и мощности осадочноrо покрова свидетель

ствуют о привносе материала турбидитны

ми течениями из каньонов raTTepac и rуд

зон. Веероподобные образования у OCHOBa

ния этих каньонов состоят из несортирован

Horo среднезернистоrо песка. По мере


........ ..!!f.еЦlIОl]аrа
........ ....-!!.,'..1ьщ Сброс


с
1


\
..
..
..
..
\,
..
\
..
\
 o
" z>.
2000 М'" О'"
I \



о


ИСТОЧНИК материала


удаления от береrа они переходят в абис

сальную равнину. Очевидно, что турби

дитные течения после выхода за пределыI
каньона поворачивали параллельно конти

нентальной окраине и двиrались вдоль юж

Horo склона (рис. 25.9). В проксимальной
(непосредственно прилеrающей к каньону)
части абиссальной равнины встречаются
пласты тонких отсортированных песков.
Мощности пластов обычно составляют
0,
2 м, однако некоторые пласты MorYT дo

стиrать мощности 6 м. Уменьшение мощно

сти пластов вниз по склону выражено слабо,


Рис. 25.7. Верхнекаменноуrольный ПОДВОДНЫЙ
конус выноса Песаrуеро (северная Испания). Раз

рез вертикальный, к юrо
западу возраст YMeHЬ

шается. Обратите внимание на увеличение дис

персности вниз по простиранию, на последова

тельных языках (лопасти) (1
8) и на радиальных
потоках. На врезке показана модель 3D фаций
конуса: триплет фаций (поверхностный слой ар--
rиллита, песчаниковая лопасть, язык конrломера

та) представляет полный цикл нарастания rлав

Horo языка конуса. После этоrо за счет перемеще

ния русла формируется новый конус. 1
конrло

мераты; 2
арениты; 3
вакки; 4
арrиллиты;
5
 палеотечения; 6
 последова тельные лопасти
(языки) веера [696].


Бискайский залив


Предполarаемый



I
I..!......=...i
I
'


 ::.
 :..".1 2

3
L:.....:....:..


О4

5
Iy 1 6


:
:

й



н:с


//
Конус BЫHoca


'
Внешний конуС


,'

I
\ I
'.....
"




303


Океанская среда и фациальный анализ


тоrда как уменьшение вниз по склону дис

персности осадков вплоть до ОТСОрТИрО

ванных алевритов выражено в значительно
большей степени. Вопреки ожиданию оказа

лось невозможным провести корреляцию
турбидитов из колонок, полученных на
абиссальной равнине. Это, по
видимому,
свидетельствует о том, что отдельные тyp

бидитные потоки локализуются в пределах
равнины, возможно, за счет мелких депрес

сий и возвышений, создаваемых последова

тельными отложениями турбидитов.
Абиссальная равнина Сом (рис. 25.1 О)
имеет в плане Т
образную форму. Она pac

положена к юrу от Новой Шотландии
и Больших банок. Равнина простирается
к юrу от rиrантскоrо Лаврентийскоrо KOHY

са. О деятельности турбидитных течений KO

нуса в настоящее время уже rоворилось BЫ

ше (rл. 24). Мноrие моuщые слои отсорти

pOBaHHoro и неотсортированноrо песка
залеrают близко к поверхности равнины,
однако тенденции к изменению дисперсно

сти осадков и моuщости слоев не слишком
явные, вероятно, всл
дствие поставки oca

дочноrо материала из мноrих источников.
Турбидитные потоки берут начало в заливе
Мэн
к северо
западу, в Срединно
Атланти

ческом канале
к ceBepO
BOCTOKY, а также
в Лаврентьевском конусе. Недавние иссле

дования Срединно
А тлантическоrо канала
[152] показали большую ero важность в Ka

честве источника турбидитных потоков. Be



роятно также, что отдельные турбидитные
потоки оrибали мноrочисленные препят

ствия, такие, как выступающие подводные
rоры.
П риведенное выше описание абиссальных
равнин Сом и raTTepac показывает, что ce

диментация более крупнодисперсных обра

зований может быть осложнена формирова

нием турбидитов из мноrочисленных источ

ников. илистыIe образования, часто слаrаю

щие болыIшствоo наслоений, произошли за
счет турбидитных потоков и нефелоидных
слоев, а также имеют пелаrическую приро

ду. На Балеарской абиссальной равнине пе

лаrические илы перекрывают илистыIe TYP

БидитыI' залеrающие на алевритовых или
песчаных турбидитах. В пелаrических илах
обычно повышены содержания карбоната
кальция, представленноrо панцирями пела

rических фораминифер и птеропод песчаной
размерности [695].
Распознавание отложений древних абис
 .
сальных равнин в значительной мере зави

сит от встречаемости оБIIШРНЫХ по площа

ди сравнительно тонких пластов турби

дитных песков и алевритов, переслаиваю

щихся с пластами турбидитных или алеври

товых илов значительной моuщости [843,
598]. Однако вряд ли все турбидитные пески
абиссальных равнин морских бассейнов
имеют IIШрокое латеральное распростране

ние, как полаrают некоторые авторы. Выше
мы уже видели, насколько трудно провести


Таблица 25.1. Некоторые характеристики подводных конусов выноса Амазонки, Бенrальскоrо за

лива и
иссисипи [585]


ПОДВОДНЫЙ каньон
или Tpor


Конус rлубина rлубина
выноса верхней нижней
части, части,
м м


Дшша, Ширина, rлубина
км км основания,
м


Площадь, Объем!
103 км 2 103 км 3


Мощность
осадков, км


Приблизи

тельный
возраст,
х 106 лет


Вершина Край


50


4800


8,15


AMa

зонки
Бен

rаль

CKoro
зали

ва

ис

сиси

пи


1500


520 600


45


1600


3000 1000


5000 3000


50


75


1200


350 600


3300 и 3500 170


3,5
6 _


215


710


14


10000


12,5


85


?


12




,
,
.
I
,
,.'
,,


,.,,



,.,.,.,. ,
". .....

....
,. , ":'


//,. ;

,,.

/
/"" ,.





 <". \\ РРчсч.J
I I ./. ., <1,>:
, / ,/ <... '\

,." '............. --;;"'"
 c:
 . .', 0..;-
100 M
















" ' r ""/ -:--:- . . .


 <oъ

o.. . : ;..::..

, %

.. ... 1{..О . . . .
 . .........
"-
,'. .
,\\\ .. .. .. r .' . .
.', '«("
1000 M---'-',j '"" '---:.:;-/ ::'::.

..+-;
. :. !
: ..',:' : (:

\
аса \\ ll)'\\з\\а /.. (... .. .. .
'.. .' .\. . "
С1<пс\\ 1:е1\: / . .. . . \. . ...:. . : : . . .::.'":")'. . . .....
. . . ,
,
.. . ,.:..: : ... . .. .....
\\..:
 i .: . :- «:- : . .,


,
/. . . . . , .'. .. ..
oca ... ( ' .' . ,- . . "
/. .. .. ... :.':..::
o
C <oЪ:

o
'j: : . ... . '.. : : .>j.. . . . .'\\
,/. . . / .
'/.'/.
oc
 .. . , .,. '. 1. . '. , '
/... .... 1) .... : CV e o<oeV. . .:. . . . .. . .: . '. .'. . /. . . . . '. : .. \ \
/.

 " ..
 ... . .
.. '/. . ,\
/("(,"
.
'. .........\".>.:-..::-.....:....::
./... ....
 .>...
L
:-..: ..... .....J,\
/9
,' / . . . . .\('. . . .. . ..
./. '.' . . . .' . '1' . ...../ \\

,' .' . ..\. ..
. . '. . '. .
,,;



'
:.

..:.
;,
 . . . / е"
,#G/
 .' . .'. :.
.:l'..
-: :'



>,»..<;

a.':'.-:.".'.":'::."" ....

\
*' 1 . ..' ., .' . .,.,.. . . .."С .' ..... . /
 \ ,
CJ I . . ,-.....':... 1{..О""" .................. .. €) \
l?j 1 \ . .' . .., .
:-,.. .'

 ....
 ................ ." . 1, \ \
, . . '. .' .,,
# . ."/

,\ ,
3000 M
""" . . . . . . .... . '.' Р.' ..' '/ .... \ \
Подножие

 . . . ;'.' : .'. :: . . '. .../ 1. .\ \
'-...../ -......:.....:... . . .





,

 .....

",., ..........,..... 0;:1 \

,,/ ....................................... Ф , .

\ " лоридская равнина ,
',.




e ' ,
) .-,,,,,, ';\ta

e \ ,/
,.
,.
" ')c
aV '\ '\ {
/" " ,', \
/ " \, '
...,,,,/ ,,/' .....
......... \,' \
/

:.

 ::::_:
>/ --- - - -!'!!._".! --\, -'\'" {/ --- - -- - - -- /-, '\
3000
 1000 м ,/,. Юкатанский шельф '\ ""


304


Часть 7


корреляцию между турбидитами на COBpe

менных абиссальных равнинах. Однако не
так давно Риччи
Луччи и Вальмори [678]
провели корреляцию древних турбидитов,
сформировавшихся предположительно на
равнине MopCKoro водоема, на расстоянии
до 300 км вниз по движению потока
и 110 кмпо нормали к потоку. Палеопотоки
моrли иметь как меридиональное направ

ление, что наблюдается на абиссальной paB

нине raTTepac, так и радиальное, как на
абиссальной равнине Сом. Фация абиссаль

ной равнины при движении вверх, против
направления движения потока, должна по

степенно переходить в фацию нижних скло

нов подводноrо конуса выноса, причем
порою различить эти две фации очень
сложно.


Шельф


Равнина Сиrс6и


25д. Желоба и преддуrовые бассейны aK

тивных окраин. На рис. 25.11 показан идеа

лизированный разрез через активную
окраину. В морфолоrическом отношении
здесь преобладают желоб и вулканическая
дуrа. поднятыIй пояс с дуrовой стороны оси
желоба занимает тектонически активная зо

на субдукции с аккреционным выклuнuва

нием осадков желоба и океанских пелаrиче

ских осадков. Между аккреционным субдук

ционным комплексом и вулканической дy

rой может быть расположен широкий


Рис. 25.8. Батиметрическая карта восточной ча

сти Мексиканскоrо залива, на которой виден под

водный конус выноса Миссисипи [585].


#"....
.....
"""'"
100м


с
1
 км +


О
I


Шельф Западной Флориды




305


Океанская среда и ФаЩlальный анализ


Рис. 25.9. Абиссальная равнина rаттерас и cxe

ма распределения приповерхностных осадков по
rранулометрическому составу. 1
пески; 2
але

вриты [381J.


преддуrовой бассейн, сформировавшийся
вследствие поrружения части океанической
коры, вовлеченной в процесс субдукции
[21 1]. При помощи приведенноrо на
рис. 25.11 разреза от океана в сторону дуrи
рассмотрим ход процесса седиментации
в этих сложных условиях.
Внешнее поднятие является широким
вспучиванием, обусловленным выrибанием
литосферы по мере приближения к зоне суб

дукции. На поднятии имеется толща пелаrи

ческих осадков. Их фациальная изменчи

вость зависит от истории условий ocaДKO

образования на океанической плите (см.
разд. 26б). Полоrий « 50) внешний склон
желоба спускается в собственно желоб. Дно
желоба может представлять собой узкую
абиссальную равнину желоба, заполненную
относительно маломощной (o
 700 м) тол

щей последовательно накопленных преиму

щественно кластических осадков. Желоб
может быть заполнен турбидитными песка



2
91


ми и алевритами, поступившими сюда из
подводных конусов выноса (например,
Алеутский желоб [640]), дренирующих BHY

тренний склон желоба, или в резу ль та те
оползней и потоков обломочноrо материа

ла со стороны субдукционноrо комплекса
(рис. 25.12). Однако мноrие желоба почти
лишены осадочноrо покрова. В этом случае
для желоба характерен расчлененный рель

еф и отсутствие плоскоrо rоризонтальноrо
дна. Количество заполняющеrо желоб MaTe

риала в значительной мере зависит от при

вноса обломочноrо материала из прилеrаю

щих rорных цепей или субдукционноrо
комплекса, а также от местной скорости
конверrенции плит [731]. В случае сочета

ния Kocoro спрединrа и высоких скоростей
привноса осадочноrо материала в желобах
образуются мощные осадочные толщи.
Примером MorYT служить районы, по

добные северо
западной части США.
Материал осадочной толщи в активно за

полняемом желобе должен становиться rpy

бее снизу вверх
 от базальноrо пелаrическо

ro интервала до дистальной, а затем
проксимальной фаций подводных конусов
выноса. На некотором расстоянии от KOHY

сов перенос осадочноrо материала будет
происходить параллельно rранице желоба.
Минеральный состав осадочноrо материала
зависит от морфолоrии этой rраницы. OT

сутствие широкоrо преддуrовоrо бассейна
будет способствовать привносу незрелоrо
вулканоrенно
маrматическоrо обломочно

ro материала с вулканической дуrи или
с прилеrающих ropHыx цепей. Наличие
преддуrовоrо бассейна и приподнятоrо суб

дукционноrо комплекса приведет к перера

ботке осадков, образовавшихся при дeHyдa

ции предшествующеrо желоба. Внутренний
склон желоба может иметь заметные топо

rрафические неровности, обусловленные
разломами, с небольшими «подвешенны

ми» бассейнами, которые MorYT быть ло

вушками оползней, потоков обломочноrо
материала инебольших турбидитных пото

ков (рис. 25.13). Мноrочисленные «подве

шенные» бассейны MorYT служить причиной
недостатка осадочноrо материала непосред

ственно в желобе [586].
В преддуzовых бассейнах (там, rде они
имеются) наблюдаются большие мощности
осадков. Преобладают кластические отло







{' /l/J"h....

 ............... ............................
}\ \<а\\а1\ n(l\'\' ./
/I)lJ) Большие {
 ---.........
 ..
.
na
\,e\\
ъe
c\<;\\



/:
 ,//:::}: 'l11);:КИ '


:
i
6
i\I'{\\\\ ......... '" I;f ;! "/' ' {" J"


.r-
:::
'\\
...............
 '" '....'} "..,-[
 / lIтТJ
 -==.

C;

 ..... -........ '-... :.,,}

=-- !. -=- :.:
/..<'
 ----......... ",': , / /
.
,



"......

 '-... Лавренть
вё-
иЙ'конус / ==

/r::


----' "

\\e
 . i """-
...........................,.
\:=-

\-(s......
 ...........:---.... е \\01\\\0 " -........ .,........... '\
.j::" Ш

\\. ........
"ъ\\O,
 "
"
:---- Q)
(\(\\,'
 e\\
''''., '
...... ......-r:v. ./.'":"'"..'
 ....:... , :....... """1!
 :.:
\\
 ............RO\\
\\\\--..::::::..
 . '---

 .. ..., ',.. .. \':---.';:'. . -" .,
 9

 ............... .1. .
. .. .. :::
/
':: .
:.- :.:
 . .... : ':::.:....;
.
:..
;.....:_
 ::;
 Ш

-.............. /____. :
.
I
. . .
. -."/
 .- _/.. . . ... . . .._

,....,.....
.......
..:S:

 /.-' . ..
.
.
- .c-
-7
:-:--:
 . '. _ . f t:::)". ../ . . . . . .. ...
.'"'"";'"""""\





.':j : :....: j.


A.:. . )
 / ;
:.:..
 : :.. .
.,
:_
 '.:'.::.:.-
,:

- i


.:..:./ G

.. . .(


 С/


 ;
 ..;,i;.;/
(/, ;. :I;::


 y
:
:/'... .:

о'.
<:
.:\


 .






\:

. :::

 :.}.."(' Д
, п /'



/ .. ?
["/'у/' ............ r



 ...+'l, .Q. J . :':-
...
: ::.\

 ,... r-;.,...:..



 .: .:...-:
:-



 ';-.
 J.

 {;.O


 / . ,-(







 / \
\

.:
.<1*O


 ( ,"","".r
 J
'------=:::.... " " .......)
Бермуды '<J'l,
 "::
 "



 ,..",


 "''''






Залив
ЭН












l
1...........1 3 1:. :-:.1 4

s




с


02



---








 "






о


5
 км r


Рис. 25.10. Абиссальная равнина Сом и схема
распределения при поверхностных осадков по
rранулометрическому составу. 1
наиболее
мощные rрубые по составу турбидиты; 2
 пред

полаrаемый путь турбидитноrо потока Больших
банок в 1929 r.; 3
 предполаrаемые пути Т'у'рби

дитных потоков; 4
пески; 5
алевриты L381].


...............
Тыловая дуrа


Передовая дyra


Желоб


.
Абиссальная равнина


Вулканическая дуrа Терраса или Tpor
(островная цепь или кордильера)
Преддуrовой бассейн


Структурный
максимум


Переrиб склона Внутренний
склон


Внешний склон Внешний подъем


Заполненне
желоба Переrиб


Рис. 25.11. rенерализованная морфолоrия пред

дуrовоrо района [211].




307


Океанская среда и фациальный анализ


Рис. 25.12. Осадкообразование в Алеутском же

лобе [640].


жения, источником которых является вулка

ническая дуrа или прилеrающая rорная
цепь. Хотя в настоящее время мы не распо

лаrаем достаточным количеством данных,
по
видимому, можно предположить, что
в преддуrовых бассейнах существует обшая
направленность изменения состава осадков
снизу вверх
 от перекрывающих океаниче

скую кору пелаrических осадков до rлубоко

водных островодужных монтмориллони

товых илов И пирокластических отложений.
Последние MorYT выделяться в турби

дитных фаuиях конусов выноса, в которых
преобладает обломочный материал вулка

нических и маrматических серий. На своих
внутренних краях осадки преддуrовоrо бас

сейна, очевидно, клинообразно переслаи

ваются лавами, лахарами (rрязевыми пото



Рис. 25.13. Разрез через желоб Нанкаи в ceBepo

восточной части Тихоrо океана [41 О].


Склон Сикоку


)


20.


ками вулканическоrо материала) и потока

ми пирокластическоrо материала [211].
Распознавание древних континентальных
окраин с преобладанием субдукции возмож

НО лишь посредством сочетания реrиональ

HO
TPYKTypHoro и седиментолоrическоrо
синтезов. На рис. 25.14 показана эволюция
континентальной окраины в районе Кали

форнии (начиная с мезозоя) в интерпретации
Диккинсона и Сили [211]. Обратите внима

ние на важный преддуrовой бассейн rрейт

Валли и на ero заполнение мощной толщей
осадочноrо материала (и на важные rазовые
месторождения). Идентификация субдук

ционных комплексов в значительной мере
зависит от распознавания последователь

ных внедрений и переслаивания отложений
фаций желоба и подводных конусов выноса.
При удалении в океан происходит общее
омоложение отложений, в то время как
в пределах каждоrо TOHKoro слоя возраст
осадков убывает в сторону суши. На этой
схеме основана очень изящная модель,
предложенная для Южных наrорий Шот

ландии [559].


25е. Выводы. Распределение, rеометрия
и характер океанских кластических фаций
в значительной мере к.онтролируются ти

пом тектонической обстановки океана и ero
континентальноrо обрамления. Континен

тальные склоны и подножия пассивных
океанских окраин получают тонкодис

персный осадочный материал за счет при

брежно
шельфовых потоков взвешенноrо
вещества; здесь осадочный материал под

вержен массовым движениям, при водящим


:Е
4000 ti
о..
о
:Е
t>:
:I:
5000

о..
>.










:I:
6000

\о
>.
1::
L..


о 6км
I




308


Часть 7


к турбидитным потокам. rлавные oca

дочные и эрозионные явления вдоль конти

нентальных подножий обусловлены дей

ствием термоrалинных (контурных) тече

ний. На континентальных окраинах всех
типов наблюдаются подводные веера и KO

нусы, которые отмечают распространение
в океан осадочноrо ма териала, поступаю

щеrо из «точечных» источников в основании
подводных каньонов, в виде турбидитных
потоков и потоков обломочноrо материала.
Полаrают, что размывание конусов выноса
является причиной поrрубения осцдков
вверх по разрезу. Абиссальные равнины
наиболее обычны вдоль пассивных окраин,
причем их rоризонтальное дно формируется
слой за слоем посредством последователь

Horo отложения турбидитов и пелаrических
илов. В желоба и преддуrовые бассейны дe

структивных окраин осадочный материал
поступает за счет конусов выноса, которые
в свою очередь получают ero из прилеrаю

щих rорных цепей или субдукционных KOM



плексов. Осадочный материал из прилеrаю

щих rорных цепей дает достаточно свиде

тельств в пользу ero происхождения из
известково
щелочных вулканических и мar

матических серий. Идентификация субдук

ционных комплексов в значительной мере
зависит от распознавания послеДователь

HbIX внедрений и переслаивания отложений
фаций желоба и подводных конусов выноса.
По мере удаления в океан общий возраст
отложений убывает. В пределах отдельноrо
TOHKoro слоя возраст осадков убывает в CTO

рону суши.


Рис. 25.14. Схематические диаrраммы, илJПO

стрирующие тектоническую эволюцию преддуrо

Boro бассейна rрейт
Валли и связанных с ним
структур на севере Калифорнии [211].


Раздвижениеструктур


Зарождающийся Предrорный сутурный пояс
преддyrовой бассейн Позднеюрская дyra


(о) Поздняя юра


Аккреционное выклинивание Преддyrовой бассейн



 .
Ларамийский маrматизм


(б) Палеоrен


Дyrовой массив


Салинский
блок
\'
' I ,1, I
1\'\\1\1\
\
J'I./\I
,\ 11. 1 \ I


Францискан-
ский KOMlUIeKc


Осадо'lная толща Наклонный, оrраничен-
Клиппены Офиолиты rрейт-Валли ный сбросами массив


Большой
Бассейн


. '.' '. .:
 \ I \" /, 1 I \ "1 I \ ".
 "1.

 . . . :- . : . ..:' , , ...., 1.,

"

 /

 / \ '/ ' /" 1.'1'
':":' .=-,


....,
 ,""
,

"

, " \'"
 /\ 1, J ,

, ..... ","
'
'
 '\"",/", \"'/' I
::"." ':...'


:\
/,
'
'

"'';.::: 1,:,,' , " /'\
Поднятый
 ''''
 \
 , ' ;:

,
 \ " \ '
 1. " I ,
субдуцированный Остаточны

, \
 \ ,::' '
\ 1, \ ,'1'
преддуrовои " " 1
комплекс бассейн
25 К ]


(в ) HeoreH


25 км


, 100 км




309


Океанская среда и фациальный анализ


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Взаимосвязь между кластической седиментацией
и тектоникой в условиях океана рассматривается
в важной статье Митчелла и Ридинrа [579], а TaK

же в более поздней работе этих же авторов [580],
касающейся. историко
rеолоrических аспектов
проблемы. В статье Диккинсона и Сили [211] дан
весьма полезный обзор процессов седиментации
и тектоники на активных окраинах. Наиболее
ценным общим обзором современных и древних
кластических осадков является работа Рупке
[697]. Анализ вертикальной последовательности


26


обстановок подводных конусов выноса и абис

сальных равнин хорошо обобщен в работах У o

кера и Мутти [843] и Мутти [598]. Проблемы
и перспективы изучения контуритов рассмотрены
в обзоре Стоу и Ловелла [796]. MHoro инте

ресных статей можно найти в сборниках, опубли

кованных под редакцией Стэнли и Келлинrа
[783], Боумы и др. [106], Уоткинса и др. [852].
Особенно рекомендуется последний из них.
В статье Нильсена, Уокера и Нормарка [610] дан
полезный разбор процессов формирования под

водных конусов выноса и рассмотрен вопрос
о применении терминов «проксимальный» и <<ди

стальный» по отношению к турбидитам.


Пелаrические океанские осадки


26а. Типы осадков. Красные 2лубоководные
2лины (это обычно алевритово
пелитовые
илыI от шоколадноrо до красно
коричневоrо
цвета) накапливаются в океане ниже KOM

пенсационной rлубины карбоната кальция
с очень низкими скоростями
 в пределах от
0,0001 до 0,001 мм. rод
 1. Эти осадки сло

жены преимущественно rлинистыми мине

ралами (см. rл. 1), состав которых отражает
либо климатические условия континентов
(иллит, хлорит, каолинит), либо характер из

менения внутри океанских основных извер

женных материнских пород (монтморилло

нит) (см. rл. 1). В некоторых районах
накопления красных rлубоководных rлин
обычно присутствуют медленно растущие
железомарrанцевые конкреции (rл.30).
В фации красных rлубоководных rлин
в областях, прилеrающих к тропическим
пустыням, таким, как Сахара, встречается
в заметных количествах эоловый материал
алевритовой размерности; значительную
часть ero составляет «пустынный» кварц (с
характерным налетом окиси железа). Изуче

ние эоловоrо материала в колонках осадков
из северной части Атлантическоrо океана
оказалось большим подспорьем в YCTaHOB

лении динамики расширения и сужения
пустынь в третичном периоде.
Выше компенсаuионной rлубины карбо



ната кальция на океанском дне преобла

дают известковые илы. Источником карбо

ната кальция в них являются кокколитофо

риды, фораминиферы и птероподы, осаж

дающиеся в столбе океанских вод в составе
фекальных пеллетных arperaToB. Как OTMe

чалось выше (rл. 24), данные картирования
распределения известковых илов в толще
океанских осадков являются решающим
свидетельством в пользу изменения химиче

cKoro состава океанских вод во времени (см.
также ниже).
Кремнистые илы, как отмечалось в rл. 3,
сложены опаловыми скелетами диатомовых
водорослей, силикофлаrеллят и радиоля

рий. Диатомовые илы являются типичными
отложениями высоких широт, тоrда как pa

диоляритыI шире распространены в низких
широтах. кремнистыIe отложения обычно
встречаются в высокопродуктивных райо

нах океана, характеризующихся либо дивер

rенцией поверхностных вод (например, в эк

ваториальных реrионах), либо прибрежным
апвеллинrом. В обоих случаях результатом
разрушения термоклина и процессов пере

мешивания rлубинных вод являются BЫCO

кие концентрации фосфатов. Сохранность
опала обычно не зависит от rлубины, т. е.
для кремнезема отсутствует компенсацион

ная rлубина. Поэтому кремнистые био





310


Часть 7


rенные осадки служат хорошим индикато

ром биолоrической продуктивности поверх

ностных вод океана. Изучение биоrенноrо
кремнезема в кернах буровых скважин,
пройденных в осадках Тихоrо океана, Ha

пример, показало, что в течение последних
50 МЛН. лет максимальные скорости HaKO

пления наблюдались на экваторе. Это сви

детельствует об устойчивости экваториаль

Horo подъема вод, обусловленноrо дивер

rенцией [500]. Однако отложившиеся опа

ловые скелеты планктонных орrанизмов
неустойчивы к раннедиаrенетическому pac

творению под действием поровых вод. При
этом значительная часть кремнезема вслед

ствие диффузии возвращается назад,
в океанскую воду (rл. 30).
Хотя основная часть карбонатных и KpeM

нистых илов представлена пассивно осаж

денными из столба океанской воды OCTaткa

ми планктонных орrанизмов, все же ВCTpe

чаются местные переотложения биоrенных
илов в виде небольших турбидитных пото

ков, образованных за счет оползания oca

дочноrо материала в условиях сильно пере

сеченноrо рельефа дна срединно
океаниче

ских хребтов с малой скоростью спрединrа,
таких, как Срединно
Атлантический хребет.
(а)








-t>
Преобладающие
ветры




Океанские
течения




Области конверrенции и
(или) апвеллинrа
(в)


Идеализированное распределение типов
осадков в океане показано на рис. 26.1. По

ложение океанских фаций в координатах
rлубина
 биолоrическая продуктивность
показано на рис. 26.2.


266. Последовательности океанских фаций.
Как отмечалось в r л. 24, вертикальная по

следовательность океанских пелаrических
фаций, обнаруживаемых в любом месте, за

висит от ряда факторов, в том числе от из

менения морфолоmи океана, rлубины
и циркуляции вод. Для примера рассмотрим
простую систему хребта с изменяющейся
компенсационной rлубиной карбоната каль

ция (рис. 26.3). За некоторый период BpeMe

ни будет наблюдаться сложное переслаива

ние карбонатных инекарбонатных фаций.
Подобным же образом, если плита движет



Рис. 26.1. rенерализованные модели океанской
циркуляции. а
поверхностная циркуляция;
б
 r лубинная циркуляция; в
 распределение
осадков. 1
терриrенные ледниковые осадки;
2
 терриrенные осадки; 3
 отложения придонных
течений; 4
rлубоководные rлины; 5
карбо

натные илы; 6
кремнистые осадки [196].


ICo"'ol !

2
С]З


1=
 =1 4


W 5

6
LE....J




311


Океанская среда и фациальный анализ


ся в зоне высокой биолоrической продук

тивности, в накапливающихся осадках MO

жет прослежива ться максимум скорости
седиментации (рис. 26.4). В океанских бас

сейнах и на поднятых плато на плоскостях
эрозии MorYT наблюдаться значительные
BpeMeHHble перерывы в накоплении осадков.
По этой причине в неоrеновых биоrенных
илах BOKpyr Антарктиды [443] и в южной
части Атлантическоrо океана [30] суще

ствует мноrо несоrласий, обусловленных
началом действия системы холодных при

донных антарктических течений (см. rл.24).
Для Toro чтобы понять историю развития
осадочной толщи, залеrающей сеrодня ниже
уровня oKeaHcKoro дна, необходимо сделать
палеоокеаноrрафические реконструкции, ис

пользуя некоторые из принципов, paCCMO

тренных в rл. 24. В замечательном исследо

вании истории осадконакопления в южной
части Атлантическоrо океана ван Андел
с соавторами [30] для реконструкции изме

НЯЮЩИХся во времени параметров, таких,
как пространственное и временное распре

деление литофаций, компенсационная rлу



Увеличение
биолоrической
ПРОДУКIИВНОСIИ

П
ропо
овый""k
..L .L ..L
2

 3
oi
:ж:
t8 4
>.
1=:




..L. ЕапропеЛИI


рис. 26.2. rлавные пелаrические океанские фа

ции в координатах rлубина
биолоrическая про

дуктивность. Основано на распределении ocaд

ков на востоке центральной части Тихоrо океана
[70]. KrKK
 компенсационная rлубина карбона

та кальция.


бина карбоната кальция, биолоrическая
продуктивность поверхностных вод, эрози

онные события, использовал данные Проек

та rлубоководноrо бурения. На рис. 26.5 по

казано распределение литофаций в страти

rрафическом разрезе. Ранний этап рифто

образования привел к возникновению узкой
северной котловины с аптскими эвапорита



ми, отделенной хребтом от более открытой
южной котловины с обычными пелаrиче

скими осадками. Позднее, в мезозое и paH

нем кайнозое, между этими двумя бассейна

ми и Северной Атлантикой осуществлялась
свободная циркуляция поверхностных вод.
В раннем и среднем мезозое Южная Атлан

тика представляла собой самостоятельный
океан с терриrенной седиментацией и двумя


МIOIимальная
KfKK
Современный
уровень
KfKK


рис. 26.3. Накопление карбоната кальция на
спрединrовом хребте при изменении компенса

ционной rлубины [71]. KrKK
 компенсационная
rлубина карбоната кальция.


бескислородными фазами черных арrилли

тов в альбе и сантоне. Последующие rеоло

rические события связаны с резким кисло

родным минимумом В промежуточных
водах. В кайнозое распределение пелаrиче

ских фаций контролировалось увеличением
ширины и rлубины океана и флуктуациями
компенсационной rлубины карбоната каль

ция. Например, быстрое увеличение компен

саuионной rлубины карбоната кальция
с примерно 3,75 км до 4,75 км за последние
10 млн. лет (рис. 24.3) соответствует замет

ному расширению области распростране

ния илов на фланrах системы срединно

океанических хребтов (рис. 26.5). Начало
действия термоrалинной циркуляции xo

лодных антарктических придонных вод на
rранице эоцена и олиrоцена 50 МЛН. лет Ha

зад отчетливо заметно по эрозионным явле

ниям, резкому увеличению компенсацион

ной rлубины карбоната кальция (рис. 24.3),
а также по формированию кремнистых илов
в Арrентинской котловине. СВИдетельством
существования прибрежноrо апвеллинrа
являются верхнемиоценовые отложения на
юrо
западе Африки, в которых наблюдают

ся хорошая сохранность сообществ диато

мовых и радиолярий, низкие величины OT

ношения численности планктонных фора

минифер к бентосным, повышенные coдep





312


Часть 7


300 с.ш. 20.


ь.


10.


10.



 МОЩНОСТЬ
(в условных

5 единицах) . r--
 1. "
Изохрона
10 Si JI &:I""Х:"Т""'" I i. II I


....
Q)
r::

 15


Изохрона
'II.Si Т r I11111


t

20
о
a:I


25


30


35


.....
Лвижение плиты


><


:s::


><
:Q
:>::
1'1
о
5
>.


t
о
Ш
о




-r
Известковый Биоrенный
ил опал


Рис. 26.4. Схематическая модель образования
изохрон, распределения фаций и мощностей
осадков в пределах продуктивной экваториаль

ной части Тихоrо океана. Собственно эквато

риальные фации
 циклы карбонат
 кремнезем,
. приэкваториальные фации
 кремнистые илыI
[71 ].


жания остатков рыб и присутствие фосфо

ритовых зерен [213].


26в. Бескислородные океаны и океанские co

бытия. Как отмечалось выше (rл. 24), в OKea

нах MOryT наблюдаться бескислородные пе

риоды, обусловленные развитием слоев
кислородноrо минимума. В этом случае
в местах пересечения слоя кислородноrо ми

нимума либо с краем океана (рис. 26.6)
[819], либо с океанскими плато или конти

нентальными шельфами [704] образуются
«бескислородные» осадки (обоrащенные ор--
rаническим веществом черные сланцы).
Единственным примером cOBpeMeHHoro
крупноrо водоема, являющеrося на rлубине
бескислородным, служит Черное море
[203]. rлубина Черноrо моря достиrает
2200 м, тоrда как rраница раздела между co

держащими кислород и сероводород BOДHЫ



ми толщами имеет среднюю rлубину около
200 м. Соленость в поверхностном кисло

родном слое составляет 1 7,
19%0> тоrда как
в остальной части ВОДНОЙ толщи
 около
22%0. Быстрое тектоническое опускание
Черноrо моря около 300 тыс. лет назад пре

вратило древнее мелководное море
озеро
в современное rлубокое внутреннее море,
связанное с океаном. (Скорость опускания
в течение этоrо времени достиrала удиви

тельно высоких значений
до 5 мм в rод.)
Нижнечетвертичные мелководные отложе

ния (рис. 26.7) пред ставлены «макролен

точными» rлинами (с толщиной слоев
10
100 мм), эвапоритами, известковыми
илами (морским мелом) и битуминозными
сланцами, образовавшимися в стратифици

рованной то пресной, то соленой водной
толще в условиях, аналоrичных описанным
для формации rрин
 Ривер, рассмотренной
в rл. 16 [204]. Отложения от верхнечетвер--
тичных до современных (рис. 26.7) пред

ставлены преимущественно терриrенными
турбидитами, накопившимися в окисли

тельных условиях, с пятью прослоями ca

пропеля (черных сланцев) и известковоrо
ила, отмечающими бескислородные усло

вия. Прослои сапропеля имеют мощность
от нескольких сантиметров до нескольких
дециметров. Содержание орrаническоrо Be

щества в них составляет около 10%. П рисут

ствуют хорошо развитыIe ленточные rлины
с темными микрослоями, образовавшимися
вследствие массовой сезонной rибели
планктонных бактерий. Сапропели форми

ровались в течение коротких интервалов
(около 5000 лет) в условиях теплоrо клима

та, коrда последовательные поступления co

леных вод из Средиземноrо моря приводи

ли К подъему уровня плотных соленых вод,
который перемещался внутри водной
массы. Отложение сапропеля прекращалось
при постоянстве поверхности раздела вод
с растворенным кислородом и cepOBOДOpO

дом, коrда развивалась постоянная плот

ностная стратификация, приводящая к тому,
что планктонное сообщество приспосабли

валось к новой стабильной среде обитания
[204]. Стабильные условия в Черном море
сохранялись в течение примерно тыIячч лет;
при этом на верхний, наиболее молодой
слой сапропеля откладывались ленточные (с
периодом в один rод) кокколитовые илыI'




Зl3


Океанская среда и фациальный анализ


(а) З
Южная Америка
О
1

 2


"'3



4
t::

 5


ПОШlятие Рио-rранде


(6)


356 357 22 21


23/24 355 20 19 14 15 16



4
07


Рис. 26.5. а
разрез через Южную Атлантику,
показывающий батиметрию и мощности осадков
(черное); 6
стратиrрафический разрез через Юж

ную Атлантику, показывающий океанские фации.
Пустыми участками обозначены перерывы.
1
 известковый ил; 2
 мерrелистый ил; 3
 пела

rическая коричневая rлина; 4
цеолиты; 5
rли

нисто
алевритовый (терриrенный) ил; 6
турби

диты; 7
 биоrенный кремнистый ил; 8
 сапро

пель
черный сланец; 9
эвапориты [30].


(а)
02468101417 21


(6)


0246


I
/

 Аэroбный

 /' / слои осадков


3,0


4.0


..................


Оl'МЛ. л
1


Н1S,МЛ. л
1 Соленость,
0/00


Анаэробные
условия


Рис. 26.6. Схематические разрезы аэробно
анаэ

робных водных масс в Черном море (а) и Индий

ском океане (6) [819].


в
Африка
Хребет Уолвис (Китовый)
362
363


1817


364


363 362


о.


I
.L-::'

1 2


 .l..




1.... . '"
I .L ;. 1 - :ж:
....



 ""

:fo<
I
.....
;] :ж:
I.L
:
 :
.I
t1





1"" .L


 I
I.L


-::.L
 .L
 I

....

d


fo<
Q>
t::




50

fo<
(,)
'"
с..
м
О











1 3






I?/{;}!H 5
08


k
i\.}-:1 6
Ы



100


формирование которых продолжается и
в настоящее время.
Периодические четвертичные бескисло

родные события в восточной части Среди

земноrо моря [823] обнаруживают очень
любопытную связь с описанными выше co

бытиями в Черном море. Здесь периодиче

ские слои сапропеля характеризуются пол

ным отсутствием остатков бентосных ми

кроорrанизмов и наличием необычных
планктонных фораминифер, среди КОТОРЫХ
значительная доля приходится на исключи

тельно устойчивые к соленым водам
формы. По всей восточной части Средизем

Horo моря отложение сапропелей было
синхронным, а наступление бескислородных
условий, по
видимому, вызывалось бы

стрым притоком сюда пресных вод из Чер

Horo моря во время межледниковий, коrда
имел место необычно мощный поверх

ностный сток с территории Восточной
Европы. Поверхностный приток вод с низ

кой соленостью приводил к формированию
поверхностноrо слоя, который препятство

вал проникновению кислорода в rлубинные
слои водоема. Существовало ли COOTBeT

ствие между поверхностным притоком пре





314


Часть 7


Фации


rлубина
по длине rлуБШlа водоема, м Возраст,
керна, м 9 10рО 2Q O О млн. лет
О
o,i


'"
:Q
:1:


:s:
о..


fo-<


/
c
 /
",c,'I.
..../'
.o

<9
/







/
+'I.

,s4
/ '\:
O
i "Кризис солености"
\
I
\
}


200


400


Макролен

точных rлин
'" Эвапоритовая Л. л л

 БитумШlОЗНЫХ
Е сланцев ..L.L

 MopcKoro мела ..L ..L
Х БитумШlОЗНЫХ
сланцев
..L
MopcKoro мела ..L.l.
Брекчия ""


600


800


1000


1200


! Транс rрессия
I


Рис. 26.7. Схематический вертикальный разрез
осадочной толщи центральной части Черноrо
моря (получен при rлубоководном бурении)
с п.geдполаrаемыми rлубинами и возрастами
[204 J.


сных вод из Черноrо моря и ero компенса

цией отмеченным выше притоком соленых
вод в Черное море из Средиземноrо
 BO

прос сложный, остающийся пока без ответа.
Тем не менее ясно, что проблема развития
бескислородных условий в периферических
связанных между собой водоемах представ

ляет оrромный интерес.


26r. Сверхсоленые океаны. После рифтооб

разования молодые океанские бассейны за

полнялись морскими водами, поступавши

ми из существовавших до этоrо океанов.
Слабая циркуляция в этих протоокеанах при
подходящем климатическом режиме спо

собствовала формированию эвапоритов
[455, 456]. При этом моrли образовываться
колоссальные по своей мощности эвапори

товые толщи, в особенности rалитовые. Ha

пример, по данным сейсмических исследова

ний и бурения в краевых частях KpacHoro
моря и прилеrающей депрессии Данакиль
в Эфиопии, мощность миоценовой толщи
достиrает здесь 3 км. В плиоцене океанская
циркуляция активизировалась, что привело
к накоплению поверх эвапоритов толщи бо

лее обычных пелаrических отложений HOp

мальной солености. Как отмечалось выше,
эвапоритыI формировались также в Южной
Атлантике на ранних этапах истории ее
существования.
Вероятно, наиболее эффектным явлением
подобноrо рода из происходивших


0,2
0,3
0,5


в крупных водоемах oKeaHcKoro типа было
накопление эвапоритов в зап
ной части
Средиземноrо моря в миоцене [391, 394].
При бурении были вскрыты rлубоководные
пелаrические и rемипелаrические океанские
ос
ки, перекрытыIe толщей анrидритов
и rалита (рис. 26.8) мощностью до 1500 м.
При .этом наблюдались отчетливые свиде

тельства осаждения последней в условиях от
мелководных плайевых до субаэральных
себховых (трещины усыхания, CTpOMaTO

литыI, петельчатая, сетчатая структура). Хсю
сделал вывод, что в миоцене после тектони

ческой блокады зап
ноrо выхода в А тлан

тику (которому в настоящее время COOTBeT

ствует rибралтарский пролив) Средиземное
море полностью пересохло. Образовалась
mrантская rлубокая котловина, располо

женная более чем на тыIячуy метров ниже
уровня океана, с потоками и реками, rлубо

ко врезавшими свои долины в ее краевые ча

сти. эвапоритыI перекрывались r лубоко

водными пелаrическими и rемипелаrически

ми ос
ками, которые свидетельствуют
о том, что в раннем плиоцене связь Среди

земноrо моря с Атлантическим океаном
восстановилась. По оценке Тирштейна
и Берrера [820], в миоценовых эвапоритах
Средиземноrо моря содержится около 6%


1,0


1,5


l]


2,6


001

2
/Т т TJ 3



4

5
06


Испания


',<АЛжир


1


о
I


500 КМ
(


Рис. 26.8. Распределение мессинских эвапоритов
в западной части Средиземноrо моря. 1
 карбо

наты; 2
анrидрит; 3
rалит; 4
нефтяные CKBa

жины; 5
скважины по Проекту rлубоководноrо
бурения; 6
соляные купола [301].




315


Океанская среда и фациальный анализ


солей Мировоrо океана миоценовоrо BpeMe

ни. Такое массовое извлечение солей, по
ви

димому, влияло на разнообразие планктон

ной фауны Toro времени.


26д. Континентальные обнажения древних
пелаrических фаuий. Идентификация пелаrи

ческих фаций в континентальных обнаже

ниях как истинно океанских зависит от пра

вильной интерпретации ассоllИИРУЮЩИХСЯ
основных и ультраосновных изверженнь

пород как остатков океанической коры. Ta

кие древние пелаrические океанские фации
обычно встречаются как части обдуциро

ванных или субдуцированных офиолитовь

комплексов. Одним из наиболее тщательно
изученных офиолитовь
 комплексов явля

ется массив Троодос на Кипре
 часть быв

шеrо дна океана Тетис. Поверх собственно
офиолитов здесь залеrают пелаmческие фа



5км lOKM
.з t.3 t.









: -==








.

e!,
!
 .:o.!'


=
-=-:.::.:-


"'"
 Средняя юра
"" J

I
О" "
а"", ()
" d
() " "


I 1 1

2
c=J3

4


Лейас


IM\
\
\
\
\
\
\



5



6

7


Рис.- 26.9. Стратиrрафические разрезы одновоз

растньп неконденсированных и конденсиро

ванных юрских пелаrических последовательно

стей в восточных Альпах Австрии. 1
железома

raHueBble корки; 2
нодулярный известняк, cцe

ментированный яснокристаллическим кальци

том; 3
KpacHыe известняки; 4
радиоляриты;
5
арrиллиты с rалькой и осадки с вторичной TeK

стурой; 6
 оползневые rоризонты; 7
 серые из

вестняки с кремнями [80 J.


ции различной мощности (до 800 м) [686,
687,688]. Непосредственно на неправильной
поверхности подушечнь
 лав сохранились
обоrащенные железом, марrанцем и тя

желыIии металлами арrиллиты, известные
под названием умбр. Умбры, по
видимому,
образовались на активных спрединrовых
хребтах или вблизи них вследствие выщела

чивания металлов циркулировавшей MOp

ской водой из подушечных лав и базальтов
конвекционных ячеек, а также за счет юве

нильнь
 флюидов. Современные аналоrи
умбр встречаются на Восточно
 Тихоокеан

ском поднятии, хребте Карлсберr и Средин

Ho
A тлантическом хребте. Поверх умбр за

леrают радиоляриевые кремни и арrиллиты,
переходящие вверх по разрезу в отложения
мела с прослоями кремней или без них. Эти
пелаrические фации являются представите

лями отложений, обычно накапливаюIIШХСЯ
выше компенсационной rлубины карбоната
кальция. Они содержат большое количество
переотложенных фраrментов мела (видимо,.
из подводнь
 подпруживающих хребтов);
последние являются участками преимуще

cTBeHHoro образования кремней.
ХОрОIIШе примеры турбидитнь
 прослоев
радиоляриевых кремней, образовавшихся,
по
 видимому, на хребте, встречаются в ro

рах Отрис в Центральной rреции [612].
в то же время в кремневых прослоях opдo

викских офиолитов Баллантрэ на юrе Шот

ландии наблюдаются складки деформаuии
тонкодисперсныx пластичнь
 осадков [89].
Эти складки, возможно, связаны с древним
оползанием и формированием меланжа.
Установление «конденсированных» 1 пе

лаrических карбонатов, кремней и мерrелей,
перекрывающих мелководные карбонатные
платформы баrамскоrо типа, располаrав

IIШеся в позднем триасе
 юре в океане Тетис
в Европе и обнажающиеся ныне в Альпий

ской серии, позволило Бернулли и Дженкин

су [79] rоворить о важном реrиональном


1 Термин condensed означает не только
«уплотненные», литифицированные отложения,
но чаIЦе характеризует «конденсированное»
осадконакопление, коrда скорость седиментации
мала, что при водит к образованию маломоIЦIЮ

ro, но стратиrрафически полноrо и непрерывно

ro разреза. Соответственно термин expended
переведен не как «разуплотненные», а как «He

конденсированные» отложения.
Прuм. ред.




316


Часть 7


режиме растяжения, связанном с pacKpы

тием А тлантики и опусканием европейских
альпийских шельфов. Процессы сбрасыва

ния и дифференциальноrо опускания затра

rивали мноrие карбонаmые платформы
(рис. 26.10) и приводили к образованию бас

сейнов с подводными rорами. На дне этих
бассейнов отлаrались одновозрасmые KOH

денсированные и неконденсированные плас

ты (рис. 26.9). Для конденсированных фаций
характерны скорости отложения
0,OOO
0,007 мм. rод
 1 (ср. С paccMoTpeHHЫ

ми выше скоростями накопления красных
rлубоководных rлин). Они частично состоят
из обоrащенных аммонитами красных био

микритовых извесmяков и железомарrан

цевых корок. Более мощные неконденсиро

ванные отложения включают радиоляриты
и пелаrические извесmяки, окрашенные
в цвета от ceporo до белоrо. Оползневые
и турбидиmые пласты встречаются
в окраинных частях бассейнов. Здесь как
в пелаrических фациях, так и в Подстилаю

щих карбонатах платформ наблюдаются
мноrочисленные признаки трещинообразо

вания и заполнения трещин. Современные


Ран'няя юра

поздний триас
(а) Мелководные карбонаты IUlатформ


океанские хардrраунды эрозионноrо проис

хождения с железомарrанцевыми корками
и трещинами, аналоrичные описанным BЫ

ше, были недавно обнаружены на хребте
Карнеrи в восточной части Тихоrо OKeaH

[533]. Здесь эрозионные поверхности обра
.
зовались под действием rлубинных OKeaH

ских течений, а также в результате paCTBOpe

ния.
Фации, почти идентичные рассмотренным
выше мезозойским фациям бассейнов с под

водными rорами, встречаются в верхней ча

сти палеозойской Рено
rерцинской зоны
юrо
западной Анrлии и Фрr [831, 832].
Следует упомянуть о встречаемости пела

rических фаций, залеrающих в пределах
континентальных шельфов. Лучшим приме



Рис. 26.10. Эволюция континентальной окраины
океана Тетис в раннем мезозое. Обратите внима

ние на возросшую фраrментарность и разруше

ние мелководной карбонатной платформы в про

цессе сбросообразования и частичноrо опускания
[80].


Красные
пелаrические
извесrnцки


(6)


Криноидеи, Красные пелarические извесrnяки
ракушечники, водоросли Железомарrанцевые конкреции


(в)


Пелаrические
пеллеты и ооиды Уровень моря


Красные
нодулярные
известняки
Пелаrические известняки, радиоляриты,

 мерrели





 L




317


Океанская среда и фациальный анализ


ром здесь MorYT служить меловые отложе

ния меловоrо возраста в Северной Америке,
Северо
Западной Европе и на Среднем Bo

стоке. Во время крупнейшей всемирной
трансrрессии в сеномане были затоплены
обширные пространства континентальных
шельфов и прибрежных равнин Мировоrо
океана. Будучи лишено привноса терриrен

Horo материала, меловое море стало BЫCO

копродуктивным, с процветающей кокколи

товой популяцией в фотической зоне. Попу

ляция привела к скоростям осадконакопле

ния порядка 0,01
0,05 мм. rод
 1. ЭТИ CKO

рости сравнимы С наблюдаемыми в настоя

щее время скоростями накопления форами

ниферовых илов экваториальной части Ти

xoro океана с высокой биолоrической
продуктивностью поверхностных вод. Ис

точник питательных веществ, поддержи

вающий столь высокие скорости отложения
на. дне планктонной биомассы, неизвестен,
однако величина биолоrической продуктив

ности подразумевает более активную ци

куляцию вод меловоrо моря, чем обычно
представляют [286]. Почти во всех разрезах
меловых отложений известны крупные пере

рывы. Последние представляют собой по

чти конседиментационно литифицирован

ные поверхности типа хардrраундов (см.
rл. 29). Они имеют свои собственные эколо

rические rруппы сверлящих и цементирую

щих орrанизмов и MorYT содержать rлауко

нит и фосфатные конкреции.
К возникновению на шельфах бескисл


родных условий MorYT также приводить
трансrрессии (рис. 26.1 1 ).


26е. Выводы. Океанские пелаrические ocaд

ки представлены красными rлубоководны

ми rлинами (с железомарrанцевыми KOHKpe

циями) (rл. 30), карбонатными и кремнисты

ми биоrенными илами. Вертикальные по

следовательности океанских фаций зависят


Вторичный ЦИКЛ
питательных веществ
и высокая орrаническая
продуктивность
Боrатый кислородом слой

Реrенерация шпательных
вещесm посредством окисления
с:::::> Язык вод, обедненных кислородом
и обоrЗIЦенных питательными веществами


Первичная
поставка
шпатеЛЬ\iЫХ
веществ


Рис. 26.11. Возможное образование бескисло

родной водной массы после шельфовой TpaHC

rрессии вследствие окисления большоrо количе

ства орrаническоrо вещества, накопившеrося на
шельфе ниже уровня турбулентноrо перемешива

ния. Следствием этоrо может быть формирова

ние черных сланцев, перекрывающих «нор.-
мальные» шельфовые фации l424].


от ряда факторов, включая морфолоrию
океана, ero rлубину и циркуляцию вод. Раз

резы океанских фаций являются «летопися

ми» событий rеолоrической истории любо

ro oKeaHcKoro бассейна, коrда их изучают
совместно с данными по палеоскоростям
спрединra и палеобатиметрии. К <<нeHO
'
мальным» событиям в океанах относят раз

витие сверхсолености, приводящей к форми

рованию на дне океана эвапоритовых свит
(солевых исполинов), а также к возникнове

нию дефицита кислорода, что при водит
к широкому отложению обоrащенных opra

ническим веществом «черных сланцев».


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Древние и современные пелаrические океанские
осадки описаны Дженкинсом [423]. MHoro инте

ресных статей можно найти в книrе под peдaK

цией Хсю и Дженкинса [393]. Наилучшей иллю

страцией использования данных изучения кернов
rлубоководноrо бурения при реконструкции reo

лоrической истории океана является работа ван
Андела и др. [30]. Яркое описание пересыхания
Средиземноrо моря в миоцене дано в статье Хсю
[391 ].




L(иаrенез: преобразование
осадка в породу


Отец твой спит на дне морском,
Он тиною затянут,
И станет плоть е20 песком,
Кораллом кости станут.
Он не исчезнет, будет он
Лишь в дивной форме воплощен.


В. Шекспир. Буря, из песни
Ариэля (пер. Мих. ДОНСКО20)


q)OTO 8. Общий вид и вид близ кромки воды cOBpeMeHHoro отлоrоrо береrа в районе восточной обла

сти Кпоне в raHe; виден бичрок, перекрывающий сцементированный плейстоценовый эолианит (при

брежную дюну). Эолианит (возраст 4OO0
45OO лет) содержит спаритовый кальцитовый цемент, xapaK

терный для метеорной вадозной и фреатической о бстановок. Цементация происходила в линзах
ЩJeСНОЙ воды внутри дюны. Затем эолианит обнажился, в нем образовались уrлубления, он подверrся
действию абразии, а также обрастанию морскими орrанизмами при прибрежной трансrрессии. Позд

нее, в течение последних 1200 лет, во время фазы размывания береrа поверхность (см. нижний снимок)
была покрыта пляжевыми песками и rалькой. Осадки отлоrоrо береrа в течение этоrо времени лити

фицировались и образовали бичрок с микритовым И иrольчатым араrонитовым покровным цeMeH

том, который в некоторых порах эолианита перекрывает более древний пресноводный кальцитовый
цемент. (Фотоrрафии и описание М. Р. Талбота.)







'>:'>(.
.


"
V'";,:;a

:

::.
....,,
,


,.,..........,.


.:м


..'


.,...




,.".


.........


""


...4.. .
'.":"


..
...


" ""с,"";'


"
.:" ,-


.-:;-
;.y


..........' ..
.,;
........

.,.'"
;..,.
'" ..



.........
.


"..


..
....,.,. .",...


.......


..


'

.('i"


'\


'.



...:


-.-----.
....


,.


",'


......



<11......


, .


.";
" 8"........


...


,Iб. . f 'I>'
!!:.



, :


.


...
....


...
...




 ,'" ",



.::>-




-


ff

 .......


;.::.
'
''Y <>с


-, .: ..'


.......
-.,;..


,
":';:,


-


.... "


!fII/III". ...



,'" . . '
..... ."-,
.""'< А1;; I


...


.. . ' :,""'"


;


...:


".


..,
"".... -.-'..



.. ...


... ......


С,,


... / ........


..;;:
 .


..


..
.


"ij-<r..


...
",'"
iII.




 ..... .
.. ....

,.,.



.


..


......


-....




 .. ,


. ....


...... ..........


... ...
..'


.. ...........


....... .....
'';-:,.'4
'
 __:'
..



..........


.-*
....'-


..'
 .:.. ..............,. . .
............ . .............


... -ц....
................ "










..


... .. ..:
 ... .,,' ... ... .' ,.
.... ,
..... .,
.",. .. .'
.....
,



" .'
" .......


..,...


-,

.,. '"

.'


.""",



.,"


.....



,


.


.....



 .'

 .'. - . ..




 ,


. .


;;_.,.,} ,
'.. .
..,
 .

.
.....
 ..,


..- "<;.


ц>....'-


:. ......


....:'i"'


'
';*t....


"




$ " --
,)<


"'. .
,
 "':
. .-


.....




319


Диаrенез: преобразование осадка в породу


Тема. До сравнительно недавнеrо времени диаrенез был
самостоятельным разделом седиментолоrии; обобщения,
касающиеся диаrенеза, были основаны на данных
микроскопических и рентrеновских исследований. Однако развитие
современных методов изучения диаrенеза в течение последних 25
лет прочно утвердило ero в качестве центральноrо объекта
внимания седиментолоrов. Диаrенетические исследования касаются
всех аспектов седиментолоrии, и вполне естественно, что данная
книrа должна заканчиваться рассмотрением диаrенеза. Будучи
однажды отложенными, зерна осадка в процессе захоронения
подверrаются изменениям по мере Toro, как поровые BO,ЦtI
постепенно удаляются из области их накопления. Повышенные
температуры и давления обусловливают движение пластовых вод
в сторону меньших потенциалов. Зерна осадка растворяются, из
раствора в виде цемента выпадают новые минералы; при
захоронении илы уплотняются, их минеральный состав
подверrается изменениям. Орrаническое вещество при
преобразовании из тканей до уrлеводородов также претерпевает
химические изменения. Постепенно осадок преврашается в породу.
Исследование пород, отобранных на обнажениях или из кернов
буровых скважин, дает возможность распознавать эти
диаrенетические изменения. Наряду с фациальным анализом
существует и.диаrенетический анализ.
Таким образом, все подходы к седиментолоrии дают
возможность седиментолоry проследить «путешествие» песчаной
частицы или обломка раковины от источника до места отложения
и далее, под землю, во время захоронения и опускания и вновь
наверх
 во время воздымания. Все аспекты диаrенеза настолько
взаимосвязаны, что требуют от исследователя не только rлубоких
знаний, но и широкоrо КР;Уlозора.


27


Диаrенез: общие вопросы


27а. Определения. Преобразования HaKa

пливающеrося осадка в породу предста

вля-ет собой сложный llQоцесс. Дuа2енезом
называют совокупность мноrих химических
и физических процессов, которые воздей

ствуют на осадочные зерна ниже поверхно

сти осадка. Под 2альмuролuзом подразуме

вается более оrраниченный Kpyr химических
преобразований на rранице раздела oca

док / вода. в конечном итоrе при увеличении
температуры и давления диаrенетические
изменения уступают место процессам MeTa

морфической. перекристаллизации ; однако


четкая rраница между этими двумя rруппа

ми процессов отсутствует (рис. 27.1).
Путей
 IЮ KOTOQblM ид.ет д.иаrенез
 мноrо

и они варьируют в зависимости от первона

чальноrо состава осадка и размеров частиц,
среды отложения, температуры и давления
при захоронении, а также r лубины захоро

нения. В процессе диаrенеза BoдoHacы

щенные пористые осадки переходят
в плотные образования из наиболее устой

чивь
 частиц, сцементированнь
 вновь
образованными диаrенетическими минера

лами: происходит литификация и превраще





320


Часть 8


Температура, ос
400 600


g. 2
10


о> 4
:s:

 6
CЖI

 8


10

20

>.
r::




30


10


Рис. 27.1. Положение области диаrенеза относи

тельно областей метаморфизма и анатексиса
[635].


ние осадка в породу. Обычно диаrенез co

провождается обильным выделением воды,
переносимой из уплоmяющихся илов в бо

лее пористые слои осадков. Этими водами
через поры переносятся также и ионы. Если
rде
либо осуществляется локальное образо

вание минералов из раствора, то в ЭТО время
ero можно установить по составу поровых
вод. Из сказанноrо можно сделать вывод
что диаrенетические минеральные реакции
происходят преимущественно в условиях
открытой системы.


276.. r лубинные давления и температуры. За
ход диаrенетических реакций, включающих
как растворение минералов, так и их образо

вание, ответственны повышенные темпера

туры и давления в rлубинах Земли. При pac

смотрении давлений, вызываемых в oca

дочныIx отложениях вышележащими слоя

ми, можно различать общее давление
и поровое давление.
Среднее общее давление, оказываемое вы-
шележащими отложениями на контактах зе.
рен в расчете на единицу площади, опреде-
ляется по формуле


Рь == аъw . gh ,


(27.1)


rде аъw
общая плотность влажноrо ocaд

ка; h
мощность осадочной толщи над
данным местом; g
 ускорение свободноrо
падения. Общая плоmость влажноrо ocak
ка, представляющая собой сумму пар

циалъных плотностей «чистой» воды р
и «Чистоrо» осадка а, определяется по
формуле


crbw == рр + (1
 р)а,


(27.2)


rде р
 пористость. Обычно допускают, что
Рь с rлубиной увеличивается линейно (при


использовании средней величины общей
плотности влажноrо осадка), однако пори

стость, а поэтому и общая плотность влаж

Horo осадка с rлубиной изменяются в зави

симости от степени ero спрессованности.
Для TaKoro расчета давления на rлубине h 2
от поверхности (ho) необходимо вычислить
значение интеrрала
ho
Р == g J crbw dh .
h 2


(27.3)


Поровое (или интерстициальное) давле

ние Р р может рассматриваться как давле

ние, оказываемое вышележащими слоями
на флюиды, заполняющие поры породы,
в расчете на единицу площади. Коrда поры
не связаны между собой, что обычно наблю

дается в плоmых арrиллитах или сланцах,
Р р просто равно общему давлению вышеле

жащих слоев Рь, и ero изменение с rлубиной
пропорционально среднему значению rpa

диента 2еостатичеСl<О20 давления
(рис. 27.2). Однако, коrда поры сообщаются
с поверхностью (несмотря на извилистость
путей сообщения), Р р в любой из пор назы

вают 2идростатuческим давлением
(рис. 27.2), которое просто равно весу стол

ба воды над осадком:


Р р == pgh .


(27.4)


Изменение rидростатическоrо поровоrо
давления с rлубиной линейно (если прене



Давление, Kr. CM
2
500


::Е
:.:
..;


\о
>.
1=:




2


з


Рис. 27.2. rрадиенты rидростатическоrо и reo

статическоrо давления [148].




321


Диаrенез: преобразование осадка в породу


бречь влиянием на плотность воды темпера

туры, давления и растворенных солей), и оно
определяет средний rрадиент mдростатиче

cKoro давления.
На рис. 27.2 показано, что значения Р р и
РЬ (определяющие соответственно rидро

статический и rеостатический rрадиенты)
оrраничивают величины давлений под по

верхностью осадка (породы). Величины этих
двух давлений являются важным фактором,
контролирующим скорости растворения
под действием избыточноrо давления
(разд. 27ж), а также пути миrрации поровой
жидкости (разд. 27е; rл. 13).
Конвективный перенос радиоактивноrо
тепла от астеносферы Земли в верхние слои
литосферы осуществляется rлавным обра

зом теплопроводностью. В пористых и про

ницаемых водонасыщенных породах, Haxo

дящихся в областях высоких тепловых
потоков близ таких источников маrмы, как
вулканические маrматические камеры и cpe

динно
океанические хребты, может также
наблиодаться дополнительная конвекция
в верхних слоях. Измерения температуры
в rлубоких скважинах, пробуренных в He

проницаемых породах r лубже уровня ce

зонных колебаний температур (h ;;:: 300 м),
дали возможность определить темпера

турные rрадиенты. Для континентальных
областей типичные значения rрадиентов Ha

ходятся в пределах 2
30C\C.KM
1.


27в. Применение петроrрафии при изучении
диаrенеза. Основной раздел науки о диаrе

незе
 определение и описание структур
и минеральных образований, возникающих
под действием химических и физических
процессов. Вероятно, единственным наибо

лее важным аспектом является распознава

ние истинно цементирующих продуктов, rде
под термином «цемент» подразумеваются
кристаллы, растущие на поверхности частиц
и заполняющие свободное пространство Me

жду ними [64]. Цементирующие минералыI,
таким образом, представляют собой мине

ралы, вновь образованные из ионов по

ровых растворов. Их называют аутИ2енны

ми. Существует мноrо цементирующих
минералов, однако к наиболее важным из
них относятся кальцит, доломит, кварц
и 2линucтые минералы. П рисутствуя в порах
осадка или породы в виде истинноrо цeMeH

21
91


та, эти минералы моrли бы проявить HeKO

торые или все из следующих черт, которые
отличают цементирующие продукты от
первоначально отложенных или продуктов
перекристаллизации [64]:
а) кристаллыI встречаются в поровом
пространстве между твердыми зернами OT

ложенноrо осадка или внутри пустотелых
ископаемых;
б) кристаллы растут перпендикулярно
поверхностям зерен;
в) в случае если цемент не полностью за

полняет поры или имеет вид колец на их
стенках, кристаллы имеют хорошо Bыpa

женную форму;
r) коrда цементирующие кристаллы цe

ликом заполняют поровое пространство, на
некотором расстоянии от стенки поры они
обычно увеличиваются в размере;
д) поскольку кристаллы цемента растут,
конкурируя друr с друrом, межкристалличе

ские rраницы имеют компромиссную, т. е.
не собственно кристаЛЛОI'pафическую, при
.
роду и плоские поверхности раздела;
е) во мноrих случаях при срастании трех
кристаллов один из трех уrлов равен при

мерно 1800;
ж) MorYT существовать две или больше
rенераций цемента, заполняющих поровое
пространство, поэтому порядок осаждения
может быть установлен при помощи прин

ципа суперпозиции: rенерация цемента, бли..:
жайшая к стенкам поры, является самой
древней.
Одна из наиболее сложных задач для пе

троrрафа
осадочника заключается в пра

вильной идентификации продуктов перекри

сталлизации и необходимости отличать их
от цемента [60, 267]. Особенно это важно
при изучении известняков. Эта проблема
рассматривается в rл. 29.
Для определения продуктов диаrенеза
MorYT использоваться как оптические, так
и сканирующие электронные микроскопы.
П рименение сканирующих электронных ми

кроскопов очень важно при исследованиях
цементации rлинистыми минералами в пе

счаниках. Это обусловлено тем, что часто,
используя традиционный оптический ми

кроскоп, мельчайшие кристаллыI rлинистых
минералов трудно выделить, и они MorYT
быть разрушены в процессе подrотовки пре

парата. Современная аналитическая техника




322


Часть 8


с использованием электронноrо микрозон

да позволяет про водить одновременные из

мерения морфолоrии и состава.


27r. Применение стабильных изотопов в ис

следовании диаrенеза. Изотопы данноrо эле

мента имеют одинаковый заряд ядра (т.е.
тот же атомный номер), но разную атомную
массу вследствие неодинаковоrо числа ней

тронов в ядрах. Наиболее извесmы изо

топы, ядра которых претерпевают спон

танный распад, приводящий к образованию
более стабильных ядер и вызывающий
эмиссию частиц и лучей. Однако в природе
существует MHoro стабильных изотопов, OT

носительная распространенность которых
в химических и биохимических системах
мало варьирует вследствие общеrо xapaKTe

ра и условий протекающих химических pe

акций. Например, кислород имеет три изо

топа: 160, 170 И 180; их сооmошение (в
процентах) в атмосфере составляет COOTBeT

ственно 99,759: 0,0374: 0,2039 [244]. В при

роде отношение 180 : 160 фактически коле

блется в пределах около 10%. Это происхо

дит вследствие различий в химических
свойствах соединений, которые содержат
180 и 160, например Н/60 и Н/ 8 О. Влия

ние величины атомных масс на термодина

,мические свойства невелико, но существен

но.
Изотопный анализ минералов и пород
представляет собой очень ценный метод ин

терпретации условий их формирования
и последующеrо изменения. При изучении
осадочных процессов обычно используют
отношения 13С: 12C и 180: 160. В обоих
случаях нас не столько интересуют абсо

люmые количества изотопов или их дей

ствительные отношения, сколько величины
отношений в сравнении с отношениями для
какоrо
нибудь стандарmоrо образца. Такое
сравнение делается в единицах 8; например,
для стабильных изотопов уrлерода


8 13 с (%0) ==
13Сj12С(обр.)
 13СР2С(ст.)
Х 103.
13C/12C(CT.)


Так же рассчитывается и 8180. Следует за

метить, что при обоrащении тяжелым изо

топом величина 8 имеет положительное зна



чение, а при обоrащении леrким изотопом
отрицательное. 1 %
Hoe обоrащение изо

топом 13С соответствует значению 8 13 С,
равному + 10%0. Обычно при анализе Kap

бонатных пород и минералов как для изото

пов уrлерода, так и для изотопов кислорода
в качестве стандарта используют PDB. Этот
стандарт был приrотовлен из MopcKoro бе

лемнита меловоrо возраста из формации
Пяди. Ero изотопный состав по определе

нию следующий: 8 13 С == О И 8180 == о. Для
воды и друrих минералов, содержащих ки

слород, используется стандарт средней
океанской воды SMOW. Величина
8180 SMOW равна
 30,8%0 по шкале PDB;
коэффициент пересчета между этими двумя
стандартами


8180 SMOW == 1,0318180 PDB + 30,8.
(27.5)


Рассмотрим вкратце пршщип интерпре

тации величин оmошений стабильных изо

топов кислорода и уrлерода в осадочных
породах и l\шнералах с особым упором на
карбонат кальция. Некоторые из обсу

ждаемых ниже моментов приведены на
рис. 27.3 и 27.4.
Изотопный состав кислорода карбоната
кальция, осажденноrо из природных вод, за

висит от состава водной фазы и темпера

туры. Поведение изотопов в природных BO

дах определяется тем, что Н 2 16 О обладает
большей летучестью по сравнению с более


Разбавление +-- Морская....... Испарение
вода


............






Дождевая вода (зависит от rеоrрафической
широты)


до
 20
.


4


Подземные воды, изотопно более тяжелые в
Зависимости от температуры и концентрации
, , , "" , Т, ОС
50 40 ЗО 20 15 1 О 5 О
llllllll


.
75
1



12
10
8
6
4
2 О
5180ров


2 4


6


Рис. 27.3. Факторы, контролирующие изотоп

ный состав кислорода в природных водах. Темпе

ратурная шкала основана на данных по б180РDВ
(показанных внизr
 карбонатов, осажденных из
морской воды с б 0SMOW == О (среднее для M0Jr
ской воды) [399].




323


Диаrенез: преобразование осадка в породу


13Сров
+25


Изотопно тяжелый
yrлеродСО 2 , .
. .........................:::. :....:
выделяемоrо при "..."..." ,
 . . " .. . " " " "
реакциях ферментации
 g:
& g.
Растворение

 .> .--=:" "" >.".. ":


осаждение .., I
81
с3!
Почвенное ... : >. :: :..: -: .-""
выветривание "IIII!. . ." " "
6t @

I о>

Н X I
 о б

::

::
:oe
 :.:........"....":-:-;
 g
е t;
р.

О 111


+15


+5
О



10



20


Изотопно леrкий
yrлерод с0 2 ,
выделяемоrо при
окислении метана,
образовавшеrося
за счет ферментации


':s::
:s::




'"
:s::
.. ." " ""." "".." ". " .;: ><
о
:s::
'-CI
до
 70



40



зо


Рис. 27.4. Факторы, контролирующие изотоп

ный состав уrле,Еода СаСО з , осажденноrо из
природных вод (L399], с исправлениями автора).


тяжелой Н 2 18 О. В настоящее время изо

топный состав морской воды колеблется
в довольно узких пределах, однако для эк

страполяции ero в прошлые неледниковые
эпохи надо ввести небольшую поправку
( ,....., 1 %0) для Toro, чтобы учесть объем изо

топно леrкой воды, находящейся в форме
льда. Дождевая вода, образующаяся вслед

ствие испарения морской воды, обеднена
180 тем значительнее, чем больше reorpa

ф
еская широта или высота местности,
и поэтому в целом имеет отрица тельные вe

личины 8180, т. е. состав, СХОДНЫЙ с припо

верхностными rрунтовыми водами, источ

ником КОТОРЫХ является дождевая вода.
И наоборот, рассолыI, образующиеся при ис

парении морской воды, обоrащены 180
и поэтому имеют положительное значение
8180. rлубинные пластовые воды
(разд. 27 з) претерпели наиболее сложные
изменения с момента их поrребения в отло

жившихся осадках в виде морской воды. Их
изотопный состав может варьировать в ши

роких пределах.
СаСО з обоrащен 180 относительно воды,
из которой он выпадает в осадок. Степень
обоrащения находится в обратной зависи

мости от температуры. Это дает возмож

ность построить палеотемпературную шка

лу для морских карбонатов, а также


21*


означает, что увеличение температуры,
являющееся следствием поrребения, приво

дит к уменьшению величины 8180 поздне

диаrенетических карбонатов (rл. 29).
Процессы биохимическоrо фракциониро

вания, включая фотосинтез, являются
rлавными факторами, контролирую.щими
величины отношения изотопов уrлерода
и отклонение величин 8 13 С от нулевоrо зна

чения стандарта MopcKoro карбоната каль

цИЯ PDB. Атмосферный С0 2 имеет величи

ну 8 1З С, равную
 7%0' однако отношение
13С : 12С в растениях приблизительно на 2%
меньше, чем в атмосфере, из
за более
частых столкновений между фотосинтези

рующими системами и более высокоэнерrе

тичными молекулами 12СО 2 по сравнению
с молекулами 13С02. Поэтому орrаниче

ский yr лерод является изотоп но леrким;
среднее значение 8 13 С дЛЯ реакций на суше
составляет около
 24%0. Реакции между
таким леrким уrлеродом, находящимся
в кислотах орrаническоrо происхождения,
и морскими карбонатами будут давать
осадки изотопно леrкоrо карбоната каль

ция, подобноrо тому, который встречается
в почвенных и морских известняках, про

шедших стадию диаrенеза впресноводной
зоне (рис. 27.5). Таким образом,
СаСО з + Н 2 СО З ----+ Са(НСО З )2' (27.6)


морской


СО 2 орrани

ческоrо
происхождения


8 13 С
 О, 8 1З С

24, 8 1З с

 12.
Дальнейшее взаимодействие Са (НСО З )2
с уrлекислыIM rазом, образующимся в по

чвах, при водит к величине 8 13 С, равной

 24%0, взаимодействие с атмосферным
уrлекислым rазом
к величине 8 13 С, равной

9%0.
Очень леrкий yr лерод с величиной 81 ЗС
ДО
 80%0 образуется в метане (СН 4 ),
являющемся продуктом анаэробноrо бак

териаЛЫШ20 брожения (ферментации) opra

ническоrо вещества в болотах или образую

щемся в боrатых орrаническим веществом
илах морских мелководий. Окисление этоrо
метана высвобождает леrкий уrлерод, KO

торый затем используется для построения
кристаллических реПIеток карбоната каль

ция. С друrой стороны, после реакции бро





324


Часть 8


б 180PDB

11
9
7
5
3
1 +1 +3 +5 +7


+20


+15


+10




10
р..
!;?
 15
l.O



20



25



зо







35



40


Рис. 27.5. Вариации изотопноrо состава уrлеро

да и кислорода карбоната кальция осадков, по

род и цементов. 1
 цемент с изотопно тяжелым
уrлеродом; 2
 rлубинные известняки; 3
 мелко

водный цемент; 4
биоrенный ил; 5
карбо

натный осадок; 6
мел; 7
пресноводные извест

няки; 8
морские известняки; 9
поздний цемент;
10
плейстоценовые известняки (Бермуды);
11
кальциты почв (Европа); 12
раннедиаrенети

ческие конкреции; 13
 цемент, образоваВIШIЙСЯ
за счет метана [399].
жения остается тяжелый бикарбонат. По

этому осаждающийся в дальнейшем карбо

нат обоrащается тяжелым изотопом уrле

рода [184].
Рассмотренные выше и на рис. 27.3 и 27.5
ра
личные варианты дают ценнейшие кри

терии для определения мест протекания
процессов диаrенетическоrо осаждения
(дальнейшее рассмотрение этих вопросов
дается в rл. 28 и 29).
При исследовании стабильных изотопов
возникают следующие проблемы: а) He

известна степень посткристаллизационной
диффузии ионов отдельных изотопов (обыч

но ею пренебреrают); б) интерпретация OT

дельных промежуточных минеральных pe

акций при наличии результатов анализа
породы в целом (эта проблема решается
в последних исследованиях посредством BЫ

деления мономинеральных фракций; см.


,
[212]); в) неопределенность изотопноrо co

става домезозойских океанов (проблема
неразрешима).


27 д. Применение фазовых диаrрамм ЕЬ
 рН
при изучении днаrенеза. В rл. 1 уже вкраще
да вались общие представления о Eb
pH

диаrраммах. Нанесение на такие диа

rраммы полей устойчивости различных ми

нералов и растворенных ионных фаз дает
ценную информацию для понимания CTa

бильности диаrенетических и собственно
осадочных минералов [292]. Для любой
окислительно
восстановительной системы
может быть написана следующая реакция:
восстановленное состояние == окисленное
состояние + п электронов.
Величина ЕЬ реакции может быть рассчита

на при помощи уравнения Нернста. Напри

мер, если рассматривается устойчивость BO

ды при температуре 25 0 С и давлении 1 атм:


2Н 2 О == 2Н 2 + 02'


(27.7)


то это уравнение можно написать на уровне
ионов водорода и (или) электронов в виде


2Н 2 О == 02 + 4Н в tдн + 4e
.


(27.8)


Отсюда на основании уравнения Нернста
для равновесия между водой и кислородом
при парциальном давлении 1 атм получает

ся соотношение


ЕЬ == 1 ,23
 0,059 рН.


(27.9)


На Еh
рН
диаrрамме равновесию COOTBeT

ствует прямая линия, имеющая наклон

 0,059 В на единицу рН и отсекающая на
оси ЕЬ == + 1,23 В (рис. 27.6, а).
В качестве друrих примеров построения
фазовых диаrрамм ЕЬ
 рН рассмотрим
устойчивость железа, маrнетита и reMa тита
в присутствии воды при температуре 25 0 С
и общем давлении 1 атм.
Для элементарноrо железа
3Fe + 4Н 2 О == Fез04 + 8Н+


железо


+ 8е
 ,
(27.10)
(27.11)


маrнетит


ЕЬ ==



 0,084
 0,059рН;


для маrнетита
2Fе з 0 4 + Н 2 О
маrнетит


3Fе 2 О з + 2Н + +
rематит


+2e
,


(27.12)




325


Диаrенез: преобразование осадка в породу


Eh ==
 0,221
 0,059рН. (27.1 3)
Обе линии, определяемые уравнениями
(27.11) и (27.13), нанесены на рис. 27.6,а.
И так, мы определили поля устойчивости BO

дЫ, rематита + вода и маrнетита + вода
в виде функций значений рН и Eh. Отметим,
что rраница между полями устойчивости
элементарноrо железа и маrнетита распола

rается ниже rраницы устойчивости воды
при парциальном давлении водорода 1 атм.
Это означает, что указанная реакция в при

сутствии воды не может быть устойчивой,
т. е. в присутствии воды при сохранении paB

новесия устойчивость железа не может быть
достиrнута.
Теперь очень важно понять, что
рис. 27.6, а в дальнейшем будет малоприме

ним без знания предельноrо состояния, до
KOToporo разные растворенные ионы железа
MorYT существовать в равновесии с раз

личными твердыми минеральными фазами,
такими, как маrнетит и rематит. Если актив



Рис. 27.6. а, б
 Eh
 рН
 диаrраммы, построенные
для системы Fe 2 +
Fe3 +
H20; объяснения см.
в тексте [292].


+ 1,0
(а)


,
',о
It""':
<о,
, /.'
, е<о
-....::.. J .,.
, О
........<
,
"


+0,8


+0,6


+0,4


rематит + вода


Eh



0,4


О"

, ',
o
" 'lJ',
,<
 Лi.q-
"ре......... j;>
e

'""'-!..о, е О If]. '1-
# .,......... 3

" if, # .,. It 04<1
'<.. ' <о
"
, Р;;-а....
р,"::"

.,. It '-<..&--,
<о ,
,



O,6



,8



I.o


10


2


4


6 8
ри


ность растворенных ионов при равновесии
с данной твердой фазой меньше 10
6, то
в ЭТИХ условиях твердая фаза будет вести ce

бя как устойчивый компонент [292]. Это
значение справедливо для вод на rранице
раздела осадок
 вода или выше нее, однако,
поскольку в иловых водах ниже rраницы
раздела активности катионов поддержи

ваются на значительно более высоких ypOB

иях, диаrенетическим системам будет боль

ше соответствовать значение 10
3 [186].
Рассмотрим вкратце равновесие иона Fe 3 +
с rематитом:


Fе20з + 6Н+ водн == 2Fe 3 + + 3Н 2 О.
rематит (27.14)
Константа равновесия для этой реакции MO

жет быть определена по термодинамиче

ским данным, которые в конечном счете
дают зависимость


19 [Fe 3 +] ==
 0,72
 3рН.


(27.1 5)


Таким образом, в случае равновесия с reMa

титом лоrарифм активности иона Fe 3 +
является линейной функцией только apry

мента рН, и rраница поля устойчивости
Fe 3 + на рис. 27.6,6 будет параллельна оси
ординат.


+1,0 Fe 3 +
в раст (6)
воре
+0,8


"
.......... о
,< р

o '..........е<о

f.o
'

,
,
,


-Ю,6


- -Ю,4


Fe 2 +
-Ю,2 в растворе


[емат;';т + вода
FеРз + ир


Eh


О
,
......,',
o

0,2 '......7(-'
"
,
д"

0,4 '-!..'{
 Ij
 Jf.q-

'..<, el'

"', ,

0,6 , р....
,е(З'
. j;>J... -1


е .,....'..11 О........

0,8
Ol...........



I'O


12


14


4


10


12


6 8
ри




326


Часть 8


Сходные расчеты для равновесия иона
Fe 2 + с rематитом и маrнетитом (в которых
получается, что в уравнении, подобном
(27.15), ЕЬ также переменно) дают такие фа

зовые диаrраммы ЕЬ
 рН, как приведенная
на рис. 27.6, б, на которой определены поля
устойчивости растворенных и твердых фаз.
Хотя здесь не рассматриваются детали (см.
rл. 30), отметим небольшое поле устойчиво

сти Fe 3 + и большие поля устойчивости Fe 2 +
и rематита. Однако проведенные расчеты
недостаточно удовлетворительны дЛЯ OKOH

чательноrо установления фазовых rраниц
и полей устойчивости минералов. Это обус

ловлено тем, что при расчетах совершенно
не учитывалось присутствие двух распро

страненных и важных анионов
 HS
 и
НСОЗ-. Действие этих двух анионов будет
оказывать дополнительное влияние на диа

rенетические минералыI' присутствие KO

торых можно предполаrать [186]. Для боль

шей определенности отметим, что присут

ствие этих анионов способствует устойчиво

сти соответственно пирита и сидерита (см.
rл. 30).
Ч то касается типичных значений ЕЬ и рН
в водах водоемов и поровых водах, то в цe

лом можно сказать, что воды морей обычно
являются слабо щелочными и характери

зуются положительными значениями ЕЬ.
В то же время поровые воды близки
к нейтральным и характеризуются отрица

тельными значениями ЕЬ. Разница в вели

чинах ЕЬ особенно важна для понимания xa

рактера диаrенетических реакций, посколь

ку ионы И твердые частицы, высвобождаю

щиеся при выветривании в окислительной
обстановке, а также образующиеся в MO

ской воде или на rранице раздела осадок

вода, по мере отложения почти неизбежно
должны быть восстановлены.
В заключение можно сказать, что устой

чивость природных диаrенетических мине

ралов зависит не только от величин ЕЬ и рН,'
как подразумевается основным видом фазо

вой диаrраммы, но и от воздействия присут

ствующих в среде диаrенеза растворенных
ионовНS
, НСОЗ-, а также катионов метал

лов.


27е. Уплотнение и миrрация вод. Уплотне

ние отложенных осадков представляет co

бой преимущественно механический про



цесс, контролируемый давлением. Этот
процесс приводит к тому, что со временем
центры вышележащих и нижележащих ча

стиц становятся ближе друr к друry. В дей

ствительности осадок подверrается чистой
деформации под действием приложенноrо
давления. Уплотнение приводит к уменъше

нию пористости, проницаемости и электри

ческой проводимости и увеличению общей
плотности и скорости распространения
сейсмических волн. Тонкодиспереные ocak
ки, содержащие орrаническое вещество
и r линистыIe минералы, уплотняются
в наибольшей степени, rрубозернистыIe
осадки
 в наименьшей. Уплотнение всеrда
сопровождается выжиманием воды. Эта вo

да иrрает важную роль в переносе ионов
и орrанических молекул из <<дОНОРНЫХ» a

rиллитов или известковисто
арrиллитовых
пластов в «акцепторные» слои песчаников
или известковистых песчаников.
В кернах, полученных при бурении тонких
кластических осадков, было проведено
большое количество измерений величины
изменения пористости с rлубиной
(рис. 27.7). Хотя и наблюдается значи

тельныIй разброс кривых, полученных раз

ными исследователями, общая направлен

ность изменения экспоненциальна и может
быть описана аналоrично скорости pa

диоактивноrо распада в виде .уравнения
100


60


.Q
...
u
О
...
u
:s:
р.

 40


20


10 102 103
rлубина поrружения (футы)
Рис. 27.7. Соотношения пористости и rлубины,
определенные в ряде осадочных толщ; наложена
средняя кривая Болдуина [52].




327


Диаrенез: преобразование осадка в породу





': : .: :' ::. '.: .:. :. '.:. :'


е... .
:.
.:::: ::."


р == Poe
CY, (27.16)
rде Р
пористость на rлубине у;
Ро
пористость на поверхности (у == О);
с
 константа. Средняя кривая зависимости
пористости от rлубины, приведенная на
рис. 27.7, может быть описана полиномом
[122]
Р == 0,78
 0,043 In (у + 1)


 0,0054 [In(y + 1)]2. (27.17)


Эта связь, вероятно, также применима
к тонким карбонатным осадкам, поскольку
при лабораторных экспериментах YCTaHO

влено, что скорости их уплотнения сходны
со скоростями уплотнения кластических
rлин. Однако при исследовании природных
образцов MorYT возникнуть осложнения, по

скольку ранняя литификация карбонатных
илов (rл. 29) будет сдерживать уплотнение.
rеолоr должен помнить, что в последова

тельности переслаивающихся арrиллитов
и песчаников, которые он наблюдает в CTpa

тиrрафическом разрезе, уплотнения, по всей
вероятности, всеrда будут различными.
Рис. 27.8 иллюстрирует сильные изменения,
возникающие при уплотнении pYKaBO

образных залежей песчаников. В таких слу

чаях, а также в примерах, rде необходима
информация о скорости изменения МОЩНО

сти осадков, полезно применятъ методы
разуплотнения [630].
Известно, ЧТО в разных районах мира на
rлубине сущеСтвуют зоны недоуплоmненных
осадков. Такие зоны подверrаются HeHOp

мальному давлению и особенно типичны
для быстро накапливающихся дельтовых
осадков, сохраняющихся в rлубоких oca

дочных бассейнах. При нормальных усло

виях давление жидкости в порах породы
является rидростатическим (разд. 27б), т. е.
находится в равновесии с давлением столба
соленой воды высотой, равной расстоянию
до поверхности. Если жидкость в смежных
порах породы изолирована, то это мешает
уплотнению и давление является rеостати

ческим. rоризонты быстро отложившихся
илов, изолированные водонепроницаемыми
пластами или характеризующиеся пере

менным уплотнением и цементацией или
только цементацией, будут находиться под
избыточным давлением и отличаться боль



. '. .....0.0 о" ....: 0"0.:


. . . . . о-о. . "о. .. . . ... '.

.......,... :.: ..... .;.:..'..:
..':.;\>
<;. У;.


. . .. .. .. О.
. .. . .. ..' ..
.' .


. . '. .... ... . .." ........ .
.<. :.'.:. '.


'.

 .':'.:'
' :.': ..;.:..... :':.':.::::: .':'::.:' .
"',,: :::' :.'.:":'.':.:.:.




: .: :.' : '.>.
 ::.< :.'
 ': ':. :-,-.:....:. .- ':'":. ::' .:::<.. '.:'::: '"::
:.......: :';)
'


... О. О. :: о. о. о. .: .: :.


. . .' .. . . .' : . о. . 00 .'. ': :
. : : о.. О,. : . . . . о" . '. . о. :: ....
. ..' '.. .' 00.. .


. о. :.: . . о. : '. . : .


. . '. . . : .' 00. ". : . .' . '. '.: : . ". О. . ... .....:.


Рис. 27.8. Воздействие уплотнения на форму
слоистости и мощность. а
совреМенная reOMe

трия; б
 rеометрия до уплотнения [52].


шей пористостью, меньшей плотностью,
меньшей скоростью распространения сей

смических волн, повышенными скоростью
бурения, температурой и электрической
проводимостью и меньшей соленостью по
сравнению с Rышележащими и нижележа

шими породами, находящимися под дей

ствием нормальноrо давления (рис. 27.9,
27.1 О). Находящиеся под избыточным давле

нием rоризонты представляют сложную
проблему для нефтяноrо бурения (BHe

запные выбросы, обрушение стенок) и вызы

вают rлубинное развитие rлинистыx диапи

ров вследствие аномально низкой плотно

сти участков, находящихся под избыточным
давлением.
В дополнение к уплотнению, вызываемо

му избыточным давлением, необходимо
принимать во внимание следующие три
фактора. Первым из них является акваmеJr
мальное давление [57], обусловленное увели

чением давления за счет расширения воды
в замкнутом поровом пространстве при Ha





328


Часть 8


rревании. Второй фактор
де2идратация
монтмориллонита [646]. Она имеет место
только в кластических арrиллитах, в KO

торых при захоронении и поrружении про

исходит переход монтмориллонита виллит
и В поры поступает вода (rл. 28). Третьим
фактором является 2енерация метана [360].
На rлубинах в поровое пространство посту

пает rаз метан, rенерируемый в ходе биохи

мических и термохимических процессов
(rл. 31). илыI' находящиеся под избыточным
давлением, часто содержат обильные при

родные rазовые пузыри.
Перед тем как окончательно рассмотреть
время и пути миrрации поровых вод, необ

ходимо вкратце обсудить происхождение
водной фазы. Термин «формационные BO

ды» является полезным не имеющим reHe

тическоrо смысла термином для обозначе

ния любоrо вида водной фазы, присут

ствующей в породах или осадках [862].
Метеорная вода, т.е. вода, недавно вовле

ченная в атмосферную циркуляцию, по
ви

димому, присутствует в сравнительно He

rлубоких rоризонтах. Реликтовая, или иско




(a)

 (


 (в)



Давление


Песок :'.::


{,({
ё


rлина


Рис. 27.9. Схематические rрафики (в условном
масштабе), показывающие развитие переуплот

нения в чередующихся пористых песчаных
и илистых пластах в процессе постепенноrо (a
2)
поrружения [148].


пае мая, вода была лишена контакта
с атмосферой в течение по крайней мере зна

чительной части rеолоrическоrо периода.
Она представляет собой смесь ископаемой
поровой воды и воды, поступившей из co

сед них осадков. Исходная океанская вода
эволюционирует до реликтовой в процессе
сложных химических изменений. Это обус



ловлено тем, что она миrрирует из уплот

няющих.ся тонкодисперсных осадков и дви

жется cor ласно перепадам давления. По
сравнению с морской водой реликтовая BO

да обычно сильно обоrащена СОЛJ.lми
(табл. 27.1) и может иметь плотность
1 100 Kr.M
3. Дальнейшее рассмотрение
процесса, посредством KOToporo происхо

дит это обоrащение, можно найти в rл. 28.


1700


Плотность, Kr. м
 3
1900 2100 2300


2500


2


Плотность
Пористость Плотность влажноrо
/ cyxoro вещества
I вещества
\




:.::
.;
!i1
\о
>.
ё 3


.



 i

 ....
. ...
. ...
4 .. ...
10 14 18 22 26
Пористость, %


Рис. 27.10. Резкое увеличение пористости
и уменьшение плотности сланцев в верхней части
переуплоrnенноrо rоризонта в Манчестер
Филд,
oKpyr Келкейсив, шт. Луизиана, США [705].


В начале этоrо раздела подразумевалось,
что уплотнение, а следовательно, и выделе

ние воды представляют собой непрерывные
процессы. Однако вероятно, что выделение
воды является результатом не только выжи

мания поровой жидкости, НО И сброса вслед

ствие высоких температур при больших
rлубинах захоронения (коrда большая часть
поровой воды уже удалена) межслоевой BO

дЫ в монтмориллоните (рис. 27.1 1). Эта BTO

рая водная фаза в самом начале будет пред

ставлена почти чистой водой в противопо

ложность рассолам, образующимся в про

цессе постепенной фильтрации исходной
морской воды через rлинистыIe частицы
уплотняющих.ся арrиллитовых пластов.




Таблица 27.1. Результаты анализа основных химических компонентов некоторых солевых реликтовых формационных вод и океанской воды
(для сравнения) [862]
Тип рассола Океан Реликтовый Реликтовый Реликтовый Реликтовый Реликтовый Реликтовый Реликтовый Реликтовый Реликтовый
тип Na
Ca Na
Ca Na
Cl(?) NaCl(?) Na
Ca Na
Ca Na
Ca Na
Cl(?)
Si0 2 7,0 <10 6,9 22 52 47 14 80 63 20
АI 1,9 5,4 1,5 4,1 0,9 0,4 0,2 30 1,2 0,6
Fe 0,02 1,0 5,6 0,0 6,4 1,2 61 2,7 0,1 15.0
Мп 0,01 2,5 0,2 2 0,3 0,08 2 0,2 7,0 0,05
Са 400 62 900 10100 5750 325 373 3040 3400 12200 57
Mg 1272 179 1920 1070 123 115 49 43 275 23
Sr 13,3 320 279 456 21 82 66 40 320 9
Ва 0,05 4 <2 3 7,2 7,1 8,7 1,4 110 13
Na 10560 11 900 42 000 31 500 6150 5820 6710 4310 13600 6300
К 380 38 323 585 136 132 113 80 404 11
NH 4 0,07 <10 42 140 45 51 51 23 134 11
НСО з 140 24 72 140 666 535 287 795 80 1010
S04 2649 88 990 180 4,1 1,6 31 1030 16 1,1
СI 18980 128 000 90 300 60400 9940 9840 15 300 11100 44000 9690
Br 65 997 347 257 35 30 46 238 128
1 0,05 3,2 17 12 20 23 29 56 105
Сумма солей 34475 204000 146 440 100 579 17 700 17100 25900 21 045 71576 17 407
То же по удельной
электропроводности
 147000 109 000 25200 25800 31 800 28 500 27200
рН (лабораторное
измерение) 8,1 6,5 6,2 6,8 7,1 7,5 7,2 6,48 5,70 7,6
Температура, "С ( '" 4,0) 49 49 81 81,4 89 104
Плотность при 20 0 С,
Kr . л
 1 ( '" 1021) 1174 1112 1073 1009 1009 1016 1016 1054 1009
Минеральный оста-
ток (высушенный
при 180 0 С), млн
 1
 225000 157000 106 000 17 800 18600 28500 26 800 79 100 17000




ззо


Часть 8


Уплотнение толщи однородноrо класти

ческоrо или карбонатноrо ила, а также rли

нистых осадков будет вызывать перенос
удаляемой воды преимущественно вверх;
при наличии избыточноrо давления ocy

ществляется перенос удаляемой воды вниз
в соответствии с rрадиентом давления. CKa

занное относится к толщам илов, pac

слоенных преимущественно в rоризонтаJ1ь

ном направлении кластическим или карбо

натным песком. Миrрация жидкости всеrда
будет происходить по нормалям к поверх

ностям с одинаковым давлением в COOTвeT

ствии С местным rрадиентом поровоrо дa

вления (от большеrо давления к меньшему).
В толщах илов, перекрытыIx карбонатными
или кластическими песками, а также coдe

жащих наклонные песчаные пласты, подни

мающиеся вверх по направлению к краю
бассейна, будет осуществляться перенос вo

ды из илов в проницаемый песчаный пласт,
а затем вдоль Hero вверх по направлению
к краю бассейна (рис. 27.12) [528]. В обоих
случаях удаляемая вода и рассол будут


со
== (6) (в) (z)
:s: (о)
\о
>.


'"'
15
==
,.Q

 2


....
:s:
(,) 2
о 2"
== 2
....
о
.. 3 3 1


...............
Выделяемая вода


Рис. 27.11. Схематические примеры выделения
воды из уплотняющихся илов. а
 по Пауэрсу
И 46]; 6
по Берету [132]; в
по Перри и Хауэру
632], высокий rеотермальный rрадиент; 2
ПО
ерри и Хауэру r632], низкий rеотермальный
rрадиент. Зона r
 механическое уплотнение;
зоны 2, 3
 обезвоживание смектитовых кристал

лических решеток (ступенчатый процесс?).


переносить ионы, а также молекулы нефти
и rаза ИЗ тонкодисперсных осадков в прони

цаемые и пористыIe rоризонтыI' rде может
происходить образование диаrенетических
минералов или улавливание нефти (rл. 28,
29, 31).


27ж. Растворение под действием д
авления.
При исследовании шлифов мноrих класти



ческих и карбонатных пород часто BCTpe

чаются сутурные контактыI зерен. Это
указывает на то, что тем или иным путем
переотлаrались значительные объемы TBe

доrо материала. Эффектные примеры по

добноrо рода, но более крупноrо масштаба
представлены в разъеденной rальке KOHr ло

мератов, а также в rоризонтально распро

страненных стилолитах, наблюдаемых в из



Водонасыщенность
сланцев
О 100%.......... К краю бассейна







 изБы
очноеe даВление





.::-:';. :::::>


Избыточное
давление
J


.":.:':. :::.-: :".::


".: :'.::'
::' :-:.:.:.:"::::"':-:-::.': ::..:.!:":...


l::::.::...:":j l 112 1""'" 1 з
.....



Рис. 27.12. Схематический разрез, показываю

щий изменение водонасыщенности rлин с rлуби

ной залеrания и по направлению к переуплот

ненным сланцам, а также пути миrрации вод,
выжимаемых в процессе уплотнения. 1
 прони

цаемые песчаные rоризонты; 2
rоризонты ила;
3
пути миrрации поровых вод (обобщено) [352].


вестняках. Эти характерные чертыI не orpa

ничиваются только rлубоко захороненными
отложениями, а MOryT также встречаться
в породах, подверrшихся тектоническим Ha

пряжениям, rде они связаны с метаморфиче

скими минеральными реакциями и образо

ванием зон трещиноватости (кливажа).
Причиной образования вышеуказанных
особенностей строения является «pacтвope

ние под действием давления» или перенос
растворов. Растворение под действием дa

вления возрастает вследствие Toro, что
часть твердоrо материала, находившаяся
под напряжением, имеет более высокую pac

творимость по сравнению с той, которая Ha

блюдается у материала при отсутствии Ha

пряжения. По этой причине по периметру
зерен, находящихся под наrрузкой, в местах
контакта между частицами будут действо

вать высокие напряжения, а по периметру
заполненноrо жидкостью поровоrо про





331


Диаrенез: преобразование осадка в породу


странства
 нормальные (rидростатические)
напряжения. Возникающий таким путем
rрадиент напряжения вызывает образова

ние химическоrо потенциала. Ликвидация
этоrо rрадиента происходит вследствие
диффузноrо переноса материала из мест
с высоким напряженим в места с низким Ha

пряжением [91, 225, 226]. Таким путем pac

творяется материал, находящийся в точках
контакта между зернами, а материал, KOH

тактирующий с поровыми растворами, Ha

растает, т. е. поровое пространство посте

пенно заполняется. Это при водит к YMeHЬ

шению пористости и увеличению сопроти

вления по мере Toro, как процесс paCTBOpe

ния под действием давления ослабевает.
Существуют две теории, объясняющие
механизм процесса растворения
 осажде

ния. Соrласно теории Батерста, растворение
может происходить только в местах, rде
зерна находятся в непосредственном KOH

такте с поровой ЖИДКостью. Поскольку Me

ста контакта зерен друr с друrом испыты

вают высокие сдвиrовые напряжения, здесь
идет преимущественно выщелачивание,
обрушение и в связи с этим разрушение зе

рен. Небольшие фраrменты частиц также
растворяются, и цикл начинается сначала.
Соrласно теории Уэйла, растворение вызы

вается не сдвиrовыми напряжениями, а HOp

мальными напряжениями сжатия. Посколь

ку напряжения сжатия действуют только
внутри rраниц контакта зерен друr с друrом
и вследствие Toro; что растворенный MaTe

риал должен иметь возможность достиrать
поровых растворов, на всей площади KOH

такта зерно
 зерно необходимо присутствие
слоя адсорбированной воды. Этот слой дол

жен быть достаточно устойчивым, чтобы
противостоять изменениям давления, Ha

блюдающимся в зоне диаrенеза. Под дей

ствием rидростатическоrо давления paCTBO

ренные ионы через слой адсорбированной
воды диффундируют в поровое простран

ство, rде MorYT вновь осаждаться минералы.
Теоретические и экспериментальные
данные rоворят преимущественно в пользу
теории Уэйла [91]. Эксперименты, модели

рующие проuессы растворения под дей

ствием давления в кварцевом песке, показы

вают, что а) для растворения под действием
давления необходимым условием является
присутствие воды; б) эффективность paCTBO



рения под действием давления возрастает
при увеличении температуры; в) paCTBOpe

ние под действием давления не зависит от
состава поровых вод; r) растворение под
действием давления приводит в свободных
поровых пространствах к пересыщению, дo

ста точно высокому для выпадения минера

лов из раствора. В терриrенных кластиче

ских осадках диффузия pacTBopeHHoro KpeM

незема из наиболее сжатых участков KOHTaK

тов зерен друr с друrом в поровые растворы
определяет скорость процесса растворения
под действием давления. Однако суще

ствует все же некоторая неопределенность
в том, что касается точноrо маршрута «BЫ

ходю) для растворенных ионов. Мноrие эк

земпляры «разъеденной» rальки BOKpyr KOp

родированноrо участка имеют краевую
зону, сильно измененную под действием хи

мических процессов. Это явление указывает
на то, что через измененную зону происхо

дила диффузия ионов, которой, вероятно,
способствовали микротрещины [553].


27з. Области Диаrенеза. Можно выделить
четыре основные области диаrенеза, опи

раясь на характер заполняющей поры BO

дной фазы [269].
ВадОЗllая часть метеорной области, т. е.
зоны, rде действуют атмосферные осадки,
располаrается выше уровня насыщения пор
водой. Поровые пространства, таким обра

зом, находятся в контакте с атмосферными
rазами, и в частично заполненных водой по

рах набшодается положительное значение
ЕЬ. Иноrда приповерхностные диаrенетиче

ские реакции в отложенных осадках MorYT
в значительной степени находиться под воз

действием процессов почвообразования,
включая и участие биоrенных процессов.
Фреатuческая часть метеорной области
находится ниже уровня наземных вод!. Cy

ществует также фреатическая зона припо

верхностной морской области. Поровое
пространство в зоне постоянно заполнено
поровой водой, здесь наблюдается отрица



1 Вадозная часть соответствует субаэральной
обстановке, в то время как фреатическая зона
в континентальном секторе охватывает область
развития rрунтовых вод. Эти зоны, видимо, co

ответствуют области проявления процессов эк

зодиаrенеза М. С. Швецова.
 П рим. ред.




332


Часть 8


тельный окислительно
восстановительный
потеIЩиал. Величины давления и темпера

туры в зоне незначительно отличаются от
соответствуюuцих величин на поверхности
Земли. Движение поровых вод здесь проис

ходит в соответствии с rрадиентом давле

ния. Это давление образует цикл, включаю

uций выпадение дождя, стекание и просачи

вание вод, течение вод в пористых породах,
их выход на поверхность и испарение. Me

теорные воды во фреатической зоне xapaK

теризуются определенным, хотя
 и пере

менным временем пребывания в подземных
условиях. В течение этоrо времени их состав
изменяется незначительно относительно co

става речной воды до Toro момента, пока не
начнется испарение, что можно видеть
на примере плай или себховых поверхно

стей.
Морская область является переходной
и находится в контакте с метеорной
областью. В этой области, за исключением
узкой межприливной зоны, поровые про

странства целиком заполнены водами
oKeaHcKoro состава. Давления и темпера

туры здесь незначительно отличаются от
давлений и температур на поверхности Зе

мли. В очень узкой зоне, находящейся в KOH

такте с океанской водой, наблюдаются по

ложи тельные значения ЕЬ. В друrих местах
в поровых водах обычно имеет место BOC

становительная обстановка. На химический
состав поровых растворов сильное влияние
оказывают процессы бактериальноrо окис

ления и реакции восстановления. Застойные
морские бассейны MorYT иметь эвксинный
характер с мощн:ой толщей воды, в которой
преобладают восстановительные условия
(rл. 24). В таких прибрежных районах, при

мыкаюuцих к областям апвеллинrов, как по

бережъя Перу и Намибии, преобладает
образование фосфатов. В rлубоководных
океанских областях, особенно в районах,
близких к активным центрам спрединrа, Ha

блюдается при внос «rидротермальных»
флюидов эксrалятивноrо типа.
r лубинная область (область захоронения
и пО2ру
ения) представляет собой наибо

лее rлубоко расположенную и наиболее об

пшрную (и наименее изученную) область
диаrенеза. Контакт верхней зоны этой обла

сти с водами MopcKoro и MeTeopHoro проис

хождения является постепенным. Как уже


отмечалось, состав вод, присутствуюuцих
в этой области диаrенеза, существенно OT

личается от состава пресных или морских
вод. Это обусловлено тем, что напряжения
при уплотнении вынуждали исходную по

rребенную морскую воду продавливаться
через cBoero рода фильтр, который необра

тимо изменял ее состав. rлубинные воды не
принимают участия в метеорном цикле
и подвержены влиянию температур и давле

ний, которые MorYT значительно превосхо

дить температуры и давления на поверхно

сти Земли. В КОIЩе концов (соrласно
здравому смыслу) наступает rлубина захо

ронения, на которой начинает происходить
всеобщая перекристаллизация осадочных
минералов, и у диаrенеза принимает эста

фету процесс метаморфизма. Различия
между этими двумя процессами должны
быть, однако rде и почему
 вопрос
спорный.


27и. Выводы. Диаrенез представляет собой
сумму химических и физических процессов,
воздействующих на частицы отложенных
осадков. Будучи захороненным, осадок под

верrается воздействию повышаюuцихся TeM

пера тур и давлений. За счет миrрируюuцих
поровых растворов в пределах поровоrо
пространства осаждаются цементирующие
минералыI. Анализ стабильных изотопов Ma

териала цемента позволяет интерпретиро

вать физические и химические условия, cy

ществовавшие во время постепенноrо осаж

дения. Устойчивость диаrенетических мине

ралов зависит не только от величин ЕЬ и рН,
но и от активностей растворенных ионов
HS
 и НСОЗ-, а также от присутствия в по

ровых водах катионов металлов. Во время
уплотнения илов, а также в результате про

исходящеrо при rлубоком поrружении пере

хода монтмориллонита в иллит вьщеляют

ся значительные количества воды. Эти воды
выступают в роли переносчиков Heopra

нических и орrанических ионов, а также
соединений, образующихся в процессе
диаrенеза.


I


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения
В книrе Краускопфа [475] можно найти несколь

ко разделов по химии продуктов диаrенеза. rлуб

же этот вопрос рассмотрен в работах Бернера




ззз


Диаrенез: преобразование осадка в породу


[74, 77]. Лучшее введение в анализ reохимии CTa

бильных изотопов в исследовании диаreнеза
дается в работе Хадсона [399]. В работе Фора
[251] приведено наиболее cTporoe рассмотрение
основных химических ПрИlщипов, объясняющих


28


поведение стабильных изотопов. Книrа rаррелса
и Крайста [292] является классической и ценной
сводкой по мноrим аспектам химическоrо диаre

неза, включая вопросы правильноrо использова

ния Eh
 рН
диаrрамм.


Терриrенные кластические отложения


28а. Введение. До caMoro последнеrо Bpe

мени наблюдалась тенденция проводить
в основном диаrенетические исследования
карбонатных осадков и эвапоритов и лишь
небольшое внимание уделялось результа

там, полученным специалистами по минера

лоrии rлин. Весьма заметный проrресс в по

нимании процесса диаrенеза терриrенных
кластических осадков наметился в послед

нее десятилетие. Толчком к этому стали
rлавным образом исследования коллек

торных свойств отложений, про водимые
для нужд нефтяной промышленности, а TaK

же применение методов электронной
микроскопии, электронноrо микроанализа
(микрозонда) и изучение rеохимии CTa

бильных изотопов. Несмотря на то что был
достиrнут значительный проrресс в наблю

дениях и интерпретации результатов, тем не
менее существенным недостатком остается
отсутствие общей теории диаrенеза класти

ческих отложений. Такое положение дел
является следствием не только большой
сложности процесса диаrенеза кластических
отложений, но также тенденции исследова

телей продолжать работать по старинке
и изучать диаrенез ради диаrенеза. Еще
один недостаток мноrих исследований
че

ресчур резкое разделение процессов диаrе

неза песчаников и арrиллитов. Как уже ro

ворилось в rл. 27, такое разделение нельзя
считать удачным, поскольку при уплотне

нии толщ пелитовых осадков выделяются
воды и растворенные ионы, которые в KO

нечном счете должны продавливаться через
пористые rоризонты песчаников и служить
причиной цементации поровоrо простран

ства. И наконец, нужно сказать о большой


важности диаrенетических исследований
для обоснования классификации песчани

ков. Очевидно, что состав литифициро

ванных песчаников определяется составом
материала питающей провинции, механиз

мом ero переноса, условиями отложения
u диаrенетической историей. Исследовате

лю, исповедующему совет Блейка: «Видеть
в песчаном зерне мир», следует напомнить,
что при изучении обнаруживается и MaTe

риал, заполняющий поровое пространство,
и цемент, окружающий песчаные зерна!


28б. Диаrенез морских илов. П о знание paH

НИХ стадий диаrенеза ИЛйстых осадков ocy

ществляется при помощи исследования при

поверхностных отложений, тоrда как более
поздние стадии, коrда ил преобразуется
В безводный арrиллит, должны изучаться
в rеолоrических разрезах. Не приходится ro

ворить о том, что о раннем диаrенезе MOp

ских илов известно значительно больше.
Особенно мы осведомлены в вопросе о про

должительности действия механизма диаrе

неза орrаническоrо вещества и образовании
уrлеводородов. Эти процессы тесно пере

плетаются с диаrенезом илов И выделением
флюидов; мы рассмотрим их ниже, в rл. 31.
Происхождение же диаrенетических мине

ралов железа И марrанца в арrиллитах бу

дет рассматриваться в rл. 30.
На рис. 28.1 и в табл. 28.1 представлена
суммарная общая модель (rлавным обра

зом по Кертису [1 84]) диаrенеза МОРСКИХ
илов, основанная на существовании ряда
зон, определяемых rлубиной залеrания.





З4


Часть 8


Т, ос
rлуби

на, м


Зона Скорость выделения ..........

 диаrенетическоrОСО2
5 13 С ров




...............




1 ::...... . . . . . .
25
2 :.:.: ::/
:






0,3 10


Морская
вода
ьакте-
риальное
окисление
Бактериаль
ная сульфат-
редукция
Бактериаль-
ная

ерментацИJ:
Абиотичес

кие
реакции


От
10 до
25


о 10
2


3


+15


30 103


4


Вследствие восстановления F е 3 +)

Вследствие термальнои
декарбоксилации


О 1 О2


Рис. 28.1. Выделение диаrенетическоrо СО 2
в rлинистых толщах в пределах зон диаrенеза
1
4. Изотопные составы каждой зоны зафиксиро

вались в карбонатных конкрециях (см. текст).
1
 изотоп но леrкий СО 2; 2
 изотопно тяжелый
СО 2 [413].


Зона 1, очень маломощная. Здесь в по

ровых водах вследствие диффузии из выше

лежащих морских вод сохраняется paCTBO

ренный кислород. При бактериальном окис

лении орrаническоrо BelЦecTBa выделяется
изотопно леrкий СО 2 . Однако обнаружить
переСЫlЦенность вод карбонатом мало Be

роятно вследствие диффузии бикарбоната
в вышележаIЦИе воды. В этой зоне порис

тость илов может доходить до 80%. Здесь их
структура не нарушена, преобладает хлопь

евидное и пеллетовое строение. Важную
роль в контроле уровней сульфатной актив

ности в зоне 1 и в нескольких сантиметрах
верхней части зоны 2 иrрает биотурбация.
Она может приводить также к физическим
изменениям флокуловой rлинистой TeK

стуры в arperaTax фекальных пеллет. У rли

нистых минералов, оказавшихся на MO

ском дне в пределах зоны 1, есть время для
установления равновесия с морской водой;


деrрадированные иллитыI, например, MorYT
извлекать из морской воды и фиксировать
в решетках ион К +, С тем чтобы BOC

становить свой стехиометрический состав.
В зоне 2 преобладают процессы бакте

риальной редукции сульфат
ионов [304],
ПРИСУТСТВУЮIЦИХ в поровых (иловых) водах
и диффундирующих сюда из вышележаIЦИХ
морских вод. Сульфат
редукция oCYlЦecT

вляется под действием бактерий рода Desul

phovibrio. Зона сульфат
редукции может pac

пространяться вниз на r лубину около 1 О м,
однако наиболее выражена она в верхних
0,5 м или около Toro. Редукцию сульфата
морской воды можно представить в про

стом виде:


2СН 2 О + SO


орrаниче
 сульфат
ское
вещество
+ s2
 + 2Н 2 О.
сульфид


бактериальный
J 2СО 2 +
катализатор изотопно
леrкий С


(28. 1 )


Она приводит к образованию изотопно леr

ких бикарбоната и сероводорода. С rлуби

ной сульфат поровых вод постепенно исто

lЦается, и реакция прекраlЦается. Биолоrиче

ская сульфат
редукция
процесс бескисло

родный. Она может наблюдаться в за

стойныIx водных массах, однако наиболее
обычна в диаrенетической обстановке.
Сероводород, образуюIЦИЙСЯ в процессе
бактериальной редукции, токсичен для всех
дышаIЦИХ орrанизмов и наряду с друrими
продуктами бактериальноrо метаболизма
(СО 2 , NH з , РО4) является химически aK

тивным. Поэтому диаrенетические про

цессы, такие, как осаждение сульфидов Me

таллов, карбонатов, изменение величины
рН и образование метана, представляют co

бой результат бактериальной активности.
(Перевод pacTBopeHHoro сульфат
иона
океанской воды в сульфиды отложений

rлавное звено в балансной системе, поддер

живаЮlЦей содержание серы в океанских BO

дах примерно постоянным. Он компенси

руется поставкой сульфат
иона в океан
с континентов.) Как будет показано ниже,
в r л. 30, ио
ы железа со степенью окисления
+ 3 восстанавливаются до степени окисле

ния + 2 и формируется пирит, в конечном
счете образуюIЦИЙСЯ за счет дополнительно



I




З35


Диаrенез: преобразование осадка в породу


Таблица 28.1. Зоны диаrенеза для толщ морских илов. АТСС)
увеличение температуры с rлубиной
ниже rраницы раздела ocaДOK
Boдa в соответствии с rрадиентом 27,50C.KM
1 [184]


I
I


rлубина, А Т,
км ос


Пористость,
%


Зоны диаrенеза (формирующиеся минералы)


1. Окисление
2. Сульфат
редукция
Пирит, кальцит, доломит (маложелезистые карбонаты, обоrа

щенные 12с), каолинит?, фосфаты?
3. Ферментация
Высокожелезистые карбонаты, кальцит, доломит, анкерит, сиде

рит, обоrащенные 13с
4. Декарбоксилация
Сидерит
5. Образование уrлеводородов
(а) Жидкие
нефть, (б) rазообразные
метан, монтмориллонит----+
ИЛЛИТ (а) неупорядоченный, (б) упорядоченный
6. Метаморфизм
(а) 200 С, хлорит, (б) 300 "С, слюда, полевой шпат, эпидот?


0,0005


0,01 0,2 80
1,00 28 31
2,50 69 21
7,00 192 9


[о бактериально продуцированноrо суль

фид
иона. При изучении внутренних зон юр

ских кальцитовых конкреций, по
видимому
сформировавшихся в зоне 2, были обнару

жены реликтовые пеллетные текстуры
с обоrащением пеллет пиритом. Это OTpa

жает высокое содержание орrаническоrо Be

щества, необходимоrо для бактериальной
редукции [401]. Результаты анализа изотоп

Horo состава кислорода отчетливо показы

в!lют, что эти конкреции росли В порах ocaд

ков в пределах зоны контакта с морской
водой. Леrкий изотопный состав уrлерода
свидетельствует о том, ЧТО источником би

карбонат
иона было окисление орrаниче

cKoro вещества, вовлеченноrо в процесс
сульфат
редукции. Отсутствие Fe 2 + в HeKO

торых конкреционных кальцитах объяс

няют низкой ero активностью вследствие
осаждения нерастворимых су льфидов желе

за. Однако точная причина отсутствия раз

деления Fe 2 + между карбонатом и сульфи

дом остается неясной. В друrих конкрециях
количество Fe 2 + может быть значи

тельным. Некоторые же конкреции с caMoro
начала MorYT состоять из высокомаrне

зиальноrо кальцита вследствие весьма BЫ

. соких содержаний маrния (более 2 вес. %).
в зоне 3 сульфат истощается, и осаждение
изотопно леrкоrо карбоната в составе KOH

креции, равно как и образование пирита,
прекращается. Теперь по мере прекращения
сульфат
редукции она сменяется реакциями
орrанической ферментации (брожения), Be



роятно, вследствие Toro, что бактерии,
принимающие в ней участие, не MorYT суще

ствовать в присутствии растворенных суль

фид
ионов. Реакции ферментации MorYT
приблизительно выражаться в виде
СН 2 О ----+ СН 4 + СО 2 . (28.2)


орrаническое метан диоксид уrлерода
вещество (изотопно (изотопно тяжелый
леrкий уrлерод)
уrлерод)


Ферментация характеризуется значи

тельным фракционированием изотопов
уrлерода, при водящим к образованию
очень изотопно леrкоrо метана (8 13 CPDB
дО
 75%0) и изотопно тяжелоrо диоксида
уrлерода (8 13 CPDB "" + 1 5%0). Осаждение
изотопно тяжелоrо карбоната в присут

ствии ионов Fe 2 + , образующихся при про

дdлжающемся восстановлении железа, при

водит к формированию в конкреционных
телах таких минеральных фаз, как желе

зистый кальцит, железистый доломит, aHKe

рит и сидерит. Изучение этих конкреций со
все более rлубоких уровней в rлинах кимме

риджскоrо яруса верхней юры в Анrлии
[413] показало постепенное уменьшение Be

личин 8 13 С от значений, превышающих
+ 8%0' до
 6%0. Эта направленность обус

ловлена уменьшением роли реакций фер

ментации, поскольку зона 3 сходит на нет
и возрастает роль абиотических реакций.
преобладающих в зоне 4, в результате I\.O

торых вновь образуется изотопно леrкий




ЗЗ6


Часть 8


уrлерод. Полаrают, что бактериальная фер

ментация распространяется вниз до rлу

бины около 1 км. Ниже этому процессу пре

пятствует либо повышение температуры,
либо истощение орrаническоrо вещества
подходящеrо состава.
В осадочных толщах, содержащих вулка

ниты OCHoBHoro или среднеrо состава, изме

нение в неrлубоких поверхностных условиях
при низких температурах и особенно изме

нение любых стекол приводят к образова

нию rлинистых минералов rруппы смекти

тов, что ведет к обеднению поровых вод
маmием и обоrащению кальцием. Таким'
путем с течением времени слои ву лканиче

cKoro пепла постепенно изменяются до обо

rащенных смектитами бентонитов.
Зона 3 находится, кроме Toro, в таком
диапазоне rлубин, rде из илистых осадков
вытесняется значительная часть поровых
вод. Такой процесс убывает по экспоненте,
и на rлубинах порядка 1,
2 км прекращает

ся. На этой стадии плотность ила увеличи

вается от величины около 1320 до
1960 Kr . м
 3, а пористость уменьшается от
7
80 до 1
20%. Однако следует подчерк

нуть, что в уплотненных откложениях все же
остается до 30 об.% воды, rлавным образом
в виде межслоевой воды rлинистых минера

лов (рис. 28.2). Выжимание поровых вод
продолжается в зоне 4, в которой преобла

дают неорrанические процессы, разрушаю

щие оставшееся орrаническое вещество. Oд

ним из таких процессов является декарбок

силация, которую можно представить
в виде


R. СО 2 Н ----+ RH + СО 2 .


(28.3)


При декарбоксилации вновь образуется изо

топно леrкий диоксид уrлерода [184].
В большинстве моделей деrидратации rлин
предпол;;trается, что на таких r лубинах
(1
2,5 км) основная часть поровых вод уже
удалена.
Зона 5 является весьма интересным, но
мало изученным rлубинным интервалом.
Здесь начинают происходить основные из

менения rлинистыIx минералов, а также Ha

чинает отчетливо проявляться rенерация
уrлеводородов. Зона распространяется на
rлубину от около 2,5 до 5 км или больше
(диапазон температур здесь составляет
7
190°C) Исследования кернов rлубокоrо






(о)
р
 1320


70%


Оl

2


I


I з
1=
=
:::1 4
c=Js


(в)
р
 2280


Жидкая фаза
(z)
p
2570
5%


'7%-



13%







.
:::'71.o/<i:: Твердая
фаза



5%=--
:::5
o ::



15%:---
:1.5r
:'.


::ii%:.


::


.:


Рис. 28.2. Изменение объемных соотношений
в морских отложениях в процессе поrружения
и уплотнения. a
COBpeMeHHыe илы; 6
после пе}r
вой деrидратации; в
после второй деrидрата

ции; 2
 после третьей деrидратации. 1
 поровая
вода; 2
 межслоевая вода; 3
 твердая фаза набу

хающих rлин; 4
 твердая фаза ненабухающих
rлин; 5
неrлинистая твердая фаза. р
плотность
[132]. См. также рис. 27.11,6.


бурения rлинистых толщ на побережье MeK

сиканскоrо залива США [631, 632, 387] и во
мноmх друrих районах выявили ряд изме

нений, включая преобразование смешано

слойных монтмориллонит
иллитовых rли

нистых минералов (содержащих до 80%
монтмориллонита) в иллит и обоrащенные
иллитом смешанослойные rлинистыIe мине

ралыI. Этот процесс сопровождается оконча

тельной потерей воды из межслоевых пози

ций, которая, вероятно, служит основным
носителем растворяющихся уrлеводородов
при их первичной миrрации (rл. 31). Для YKa

занных изменений необходим также К + , KO

торый образуется при растворении мель

чайших частиц калиевоrо полевоrо шпата.
П редполаrаемое уравнение [387] этой peaK

ции можно записать в виде


смектит + калиевый полевой шпат ----+


----+ иллит + Si 4 + . + Mg 2 + + Fe 2 + .
(28.4)




ЗЗ7


Диаrенез: преобразование осадка в породу


После вcero сказанноrо выше важно понять,
что преобразование смектитов в иллитыI'
влекущее за собой обмен межслоевой воды
на К +, не может осуществляться только
под действием давления. rлавным KOHTpO

лирующим фактором является температу

ра, поскольку при деrидратации rлинистыIx
минералов потребляется тепловая энерrия.
Ее источником должны быть недра Земли.
Температуры, необходимые для начала Ta

Koro изменения, колеблются от 70 дО 90 0 С.
В пределах зоны 5 наблюдается также по

степенное преобразование иллита из неупо

рядоченноrо в упорядоченный, причем CTe

пень окристаллизованности иллита, YCTaHa

вливаемая с помощью дифракции
рентrеновских лучей, служит хорошим пока

зателем rлубины захоронения [738]. Во
мноrих кернах бурения в зоне 5 наблюдает

ся полное растворение частиц СаСО з [387].
Неизвестно, почему это происходит, так как
большинство раннедиаrенетических кальци

товых конкреций в этой зоне, по
видимому,
остаются устойчивыми.
В ходе процессов, протекающих В зоне 5,
в виде мобильных фаз выделяются Н 20,
Si0 2 , Mg 2 +, Fe 2 + и уrлеводороды. При
уплотнении они MorYT переноситься вверх
в зону 4 или в залеrающие между rлинами
пластыI песчаников или известняков, являясь
потенциальным источником минералов цe

мента (разд. 28д и rл. 29).
В следующей зоне 6 протекают истинно
метаморфические реакции: перекристалли

зация иллита в серицит, а затем, при 300 0 С,
в мусковит; перекристаллизация каолинита
в диккит или накрит или образование хло

рита в случае соединения с Mg 2 + и Fe 2 +
при температурах свыше 200 0 С. Самое важ

ное
 как можно более точно установить
rлубинные пределыI зоны 6, поскольку наша
диаrенетическая схема предполаrает, что
давление полностью определяется наrруз

кой. Местные давления, возникающие в pe

зультате деформации ПОРОД MorYT быть
причиной реакций метаморфическоrо типа
в зонах кливажа на относительно неболь

ших rлубинах.
В заключение можно сказать, что, хотя
приведенная выше зональная диаrенетиче

ская схема является полезной основой для
рассмотрения диаrенеза rлин, rраницы TeM

пературы и давления, а также характер peaK

22
91


ций для каждой зоны следует считать посте

пенными и приблизительными. Они MorYT
смещаться под влиянием мноrих местных
факторов (см. ниже). Вероятно, наиболее
важным является рассмотрение влияния
скорости седиментации на характер обра

зующихся rлинистыIx осадков [184]. Это
обусловлено тем, что скорость седимента

ции контролирует длительность BpeMeHHoro
интервала, в течение KOToporo данный
объем осадка находится в пределах KOHKpeT

ной зоны диаrенеза (табл. 28.2).
Последний вопрос этоrо раздела касается
роли rлин в изменении состава форма

ционных вод, которые постепенно выжи

маются в процессе уплотнения [862]. AHa

лизы формационных вод показывают, что
rлины не в равной степени прониuаемы для
всех компонентов, поскольку одни ионы
имеют большую «подвижность», друrие

меньшую. Фильтрующий эффект зависит от
различия зарядов, ионных и молекулярных
радиусов rидратированных ионов. Соле

ность ф<'>рмаuионных рассолов (с плот

ностью 1100 Kr. м
 3) увеличивается с воз

растом, и с увеличением солености растет
отношение Са 2 + : Cl
. Анализ изотопноrо
состава кислорода показывает, что измене

ние солености не является результатом ис

парения. Процесс фильтрации должен неиз

бежно приводить к образованию а) миrри

рующих Фильтрующих:ся ВОД С низкой
соленостью и б) удерживаемых вод с BЫCO

кой соленостью. В диаrенетических мине

ральных реакциях MorYT принимать участие
обе rруппы вод.


28в. Диаrенез пресноводных ИЛОВ. Несмотря
на то что мноrие диаrенетические измене

ния, о которых rоворилось в предыдущем
разделе, встречаются также в толщах илов
пресноводноrо происхождения, между ними
существует ряд важных различий.
П ресные воды имеют концентрацию
сульфат
иона на два порядка меньше по
сравнению с морской водой (табл. 2.1). Это
служит причиной Toro, что в диаrенетиче

ской зоне 2 илистыIx толщ В пресноводных
субаквальных условиях меньше сульфащ
доступноrо сульфат
редуцирующим бакте

риям. Такое уменьшение сульфат
редyuи

рующей деятельности способствует TO
f)
что в приповерхностыIx диаrенетичесих 30--




ЗЗ8


Часть 8


нах происходит осаждение не сульфидных
минералов, а сидерита, поскольку актив

ность карбонатных реакций остается BЫCO

кой. (rл. 30). О постепенном росте сидери

товьа конкреций свидетельствует изучение
кернов бурения пресноводных маршевых
и озерных илов дельты Миссисипи [368].
Особенно интересные данные по росту сиде



ритовьа конкреций были получены при
изучении арrиллитов пенсильванскоrо воз

раста (средний и верхний карбон) из Йорк

шира, Анrлия [616, 187]. Проведенные co

вместно исследования нерастворимоrо
остатка, анализ строения и изучение изотоп

Horo состава уrлерода в небольших образ

цах, отобранньа по срезу конкреции


Таблица 28.2. Связь между составом морских осадков и скоростью их захоронения [184]


Достаточно ли мала скорость захОроНения Да Красные
чтобы весь С окислился вблизи (бурые) шины
поверхности раздела осадок
 вода'!
Нет
Происходит ли осажде-
ние в морской 'Воде
(т. е. обоrащеиной 50 2 4')'!
Нет Да
Сульфат
редyI<ЦИ1I
НS
,НСОЭ ,PO

,NH

Достаточно ли мала скорость захороНения Чериые, пиритовые
Да сланцы, кальцит,
для полноrо перевода F е 3 + 8 пирит'! доломит, фосфатыI
Нет


Достаточно ли мала скорость
поrpужения для активной
ферментации и декарбоксилации'!


Нет


Достаточно ли мала скорость поrружения
ДЛЯ активной rенерации и миrрации
жи.цких yrлеводородов'!


и


Метаморфизм


Да


Сидеритовые
алеВрИТИСТЬIе
аprиллитыI


Да


I Пе
ективно на H
ThI




ЗЗ9


Диаrенез: преобразование осадка в породу


(рис. 28.3), обнаружили, что первоначалъно
сидерит осаждался в виде заполняющей по

ровое пространство фазы внутри хлопьев,
образованных частицами rлинистых мине

ралов. Этот первоначально осажденный си

дерит виден в центре конкреции. Он обоrа

щен тяжелым изотопом уrлерола, что,
вероятно, является следствием реакций бак

териальной редукции, о чем rоворилось BЫ

ше. Таким образом, в пресноводных илах
реакции ферментации с участием орrаниче

cKoro вещества, по
видимому, происходят
на меньших rлубинах, чем в морских илах.
Вероятно, это обусловлено отсутствием
продуктов сульфат
редукции, паrубно дей

ствующих на бактерии. В упомянутых выше


ММ
Сланец О
j i :
')


j 8

A U 40

18 5V
 ' .
o
Сланец I 01 2 I 4 ' 6 I 8 <>' 20'40' 60' 80 0, 8'0:6'0,4'0',2 (,
51 3с PDB . о 100 Пористость, % Степень уплотнения


Рис. 28.З. Распределение изотопноrо состава
уrлерода, пористости и степени уплотнения в си

деритовой конкреции из пен
ильванской (BecT

фал
А) и плотной rлины из Иоркшира, Анrлия
[187, 615]. Обсуждение см. в тексте.


сидеритовых конкрециях из толщ пресно

водных илов дельты Миссисипи также Ha

блюдается обоrащение тяжелым изотопом
уrлерода (величина 813CPDB достиrает
+ 7,64%0). В сидерите из внешних слоев KOH

креции каменноуrольноrо возраста coдep

жится больше обломочноrо материала по
сравнению с внутренними слоями. По мере
уменьшения с rлубиной бактериальной aK

тивности величина 8 13 С карбоната этоrо си

дерита уменьшается.
Еще одна особенность фаций пресно

водных илов закшочается в том, ЧТО ОТЛО

жившиеся в них rлинистые минералыI и дpy

rие частицы MorYT изменяться под дей


твием выщелачивания. и субаэральноrо
выветривания. Например, при кислом BЫBe

тривании слабо дренируемых, обоrащенных
орrаническим веществом почв прибрежных
топей иллитовые, смектитовые или смеша

нослойные rлинистые минералы изменяют



22*


ся до каолинита. При сходных условиях TOH

кие слои вулканическоrо пепла будут изме

няться до тонштейнов с высоким содержа

нием каолинита [780]. Кажется вероятным,
что тонштейны, которые широко распро

странены на очень больших площадях в пре

сноводных уrольных болотных фациях пен

сильванскоrо возраста в Европе, предста

вляют собой субаэральный аналоr бентони

тов. С друrой стороны, щелочные поровые
воды MorYT способствовать образованию
в осадках на небольшой rлубине от их по

верхности rлинистых минералов rруппы
смектита.


28r. КлассификаЦШI алевритово
r линистых
пород. Уплотненный и литифицированный
чисто rлинистый кластический осадок назы

вают плотной 2ЛUНОЙ (claystone). Поскольку
тонкодисперсные осадки обычно предста

вляют собой смесь частиц тонкопесчаной,
алевритовой и rлинистой размерностей,
в последние rоды обиходным ст
ло
употребление более общеrо термина мадрок
(mudrock), или алеврuтовО
2лuнuстая пopo

да. Однако следует отметить, что строrой
номенклатуры, используемой при описании
тонкодисперсных осадков, нет. При этом
обычным синонимом термина «алевритово

rлинистая порода» (mudrock) является Tep

мин мадстоун (mudstone). слaIщеватыIe але

вритово
rлинистыIe породы часто называют
сланцами (shale), однако и здесь не суще

ствует жестких разrраничений, поскольку
некоторые авторы используют этот термин
как еше один синоним термина «алеврито

во
rлинистая порода» 1. Ни rлины, ни але

вритово
rлинистые породы не состоят пол

ностью из rлинистых минералов. Среднее
содержание в них зерен кварца и кремней co

ставляет около 30 вес.%. Средняя «rлинис

тая» порода имеет rранулометрический coc



1 В анrлоязычной научной литературе термин
mudrock, как правило, считается синонимом
термина mudstone. Иноrда они оба COOTBeT

ствуют термину claystone, но в более узком
и cTporoM значении claystone означает плотную
rлину, возможно, с примесью алеврита, в то
время как mudstопе
плотная алевритово
rлини

стая или rлинисто
алевритовая порода (в этом
значении и использован термин в настоящем
переводе). В отечественной литературе термин
«rлина» относится и к рыхлому осадку (clay),
и к плотной породе (claystone) и в этом широ

ком значении используется здесь.
Прuм. ред.




340


Часть 8


тав, соответствующий плохо отсортирован

ному средне
тонкозернистому алевролиту,
содержащему примерно одну восьмую
часть зерен песчаной размерности, шесть
восьмых
алевритовой и одну восьмую

rлинистой размерности. Поскольку алеври

тово
rлинистыIe породы составляют около
75% всех кластических осадочных пород,
становится ясным, что основная весовая
часть обломочноrо кремнезема Земли при

ходится на алевритовую фракцию. Помимо
частиц обломочноrо кремнезема, кремней
и rлинистых минералов алевритово
rли

нистые породы MorYT содержать значи

тельные количества тонкодисперсноrо op

rаническоrо вещества в виде керО2ена
(rл. 31), а также СаСО з . Различные пере

ходные виды между чистыIи конечными
членами этих составов по казаны
в табл. 28.3. В алевритово
rлинистых поро

дах находится 95% орrаническоrо вещества
кластических осадочных. пород, причем ero
содержание в отдельных образцах изме

няется в пределах от О до 40 вес.% при об

щей средней величине около 1 %. Обоrа

щенные орrаническим веществом алеврито

во
rлинистыIe породы обычно имеют TeM

ную окраску. Обоrащению алевритово
rли

нистьа пород орrаникой способствуют
высокие скорости седиментации, предотвра

щающие ero окисление в приповерхностной
диаrенетической зоне 1 (табл. 28.2).


Таблица 28.3. Схематическая трехкомпонентная
диаrрамма, иллюстрирующая номенклатуру и
состав алевритово
rлинистых пород (в основном
по Силли [740])


rлинистые минералы
/


Плотная алевритовая
шииа ?croуи)
7

Мик рит
/


Черный сланец
\
Битуминозный сланец
\
C
\
Орrаническое
вещество


СаСО з


Битуминозный
известняк


П роисхождение сланцеватости в алеври

тово
rлинистых породах до сих пор oCTae:r

ся нерешенным вопросом (см. обзор Муна
[583]). Несмотря на то что любое уплотне

ние приводит к общей ориентировке частиц
rлинистых минералов параллельно напла

стованию [188], корреляция между сланце

ватостью и rлубиной захоронения слабая.
Очевидно, для решения этой проблемы важ

ную роль должно сыrрать детальное изуче':'
ние микроструктуры arperaToB частиц. При
хлопьевидном строении даже после уплот

нения тенденции к развитию сланцеватости
наблюдаться не будет. Существует мноrо
несланцеватых каолинитовых алевритово

rлинистьа пород TaKoro типа. Тонкодис

персная структура будет способствовать
развитию сланцеватости, особенно в случае
присутствия болыпоrо количества орrани

ческих ионов, нейтрализующих поверх

ностные заряды rлинистьа частиц и тем
самым препятствующих образованию СВЯ

зей типа край
 поверхность. В выветрелых
образцах некоторых сланцеватых алеврито

во
rлинистьа пород наблюдается чередова

ние очень тонких светлыIx и темньа слоев.
Эти породы похожи на ленточные rлины
[779]. При выветривании слоев образуется
заметнаясланцеватость.Такиеслои,вероят

но, отражают изменение при вноса в осадки
орrаническоrо вещества с течением BpeMe

ни, довольно высокие скорости седимента

ции и отсутствие биотурбации. Возможно,
биотурбация является причиной отсутствия
сланцеватости у мноrих первоначально
слоистыIx алевритово
rлинистых пород.


28д. Приповерхностный диаrенез песков.
Осадки, отложившиеся в семиаридном кли

мате (пустыни, аллювиальные конусы BЫHO

са и кратковременные речные водотоки), ча

сто на продолжительное время попадают
в пределыI кислородной вадозной зоны. Это
длится до тех пор, пока опускание не приве

дет к тому, что они окажутся ниже уровня
континентальных вод. В течение времени
cBoero пребывания в пределах вадозной
зоны в крупнодисперсные осадки, которые
в этих условиях наиболее распространены,
вносится rлинистыIй минерал, их обло

мочный материал подверrается внутрипла

стовому растворению, происходит аутиrен

ное минералообразование, а также покрас





341


Диаrенез: преобразование осадка в породу


нение под действием железистых пиrментов
(рис. 28.4) [844, 846]. Важным минералоrи

ческим фактором, в значительной мере ocy

ществляющим контроль над вышеука

занными реакциями, является свежесть
большой части отлаrающеrося в семиа

ридных районах песчаноrо и rравийноrо Ma

териала, особенно материала осадков пepвo

20 цикла, образовавшихся непосредственно
за счет изверженных и(или) метаморфиче

ских пород питающих ПРОВИlщий.
Инфильтрация 2линист020 материала Ha

бшодается в том случае, коrда в паводковых
водах в составе взвеlllенноrо вещества
имеются rлинистые минералыI' просачиваю

щиеся на алшовиальных конусах выноса
вместе с водой через пористые и прони

цаемые песчаные и rравийные отложения.
Вблизи от поверхности rлинистые мине

ралыI отлаrаются на зернах обломочноrо
материала таким образом, что чешуйки rли

нистых минералов располаrаются .парал



Рис. 28.4. Наблюдаемые и предполаrаемые диа

rенети
еские изменения в пустынном аллювии
первоrоцикла. К
полевой шпат; Р
плаrиоклаз;
Н
роrовая обманка; Q
кварц [846].


Стадия 1


Стадия 2


Первоначальное
отложение


Инф
ьтрация rлинистоrо
материала; отсутствие
значительноrо изменения
СЮIИкатных ми-
HepaлoB каркаса


Значительное изменение пироксенов,
амфиболов и кальциевоrо плarиоклаза





O


'Ъo1.I{,
'l\! .d-r;J



 . ..<A-'l-

/.
O I
.
c,-{O :'i.
'ЪV" "


/ #<0 #.



#1{,
 'l-

 #-'

«;
 gj

I{,
e ....р:} I{,"ЧI'L.
'l;
 gj 1 5

?> u'" '
 .
 5 g.
\)0 r&P : .: g
 19 s!
О DС?Инфильтра щ:я :.

'


j
Q
оОrлинистоrо :',' м g 1 1-< g
'-J материала Ь
 о

А t:{",t:{",

C

 0.. 1
 м

 О
 o..

4
 Pe


o g..


C]) еб';
c.'!


O
O еэ

 I

<1l'e

 е
P4

1A
<1

 . C)




лельно поверхности зерен. Инфильтро

ванный механическим путем rлинистый
материал TaKoro вида наиболее распростра

нен нцд относительно малопроницаемыи
rоризонтами. rлинистый материал изме

няет первоначальную текстуру алшо

виальных отложений до такой степени, что
она становится похожей на текстуры отло

жений потоков обломочноrо материала
с высоким содержанием вещества цементи

рующей среды (rл. 7).
Внутрипластовое растворение обло

моч ных минералов отмечается преимуще

ственно среди тех из них, для которых xa

рактерна малая УСТQЙЧИВОСТЬ в ряду rолди

ча (rл. 1); это такие минералыI, как пироксен,
амфибол (рис. 28.5,2) и плаrиоклазы. Элек

тронно
микроскопические исследования по

казывают интенсивную коррозию минера

лов, обусловленную действием аrрессивных
растворов, а также образование пустот pac

творения BOKpyr и внутри зерен. PaCTBOpe

ние целыIx зерен оставляет характерные пу

сто ты, окруженные тонким слоем инфиль

трационноrо rлинистоrо матери. ала (рис.
28.5, а), который по отношению к arpec

сивным поровым растворам оказывается
химически более стойким, чем сами мине

ральные зерна. Помимо растворения мине



Стадия з


Стадия 4
Полное или почти полное
исчезновение пироксенов,
амфиболов и большей
части кальциевоrо
rтаrиоклаза; у друrих
минералов наблюдаются
некоторые изменения;
nреобразование ранних
rлинистых ми нералов в
новые их типы
,.di.Q;CJ
<:)1::66


Время + уплотнение


Ионы,
переводимые
И
 в rpYНТOBbIe
оны воды
в растворе:
Ионы, осаждающиеся
Al, Si,Ca ,Mg, в составе цемента,
Na, K,Fe цеолиты. rлинистые
минералы, nоле

вые шпаты, кремнезем
оксид железа, кальцит


Аутиrенез


Время + уплотнение


. ет




342


Часть 8



'
dv
1:;.
\t
-. '" "
,......... .
'

T
 '"
",' 1" \. "
Р' 'J ...
с
.. .-..... :
..' ...... "
"""



"
dV
, :-t
. (.,...


.,.


'"
(а)


..,
"?,
'
,..... .... . "
4' .-:


.!'


...


. '..
, ...'"

',


..
. t'


'11


,
а
..,..'


,.
... :).


(в)


..... ft
" ..........,
v
....



. dv


.'


,
CS '" ,


.
 .


t,,:
" . ,


,'.


"
lIIt


;;

 !!:.... " ..,


.,
..;- ,


'......
...


..


I




-.


" '""


.



"


.


I


4'


....
"{. 'A!!rP


..,.


... .


t..


, ..


.....


ii
t Р
'4 )J

Р t:
... ....
..
А


б)


.



*
 ".'
"....."'"
. ',. ....
... .....


't.,:'


. 1,' ..


'IIrt



1f." ;
--, "'9t


 4';..


'"



 ..
'" ft
. ..


.;,< у
-,'
,..



:


..,;..


'"


о.":


(z)


"


.. ,,'
 '
. .'\:


..J


11


-'"


"


."


.у


.. ,
,


.
.'... .
, \;'


<' ...


dv


r


i'


.j
.'


.


.i ..'"


....
.. ..


}


"
"', .
.. .'


, .


......
'""


H



-'>




',




"


t.;: :",


: 1


#.'


'
4" >


'"


...
.., J '10'


........
\.. f>'


.'t',


10
K
,



.!:-
. \-:




З43


Диаrенез: преобразование осадка в породу


ральные зерна вдоль плоскостей наимен


шеrо сопротивления растворению MorYT m
situ замещаться rлинистыIи минералами
(рис. 28.5, б). Ими являются смешано

слойные монтмориллонитыIиллитыы со слу

чайным расположением слоев; наблюдается
80
95% способных к набуханию слоев.
Точные механизмы указанных выше peaK

ций неизвестны, однако можно предполо

жить, что они сходны с реакциями химиче

cKoro выветривания, рассмотренными
в rл. 1 (разд. 1rи 1д). При растворении BЫC

вобождаются следующие катионы: Са 2 +,
Mg 2 + , Fe 2 + , Si 4 + , К + . Эти катионы MorYT
остаться в растворе или привести к образо

ванию в порах породы новых ayтuzeHHblX
мuнеральных видов. Аутиrенные минералыI
лучше Bcero исследовать с использованием
метода сканирующей электронной микро

скопии в сочетании с рентrенофлюорес

центным анализатором (ДЛЯ определения
элементноrо состава) и обычным peHTreHoB

ским дифрактометром (ДЛЯ идентификации
аутиrенных минералов). Наиболее обычны

ми аутиrенными минералами являются Ka

лиевый полевой IШIат (рис. 28.5, в), цеолитыI,
смешанослойный иллит
монтмориллонит,
кварц, rематит и кальцит. Все эти мине



Рис. 28.5. Микрофотоrрафии, иллюстрирующие
континентальную вадозную зону аридноrо диа

rенеза в аллювии первоrо цикла. а
 микрофото

rрафия шлифа, на которой видно растворенное
по периферии зерно плаmоклаза (Pl) с пустотами
растворения (dv) и rлинистой поверхностью (cs),
отмечающей первоначальные очертания зерна.
Масштабный отрезок равен 250 МКМ. Плиоце

новый фанrломерат, Нижняя Калифорния;
б
 микрофотоrрафия шлифа, показывающая зеJr
но плаrиоклаза (Р), которое неравномерно заме

стилось rлиной (rc). Масштабный отрезок равен
250 мкм. Место взятия образца то же; в
 скани

рующая электронная микрофотоrрафия ярко

KpacHoro заполняющеrо поры цемента, состоя

щеrо из смеси механически просочившейся
rлины, аутиreнной rлины и аутиrенноrо калиево

ro полевоrо шпата (AF). Масштабный отрезок
равен 5 мкм. Место взятия образца то же; 2
CKa

нирующая электронная микрофотоrрафия pac

творившеrося зерна роrовой обманки (Но) с xo

рошо выраженными «иrолочками» и пустотами
растворения (dv). Масштабный отрезок равен
50 мкм. Место взятия обр
зца то же. (Фотоrра

фии Т. Р. Уокера [846].)


ральные фазы встречаются в виде кристал

лическоrо цемента, заполняющеrо наряду
с калиевым полевым шпатом каверны и пу

стотыI растворения. Кварц также образует
наросты на ранее существовавших обло

мочныIx зернах кремнезема.
Высвобождение окисленноrо Fe 3 + из же

лезистых силикатов, таких, как биотит, aM

фибол, пироксен и оливин, приводит К OKpa

шиванию минеральных зерен в красныIй
цвет. В описаниях их называют KpaCHoцвe

тами. Теперь мы знаем, что подобным пу

тем в процессе paHHero диаrенеза образуют

ся мноrие красноцветные отложения (см.
обзор в работе [834]). Однако необходимо
время ДЛЯ дальнейшеrо осаждения Fe 3 +
в составе лимонита и преобразования окси

да в rематит. Например, в юrо
западных
районах США, в аркозовых песчаниках пе

Boro цикла с возрастом от cOBpeMeHHoro до
плейстоценовоrо и далее до плиоцен
миоце

Hoвoro, «покраснение» увеличивается [844].
Рассмотренные выше раннедиаrенетиче

ские изменения, происходящие в вадозной
зоне, обобщены на рис. 28.4. Неизвестно,
что случится с диаrенетической структурой
в процессе уплотнения и поrружения, OДHa

ко вероятно, что все поровое пространство
будет постепенно заполнено и что аути

rенные и инфильтрованные rлинистые ми

нералы постепенно соединятся в «rли

нистый цемент» смешанной природы. До
тех пор пока rематитовые ободки не обра

стут кварцем или полевым шпатом, они MO

rYT быть восстановлены; в этом случае диа

rенетическая красная окраска уничтожится.
При уплотнении изменится состав иллита,
и в конечном счете, если поrружение будет
достаточно rлубоким или если будет Ha

блюдаться поток кислых поровых paCTBO

ров, он преобразуется в каолинит.
чистыIe эоловые пески, сохранившиеся
в дюнах, MOryT также подверrаться диаrене

тическим изменениям, сходным с описанны

ми выше ДЛЯ аллювиальных конусов BЫHO

са. Образование окрашенной в красный цвет
пленки, покрывающей хорошо окатанные
зерна кварца, может быть результатом ин

филь трации после пустынныIx бурь прине

сенной ветром пыли. Вслед за пленкой на
поверхности зерен MorYT образовываться
эффектные HapocThI кремнезема (рис. 28.6)
[855, 856]. Образование наростов, имеющих




344


Часть 8


ту же оптическую ориентировку, что и сами
зерна, определяется атомной структурой
и ориентировкой кристаллов обломочных
зерен. Рост начинается с появления мноrо

численных ориентированных ромбоэдриче

ских и призматических выступов на поверх

ности зерен. Соединение и перекрытия BЫ

ступов при водят К образованию крупнь

кристаллических поверхностей, форма KO

TOpЬ
 зависит от первичноrо расположения
выступов по отношению к внутренним кри

сталлоrрафическим осям; при этом особен

но велика скорость роста вдоль оси с. Ис

точником вторичноrо кварца, по
видимому,
является кремнистая пыль, образующаяся
в процессе эоловой абразии. Полаrают, что
эта пыль растворяется щелочными rpYH

товыми водами пустынь, а затем во время
испарения из раствора выпадает кремнезем.
Такой процесс по своему воздействию на
устойчивые дюны, прежде связанные с доrо

лоценовыми системами ветров, сеrодня
является наиболее эффективным.
Поверхностные и залеrающие на неболь

шой rлубине корки, описанные выше, обра

зуют сuлкреты (см. rл. 30). Если пески
пустынь выдуваются ветром до местноrо
высокоrо уровня rрунтовыХ вод, то rалит
и rипс MorYT локально осаждаться в виде цe

мента. Такое осаждение является частью
процесса развития междюннь
 себх (rл. 17).
Как кремнистая, так и эвапоритовая цe

ментация в эоловь
 песчаниках может рез

ко ухудшать коллекторные свойства пе



А





.

 ,



 .. .,
. . '!. .. . ,. . . '}
. ..

..



 ' _It (1 .


,,'
,
,
 .."'-;:


Монокрис

таллические


о
I


1,0
I


мм



 ._""


...
;.'!:
.
.
:
.'."\. .,

 .........
#. \
......


4l1li


Поликристаллические


счань
 осадочных тел, служащих при
отсутствии цементации прекрасными кол

лекторами нефти и rаза. Однако, с друrой
стороны, раннедиаrенетическое обрастание
частиц кремнистыIM цементом может в зна

чительной степени предотвращать YMeHЬ

шение пористости при уплотнении.
В заключение следует отметить, что
в континентальнь
 песчаных и rравийнь

отложениях в случае rлубокоrо их захороне

ния в осадочных бассейнах MOryT встречать

ся дополнительные фазы цементации и pac

творения. Эти процессы рассмотрены
в следующем разделе.


28е. Диаrенез песков на r лубине. Диаrенез
песков при поrружении представляет собой
чрезвычайно сложный процесс. Это
обусловлено тем, что конечный продукт за

висит от первоначальноrо состава песков,
среды отложения, характера переслаиваю

щихся осадков, состава формационнь
 вод,
а также от rлубины поrружения. Это лишь


Рис. 28.6. Наросты на зернах кварца. а
тонкие
шлифы монокристаллических и поликристалли

ческих зерен кварца с наростами. Обратите вни

мание на одинаковую оптическую ориентировку
наростов с соответствующими субкристаллами
в поликристаллических зернах (вид при CKpe

щенных николях); 6
совершенные монокристал

лические наросты, имеющие форму от бипирами

дальной до призматической. Обратите внимание
на окруrлые очертания обломочноrо кварцевоrо
зерна (D). (Все фотоrрафии из работы [855].)


\.
'i\


Ir.


, . .
I . . -",


.\
. ;о>


А


в


о 0,5
. I


мм


.


."


'"


J





. .
t.


/.


(а)


с


D


(б)




345


Диаrенез: преобразование осадка в породу


,"-
.. ,


*..
 ::.
,. .
. i-
 . :
 \.

"
'.. ...
.
.,
 '"" с t
,
.
" ' t; ;1, ."
\.




,!

' .



',

f


,,'


:11'
'....,


'>.,(


'
.,.






 .


.






,'-




 ..;t


(а)


1 м


т.-' ...Т.
,\;
-.#,.. , . .' --.

:-,,':',i;;":';:

:.. ',.


'.

 .....
у". .
... ...

. "


.,. .
..::../ 4, ,!
#.::
 ,".,;'


" i::!- \.."
-'! "';,..-.
. ',- "':.""

. " ,," '. I



 ,t;
'" .......
r,l7';> -. ",;:..':""
:.,....
:..'_
11'''' ..' . '...:

..;.J
)
"'r

 ."'t'" , '.
"'. " " .'
':;"':t

,
.-:.
 :,\,", ,."',
,


fJ::
:.'(!:c' "'
i:.. '
"'! .:';!t'::f

,
 .



.......;:-.r,.....,.'...
......
.. .:"..

.
 '.... ."
:1';'-, \....,. t".
 ,. > '....
 '!'" -'. -Т"
..,...
.,;:.,.t


..;:t,.!:<' '.
 . . '.. . .
,1'>
.yo
,1'.:t

."". .,...(
,.
- .

["'" '. .'
«.... IA-S '.. .....a lfi .:... 1
.. . ' )'
\} "'! . "
Ч".'\""'",,,:,:
,,,_.*,,,,
, .. с-:,,.,..,.
..:y,;;.
....'/(1 .
/:


...: <.......
.v;


.. 'j(X:"


. ,.,



(в)


..'

, -,. '

... \"


.... ..


Рис. 28.7. Сканирующие электронные микрофо

тоrрафии аутиrенных rлин, образовавшихся в по-
ровом пространстве песчаников. а
 пакетные
аrреrаты каолинита с псевдоrексаrональными
очертаниями отдельных пластинок. Эоценовые
песчаники Фрио, Техас; б
аутиrенный иллит
с необычно длинными лейстовидными OTpocткa

ми. Пермские ротлиrеlЩские песчаники, Северное
море; в
COTOBыe формы роста хлорита в виде
покрова на песчаных зернах. Темные пятна на
зернах
 точки контакта между соседними зерна

ми, из которых некоторые откололись в процессе
подrотовки образца. Юрские песчаники Нор--
флет, Флорида; 2
смешанослойный смектит
ил

лит, имеющий форму кристаллов, очень сходную
с формой кристаллов чистоrо иллита
 с коротки

ми лейстовидными отростками. Меловая rруппа
Месаверде, Колорадо. (Все фотоrрафии из pa

боты [876].)


<\' >..


:.



.



.;


. .....у It A :


" :.





:.....


.'
,


\\
\
I J ;{
5











.'

 /'1


. . ,...


....
.,


.r



"<:.
,'. '::'i !
; -



 ;.
"'
\
i
:'
.." ..


.,


'# ..?


..'


,S-"" ,''!О


-
'+.


,
-:


...


.


.....}

<
. ..


..
..


< ,



;



"


:;


J ;.


.....
'\


_.. "'$ ..,


.:
 - "




..


"'-:


км


(2}


..........


некоторые из BCero мноrообразия KOHTpO

лирующих факторов. Два процесса можно
назвать преобладающими: а) изменение,
растворение и механическое уплотнение
структуры зерен и б) рост (и иноrда paCTBO

рение) в поровом пространстве осажденных
из раствора минералов цемента (рис. 28.7).
Важным является тот факт, что песчаные ro

ризонтЪJ служат каналами миrрации для
вод, выжимаемых из соседних уплотняю

щихся иловых толщ (см. рис. 27.1 1). Следо

вательно, источник ионов, участвующих
в процессе (б) (рис. 28.8), может находиться
вдалеке от поровоrо пространства, в KOTO

ром происходит цементация.
В процессе захоронения зерна полевых




346


Часть 8


шпатов и обломки вулканических пород
особенно склонны к изменению и paCTBope

нию под действием кислых формационных
вод [802]. Полевые шпаты разрушаются до
иллита и далее до каолинита с высвобожде

нием Si 4 + и К + . В скважинах, пробуренных
в песчаных отложениях побережья Мекси

KaHcKoro залива, калиевый полевой шпат
редко встречается ниже rлубины '" 2,5 км
(рис. 28.9). В ходе процесса поrружения
обломки основных вулканитов разрушают

ся до смектитов, а вулканические стекла pac

стекловываются. Позднее из растворов по

ровых вод MorYT кристаллизоваться цeo

литы. Они были использованы для создания
шкалы относительной rлубины поrружения






::!
О
р..
t::
><
:s:
11









::?
О РП
7c
2
 / ... t! ...

. .' . . . . .' . . . . .' .' : . : . '. . : . '.' .' .' . .
р
с

и
 K
a

a
, " Si" е.,..мон{
В rлинистых.Прослоях.' .' .' .... .' .' .' . .
минерал
1
T
M
KT
T
 дс! И1!лита . . .' . . . . . '. . .


о


50


100 150
Температура, ос


Рис. 28.8. Схематическая диаrрамма, показы

вающая, каким образом в процессе диаrенеза
вследствие реакций между межслоевыми класти

ческими rлинистыми минералами и обломочны

ми полевыми шпатами происходит поступление
ионов (большие ст
лки), участвующих в цeMeH

тации песчаников L94].


метаморфических зон [351, 623]. Таким
образом, у песков, первоначально обоrа

щенных полевыми шпатами или обло

мочным материалом, значительная доля
твердых минералов будет разрушена до
мяrких arperaToB rлинистыIx минералов, KO

торые в процессе уплотнения будут посте

пенно образовывать rлинистыIй цемент, рез

ко уменьшающий проницаемость песков.
Сходная судьба ожидает первоначально
мяrкие r линистые интракласты и обло

мочные чешуйки слюд, которые окружают


200


обломочные зерна кварца. Формирование
диаrенетическоrо цемента имеет большое
значение с точки зрения проницаемости,
классификации песчаников (разд. 28з 1 а TaK

же интерпретации структур [599].
Поступление кремнезема 8 раствор за
счет разрушения калиевых полевых шпатов,
а также за счет преобразования смектитов
в иллит в ассоциирующихся илах может
приводить к образованию осадков из KpeM

HeBoro цемента, а также наростов на ранее
существовавIIШХ зернах кварца [485]. Такие
наросты MorYT быть внеnrnе идентичны Ha

ростам, возникшим в процессе приповерх

HocTHoro вадозноrо диаrенеза в условиях ce

миаридноrо и аридноrо климатов. Однако
формированию наростов при диаrенезе на
rлубине 80 мноrих случаях препятствуют
раннедиаrенетические r линистыIe пленки на
зернах; для вадозных образцов это не xapaK

терно. Раннее образование кварцевых Hapo

стов резко уменьшает вероятность более
поздних сокращающих пористость процес

сов растворения под действием давления
вплоть до rлубины захоронения 4
8 км.
Свыше 90% всех песчаников содержат ay

тиrенные rлинистые минералыI (рис. 28.7),
образоваВIIШеся в порах в процессе диаrене

за [876]. Монтмориллонит, смешано

слойные rлинистые минералы и хлорит MO

rYT отлаrаться 8 поровом пространстве на
самых ранних стадиях диаrенеза, вблизи по

верхности раздела морская вода
 осадок.
Особенно подвержены изменению, почти
сразу же под поверхностью раздела, пески,
обоrащенные обломками основных вулка

нических пород. На rлубинах захоронения
свыше 2,5 км смешанослойные r линистыIe
минералыI преобразуются в иллиты. При
этом К + поставляется за счет описанноrо
выше разрушения калиевых полевых шпа

тов. Если в толще присутствуют кислыIe
формационные воды или если в пески в про

цессе подъема поступают метеорные воды,
то rлинистыIй цемент будет представлен
каолинитом. Последующее поrружение
и поток щелочных поровых вод MorYT при

водить к иллитизации. Во мноrих нефтяных
бассейнах британскоrо сектора CeBepHoro
моря миrрация нефти происходила раньше,
чем последующая иллитизация. Поэтому
в заполненных нефтью порах присутствует
аутиrенный каолинит, тоrда как в порах ни





347


Диаrенез: преобразование осадка в породу


же нефтяной зоны имеется аутиrенный ил

лит [773, 334]. Совершенно очевидно, что
нефть «защищала» каолинит от воздействия
обоrащенных калием формационных вод.
Исследования в США на побережье Мекси

KaHcKoro залива [94] показали, что в диапа

зоне между 3 и 4,5 км с увеличением rлу

бины захоронения содержание каолинита
постепенно уменьшается, тоrда как содер.-
жание хлорита в пределах примерно Toro же
интервала становится больше (рис. 28.9).
Такое распределение предполаrает peaK

ционную связь между этими двумя минера

лами, причем необходимый избыток Fe 2 + и
Mg 2 + поступает в результате иллитизации
смектитов и смешанослойных rлинистых
минералов (рис. 28.4).
Песчаники, сцементированные карбоната

ми,
 явление относительно обычное. Часто
карбонаты выступают в роли rлавноrо цe

ментирующеrо материала, который COKpa

щает поры и проницаемость во мноrих пе



Рис. 28.9. а, б
 изменения содержаний первично

кластической (кальцит, калиевый полевой lIШат,
каолинит) и диаrенетической (хлорит) фаз, Ha

блюдаемых в более чем пятикилометровом раз

резе, полученном при бурении морских илов и пе

счаников олиrоцен
миоценовоrо возраста в США
на побережье Мексиканскоrо залива [387].


(а)


2


Каолинит


.

'\
.
орит .,
........... "'
.
.

.
.
.

./ .

'"
.
\
.
./
'.
I
.


3
::Е


oi
:I:
:s:
\о
>.
.



4


....................0
./


<.
'"


5


"0
I
/С!
,,/
сУ. 10


Хлорит, %


5


10


20


Каолинит, %


счаных коллекторах уrлеводородов (см.,
однако, разд. 28ж), имеющих как важное,
так и относительно подчиненное экономиче

ское значение. Кальций, железо и маrний по

ставляются миrрирующими поровыми
флюидами в результате преобразования
смектитов в иллит в смежных уплотняю

щихся алевритово
rлинистых толщах.
Обычными минералами карбонатноrо цe

мента являются кальцит, железистый каль

цит, железистый доломит, анкерит и сиде

рит. В большинстве случаев они предста

вляют собой довольно поздние фазы.
В песчаниках Уилкокс в США на побережье
Мексиканскоrо залива [93] кальцит заме

щается анкеритом на rлубинах захоронения
свыше 2,5
3 км, что соответствует темпера

турам около 120°С. Анализы изотопноrо co

става (рис. 28.10) показали, что эти aHKe

риты относительно обеднены как изотопом
кислорода 180, так и изотопом уrлерода
13с. Обеднение 1 зс, по
видимому, обусло

влено тем, что С0 2 образуется в результате
декарбоксилации орrаническоrо вещества,
присутствующеrо в смежных пластах але

вритово
rлинистых пород. Низкое значение
&180 указывает на сходство с полем rидро

термальных доломитов (рис. 28.10).
Значение илов как «доноров» ионов для цe

ментации пористых песчаных отложений


/8
.
.
?
.
.
.
. Кальцит

.
,..................
. /.
<,
,
'
 ,
\
'"иовый поповой

.
.
.
T \ шпат

 . .
 .
3 ............... ........


 .;:

r(
.,.
. .........
"У
"


(б)


2


oi
:I:
:s:
\о
>.



 4


,
r
i
/
5 ."


\
.


20 30
Калиевый полевой шпат (%)
 кальцит (%)




348


Часть 8



12


Кальцит

формации Уилкокс
Анкерит п фор-
мации Уилкок




8


r:D
CI
J
4
:::: Пресноводный
LO доломит


О


+4
+6


+2 О
6
5180pDB



lO



14


Рис. 28.10. Содержание стабильных изотопов
кислорода и уrлерода в карбонатном цементе
мо.рских и дельтовых песчаников поrребенной ча

сти формации Уилкокс, эоцен, юrо
западный Te

хас [94].


подчеркивается обычным обоrащением кар.-
бонатами вблизи контактов алевритово

rлинистых пород и песчаников, а также пре

обладанием карбонатов в болыпинстве
маломощных пластов песчаников, переслаи

вающихся с пластами алевритово
rли

нистых пород.
Растворение под действием давления пре

образует некоторые rраницы зерен в BOrнy

то
выпуклыIe и микростилолитовые KOH

такты. Образованию микростилолитовых
контактов, по
видимому, способствует при

сутствие на поверхности зерен тонких илли

товых оболочек Они ускоряют диффузию
ионов, которая определяет скорость процес

са растворения под действием давления.


28ж. Вторичная пористость и диаrенез песча

ников. Помимо первичной пористости,


в оо:.:о:.оо.о
. ". .-: -. .
.". ::..;.....;
.... . о". .


-



Образование
трещин


I

@I
б&


{ ]


Уменьшение
объема



 :: о:а>
О ()
О/:) .
\7
. с;:,.





- о


Растворение
зерен


являющейся результатом неполноrо запол

нения минералами цемента имеющеrося по

pOBoro пространства, существует и вторич

ная пористость. Она может возникать
в ходе процесса диаrенеза песчаников под
действием ряда механизмов (см. обзор
Шмидта и Мак
Доналда [706]) (рис. 28.11).
Вторичная пористость может образоваться
на любой стадии процесса диаrенеза, OДHa

ко, по
видимому, ее развитие наиболее эф

фективно во время диаrенеза при rлубоком
захоронении вслед за растворением карбо

натных цементирующих минералов
 каль

цита, доломита и сидерита (рис. 28.12,
28.1 3). Такая декарбонатuзацuя предста

вляет собой следствие реакций декарбокси

лации с участием орrаническоrо вещества.
Выделяющийся диоксид уrлерода, соеди

няясь с формационными водами, приводит
к образованию кислых растворов. Высвобо

ждающиеся при этом в больших количе

ствах растворенные ионы Mg 2 +, Са 2 + ,
НСОЗ- и CO

 в процессе уплотнения MO

rYT миrрироватъ вверх и вновь осаждаться
из раствора в составе карбонатов цемента
в более высоко залеrающих отложениях.
По
видимому, первичная миrрация уrлево

дородов (rл. 31) следует сразу же за peaK

циями декарбонатизации. Это обусловлено
тем, что основное количество уrле
одоро

дов rенерируется вслед за ку льминацией дe

карбоксилации. Таким образом, тесная ac



Рис. 28.11. Схематические рисунки, показываю

щие происхождение вторичной пористости в пе

счаниках. 1
карбонат или сульфат; 2
цeMeHT;
3
зерна кварца; 4
растворимый замещающий
материал; 5
пористость [706].


GШ ......о
_о:":", :: ."
.. . . -".,



l
О2
1::0; })
.
:J з
1114
О5


Растворение
цемента


'0 rrrr
1f
"00 ;t Растворение при
..,.р аутиrенном

00 : .. .'
ШJI о' замещении
.'


G




349


Диаrенез: преобразование осадка в породу


социация нефтематеринских пород и пород

коллекторов блаrоприятствует накоплению
уrлеводородов во вторичном поровом про

странстве. Это поровое пространство co

здается на rлубинах, значительно превы

шающих общепринятые rлубинные пределы
эффективной первичной пористости.


28з. К.rrассификация песчаников. Наиболее
полезной классификацией песчаников
является бинарная, основанная как на cpeд

нем составе зерен, так и на структуре песча

ников (рис. 28.14). Поэтому при такой клас

сификации состав цемента песчаников не
принимается во внимание, однако может
быть описан как дополнительный признак.
Например, песчаник, сuементированный
кальцитом, может быть назван известко

вистым песчаником. Состав песчаников
представляют в виде треуrольной диа

rраммы, учитывающей три основных KOM

понента: кварц, полевые шпаты и обломки


Рис. 28.12. Диаrрамма, показывающая раз

личные механизмы диаrенеза, происходящеrо
при поrружении кварцевых аренитов. Величины
отражательной способности витринита свиде

тельствуют о постепенной интенсификации диа

rенеза (см. rл. 31) [706].


о
I


Механическое уrшотнение


Диаrенез кварца



Осаждение карбонатов .


Растворение карбонатов


Декарбоксилация


Образование жидкой уrлекислоты


Уменьшение пористости


Увеличение пористости


пород [218, 635]. К аренumам относится oc

новная rруппа песчаников, имеющих
в своем составе менее 1 5% тонкодисперсно

ro вещества цементирующей массы, т. е. ape

ниты сложены хорошо отсортированным
материалом. Аркозовые, лититовые и KBap

цевые арениты обоrащены соответственно
полевыми шпатами, обломками пород
и кварцем. Кварцевые арениты (синоним
«ортокварциты») относятся к наиболее зре

лой подrруппе песчаников и часто предста

вляют собой мультицикличные отложения
(rл. 1). Лититовые песчаники в свою очередь
можно подразделить в зависимости от co

става содержащихся в них обломков пород.
Вторая основная rруппа песчаников пред

ставлена вакками, в которых на долю цeMeH

тирующей массы приходится более 15%.
«rраувакка»
устаревший общий термин,
используемый при описании вакк в целом.
Вакки подразделяются на полевошпатовый,
лититовый и кварцевый типы, обоrащенные
соответственно полевыми шпатами, облом

ками пород и кварцем. Дальнейшее подраз

деление лититовых вакк возможно в зависи

мости от состава содержащихся обломков
пород. При увеличении содержания TOHKO

дисперсной цементирующей массы вакки
переходят в песчанистые алевритово
rли

нистые породы (> 50

 цементирующей


0,4


Витринит
0,8
I


3,0


1,5
I




350


Часть 8


массы) и далее в алевритово
rлинистые по

роды (> 75% цементирующей массы).
До сих пор мы не рассматривали термин
цемент, или цементирующая масса. Снача

ла представим диапазон размера частиц цe

ментирующей массы. Некоторые авторы
склонны оrраничивать это понятие частица

ми истинно rлинистой размерности (т. е. Me

нее 4 мкм), которые под обычным оптиче

ским микроскопом в основном неразли

чимыI как отдельные зерна. Друrие считают
верхний предел размеров частиц более BЫ

соким, В основном около 20
30 мкм (т. е. ce

редина диапазона алевритовой размерно

сти). Последний диапазон размеров частиц,
вероятно, является более предпочти

тельным, поскольку, как отмечалось выше,
средний размер зерен алевритово
rли

нистыIx пород близок к среднеалевритовому
по шкале Уэнтуэрта; кроме Toro, приведен

ная выше классификация предусматривает
разделение между вакками и алевритово

rлинистыми породами.
Дискуссия относительно происхождения
материала цементирующей массы в вакках
[179] привела к так называемой проблеме
2раувакк. После появления теории турби



100


Уменьшение


::e
::
:o

:::
и















о объема породы

о о При химическом УIтотнении


дитных потоков мноmе rеолоrи стали
отождествлять древние rраувакки с песчани

ками с примесью илистоrо материала, отло

жившимися посредством турбидитных по

токов. Несмотря на то что преобладающая
часть палеозойских турбидитов действи

тельно имела вакковый состав, позднее бы

ло доказано, что некоторые современные
и третичные турбидитные песчаные от ложе

ния представляют собой аренитыI с резким


Рис. 28.13. Диаrрамма, показывающая связь Me

жду стадиями диаrенеза, происходящеrо при за

хоронении кварцевоrо аренита, и вторичной по

ристостью, создаваемой за счет выщелачивания
первичных карбонатов и вторичноrо карбонатно

ro цемента [706]. [Эоrенез
 процессы, происхо

дящие в период воздействия на осадок поверх

ностных и приповерхностных areHToB; мезоrе

нез
 процессы, протекающие в осадках и поро

дах, начинающиеся после эоrенеза и продолжаю

щиеся до тех пор, пока осадки вновь не
поднимутся на поверхность, rде подверrаются
воздействию поверхностных areHToB. С опреде

ленной степенью условности эоreнез COOTвeT

ствует раннему диаrенезу, а мезоreнез
позднему
диаrенезу и катаrенезу (до rиперrенеза) советских
rеолоrов.
Прuм. ред.]


80 о


c<i




u
о
о
...
о
:z:
""
@
:r
'"
:z:
о


о-
(1)
1:: 40
::Е
(1)
'"
\о
О
20


.... ... ........................>}s{(:}?(.!\!щшш

ift:;
f;lf:"

"
.ti(;


Осадо
ный кварц.


О


Незрелая


Полузрелая Зрелая А Зрелая В
Стадии диаrенеза по мере поrружения


Сверхзрелая




351


Диаrенез: преобразование осадка в породу


Рис. 28.14. Классификация песчаников [218,
635]. Обратите внимание на то, что цементирую

щий материал может иметь первично
кластиче

скую или диаrенетическую природу. Каким бы ни
было происхождение в отдельных случаях, цe

мент остается основной составной частью pac

сматриваемоrо песчаника и поэтому ero следует
включать в любую описательную классифика

цию.


дефицитом цементирующеrо материала.
Однако недавние исследования турбидитов
в Тихом И Атлантическом океанах показали,
что мноrие из них содержат существенные
количества первичноrо пелитовоrо и але

вритовоrо материала цементирующей
массы. Можно также показать, что и мноrие
нетурбидитные песчаники являются BaкKa

ми.
Проблема может быть решена, если допу

стить, что материал цементирующей массы
в вакках имеет диаrенетическую природу,
о чем вкра ще rоворилось выше (разд. 28е).
Как разрушение и уплотнение обломков по

род и минералов, так и образование rли

нистых минералов способствуют образова

нию диаrенетическоrо материала цементи

рующей массы. Различить первичный


и вторичный материал цемента в древних
песчаниках чрезвычайно трудно [210].
При рассмотрении состава и структуры
древних песчаников, особенно rлубоко захо

роненных, читателю следует быть предель:-
но осторожным в выводах, касающихся их
источника и механизма осаждения. Во мнo

rих случаях современные свойства песчани

ков больше расскажут о диаrенетической ис

тории, нежели о подлинном источнике или
механизме их осаждения. Поэтому при ис

следованиях, имеющих своей целью YCTaHO

вить источник древних пород, следует KOH

центрировать внимание на идентификации
сохранившихся «ключевых» зерен
индика

торов источника, а не на абсолютной или
относительной распространенности по

левых шпатов или обломков пород.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


MHoro полезных статей по различным аспектам
диаrенеза кластических отложений можно найти
в сборнике под редакцией Шолле и Шулrера
[710], а также в журнале J. Geol. Soc. London, 135,
1978.




352


Часть 8


29


Карбонатные отложения


29а. Введение. На первый взrляд диаrенез
карбонатных отложений по сравнению
с диаrенезом терриrенных кластических OT

ложений протекает rораздо проще. В
отличие от терриrенных отложений, обла

дающих сложным химическим и полимине

ральным составом, первичные зерна карбо

Hamoro осадка представляют собой просто
СаСО з MopcKoro происхождения, и при
своем диаrенезе они чаще Bcero будут Haxo

диться в растворах, также образованных из
морской воды. Можно думать, что посте

пенное поrружение такой диаrенетической
системы приведет к вполне определенным
преобразованиям, зависящим от rлубины
и обусловленным последовательным фрак

ционированием поровой воды.
Однако за этими рассуждениями CKpЫ

ваются значительно более сложные про

цессЫ. Ведь в отличие от кварца карбонат
кальция в различных условиях на поверхно

сти Земли и в близповерхностных обстанов

ках леrко растворим и так же леrко вып


дает в осадоК Полиморфные модификации
СаСОз
араrонит и кальцит (последний
с переменным содержанием МgСО з ) в раз

HbIX диаrенетических областях характери

зуются разными полями устойчивости. У c

воение иJШ, наоборот, продуцирование СО 2
связаны с такими орrаническими процесса

ми, как фотосинтез и бактериальное разло

жение, поэтому равновесие карбоната зави

сит от степени участия орrаники, в особен

ности в микролокальной обстановке поро

Boro пространства или кавернозности, KO

торые характерны для условий диаrенеза
ниже поверхности раздела вода
 осадок.
Выпадение в осадок араrонита управляется
кинетическими факторами, а не ионными
концентрациями поверхностных и близпо

верхностных вод, как это должно было бы
быть по лоrике вещей. Во мноrих осадочных


толщах карбонатные отложения подсти

лаются или перекрываются кластическими
rлинами, а также переслаиваются с ними,
так что в ходе диаrенеза и поrружения ис

точник ионов, поступающих в поровое про

странство карбонатов, каждый раз Mor быть
совершенно самостоятельным.
Можно, однако, с уверенностью считать,
что, несмотря на все эти сложности, иссле

дование диаrенеза карбонатных отложений
по ряду причин, которых мы не будем здесь
касаться, продвинулось rораздо дальше по
сравнению с изучением обломочных отло

жений. Конечно, определенную роль здесь
сыrpало привлечение методов изучения из

вестняков в прозрачныIx шлифах, примене

ние м
тодики травления для диаrностики
карбонатов,использованиестабильныxзо


топов, обнаружение в современных тропиче

ских областях мноrочисленных продуктов
paHHero диаrенеза карбонатов и, наконец,
признание важноrо значения карбонатноrо
цемента в сокращении пористости и прони

цаемости OCHOBHbIX коллекторских свойств
известняков.
Прежде чем подробно рассмотреть раз

личные обстановки карбонатноrо диаreнеза,
кратко перечислим основные свойства Ka

бона тных зерен, которым предстоит испы

тать диаrенез в субтропических карбо

натных провинциях. Биоrенные зерна MorYT
состоять из низкомаrнезиальноrо кальцита,
высокомаrнезиальноrо кальцита и араrони

та. Одни раковины имеют лишь поверх

ностный слой микрита, а друrие целиком
сложены микритизированным arperaToM.
В араrонитовых пеллетах отмечается HeKO

торая литификация как следствие кристал

лизации араrонит
 в микропорах. В aparo

нитовых осадках, кроме Toro, видна разJШЧ

ная степень внутренней микритизации, при

водящей к частичному нарушению их




353


Диаrенез: преобразование осадка в породу


первичных внутренних структур
 KoнцeH

трической и радиально
лучистой. Близпо

верхностные карбонатные илы в обстановке
спокойной воды состоят из араrонитовых
иrл различноrо происхождения: одни обра

зуются при разложении водорослей, а дpy

rие xeMoreHHbIM путем, при выпадении
в осадок из морской воды. Валовой изо

топный состав карбонатных осадков при

близительно соответствует 8180 ==
 2 и
8 13 С == + 2 (рис. 27.5), но из
за изотопноrо
фракционирования, связанноrо с влиянием
орrаники, имеют место определенные ero
вариации, в частности в микритовом по

верхностном слое 8 13 С больше, чем в aparo

ните самих раковин.


29б. Ранний диаrенез метеорной области.
В результате падения уровня моря, тектони

ческоrо поднятия или отступания береrовой
линии морские карбонатные отложения MO

rYT быть выведены на дневную поверхность
(см. rл. 23). В настоящее время существуют
мноrочисленные районы, rде из
за падения
уровня моря или поднятия суши испытыI

вают метеорный диаrенез плейстоценовые
осадки и, частично, литифицированные из

вестняки. Как уже упоминалось, в области
MeTeopHoro диаrенеза выделяются две
зоны: вадОЗllая, или субаэралыlя,' и фреати

ческая. субаэралыlйй диаzеllез в значитель

ной степени сводится к растворению и пере

отложению неустойчивых карбонатных ми

нералов (высокомаrнезиальноrо кальцита
и араrонита), которые осуществляются BO

дой атмосферных осадков, проникающей
сквозь почвенный покров. Эта вода практи

чески находится в равновесии с почвой в OT

ношении содержания СО 2 , причем пар

циальное давление СО 2 В почвах выше, чем
в атмосфере [822]. Чтобы достичь этоrо
равновесия, кислыIe воды растворяют
СаСО з . По мере продвижения вниз, в обста

новку пониженноrо парциальноrо давления
СО 2 , из раствора будет выпадать в осадок
более устойчивый и менее растворимый
низкомаrнезиальный кальцит, образующиЙ
цемент. Обоrащенный изотопом 12С по

чвенный уrлекислый rаз орrаническоrо про

исхождения обусловливает отрицательные
значения 8 13 С этоrо кальцитовоrо цемента.
Отрицательные значения 8180 определяют

ся равновесием с местными метеорными BO



2
91


дами. Хотя, по опубликованным данным,
величины этоrо коэффициента обычно коле

блются от
 4 до
 1 О, последние анализы
из субаэральной зоны диаrенеза острова
Барбадос (малыIe Антильские острова) по

казывают, что значения меньше
 6%0 Ha

блюдаются только в образцах карбонатов,
непосредственно выходящих на поверх

ность, тоrда как для образцов из керна,
взятых далеко от поверхности, они заклю

чены в пределыI от
 1 до
 5%0. Таким
образом, на rрафике зависимости 8 13 С от
rлубины видна устойчивая тенденция к CMe

щению в сторону меньших по абсолютному
значению отрицательных величин коэффи

циента (рис. 29.1).
При детальных исследованиях субаэраль

Horo диаrенеза (данные Ланда [480], обо

бщенные Ба терстом [64]) плейстоценовых
известняков Бермудских островов YCTaHO

влено пять rлавных стадий изменения пе

вичноrо карбонатноrо осадка (рис. 29.2).
Первая стадия охватывает образование
смеси араrонита, который продуцируют
моллюски, кораллыI и rалимедовые BOДO

росли, и высокомаrнезиальноrо кальцита,
осажденноrо фораминиферами, коралли

новыми водорослями и иrлокожими.
Вторая стадия включает формирование


(а)
+4 GJl GJ2 Dз
(6)

 о .
о . .
'" ..\.
....\
'" :
. ::Е


4 ..
о 8=,,!. . :ж:
р" ::s:
s:? .. .. \о
>.
70 .'. 1:;
\.-.о

8 . .
. 10
.
,

,.

12

8
8
4 О
513СРОВl
o.


рис. 29.1. a
COCTaB стабильных изотопов испы

тавших диаrенез плейстоценовых известняков
острова Барбадос (вадозная зона) и rолоценовых
морских осадков; б
зависимость 13е известня

ков от rлубины (по образцам керна). 1
COBpe

менные морские осадки; 2
 известняки, выходя

щие на поверхность; 3
 известняки из керна
скважин [4].




354


Часть 8


1 2 3


4


5


Араrониr


""
.........



.;{::::.
g - кальцит


Выщелоченные Mg -кальциты


+2+1 О
1
2
з .....4
5
6
7
Привнос СО 2 из почвы С отрицательным lj I 3 С
.
Рис. 29.2. Зоны MeTeOpHOrO диаrенеза (1
5) и их
состав; основано на изучении плейстоценовых из

вестняков Бермудских островов r 480] и изотоп

ных данных Фридмана [280], обоощенных Батер

стом [64].


частично литифицированноrо, но все еще
рыхлоrо известняка, в котором в виде ин

Tpa
 и интерrранулярноrо каемочноrо цe

мента с умеренно отрицательными величи

нами 8 13 С и 8180 присутствует низкомаrне

зиальный кальцит. Так как поровое про

странство в субаэральной зоне в основном
заполнено воздухом, выпадение в осадок
карбоната может происходить блаrодаря
деrазации С0 2 из капиллярной воды на KOH

тактах между зернами. В поровых связках
возникает каемочный цемент менисковой
формы, а на нижних частях наиболее
крупных зерен нарастает цемент типа подве

. сок. Процесс цементации протекает более
полно в мелкозернистых отложениях, имею

щих максимальную капиллярность [481 ].
В третью стадию происходит изменение
биоrенных частиц, связанное с переходом
высокомаrнезиальноrо кальцита в низко

маrнезиальный. Оно сопровождается липiь
незначительной утратой деталей структуры
раковины, хотя этот процесс представляет
собой полное перераспределение всех ионов
кристаллической решетки, а не просто заме

ну Mg 2 + на Са 2 +. Это доказывается тем,
что кислород и уrлерод низкомаrнезиально

ro кальцита находятся в изотопном paBHO

весии с вадозными диаrенетическими Boдa

ми.
Четвертая стадия включает локальное
растворение араrонита и переотложение
карбоната в виде низкомаrнезиальноrо
кальцитовоrо цемента, а также кальцитиза

цию араrонитовых раковин на фронтах про



сачивающихся растворов, минуя промежу

точную фазу пустот [638]. В субаэральной
зоне этот процесс осуществляется через BO

дяные пленки микронной или даже еще
меньшей толщины, по одну сторону KO

торых растворяется араrонит, а по друryю
отлаrается кальцит (рис. 29.3). Химический
обмен TaKoro элемента, как стронций, с по

ровыми водами оrраничен, поэтому ero KOH

центрации в кальците MorYT возрастать.
Структура кальцита кораллов может дo

вольно близко напоминать первичную
структуру араrонита, при сканирующей
электронной микроскопии продуктов заме

щеiшя араrонита обильные мельчайшие
включения этоrо минерала обнаруживают

ся во вновь образованном кальците. Во Bpe

мя четвертой стадии микритовые поверх

ностные слои раковин (rл. 2) сохраняются
в виде устойчивых каркасов, а окаймленные
ими араrонитовые части скелета MorYT быть
замещены кальцитом или полностью pac

творены [62]. В последнем случае микри

товые оболочки выступают в роли CBoe

образных формочек, которые заполняются
цементом в более позднюю стадию диаrене



(о)




р..
\о


Араrонит



...... Кальцит (тонко-
(тонкоиrольчатый) Е3:
Ш
 и среднезернистый)
р.. р..





:1:

S s

 -----------i:

U ИОIIЫU
Растворение
 Кристаллизация


(6)


'Мел'
Араrонит

 Кальцит
(тонко- :s:
 (крупнозернис

иrольчатый) а 8. тый)
е-

 Q)
 .

 :<:
S S



u
 u
Ионная диффузия
Растворение
 Кристаллизация


Рис. 29.3. a
cxeMa превращения араrонита
в кальцит посредством мембраны с хорошей co

хранностыо коралловой скелетной структуры;
6
 то же через фазу «мела» с относительно пло

хой сохранностью коралловой скелетной CTPYK

туры [638].




355


Диаrенез: преооразование осадка в породу


(4)
..'-

'


""

.........



 ("'"



,


. \


(8)







f
'CI'




;:)- ,J
К'..1

'."


(д)
,.....-v/'. I
./"'\ :"""'" I
'1.......'


I


 , J
" . """':'
]

?

 I
i

...;..;:'
,
.
.........J


(6")


(а)


,
l
.... JiJ'-
("" "
"'/
 ".,
'" ')'
"". .,1У


f..:;:y' ",-..9' I
[


,
J


(е)

 ..

 , y.:,


 "..

,< .

,
-
 .
..u


Рис. 29.4. Зарисовки шлифов. иллюстрирующие
характер цемента современных карбонатов.
а
морской араrонит с волокнистой структурой,
образующей равные по толщине каемки (изопа

хитовой); б
микритовый араrонит или MarHe

зиальный кальцит с равномерной толщиной Kae

мок; в
 внутрилиторальный
 надлиторальный
волокнистый цемент KOHTaKTHoro типа; 2
 BHY

трилиторальный
 надлиторальный волокнистый
цемент. в виде мик рос талактитов ; д
 блоковый
кальцит из метеорной зоны и структура paCTBO

рения; е
 метеорная дедоломитизация, ведущая
к образованию вторичных плоскостенных пустот
[655 J.


за или расплющиваются под наrрузкой в xo

де поrребения осадка.
Пятая стадия завершает образование
полностью литифицированной породы
с пористостью около 20% и с преимуще

ственно низкомаrнезиально кальцитовым


23*


цементом и зернами (рис. 29.5). Субаэ

ральный диаrенез TaKoro рода обычно pac

сматривается как очень быстрый процесс,
до полноrо завершения KOToporo проходит
Bcero несколько тысяч лет. Однако во мнo

rих районах высокомаrнезиальный кальцит
и араrонит сохраняются в этих условиях
в течение 100 000 лет, особенно там, rде дo

ступ rрунтовыХ вод оrраничивается про

пластками непроницаемых кластических
или карбонатных илов. Как будет показано
ниже, метеорный фреа тический диаrенез
протекает rораздо быстрее по сравнению
с субаэральным.
Прежде чем закончить характеристику
субаэральноrо диаrенеза, необходимо KpaT

ко рассмотреть процессы, происходящие
в самом поверхностном слое вадозовой
зоны, для KOToporo наиболее типично раз

витие кальцитизации. При этом на субстра

те карбонатных пород или осадков обра

зуется каличе
известковый материал BTO
.
ричной почвенной аккумуляции, который,
со временем проникая все rлубже и CTaHO

вясь более интенсивным, создает CBoe

образные МОlШIые разрезы. На поверхности
выходов водонепроницаемых пород или на
их rранице с почвой возникает характерная
тонкослойная корка микрита мощностью
до 5 см [348]. Вдоль трещин тонкие про

жилки и линзочки микрита проникают
в rлубь пористоrо субстрата. Для каличе xa

рак терны структуры шевронных складок
[35], а для достаточно зрелыIx разрезов ти

пично появление субповерхностной зоны
брекчирования, в которой уrловатыIe или
окруrлыIe обломки коренных карбонатных
пород вмяты в цементирующую массу KOM

KOBaToro микрита. При отложении BOKpyr
таких обломков микритовоrо кальцита
образуются вадозные пизолuты диаметром
до 1 О см (рис. 29.5, д), зачастую имеющие
сталактитоподобные наросты в виде микри

TOBbIX слойков, нарастающих на нижней ча

сти пизолитов (рис. 29.4). Вода, просачи

вающая через вадозовую зону с развитием
каличе, может вымывать обломки кристал

ликов вадозовоrо ила и заполнять им поро

вое пространство и пустоты [223, 224].
На некарбонатных подстилающих поро

дах в условиях полузасушливоrо климата
широкое развитие при обретает калькрет,
образующий на поверхности протяженные




356


_..


".


.,


11 ..<!
.
/'"
....1.
...


Часть 8


,.,
..


.
, t'"
· .),t" ..:......


,/.. .


."


а) ....'}.



.


.'


J.


'"


ti>"." .


)


.
.......
.' 'q;
, .:о.



ж,
,

"""f
.;....." (
..


..


А,'
.


.. :

..


..
. .


...


,::/;;''"''1



:,..: "
''''


'
t-...."2
;
. .... ..',;"
:;....

"""
 . ....... #...


. '............. -.:""" JJIIJIII:.... .. .
 ;



............
 ""'\.
-:'.
.,......
 ........


 ' ,*



 ....-..."
.,::' . #
 fl.


....tj- J

t':: ....,


(8)


.... . ......-.
..,.....


"'.


1 см





 (


'. 4


:::..; ..


(д)


.
..



.



.... .
.ft .


.А.
..


.....



.


"":..... ф "4«: э...,:",.


" .
" . .-.-:::-.,.<
;: :
:\:;:

'
:\
}
,



-,.:.


.....
11'",. ..


.:



I


.


.
-


-




.


,/


.к.



..'




.........


-.




. . ).
1


"'..


?f
J t


.,р . .

.:/
- ".. ..'


.... "",,



 '. tf' ,


:
:. \.


:
. ..


. .."'." . J> r" , .
.!JI'r<JIi

.. ; .,,: ",,";.
. "
'4
;
 \}<
" "
,{". "
.
 '1.: .


..


 · i!" .
""... ;... .
...
 .-'


...,. у


-.....1"'.:
/' "':.
";"l
....{


",,'" .


k'






"':


.,




.
. 4. ';';""..
".
A'


z




.,

t.--


(
)


'
}.....


...' "..,
:' · 't' j: '. .
. .
,; "1
,! 1'" 1 {.



." ....<



.
 'IF -


.
 .


. .. i," . ::;:11
" ,::
)


.
 ',1 L..............
.' .rf'
".... ,..."
.. ..

'\


· t
"'.


;""

'.
.'
"';.
 . .,. .,.t< .
.
. :'':. '*А,'
.,.' .' ,':
. . \:
.
 .




::: --"1
"... "".


'.



. , '..


А,{у/


\.


.,' ''IP' <t


. :(.
.'
 '-,<'
,. .
{

.:


;


..........,.;. .


..jc
.""
 '{:1; ....
,* '..


'1
.,




357


Диаrенез: преобразование осадка в породу


участки плотных хорошо сохраняющихся
корок (duricrust) [310]. rолоценовые каль

креты наиболее часто встречаются там, rде
сумма rодовых осадков достиrает
1
500 мм и распределяется в течение rода
более' или менее равномерно, без пиков.
Калькреты в основном образуются при OT

ложении карбоната или замещении им дpy

rих минералов в почвенном rоризонте С,
в пределах вадозовой зоны, но, как правило,
не на поверхности осадконакопления. Пре

обладающим карбонатным минералом
в них является низкомаrнезиальный каль

цит микритовой и микроспаритовой раз

мерности, хотя в некоторых работах OTMe

чается присутствие и высокомаrнезиально

ro кальцита [854]. В шлифах можно
наблюдать мноrочисленные доказательства
замещения карбонатом ранее существовав

ших зерен силикатных минералов, но здесь
же MorYT присутствовать и настоящие
структуры цементации и переотложения
[854]. По мере объединения отдельных про

жилков и мелких стяжений в более крупные
мощность калькретовоrо слоя увеличивает

ся. В результате формируется толща, co



Рис. 29.5. а
 микрофотоrрафия шлифа плейсто

ценовоrо оолитовоrо известняка (эолианита) с ча

стичным растворением араrонита и OДHOBpeMeH

ной кристаллизацией низкомаmезиальноrо каль

цита в виде кристаллическоrо цемента в поровом
пространстве (николи скрещены). Следует обра

тить внимание на оставшееся незамещенным по

ровое пространство (черное). Зона MeтeopHoro
диаrенеза. Бимини, Баrамские острова. Масш

табный отрезок равен 100 мкм (из коллекции
Р. Тилла); 6
деталь фото 29.5,а, показывающая
пустоты растворения во внешнем слое араrони

товых оолитов и выполнение пор кристалличе

ским низкомаmезиальным кальцитовым цeMeH

том; в
необычно мощный (около 12 м), сло

женный калькретом разрез, перекрывающий
тиллиты Двайка. Боrоrобе, Ботсвана (фото
л. у оттса); 2
 хорошо развитый калькрет с удли

ненными и изометричными включениями. Ниж

пий древний красный песчаник, Лидней, rлоче

стершир, Анrлия; д
 rиrантский пизолит из
четвертичноrо калькрета. Залив Шарк, Западная
Австралия (коллекция э. Дж. В. Ван дер rраафа);
е
фото шлифа вадозных пизолитов, ассоции

рующихся с «зарифовыми» Фациями рифа Капи

тэн, Уолнат
Каньон, шт. Нью
Мексико, США.
Масштабный отрезок равен 500 мкм (коллекция
Д. Смита).


стоящая из плотноrо материала с TOHKO

слоистой поверхностной коркой, с Baдo

зовыми пизолитами, признаками брекчиро

вания и разбухания и линзами ХaJщедона.
Методом радиоуrлеродноrо датирования
доказано, что мощные разрезы калькрета
имеют возраст по крайней мере 1 О 000 лет
[298]. Мноrие мощные пласты калькрета
(см., например, рис. 29.5,в) представляют
собой реликтыI плейстоценовой эпохи, а дpy

rие, по
видимому, фиксируют аккумуляцию
карбоната в связи с колебаниями климата
в плейстоцен
плиоценовое время.
.В отличие от метеорной вадозовой зоны
фреатuческая зона располаrается ниже зер

кала rрунтовыХ вод и характеризуется об

становкой с заполнением поровоrо про

странства пресной водой. Последняя не
представляет собой нечто неподвижное и за

стойное, так как блаrодаря просачиванию
атмосферных зон, стоку rрунтовыХ вод из
области питания к области разrрузки и CMe

шению пресной воды с водой MopcKoro про

исхождения поровые воды находятся в по

стоянной циркуляции. Как уже отмечалось,
вследствие постоянноrо перемещения боль

ших масс воды фреатический диаrенез про

текает rораздо быстрее по сравнению с суб

аэральным диаrенезом [481]. Это обусло

вливает образование более крупнозернисто

ro спаритовоrо цемента, состоящеrо из
низкомаrнезиальноrо кальцита с размером
кристаллов до 250 мкм. Очевидно, разбав

ленные фреатические воды по мере деrаза

цИИ СО 2 способствуют медленному H


прерывному росту крупных кристаллов
кальцита. В отличие от этоrо эпизодическое
появление воды в поровом пространстве
субаэральной зоны приводит к быстрому
росту мельчайших кристалликов из мноrо

численных центров кристаллизации. Кроме
Toro, во фреатической зоне толщина каемок
цемента по всей поверхности зерен бывает
одинаковой (цемент uзопахuтовО20 типа)
(рис. 29.4, 29.6, б, 2). Отмечается, что, коrда
цемент полностью заполняет поровое про

странство, зерна конечной порции цемента
мозаичной структуры плохо скреплены Me

жду собой [481], как это следует из теории
и мноrочисленных петроrрафических Ha

блюдений. Этот факт не имеет пока объяс

нения.
Изменение скелетноrо араrонита во фреа





358


а)


Часть 8


.,
J-t.;' ',1,
,*' .
-,11 " .
t: .
't


[,(
,
.'


1 см


\..
, ,

L" . t.
 .
. :J!.
 '

 . oj,
."

.....




..







.;q,",,!", "',


.


,


""
1ь
" . 'с

i...! J
...' ..

. . ,1. ):: ,
. ."} ,.. ...
. ,
. .. .. .....

 ... i..(\' ','
<""'. J
.
 ';' ..
!" .;


.,


--.


.; .;. ....... '.
,
 j"


 \..
" .}..с ". .,,/"
1> Itt. ....
)' . '!f,>/\ ...
") . '. "', >, . . '. .., . ...
,. , '1' . '" '., 4' ')# · 1..
..,.» ...: -:.'7 '"' .,

. ' .
 \ .. .>:-#
j.," J...
"." .f (
 .,
.


....... ....,.,..... .

,.
.


,,''''' /'


..
.1


.'<:-;;;'i.


. '\ ' ,,', .;':... "А..."',' V.
. . '\
 . ""'...... ....
... v ("'
. .#"
"
-"
,")
, '

. ..
.


,.' .' ':#:

.

: "
.
 \, .;,,

.., j . .


(б),.




. 1.< о:'


"'!,


,,"


,


. , .. . . . '...
 .

.: 1... -".
'''':''
'. .' . . , .';.'. .... , . v , ,.

" ...


/, .# .


. <'.:..:;' ,.. ..
;
 ,,
, ." ,.. ..,...


 ,,""4,. -'
. .'
.., -
.tf/;
 ,


l


..
J
. ,';:--.


,.


(8) . у"


"


k
.

,.


I



 ,





.. .....


..


......, .


:


,


. :
 ..
',
..
,: ...
,.


:r
 -.


.
,..
'J",' ,". .


'.
<f.'


',",1 ',


 ",

...
'j':
.. .. ..' J '
.. ".. ' #
J' '. ' ., ". '. .. \.
, \ 1/ . ,..1 '"
'''\i
, !' i j ' i.:..
l
 ·
".1- "'/'\'
, ". ,...' ." , 4 .
'\;,.r- - - -, ., .._
 '.
... ...#:'.''''
'';. 1
>
.1.4 ' J '
; ....." 1:,
.,. .' . .;..' ').', \.
J" . , о. ,'>.. t /-
..\."1::
't'J. :,' 'С о ,'
\,..
'. '..
\ t;., .

". '\ ..
f "','1')(
. , . Т, '. " 1: \
....,:.,. .


.,



...
.

.


. ....
.
,



.
.


.," It '.'


. '.'/1 .'.'


,;'.


...". ,с..


.

_ $!'t..


.....



,


....,..



; '"


. '.


...


. ,


,
....


.


:;:
,=
'


... ....


'.
"



. " ,
. .


}...."


J
\


,
 -"*


,..1'
..


,.... ,'--'"


". .. ...
.::'


.. ,


'. . . "'\#.
. .,

 ..
... '
.;
t _. .": f
 "!'
" /"


"


.....


111


<-'1


\




359


Диаrенез: преобразование осадка в породу


тической зоне протекает иным' путем, чем
в вадо'зовой [638]. Между араrонитом и за

мещающим ero кальцитом в этом случае
возникает зона «мелоподобноrо» араrони

та, в которой временно появляется вторич

ная пористость и откуда из участков paCTBO

рения диффундируют ионы Са 2 + И CO

 ,
чтобы отложиться на мозаичном кальците
(рис. 29.3,6). Если ионы диффундируют
дальше или выносятся rрунтовыми водами
вообще за пределыI системы, образуются
крупные каверны растворения, которые
видны во мноrих плейстоценовых, Tpe

тичных и мезозойских колониях кораллов.
Процесс замешения араrонита через «CTa

дию мела» приводит к появлению OДHOpoД

Horo крупнозернистоrо мозаичноrо кальци

та, плохо сохраняющеrо первичную BHY

треннюю структуру. Содержания Sr 2 +
В скелетах, замещенных в условиях фреати

ческой зоны, в отличие от вадозовой зоны
низкие и равномерные.
При изучении структур, возникающих
в ходе марино
фреатическоrо диаrенеза apa

rонитовых илов, обнаруживаются аrреrаты
относительно крупных зерен микроспарито

вой размерности (от 4 до 50 мкм), поrру

женных в микритовую основную массу
[789]. Под электронным микроскопом вид

но, что эти микроспаритовые кристаллики
в действительности являются зернами цe

мента, выполняющеrо мельчайшие пустот

ки растворения, а не результатом перекри

сталлизации мик рита. Следовательно, paH

няя цементация араrонитовых илов частич

но может происходить во фреатической


Рис. 29.6. а
современный литифицированный
бичрок, Бимини, Баrамские острова (коллекция
Р. Тилла); б
микрофотоrрафия шлифа бичрока,
на которой видны водорослевые биокласты, cцe

ментированные изопахитовым микритовым
и иrольчатым араrонитовым цементом каемоч

Horo типа. Николи скрещены. Масштабный OTpe

зок равен 100 мкм; в
 деталь ИЗQпахитовоrо Kae

мочноrо цемента; 2
 микрофотоrрафия шлифа
сублиторальноrо хардrраунда; видны пеллеты
и разрушенные скелетные обломочные зерна, cцe

ментированные бахромками высокомаrнезиаль

Horo кальцита, образующеrо цемент каемочноrо
типа. Николи скрещены. Черное
оставшееся He

замещенным поровое пространство. Масш

табный отрезок равен 100 мкм. Персидский залив
(коллекция Р. Тилла); д
деталь.


зоне, что предотвращает в дальнейшем их
уплотнение по мере захоронения осадка.
Эта особенность важна при сравнении пове

дения кластических и карбонатных илов во
время захоронения и поrружения, а также
установления зависимости пористости от
rлубины (см. rл. 27).
В данном разделе были описаны измене

ния химическоrо и минеральноrо составов,
а также структуры, наблюдающиеся в обла

сти MeTeopHoro диаrенеза. Эта зона являет

ся химически «открытой» и допускает вынос
ионов Mg 2 + и Sr 2 + вместе с друrими малыI

ми элементами из высокомаrнезиальноrо
кальцита при ero переходе в низкомаrне

зиальную разновидность, которая кристал

лизуется в равновесии с пресными водами.


29в. Ранний диаrенез морской области. На
мноrих литоралях в областях с тропиче

ским, субтропическим и умеренным клима

том встречаются участки неправильной
формы литифицированных карбонатных
осадков песчаной и rравийной размерности,
известные под названием бич рока (рис.
29.6, а). Они залеrают в виде пластов непос

редственно под поверхностью осадка или
в форме частично размытых масс на самой
поверхности и обнаруживают такие призна

ки эрозии, как ямки' растворения, расши

ряющиеся трещины и механически эродиро

ванные уrлубления. Неравномерно cцeMeH

тированные пласты бичрока обычно дости

rают мощности нескольких дециметров.
Иноrда в них присутствуют уцелевшие
обломки
следы кораблекрушений и воз

душных катастроф, происшедших с peaK

тивными самолетами, что доказывает обра

зование бичрока в самое недавнее время;
это подтверждается данными датирования
радиоуrлеродным методом карбонатноrо
цемента. Последний сложен преимуще

ственно иrольчатым араrонитом
(рис. 29.6, б, в) и скрытокристаллическим
высокомаrнезиальным кальцитом. Цемент
представлен контактовым менисковым
и микросталактитовым типами (рис. 29.4).
В самой простой rипотезе образования
бичрока обращается внимание на то, что Me

жду поверхностным осадком, испытываю

щим частое перемешивание, и rлубоко зале

rающим осадком с застойными поровыми
водами располаrается слой. в котором Me





360


Часть 8


ханически устойчивые зерна поrружены
в морскую воду, частично испаряющуюся
во время отливов и низких приливов С выпа

дением в осадок карбонатов [64, 578]. Эта
rипотеза иrнорирует вполне очевидную
сложность rидродинамики береrовой зоны
(рис. 29.7), rде у береrовой поверхности на
пересечении зеркала континентальных вод
с поверхностью суши присутствуют также
метеорные фреатические воды [335]. Пред

полаrается, что цементация в форме бичро

ка возникает в ответ на смешение Me

теорных вод фреатической зоны с морскими
поровыми водами, но это не подтверждает

ся ни теоретически, ни экспериментально.
В друrой rипотезе [335] утверждается, что
цементапия вызвана деrазацией rрунтовыХ


Вадозная зона


УМВ


УВВ










з реатич
я зона



 ._.

 «




':O:
 'B



Рис. 29.7. Схематический разрез через незамк

нутый прибрежный водоносный rоризонт. Виден
подток метеорных вод к морю и зона их смеше

ния с морскими подземными водами [335]. УВВ

уровень высокой воды; УМВ
 уровень малой
БОды.


вод, обоrащенных СО 2 и насыщенных Kap

бонатом, коrда они поступают в прибреж

ную область, накопив доста точное количе

ство СО 2 в результате разложения почвен

ной орrаники. Деrазация СО 2 из концентри

рованных rрунтовыХ вод в атмосферу
обусловлена колебаниями их уровня при
приливах и отливах, иrрающих роль CBoe

образноrо насоса. Однако хотя из такИх
rрунтовыХ вод и в самом деле выпадает низ

комаrнезиальный кальцит, нужно еще ДOKa

зать, что этот механизм способен также BЫ

звать выделение араrонита и высокомаrне

зиальноrо кальцита.
Еще одними структурами, обнаружи

ваемыми в межприливных и надприливных
осадках, являются «окна», или структуры
«птичьею 2лаза». Появление этих неболь

ших (несколько миллиметров) непра



вильных полостей приписывается разложе

нию водорослевых пленок, скоплениям rаза,
сжатию при усыхниии и литификации (см.
также rл. 23). При условии достаточной
раннедиаrенетиЧеской цементации такие по

лости MorYT сохраняться во время уплотне

ния при захоронении осадка и выполняться
поздними rенерациями цемента.
Кроме известных мноrочисленных приме

ров литоральной цементации в тропических
и субтропических областях растет число
пунктов, rде надежно доказывается разви

тие современной сублиторальной цeMeHTa

ции в мелководных условиях. Образо

ванные таким путем сублиторальные OKaMe

нелые участки хард2раунда лучше Bcero
описаны в Персидском заливе, rде на пло

щади около 70000 км 2 И на rлубине от 1 до
60 м формируются корки мощностью
O,O
10 м с каемочным цементом изопахи

TOBoro типа, представленным высокомаrне
 .
зиальным кальцитом с примесью араrонита
(рис. 29.6,2, д) [757]. Обнажающаяся Bepx

няя плоскость такой корки обычно rладко
отшлифована и просверлена или инкрусти

рована орrанизмами, живущими на твердом
субстрате (рис. 29.8, а, б). Нижняя ее поверх

ность, как правило, неровная, с мноrочис

ленными норами и ходами илоедов, прони

кающими внутрь пласта снизу. пластыI
сцементированных отложений, по
видимо
.
му, формируются вследствие объединения
отдельных литифицированных rнезд. Широ

ко развитые системы полиrональных Tpe

щин ясно доказывают наличие поверхност

Horo расширения, вызванноrо межзерновой
цементацией.
При рассмотрении rенезиса хардrраунда
обычно прибеrают к rипотезе, соrласно KO

торой по мере полноrо затухания процесса
перемешивания осадка и падения скорости
осадконакопления в мелководных теплых
тропических и субтропических морях из pac

твора может выделяться материал меж
 или
внутризерновоrо цемента, выполняющеrо
поры внутри частиц или между ними. Дpy

rим обязательным условием является нали

чие соответствующих карбонатных затра

вок. Имеются некоторые данные, указываю

щие на важность ряда орrанических факто

ров, в частности фотосинтеза, судя по тому,
что величины () 1Зс находятся в пределах
+ 3
 + 4%0. Необходима также циркуляция




361


Днаrенез: преобразование осадка в породу


поровой воды С тем, чтобы сквозь ходы
илоедов моrла осуществляться подкачка
морской воды. Мноrочисленные пласты
хардrраунда, обнаруживаемые в древних из

вестняках, приурочены к rоризонтам, фикси

рую
м площадные перерывы в ocaДKOHa

коплении. С ними ассоциируется послойная
импреrнация rлауконита и фосфатов, и они
фиксируют переход от рыхлоrо осадка к ли

тифицированной rорной породе через CTa

дию образования отдельных литифициро

ванных стяжений .(примеры, относящиеся
к rлубоководным морям, рассмотрены
в разд. 23з).
Упомянутая модель образования xapд

rраунда в связи с замедлением или переры

вом в осадконакоплении в последнее время
серьезно опроверrается находками xapд

rраунда в самых разнообразных вариантах
высокоэнерrетической обстановки в районе
банки Эльютера на Баrамской платформе
[220]. Здесь литифицированные корки мощ

ностью до 1 О см развиваются на rребнях
и по бокам активно перемещающихся ДOH

HbIX форм, причем степень литификации от
поверхности вrлубь уменьшается. Оолиты
в пределах этих корок однородны, они KOp

родированы и сильно микритизированы.
Цемент сложен араrонитовыми иrлами,
образующими каймы равной мощности
толщиной 1
100 мкм, с подчиненным KO

личеством микрокристаллическоrо BЫCOKO

маrнезиальноrо кальцита. Важная роль BO

дорослей в ero образовании доказывается
наличием водорослевых нитей, которые
скрепляют и цементируют зерна при каль

цификации и последующей кристаллизации
микрита. Такое явно аномальное возникно

вение литифицированной корки в обстанов

ке высокой rидродинамической энерrии по

ка не находит объяснения, хотя оно вполне
может быть связано с быстрым разраста

нием водорослевых колоний в виде пено

образныIx матов на неправилъных размытых
участках поверхности подводных донных
форм [734]; эти маты предотвращают воло

чение поверхностных зерен и способствуют
вьщелению карбоната. Дальнейшее разви

тие взrлядов на rенезис хардrраунда HeCOM

ненно будет связано с изучением rидродина

мики и особенностей переноса осадка путем
волочения на этих подвижных приливно
от

ливных донныIx формах.
Друrими участками, rде наблюдается


мелководная . подводная цементация,
являются поры и полости в пределах склер

актиниевых коралловых рифов [713, 526,
420]. При росте кораллов кверху ниже живу:
щих полипов остаются покинутыIe орrаниз

мами полости, заполненные тканью, KO

торые становятся затем местом накопления
очень TOHKoro осадка с образованием так
называемоrо 2еопетаЛЬНО20 выполнения
(или текстур «плотницких уровней»), Bepx

няя плоскость KOToporo всеrда rоризонталь

на. При этом формируются разнообразные
типы цементных структур, в частности pa

диально
лучистыIe и сферолитовые CTPYK

туры араrонита и микрокристаллическая
структура высокомаrнезиальноrо кальцита.
В таких рифах на цементацию несомненно
влияет распад орrаническоrо материала,
вызывающий рост щелочности, хотя более
важную роль, по всей вероятности, иrрает
механизм «подкачки», посредством KOTOpO

ro морская вода может циркулировать BHY

три пористоrо рифовоrо каркаса. Скорее
Bcero, этот механизм обусловлен приливно

отливными или волновыми силами, и
в этом смысле особенно важен тот факт, что
максимальная степень литификации обычно
наблюдается в пределах той части рифа, KO

торая обращена в сторону моря, rде сквоз

ное просачивание и заполнение водой поро

Boro пространства наиболее эффективны
(см. также разд. 23з).
Вместе с мноrочисленными примерами
мелководной морской цементации в послед

нее время появляется мноrо данных о COBpe

мен ной литификации rлубоководных OKeaH

ских пелаrических карбонатных осадков (см.
также rл. 23). Это особенно справедливо
для частично закрытых морских бассейнов,
таких, как Красное и Средиземное моря, на
дне KOTOpbIX возможно образование CBepx

соленых rорячих вод, что отчасти связано
с близостью к центрам спрединrа [578].
Араrонитовые и птероподовые осадки cцe

ментированы здесь волокнистым и CKpЫTO

кристаллическим араrонитом, тоrда как
кальцитовые осадки, сложенные раковина

ми планктонных фораминифер, цементи

руются высокомаrнезиальным кальцитом.
В общем же араrонитовый цемент в rлубо

ководных осадках довольно редок из
за TO

ro, что выпадение этоrо минерала сдержи

вается низкой температурой и относительно
низким рН. Интересен пример цементации




362


Часть 8


.»,

 ,?;'''. .
 . <'''
 , l
>;

' '. . '<O
'
'. ' 7\" , ''\
"
,
'" ".::
: .",
 (
 .11>


'..


... ;,
.
t
--
.
f

... t,
{; ,
..:., .


'{,

,.
,:

,;

;,
,
 ''о.,
(о '
', :'
.



.
"


'\


..


.;
,
.,"J.


:--, .


...
 <
.::""

\


."



:\,.
..
. ' .-
4,


':
.:
"'


'
' ;.. ','-/1:\
-1 N '\<
.' .."" .. i;':;:'
.,. :, .
':
>;.
 , ;
:
::
' :
:
'
.,
' :", .
...,.... :. .
 '","'"


" ."
f>
.
; .


w


" '


,.,,).,' .
 ':,>', ,"
; >"
>h.;: t--

{ />' У :.-

>
", '\'
... . ',,,,':,
{'
,.,,
:


. ,
. ' ,
'<
;c
;
'f
{." '
".,>':: .'
t
 ,
', . .1', .
... . < ' .>. < ....
:" "


'\


.:
':zZ.
,'
".... .



 \

."
о.,....


}


 .
' r
." ....
. : ::; '<:/t
,
" >,' < , t,
. д:'!.,


fi;


высокомаrнезиальным кальцитом нодулей,
растущих в пелаrических карбонатных ocak
ках Средиземноrо моря; причиной этоrо по

служили высокая температура, высокая co

леность и низкая скорость седиментации
[593]. Такие rоризонтыI часто покрыты кор.-
ками и пронизаны ходами сверлильщиков,
что наталкивает на тобопытные аналоrии
с предполаrаемым ростом литифициро

ванньп стяжений и объединением их
в твердые корки на сублиторальном мелко

водье (см. выше о хардrраунде), а также
с древними нодулярными известняками (Ha

пример, Кнолленкальк и Аммонитико
 Poc

со).
Подводя итоrи, можно сказать, что суще

ствуют мноrочисленные примеры почти co

временной морской цементации карбо

натных осадков, начиная от самой береrо





..



 т

;;..


o.;1t>
""""
" ,
\00.
,.



.


:)-.



"....


tI",
;:;t



...1 "
"'7'
'J


.(


.
.... " '.


..... .-
*'. ,""'*






.
 ...
t .

k;'''"


. '" t
.'

 ..".


, ......


<
 ;.;; ':;.}'
'" .".
.


;
"
...Y ' ,,',
. i': < {
 .
. ,,',.,:. ,... ., 1jJr "
 .: :\':\... . ,< . '

 ,
.

.
. .'<
 ",
 f;': ;'ф""

"' 4д " 1/.'<' :'-.;

Jf

:!I
',' ,. ." " ...".
 '.:
'>. .
" >' "

 ;



..
 . ,:' .
 :,,;

:
t. ... ;...


2


"
,.


....'
\.. '
A
!>;


\ ":
i ",,<i
;'


.


'f/
:
j

 ,"''IIi'''''' ',]
.
'<;: :


Рис. 29.8. а
 вертикальный разрез юрскоrо
хардrраунда. Плоскость напластования непос

редственно под rоловкой молотка включает cцe

менmрованные остатки устриц. Четко видны по

лыIe ходы илоедов, которые, вероятно, были
покинуты вскоре после начала цементации. Даул

тинr
Стоун, верхняя часть нижнеrо оолита,
окрестности Бристоля, Анrлия; 6
микрофото

rрафия шлифа тонкой микритовой корки, образо

вавшейся на коррозионной поверхносЦl xapk
rраунда сублиторальноrо (?) происхождения
(динант). Следует обраmть внимание на зарожде

ние на этой поверхности кристаллов кальцита.
Масштабный отрезок равен 100 мкм. Ньюкасл,
Камберленд, Анrлия; в
микрофотоrрафия шли

фа крупнозернистоrо доломитовоrо спарита
с обильными порами. Николи скрещены. Видны
прозрачные внешние зоны кристаллов. Масш

табный отрезок равен 100 мкм. Маrнезиальный
известняк, Везеби, Анrлия; 2, д
 микритовые из

вестняки с хорошо оформленными ромбически

ми кристаллами доломита, ядра которых сло

жены зернистым кальцитом, образованным при
частичной дедоломиmзации. Обращает на себя
внимание объединение зерен кальцита в крупные
скопления. Формация Джубаила, верхняя юра,
центральная часть Саудовской Аравии. Масш

табный отрезок равен 100 мкм (коллекция Р. Зей

дана).


вой линии вплоть до зоны абиссальных
плато. Следует в то же время подчеркнуть,
что такая ранняя литификация скорее
является искточением, чем правилом. Оче

видно, что факторы, препятствующие выпа

дению карбоната кальция в морских водах




363


Диаrенез: преобразование осадка в породу


(отмеченные в rл. 2), в мелких приповерх

ностных зонах диаrенеза проявляются сла

бее.


29['. r лубинный диа['енез с участием форма

ционных вод. В данном случае термин «rлу

бинный» относится к области, испытываю

щей влияние формационных вод, которые
в течщше определенноrо времени не BCТY

пают в контакт с водами поверхностноrо
rидроrеолоrическоrо цикла (см. rл. 27). Эти
воды, находящиеся в равновесии с возра

стающими с rлубиной температурой и дaB

лением, не являются ни чисто пресными, НИ
ЧИСТО морскими и MorYT образовываться на
значительном удалении от мест, rде они
в конце концов должны будут сыrрать aK

тивную роль в rлубинном карбонатном диа

rенезе. Процессы, происходящие в зоне rлу

бинноrо диаrенеза, приходится изучать
rлавным образом в древних известняках.
Это неизбежно при водит к появлению
мноrочисленных rипотез и нерешенных BO

просов. Справедливости ради нужно сюi

зать, что процессы rлубинноrо диаrенеза
остаются все еще слабо изученными.
В области rлубинноrо диаrенеза араrони

товые скелетыI и фазы раннеrо цемента под

верrаются разнообразным изменениям.
Большая часть араrонита, избежавшеrо из

менений при метеорном диаrенезе, теперь
все активнее вовлекается в процесс перекри

сталлизации с участием влаrи, при котором,
соrласно упомянутому выше представле

нию о пленочных растворах, образуется
кальцит, хотя иноrда араrонит может coxpa

няться в течение нескольких миллионов лет.
При этом тонкокристаллические араrони

товые скелеты и их протеиновое заполнение
постепенно превращаются в аrреrаты круп

нозернистоrоспаритовоrокальцита,вкото

ром сохраняются следы ранних включений,
подчеркивающие первичную текстуру. Бла

rодаря включениям орrаническоrо материа

ла кальцит иноrда обнаруживает псевдо

плеохроизм [396]. Новообразованный круп

нокристаллический кальцит характеризует

ся неправильными волнистыми rраницами
между зернами, которые редко сопряrаются
по rраням кристаллов [64]. Различные oco

бенности TaKoro рода позволяют отличить
новообразованные структуры от первичных
структур цемента (см. также rл. 27). Xopo



шей сохранности скелетноrо араrонита
в древних (более 300 млн. лет) породах спо

собствует обычно наличие непроницаемых
боrатых орrаническим веществом илов,
в которых полярные молеКУЛЬJ аминокис

лот, по
видимому, образуют BOKpyr aparo

нита предохранительный водоотталкиваю

щий моно молекулярный слой, предотвра

щающий доступ к кристаллам достаточноrо
количества воды [441].
Араrонитовый каемочный цемент заме

щается таким же кальцитовым цементом
обычно до Toro, как происходит разрушение
скелетов под наrрузкой [61]. Это доказы

вается тем, что на поверхностях трещин раз

давленных раковин кристаллизуется только
цемент второй, поздней rенерации.
В настоящее время считается, что цемент
характерной волокнистой радиально
лучи

стой структуры является результатом заме

щения кальцитом ранее существовавших
иrольчатых arperaToB араrонитовоrо или
высокомаrнезиальноrо кальцитовоrо це:'
мента [439]. Волокнистые радиально
лу

чистые arperaThI сложены мозаикой кальци

товых кристаллов с изоrнутыIии двойни

ковыми пластинками и с плоскостями
скольжения; оптические оси кристаллов cxo

дятся с удалением от стенок пустот, а кри

сталлыI расходятся. На вторичный заме

щенный характер этих arperaToB указывают
усеченные полости в ранних литифициро

BaнHbIX корках (рис. 29.1 о), «тени» ранних
кристаллов, очерченные определенным pac

положением включений (рис. 29.9), а также
непараллельность rраниц между кристалла

ми. Замещение ранее существовавшеrо
иrольчатоrо цемента происходит путем
продвижения пленочных фронтов от
твердых стенок в rлубь материала цемента.
Различные друrие структуры замещения
кальцитом иrольчатых кристаллов MOpCKO

ro араrонита описаны Маццульо [544].
Обломочный скелетный материал, co

стоящий из высокомаrнезиальноrо кальци

та, может в неизмененном виде переходить
из области MopcKoro диаrенеза в область
rлубинноrо диаrенеза, затем по нему разви

ваются псевдоморфозы низкомаmезиаль

Horo кальцита с полным воспроизведением
всех деталей первичной скелетной CTPYK

туры и С отложением ионов Mg 2 + в виде OT

дельных микроскопических включений дo





364


Часть 8


м


(а)


(в)


(6)




 ...
......:::-.< .::......: :::::
:.:::: .;
 J' \} \!.
". .... .... .". . " .
.:
:.:::
.:::
: .;'::':::;.:: .::........:::. . \ \ [. j i \ i j.:'
....... ".


(z)


(д)


Рис. 29.9. Радиально
лучистый кальцит. а
 pac

хождение кристаллов от субстрата и изrиб двой

никовых пластин в направлении субстрата;
6
схождение оптических осей с удалением от
субстрата; в
поперечное сечение, на котором
видно радиальное расхождение оптических осей
соседних кристаллов; 2
xapaKTep расположения
включений вдоль двойниковых швов И rраницы
субстрата; д
расположение включений между
кристаллами. Расположение включений не всеrда
соrласуется с существующими rраницами столб

чатых кристаллов [439].


ломита [516]. Установлено, что скелетные
обломки, представленные высокомаrне

зиальным кальцитом, обычно замещаются
железистым кальцитом [680]. Это служит
еще одним признаком Toro, что высокомаr

незиальный кальцит целиком переходит
в низкомаrнезиальную разновидность и что
при ЭТОМ происходит не просто диффунди

рование ионов Mg 2 + из кристаллической
решетки. Из этоrо вытекает и друrое важное
следствие, касающееся расчета времени про

текания этих изменений в rлубинной обла

сти. Ионы двухвалентноrо железа из по

ровых жидкостей MopcKoro происхождения
принимаю т слабое участие в раннем диаrе

незе, так как восстановление сульфатов Be

дет к вовлечению железа в образование
сульфидных минералов. Из этоrо следует,
что замещение железистым кальцитом BЫ

сокомаmезиальноrо кальцита скелетноrо
обломочноrо материала может иметь место
только во время rлубинноrо диаrенеза, Kor

да эти процессы уже не оrраничивают при

внос необходимоrо количества железа. Счи

тается, что величина () 18 О, равная для
железистых кальцитов
 5,4%0' указывает
на протекание процессов замещения на CTa



дии MeTeopHoro диаrенеза [680], однако Ta

кие же величины возможны и для более BЫ

сокотемпературных процессов в области
rлубинноrо диаrенеза.
Перейдем теперь к рассмотрению все обо

стряющейся полемики по вопросу дuаzенеза
ооuдов. Существуют два основных представ

ления, по
разному объясняющие тот xopo

шо известный факт, что все современные
ооиды сложены араrонитом, а почти все
древние
 кальцитом. Соrласно первой mпо

тезе, первоначально' все ооиды были сло

жены араrонитом, но затем при диаrенезе
приобрели кальцитовый состав [752]. В Ha

стоящее время наиболее древние кальци

то вые ооиды обнаруживают довольно xopo

шо сохранившуюся микроструктуру pa

диально
лучистых кристаллов кальцита, KO

торую необходимо объяснить сторонникам
rипотезы замещения. Такая попытка сдела

на Шерманом и др. [752], предложившими
механизм замещения по шаблону и YTBep

ждающими, что замещение происходит
между внутренними слоями оолита, обоrа



(а)


ХОДЫ сверлильщиков
J


(б)


Эрозионная поверхность


(в)
'. . '. . . : . ПосЛеДуюЩий
сЗдок' .. '. '. -: . '. '. :... -:
. :. '. . . . .ад:И

Н?-
У
С.Т
I

aJ.Ib
.T ..:


Рис. 29.10. Схема образования полости со cpe

занной верхней частью и ее последующее выпол

нение радиально
лучистым кальцитом. а
по

лость, выполненная внутренним осадком
и волокнистым араrонитовым цементом; 6
эро

зия материала выполнения полости и ero KOppo

зия сверлильщиками; в
 возобновление ocaдKO

накопления, сопровождающееся замещением
араrонитовоrо цемента радиально
лучистым
кальцитом [438].




365


Диаrенез: преобразование осадка в породу


Концентрические
слои клейкOI"О
вешества


Рис. 29.11. Схема, иллюстрирующая mпотезу
диаrенеза ооидов «по шаблону» [752].


,


щенными орrаническим веществом, и Bыpa

жается в растворении араrонита, рассеянно

ro среди орrаническоrо материала, вслед за
которым сразу начинается выделение каль

цита, нарастающеrо радиально на KoнцeH

трических липких сферических слоях
(рис. 29.11). Существенный недостаток этой
rи
отезы состоит в ТОМ, что предложенный
механизм замещения полностью противо

речит тому, что наблюдается во всех
остальных араrонитовых аллохемах, KO

торые действительно замещаются КаЛЬЦИ

том, а именно крупному размеру кристал

лов кальцита, реликтам орrаники, доказы

вающим неспособность слоев орrаническо

ro материала определять направление роста
кристаллов, и отсутствию признаков четкой
ориентировки кристаллов.
Целый ряд друrих петроrрафических
данных указывает, что мнение [777], соrлас

но которому наиболее древние оолиты бы

ли сложены кальцитом радиально
лучистой
микроструктуры, не может считаться обще

принятым [700, 864]. Наблюдения над pac

плющенными оолитами свидетельствуют
о том, что их араrонитовые ядра исчезли,
растворившись при раннем диаrенезе
с образованием полыIx овальных скорлупок,
которые растрескивались в ходе диаrенеза
захоронения (рис. 29.12). То, что COBpe

менный кальцитовый состав и ero форма
являются первичными, подтверждается сле

дующими структурными данными: а) за

полнение кальцитом пустот начиналось
только после уплотнения, а к этому времени
скорлупки были упруrими; б) если скорлуп

ки были первоначально араrонитовыми, то
почему они не растворились вместе с друrи

ми? в) трещинки сжатия в настоящее время


совершенно параллельны кальцитовым pa

диальным пластинкам, что указывает на то,
что к этому времени структура была уже pa

диальной; r) иноrда трещинки отчетливо
пересекают кальцитовые пластинки, указы

вая тем самым на их существование до
образования трещин. Поэтому возможно,
что TaKoro рода древние оолитыI были сло

жены высокомаrнезиальным кальцитом.
Изредка современные кальцитовые оолиты
также имеют высокомаrнезиальный состав
(лаrуна Мадре, Большой Барьерный риф).
Как отмечалось ранее (rл. 2), преоблада

ние первично
кальцитовых оолитов в докай

нозойское время предполаrает пониженное
отношение Mg : Са (2 : 1) в древних океанах.
Эта величина, по
видимому, постепенно
возрастала и достиrла, наконец, COBpeMeH

Horo значения 5: 1, при котором в настоя

щее время в океанах кристаллизуется не
кальцит, а араrонит [700] (см. rл. 2). Воз

можно, это изменение является результатом
общеrо извлечения кальция из океанов
в форме планктонных фораминифер и KOK

колитов, развитие которых претерпело
взрыв с позднеrо мезозоя.


(а)




r


Рис. 29.12. Диаrенез ооидов типа «яичной скор-
лупы». Видно, как первичная радиально
лучистая
CTpYKТYI!.a (а) реаmрует на наrрузку при захороне

нии (6) l864].




366


Часть 8


Следующий момент, который мы обсу

дим, касается происхождения так называе

Moro цемента второй 2енерации. У становле

но, что после кристаллизации ранних фаз,
связанных с метеорным и морским диаrене

зом, остается около 20% поровоrо про

странства. Так как во мноrих древних из

весmяках обнаруживается минимальная по

ристость (менее 5%), то для Toro, чтобы
поставлять ионы для остальной части цe

мента, должен существовать весьма важный
дополнительный источник СаСО з . Что это
за источник, пока не ясно, но прежде, чем
приступить к подробному рассмотрению.
этоrо вопроса, следует заметить, что
величина в 15% дополнительноrо объема
СаСО з , вытекающая из приведенных выше
данных, по
видимому, является завышен

ной, так как она не учитывает факта обнару

жения быстрой цементации во фреатической
зоне, в процессе которой пористость при
раннем диаrенезе существенно уменьшает

ся. Часто считается, что источником доба

вочноrо цемента второй rенерации служит
растворение под давлением (см. rл. 27), при
котором в разбавленной форме непрерывно
поступают ионы, в конечном итоrе форми

рующие в оставшемся поровом простран

стве крупные изометричные кристаллыI
кальцита второй rенерации [398, 655]. Рост
крупных прозрачных кристаллов кальцита,
очевидно, пространственно не был оrрани

чен, как это обнаруживается в морской об

становке, rде высокое содержание Mg 2 + ,
по
видимому, сдерживало кристаллизацию
кальцита в пользу образования араrонита
[273]. Как уже отмечалось (rл. 27), форма

ционные воды обычно намноrо беднее Mar

нием (MgjCa < 1), и, следовательно, Mexa

низм, сдерживающий рост крупных кри

сталлов кальцита, в этом случае работать не
будет. Относительно поздний возраст этоrо
цемента доказывается ero взаимооmоше

нием с обломками раковин, уже покрытыIи
каемочным цементом первой rенерац=.
Тот факт, что большая часть позднеrо ц

мента в разрезах rлинистых извесmяков
имеет состав железистоrо кальцита [618],
служит еще одним доказательством важной
роли процесса растворения под наrрузкой
в ходе захоронения. ИОIIЫ Fe 2 +, вероятно,
получаются при восстановлении и paCTBOpe

нии Fe 3 +, адсорбированноrо чешуйками


rлинистых минералов, причем последние aK

тивно способствуют процессу растворения
под давлением. Вполне верояmо, что кроме
растворения под давлением важную роль
в процессе цементации иrрает широкомасш

табная миrрация ионов Са 2 +, Fe 2 +, Mg 2 +
и CO

 , растворяющихся при уплоmении
rлубоко поrребенных rлинистых толщ. Pa

нее было показано (rл. 28), что в сланцах по

бережья Мексиканскоrо залива, содержа

щих до 20% СаСО з с 813C
0, количество
СаСО 3 сокращается до нуля с п
rружением
на rлубину 3,5 км. Карбонатные формации
часто переслаиваются с такими сланцами
или располаrаются по краям впадин выше
их по восстанию. Поэтому кальцитовый цe

мент в оставшихся порах извесmяков MO

жет кристаллизоваться в форме фазы жел

зистоrо кальцита на неболыпих rлубинах
с 8 13 С, близким к нулю, причем дополни

тельное количество железа будет поста

вляться в результате описанноrо выше пере

хода монтмориллонита виллит (rл. 28).
Имеются некоторые данные, свидетель

ствующие о том, что на rлубине более
2,5 км формируемый таким путем желези

сто
кальцитовый цемент постепенно CMe

няется железистыIM доломитом и анкери

том, а необходимое количество Fe 2 + и
Mg 2 + получается опять
таки в результате
перехода монтмориллонита в иллит, вызы

BaeMoro поrружением пород [93].
Заканчивая раздел о rлубинном диаrенезе
известняков, следует рассмотреть поведение
араrонитовых илов (rл. 2) и их превращение
в кальцитовые микритовые извесmяки. Как
отмечалось ранее, во фреатических условиях
участки кальцитовоrо микроспарита
(3
 мкм) цементируют еще более тонкозе}r
нистые араrонитовые илыI. Это придает им
«упруrость», достаточную, чтобы свести до
минимума результат сжатия. Повсемесmое
отсутствие в древних кальцитовых микри

тах следов уплоmения (раздавленных paKO

вин и т.п.) [64] внушает определенное ДOBe

рие к утверждению, что широкое развитие
цементации тонкозернистых карбонатных
пород во фреатической зоне является прави

лом, а не ИСКJПOчением. Объяснение проис

хождения древних микритов затрудняется
вопросом об образовании более крупных
кристаллов микроспаритовоrо кальцита,
расположенных в основной массе собствен





367


Диаrенез: преобразование осадка в породу


НО микритовых кристаллов или зерен. Kor

да аrреrаты микрита полностью окружены
микроспаритом, что придает им облик пе

лоидов, .такая структура называется 2pYMe

лезной (grиmeleиse). Аrреrаты или «rлазки»
относительно крупных кристаллов обычно
интерпретируются как результат перекрис

таллизации, при которой крупные кри

сталлыI вырастают за счет мелких [64]. Про

цесс TaKoro рода термодинамически выrо

ден, так как крупные зерна обладают
меньшей повер
ностной энерrией на едини

цу массы и, следовательно, MorYT увеличи

ваться за счет соседних мелких зерен. Этот
процесс а22радациОННО20 неоморфuзма, т. е.
увеличения размеров новообразованнь

кристаллов, в диаrенезе должен протекать
при участии жидкости, но детали, кинетика
и энерrетика этих преобразований остаются
невыясненными. Действительно, в настоя

щее время невозможно определить, сколько
явно новообразованных микроспаритовых
структур в микритах являются результатом
растворения зерен в условиях фреатической
и морской зон и переотложения в форме Ha

стоящеrо кальцитовоrо цемента.
В отличие от описанных выше первично
араrонитовых известковых илов пелаrиче

ские отложения мела меловоrо возраста
представляют собой rруппу первично
каль

цитовых известняковых илов, образованных
посредством аккумуляции rpOMaдHoro чис

ла мельчайших пелаrических кокколитов
и скелетов пелаrических фораминифер в дo

вольно мелководных ('< 250 м) условиях.
Отсутствие структур цементации во мноrих
мелах пр
писывается недостатку Hecтa

бильных араrонита и высокомаrнезиально

ro кальцита в первичнь
 осадках. Меловые
толщи, поrруженные на rлубину свыше
2000 м, обычно хорошо сцементированы
в результате растворения под давлением
и переотложения. Отсутствие цементации
в ряде rлубоко залеrающих меловых отло

жений обычно объясняется значительным
количеством ионов маrния в поровых pac

творах, которые тормозят кристаллизацию
СаСО з BOKpyr детритовь
 затравок, сло

женнь
 низкомаrнезиальным кальцитом
[606]. В этом случае мы снова сталкиваемся
со «сдерживающим механизмом маrния

нашеrо cTaporo знакомоrо» (rл. 2). Цемент
мела, если таковой имеется, представлен


синаксиальным типом, т. е. это кальцитовый
цемент, имеющий ту же оптическую ориен

тировку, что и покрываемые им детритовые
зерна. Некоторые хорошо литифициро

ванные меловые толщи, например в CeBep

ной Ирландии, характеризуются величиной
8180, равной
 6%0' и признаками Toro, что
цементация протекала под влиянием Me

теорных факторов под МОlЦНыми покрова

ми третичнь
 базальтов [708].
Исключением из общеrо представления
о rлубинном характере литификации боль

шинства мелов служит появление в преде

лах мноrочисленных меловых разрезов
маломощнъ
 корок хардrраунда. Эти rори

зонты аналоrичны описанным выше типам
хардrраунда, образующимся при диаrенезе
в мелководной сублиторальной обстановке.
Имеется множество фаунистических доказа

тельств их ранней цементации и сопут

ствующеrо ей обмеления; эти два фактора
находятся в определенной (но пока не выяс

ненной) связи.


29 д. Выводы о диаrенезе известняков. ДpeB

ние известняки на своем пути от поверхно

сти К rлубинам проходят через несколько
областей диаrенеза. Эти сменяющие друr
друrа диаrенетические обстановки ведут
к появлению последовательных rенераций
цемента, поддающихся идентификации при
стратиrрафических и площадных исследова

ниях отложений. rенерации цемента
устанавливаются на основании изучения
формы, структуры и состава. Хотя валовые
изотопные анализы конечной породы обыч

но не отражают внутреннюю сложность
диаrенетических процессов, ясно, что изо

топный состав уrлерода для большинства
известняков колеблется в довольно узких
пределах, близких к нулю (8 1З С
 О (:::1:2%0».
Не зная состава отдельных фаз цемента (см.,
однако, работы [212, 538]) и их точнь
 КОЛИ

чественнь
 соотношений во всей породе,
довольно трудно сделать однозначный BЫ

вод о том, что большая часть известняков
MopcKoro происхождения полностью cцe

ментирована ионами CO

 также MopcKoro
rенезиса, но вполне очевидно одно
 замет

Horo добавления леrкоrо или тяжелоrо уrле

рода при этом не происходило [398].
В заключение этих соображений о диаrе

нетических процессах, протекающих в из





368


Часть 8


вестняках, предлаrается реконструкция из

менений «идеальноrо» lOpcKoro известняка
из Анrлии в образном изложении Хадсона
[399]:


«Наш известняк отлаrался в юрский период
в виде карбонатноrо песка, представляющеrо co

бой смесь ооидов, араrонитовых раковин ДBY

створок И rастропод и кальцитовых раковин
устриц. Он образовывал прибрежные песчаные
волны на rлубине 10 м при температуре воды
20 0 с. Вода была нормальной океанской соле

ности и характеризовалась 8180, равным

 1 SMOW. Бассейн был незамерзающим. Oca

док имел валовые значения 8180 ==
 2 и 8 13 С ==
== + 2.
Во время пребывания осадка на дне моря края
мноrочисленных обломков раковин микритизи

ровались с образованием микритовых оторочек,
характеризующихся более высоким 8 13 с. чем вa

ловой состав осадка.
Затем уровень моря понизился, И осадок в тече

ние нескольких тысяч лет подверrался действию
пресных вод, стекавших с низких известняковых
островов, хотя большую часть времени он OCTa

вался во фреатической зоне. Основная масса apa

rонита растворилась. а небольшое количество He

железистоrо низкомаrнезиальноrо кальцита BЫ

делилось BOKpyr аллохем, которые таким обра

зом слабо сцементировались. Новообразованный
цемент имел 8 13 С ==
 5 и 8180 ==
 4, что OTpa

жало ero пресноводное происхождение и HeKO

торый привнос почвенноrо С0 2 .'
. Затем проmбание возобновилось, и известняк
постепенно поrрузился в неrлубокий седимента

ционный бассейн. Осадок HeMHoro уплотнился;
при этом часть микритовых оболочек и каемок
цемента разрушилась.
В стратиrрафической колонке под известняка

ми располаrались rлинистые сланцы. Из них OT

жималось значительное количество воды, имев--
шей в своем составе бикарбонат, появившийся
в результате растворения араrонита и pacтвope

ния под давлением раковин вдоль развивающих

ся микростилолитов. Воды содержали в paCTBO

ренном виде также некоторое количество закис

Horo железа, так как к этому времени создалась
восстановительная обстановка. Вода, медленно
просачивающаяся сквозь известняк и в конечном
счете заполнившая все ero поры, вовсе не пред

ставляла собой простую морскую воду
значи

тельную ее часть составляла вода атмосферных
осадков. которая медленно отжималась в нижние
части продолжавшей проrибаться впадины; она
приводилась в движение rидроrеолоrическими
факторами, действующими на береry.
Постепенно, шаr за шаrом, поры в известняке
заполнились железистым кальцитом с 8 13 С ==
== + 1 и 8180 ==
 7. Теперь на rлубине 500 м


температура была + 35 0 С, и для воды 8180 ==
==
 3,25. Литификация завершилась. Эволюция
изотопноrо состава закончилась. Но так ли? OД

ним махом в результате тектоническоrо скачка
наш известняк стал свободным, иными словами,
он вышел, наконец, на дневную поверхность. В
нем появились трещины: они заполнились каль

цитом с 8 13 С ==
 10 и 8180 ==
 7. Современные
известняки имеют 8 13 С == + 1.5, 8180 ==
 6, но
раковины устриц, как и прежде, имеют 8 13 С ==
== + 2, 8180 == + 1,2. Коrда
нибудь образец это

ro известняка попадет к нам в руки».


29е. Модели доломитизации. Доломитовые
породы и частично доломитизированные
известняки очень широко распространены
в rеолоrических разрезах, хотя в наше время
известны лишь два примера первичноrо BЫ

падения в осадок доломита 1. В одном из
этих случаев в мелком эвапоритовом озере
Дип
Спринr, США, содержится осадок
с мельчайшими ( < 1 мкм) идиоморфными
кристалликами доломита. Датированием по
14С доказано, что они росли с удивительно
малой скоростью
О,О9 мкм за 1 МЛН. лет.
В большинстве друrих случаев в условиях
дневной поверхности кристаллы с такой
малой скоростыо роста были бы поrло

щены друrими осадочными минералами
и составили бы ничтожнуlO часть накапли

вающеrося осадка.
Друrой при мер, rде предполаrается пер.-
вичное выпадение в осадок доломита, oтнo

сится к лаrуне KYPoHr в Австралии. Здесь,
в системе изолированных озер с периодиче

ски образуlOЩИМИСЯ рассолами, доломит
выпадает из щелочных вод во время засуш

ливых периодов. Сама вода этих озер фор.-
мируется при выходе на поверхность co

леных rрунтовыХ вод. Доломит отлаrается
из пересыщенноrо рассола в виде желатино

подобных пятен, по виду напоминающих
кисломолочную пенку [96, 592], но точный
механизм и время ero выделения остаlOТСЯ
не выясненными. тонкозернистыIй доломит
ассоциируется с водорослевыми матами,
кремнистыIи образованиями, затвердевши

ми корками и полиrональными трещинами
усыхания, но в отличие от доломита себх он
не связан с эвапоритовыми осадками. Mo

дель доломитовых фаций лаrуны KypoHr


1 Еще в 1942 r. д. r. Сапожников описал дo

ломит в современных осадках оз. Балхаш:

П рим. ред.




369


Диаrенез: преобразование осадка в породу


была использована для объяснения ряда
особенностей протерозойской доломитовой
формации Северной территории Австралии
[592].
Необычайная редкость первичной кри

сталлизации доломита в настоящее вре.мя
Mo
eT привести к выводу, что вода COBpe

менных морей сильно недонасыщена в OT

ношении этоrо минерала. Однако этот BЫ

вод ошибочен. Рассмотрим следующую
обратимую реакцию:
Са 2 + + Mg 2 + + 2COi

СаМg(СОЗ)2.
ДОЛОМИТ
Если даже допустить некоторую неопре

деленность, константа равновесия
ol
и произведение ионной активности в MO

ской воде IAP dol будут иметь слеДУЮIlUlе
значения:

ol
 10
 16,7
 [Са 2 +] [Mg2 +] [CO

]2,
IAPdol
 10
 15,0,


показываЮIlUlе, что морская вода в отноше

нии доломита перенасыщена, и, следова

тельно, доломит должен из нее выделяться
в широких масштабах [389]. Более Toro,
рассмотрев реакцию


Са 2 + + СаМg(СОЗ)2
Мg2+ + 2СаСО з ,
ДОЛОМИТ калЬЦИТ


откуда К == 0,67 == [Mg 2 + ]/[Са 2 +], можно
по казать [389], что доломит в морской воде
оказывается даже более устойчивым,
чем араrонит и кальцит. В морской
воде [Mg 2 + ]/[Са 2 +] == 5,7. Это свидетель

ствует о том, что обратимая реакция, приве

денная выше, протекает спонтанно до дo

стижения равновесия, т. е. что карбонатные
осадки в контакте с первичной морской BO

дой должны доломитизироваться.
Несоответствие наблюдаемых данных
и теоретическоrо поведения доломита
в морской воде породило заrадку, назван

ную «проблемой доломита» (см. обзор
самых последних данных в работе [888]).
Неспособность доломита к выпадению
в осадок ИЗ морской воды должна быть BЫ

звана какими
то трудностями кристаллиза

ции, т. е. кинетическим фактором. По
види

мому, в случае доломита эти затруднения
связаны с чрезвычайно правильным CTpoe

нием кристаллической решетки (см.


24----91


рис. 29.13), состоящей из чередования слоев
ионов Са 2 +, CO

, Mg 2 '+, CO

 И т.д.
Ионы Са 2 + И Mg 2 + имеют настолько близ

кие размеры и свойства (Са == 1,08 А, Mg ==
== 0,80 Л), что во время кристаллизации
они конкурируют из
за места в решетке.
При обычных поверхностных температурах
при быстром спиральном росте возникает
маrнезиальный кальцит (рис. 29.13,а) [200].
Для роста доломита по типу «слой за
слоем» требуются особые условия
(рис. 29.13, б). По
видимому, К НИМ относят

ся медленный рост и разбавленные ионные
растворы (см. ниже).
Попытки выделить доломит в экспери

ментальных условиях при температуре
дневной поверхности приводят к образова

нию маrнезиальных кальцитов, в решетке
которых отсутствует упорядоченность, при

сущая решетке настоящеrо доломита. Oднa

ко в некоторых случаях при определенных
условиях в ходе первичной кристаллизации
или при изменении ранних араrонита
и кальцита может быть получена MeTaCTa

бильная форма доломита. Образованные
таким путем протодоломwпы правильнее
будет определить как «метастабильные
однофазовые ро
боэдрические карбонатыI,
по составу ОТКЛОНЯЮIlUlеся от доломита,
стабильноrо в данной обстановке, или
ЯВЛЯЮIlUlеся не полностью упорядоченными
или характеРИЗУЮIlUlеся обоими этими при




Ъ/:\%
 Один ионСа 2 + + один ИОН CO


D Один ИОН Mg2+ + один ион coi



(а)


(6)


Рис. 29.13. а
спиральный рост BыcoKoMarнe

зиальноrо кальцита в
aCTBOpe бикарбоната, co

держащем Са 2 + И Mg +; 6
pOCT кристалла по
типу «слой за слоем», при котором из Toro же
раствора образуется доломит [201].




370


Часть 8


знаками, т. е. отличающиеся от доломита
и по составу, и по упорядоченности, но
обладающие высокой степенью катионноrо
порядка, что однозначно доказывается при

сутствием линий упорядоченности на peHT

rеновских дифрактоrраммах [288]. В peaK

циях замещения протодоломиты появляют

ся В качестве предшественников доломита.
В действительности же протодоломиты
представляют собой кальциевые доло

мяты с избытком Са 2 + В решетке
(Са 1 ,оsМgо,9S(СОЗ)2). Для выпадения в oca

док чистоrо доломита в экспериментальных
условиях требуются высокие (более 200 0 С)
температуры.
Обсудив различноrо рода трудности хи

мическоrо характера, с которыми связана
непосредственная кристаллизация доломи

та из морской воды, вернемся к paCCMOTpe

нию трех основных механизмов вторичной
доломитизации, предложенных в последние
rоды. Для краткости ОНЦ названы эвапори

товой моделью остаточноrо рассола, MO

делью смешения пресных и морских rpYH

товых вод и моделью формационных вод.
Эвапорuтовая модель остатОЧНО20 pacco

ла основана на изменениях химическоrо
и минеральноrо составов, наблюдаемых He

посредственно под поверхностью об

ширных надприливных низин, llШроко раз

'витых по окраинам Персидскоrо залива
и называемых себхамu (см. rл. 23, 30).
В осадках себх llШроко распространена дo

ломитизация, проявляющаяся в замещении
араrонитовоrо осадка тонкозернистым про

тодоломитовым rлинистым материалом
[408, 453]. Анализы поровых вод из раз

личных пунктов, расположенных выше по

верхности себхи (на лаrунной внутренней
равнине; рис. 29.14), обнаруживают законо

мерные измерения химизма, указывающие
на существенный вынос ионов Са 2 + И SO


В форме rипса, сопровождающийся Macco

вой доломитизацией зерен араrонита,
являющихся ранним лаrунным осадком.
rипс кристаллизуется в виде rнезд в доло

митизированных карбонатах (rл. 30). Хими

ческие изменения, завершающиеся доло

митизацией, вызваны нарастанием KOHцeH

трации солей в морской воде за счет
испарения (б 18 О == + 3 7 + 7) через поры на
поверхности себхи [453]. Восполнение по

ровых вод происходит периодически блаrо



60Лаrуна Водорослевая низина Се6ха
Mg2+


50


s 40
х
..

{
 30
а i1J
::!: 12

 .20


16


'"
u
::!:
12 ьо


::!:


8


10


4


О


6


10


8


2


4


Концентрация


Рис. 29.14. Зависимость между молярной KOH

центрацией ионов, молярным отношением Mg 2 + :
: СаН и концентрацией рассола в себхе Абу

Даби [453].
даря затоплениям себхи во время штормов.
Поровое пространство на площадях, наибо

лее удаленных от лаrуны, восполняется pe

же, поэтому здесь отмечаются самые BЫCO

кие концентрации Mg 2 + .
Из приведенных данных, очевидно, сле

дует, что кинетические препятствия на пути
кристаллизации доломита из раствора пре

одолимы в системах с ВЫСОКОУПОрЯДО

ченным отношением Mg : Са, что облеrчает
метасоматическую доломитизацию пред

шествующеrо ей СаСО з . Отношение
Mg : Са в некоторых частях себхи достиrает
1 О и более. Возрастание отношения Mg: Са
до таких размеров возможно только при
массовом выносе Са 2 + В форме эвапорито

Boro mпса и анrидрита. Вероятно, вынос
SO

 в тобом случае должен быть суще

ственным, так как доломит под действием
rрунтовыХ вод, обоrащенных SОф быстро
растворяется (см. ниже).
Примеры доломитизации из рассолов
себх широко распространены в rеолоrиче

ских разрезах разных возрастов, однако. пос

ле появления рассматриваемой модели в Ha

чале 6O
x rодов она без разбора стала'
применяться к древним доломитовым фор

мациям, которые едва втискивались в узкие
рамки этой rипотезы [887]. Особенно натя

нутыIи выrлядели представления о подзем

ном просачивании или подтоке рассолов




371


Диаrенез: преобразование осадка в породу


с высоким отношением Mg: Са, которые
моrли якобы доломитизировать обширные
площади вадозной и частично фреатической
зоны. TaKoro рода представления пытались
применить оrульно даже тоrда, коrда среди
мощных реrиональных доломитовых толщ
набшодались лишь единичные убоrие про

слои эвапоритов.
М адель смешения zpYHтOBblX вод, при

званная объяснить доломитизацию, была
новым словом в этой области и дала rOTo

вое и разумное объяснение мноrочис

ленным примерам реrионально развитыIx
толщ древних доломитов, что не удавалось
сделать с помощью модели себхи. С этих
позиций стали понятны очень низкие OTHO

шения Mg: Са, набшодаемые в форма

ционныIx водах (обычно от 1 : 2 до 1 :4). Mo

дель основана в принципе па нелинейности
кривых растворимости при смешении раз

породных растворов (рис. 29.1 5) [694].
Экспериментальные данные по раствори

мости карбоната кальция в зависимости от
добавления солей показывают, что смеше

ние растворов, которые отличаются только
по содержанию растворенных электроли

то в, может вызвать либо выпадение осадка,
либо растворение. Для доломитизации [336,
482] расчеты показывают, что смешение Me

теорных rрунтовыХ вод (существенно прес

ных) с 30% морской воды вызывает Heдo

насыщение в отношении кальцита, тоrда как
насыщение доломитом непрерывно растет
(p
c. 29.16). Следовательно, при наличии


,.Q
f-<
U
О


:s::
о..
о


f-<
U


с..



.............."""""""


Недонасыщение


Концентрация добавленноrо электролита


Рис. 29.15. rипотетическая кривая растворимо

сти, показывающая, как смешение вод, HeДOHacы

щенных минеральной фазой х (А
 В), может при

вести к перенасыщению (С) и как смешение
перенасыщенных вод (D и Е) может вызвать He

донасыщение [694].


24*


9
7
5



 '"
o






i


Пере насыщение
Недонасыщение


1


о 20 40 60
O 100
Количество морской воды, %


Рис. 29.16. Смешение атмосферной пресной BO

дЫ с морской водой может вызвать доломитиза

цию в зоне (5
30% морской воды), недонасыщен

ной в отношении кальцита и перенасыщенной
в отношении доломита [36].


Е


5
30% морской воды в смешанном растворе
может происходить замещение кальцита
доломитом или первичное вьшадение доло

мита в осадок [36]. Способность смешанно

ro раствора вызывать образование доло

мита следует связывать с ионным разбав

лением как результатом смешения
(рис. 29.17) [273]. Следует, например, заме

тить, что при разбавлении одной части pac

сола себхи девятью частями обычной реч

ной воды отношение Mg: Са уменьшится
с 7 : 1 только до 6: 1. Полаrают, что такое
резкое ионное разбавление вызывает Meд

ленную кристаллизацию доломита, способ

ствующую ПОЛНQЙ упорядоченности, необ

ходимой при формировании кристалличе

ской решетки доломита по типу «слой за
слоем» [200].
Большое преимущество рассматриваемой
модели состоит в том, что с ее помошью
удается объяснить широкомасштабное раз

витие доломитизации на участках, rде пре

сные воды фреатической зоны встречаются
с морскими rрунтовыми водами. Примеры
современной доломитизации TaKoro рода
известны в водоносных rоризонтах Ямайки
и Флориды [482, 336, 659]. Существует, по

видимому, множество примеров такой
доломитизации в древних отложениях, oco

бенно в rоризонтах, связанных с perpec

сивным осадконакоплением и падением
уровня моря. кристаллыI и микрокристаллыI
доломита (для KOToporo предполаrается
образование в результате смешения вод\




372


Часть 8


1:301:10


Mg: Са
1:3 1:1 3:1


10:1 30:1


""
....
u
g

 Otl
u


Себха
/" ......... I икритовый
. -.,"", . доломит
/ ."-...._--) ./-
-
. V
/ .
/ ' Приповерхностный .'/ отток
Кальцит ; I rJ'
 Доломит
,
 -'


I 1$
J.f .. Lj1 ........:
, !S"'!/
$:::
I

{;a::
........................ .

'Iot:[,
: ...
././'"
1<З


/
q
. :.........
I
o.,r..'l' Пресные воды )
\.
e"O


0,01


0,001


Рис. 29.17. rипотеза Фолка и Ланда [273]
о влиянии солености и отношения Mg : Са на раз

мер и стабильность кристаллов доломита.


растущие в открытых полостях, имеют пра



 в ильную форму, прозрачны и и ди оморфны.
Блаrодаря медленной и спокойной кристал

лизации их состав характеризуется стехио

метрией. Они облеrчены изотопом 180
и растворяются в разбавленной соляной
кислоте rораздо медленнее, чем кристаллыI
доломита из себхи, которые образуются при
быстром неправильном росте, проходя
предварительную стадию протодоломита.
Фолком и Ландом [273] они были удачно
названы прозрачными доломитами. Интен

сивный вынос Mg 2 + из rрунтовыХ вод
с образованием этих доломитов частично
может обусловить низкое содержание
Mg 2 + в формационных.водах (rл. 26), хотя
для объяснения этоrо факта можно предло

жить и друrие механизмы.
Последняя модель доломитизации, MO

дель формационных вод, отработана еще не
полностью, но, вероятно, она будет иметь
некоторое значение для случаев, коrда в r лу

боко поrребенные пластыI известняков по

ступают поровые воды, отжатые из арrил

литов. Высвобождение Mg 2 + и Fe 2 + из
монтмориллонитовых rлин при их переходе
виллитовые (rл. 28) может вызвать доломи

тизацию или анкеритизацию предшествую

щих кальцитовых минералов, а также Bыдe

ление доломитовоrо или анкеритовоrо цe

мента, если имеется источник ионов Са 2 + И
CO

, например, при окислении орrаниче



CKoro вещества. Такой доломит, по
видимо

му, всеrда бывает железистым, а в связи
с участием в ero образовании метана, бедно

ro изотопом 13С, или вследствие реакций дe

карбоксилации (rл.28), вызванных Harpe

вом, сам характеризуется резко отрица

тельным коэффициентом
РЗС. Так как
доломит образуется в ходе реакций rлубо

Koro поrружения, в нем должны проявлять

ся структурные признаки позднеrо выдле


ния из раствора или замещения друrих
минералов.
Интересный, но относительно редкий слу

чай доломитизации представляет собой
тонкое переслаивание доломита и кальцита,
имеющее место во мноmх древних CTpOMa

толитах, rде доломит концентрируется
в темноокрашенных преимущественно BO

дорослевых слоях [295]. По
видимому, BO

дорослевые нити предпочтительнее HaKa

пливают Mg 2 + И, очевидно, не без помощи
бактерий способствуют выпадению в oca

док высокомаrнезиальноrо кальцита. В BOC



 становительнои среде в пределах отмершеи
части строматолита при высоком рН проис

ХОДИТ переход С0 2 , образованноrо путем
фотосинтеза или распада водорослей, не в
НСОЗ-, а в CO

. Вьmадению доломита,
следовательно, способствует высокая ще

лочность. Важная роль щелочности в кри

сталлизации доломита иллюстрируется xo

тя бы тем фактом, что и в лаrуне KYPoHr,
Австралия, и в лаrунах Бонэр, Антильские
острова, образование доломита ПРОИСХОДИТ
из рассолов с высоким содержанием CO

,
тоrда как в обычной морской воде ион
НСОЗ- количественно превосходит ион
CO

, и поэтому последнеrо недостаточно
для участия в построении решетки. доломи

та (рис. 22).
Этот раздел мы закончим, коснувшись He

которых друrих моментов, связанных с дo

ломитизацией. Имея дело с доломитовой
породой в прозрачном шлифе,. исследова

тель должен внимательно искать признаки
замещения, такие, как «теневые структуры»
или замещенные аллохемы. При образова

нии доломита в частично закрытой системе
(без привноса CO

) в результате замеще

ния известняка и миrрации избытка Са 2 +
должно происходить уменьшение объема,
так как плотность доломита больше плот

ности кальцита (2860 Kr. M
 3 И 2720 Kr. M
 3


I

I
I




373


. Диаrенез: преобразованне осадка в породу


соответственно). При этом должна по

явиться характерная межзерновая пори

стость в объеме около 10%. Признаками
мноrостадийноrо формирования доломита
MorYT служить линии остановки роста BHY

три кристЗЛлов (рис. 29.7). Если доломит
ранней rенерации был железистым, то плен

ки окислов железа на поверхностях OCTaHOB

ки роста будут свидетельствовать о том, что
минерал временно находился в окислитель

ной среде. Растворение доломита и замеще

ние ero кальцитом
 так называемая дедоло

мuтuзацuя (рис. 29.7, 2, д)
обычно разви

ваются там, rде доломитовые породы были
промыты вадозными атмосферными Boдa

ми, обоrащенными ионами SO

. Такая об

становка часто . встречается под выщело

ченными эвапоритовыми толщами, наибо

лее типичные примеры которых известны
в юрских отложениях центральной части
Аравийскоrо полуострова и в цех штейне
Европы. По всей вероятности, сульфат

ионы способствовали переводу доломита
в раствор и кристаллизации кальцита. Здесь
мы имеем дело с обратной стороной OTMe

ченноrо выше явления, коrда речь шла
о том, что выделение SO

 в виде rипса слу

жит предварительным условием доломити

зации.


29ж. Классификация., Для известняков в Ha

стоящее время предложены две предста

вляющие интерес классификации, несколько
отличающиеся друr от друrа.
Соrласно классификации Фолка [266], из

вестняки подразделяются на два rлавных ce

мейства
 микриты и спариты в зависимости
от преобладания Toro или иноrо структур--
Horo типа основной массы породы. Далее,
они делятся по преобладающим аллохемам,
а названия пород MorYT дополняться опре

делениями, характеризующими степень
уплотнения и сортировки аллохем
(табл. 29.1). Эта классификация как таковая
не является rенетической и не предполаrает,
что все микриты обязательно представляют
собой осадки спокойных вод, так как они
иноrда MorYT образоваться при цементации.
Надо отметить и друrой момент: породы,
названные оомикритами, будут встречаться
довольно редко из
за необходимости соче

тания противоречивых обстановок: с одной
стороны, перемешивания осадка, фиксируе



Moro по оолитовым аллохемам, а с дpy

rой
спокойных ВОД, rде осаждаются ми

криты. В этом случае можно предложить
несколько решений: например, оолиты бы

ли занесены штормами в лаrунные илыI
(rл.23), микрит переотложен сверху или
представляет собой фазу цемента. По всей
вероятности, с наибольшим ТРУДОМ под

дается классификации порода с преимуще

ственно неоморфной структурой, в которой
спаритовые или микроспаритовые зерна не
являются цементом, а образованы из пер--
вично
микритовой основной массы. ДЛЯ TO

ro чтобы найти место таким «монстрам»
и KaK
TO назвать породу, если это потребует

ся, по ее первичным особенностям, необхо

димо детально изучить ее в прозрачных
шлифах.
Недостаток классификации Фолка co

стоит в ТОМ, ЧТО В ней не учитываются co

временные карбонатные осадки и частично
литифицированные известняки с большим
объемом поровоrо пространства.
Эти недочеты преодолеваются во второй,
более простой классификации Данема [222]
(табл. 29.2). В ней, как мы видим, rрейнстоун
может быть литифицирован и на 10%, и на
все 100%, и от количества цемента название
породы не зависит. Таким образом, эта
классификация является чисто седимента

ционной, никак не связана с решением BO

проса (зачастую дающимся с трудом) о пер--
вичной или вторичной природе основной
массы и свободна от влияния этоrо фактора
на название породы. Все же и здесь возни

кают проблемы, коrда требуется сделать за

ключение о собственно седиментационных
структурах древних известняков.
Обе рассмотренные классификации по

строены таким образом, что для их приме

нения требуется определенная работа в поле
с лупой и соляной кислотой" При самом
процессе классификации опускается целыIй
ряд нужных сведений об осадочном и диаrе

нетическом периодах истории породы. Для
Toro чтобы получить детальное представле

ние о диаrенетических структурах, необхо

димо исследование породы в прозрачных
шлифах.


29з. Заключение. Диаrенетические преобра

зования карбонатных осадков быстро про

текают в метеорной и фреатической зонах.




Таблица 29.1. Классификация карбонатных пород по характеру и соотношению известково
илистой основной массы и спаритовоrо цемента
заполнения пор [266]
Названия пород даны для биоrенных зерен; в случае преобладания зерен иноrо происхождения к названию прибавляются приставки oo
,
пел
, интра
 и т. п., например оомикрит, пелспарит и т. п. В таблицу включены также термины из более ранней терминолоrической схемы
Фолка


Более 2/3 известково-илистоrо матрикса Почти равное ко- Более 2/3 спаритовоrо цемента
личество спарита
Содержание 0---1% '
10% 10---50% >50% и известковоrо Сортировка Сортировка Зерна окатанные
аллохем ила плохая хорошая и окруrлые
Название типич- Микрит и Фоссилизиро
 Рыхлый Плотный Плохо промытый Н еотсортирован
 Отсортированный Окатанный
ных представи
 дисмикрит ванный микрит биомикрит биомикрит биоспарит ный биоспарит биоспарит биоспарит
телей
Название по Tep
 Микрит и Фоссилизи

минолоrии дисмикрит рованный Биомикрит Биоспарит
Фолка, 1959 [. микрит
Терриrенные
кластические rлина Песчан..1Я r линистый или незрелый Недозрелый Зрелый Перезрелый
аналоrи rлина песчаник песчаник песчаник песчаник




375


Диаrенез: преобразованне осадка в породу


Таблица 29.2. Классификация карбонатных пород по первично
осадочной структуре [222]


Первично
осадочная структура может быть установлена


Первично
осадочная CTPYKTY

ра не может быть установлена


Первичные компоненты во
время отложения были
скреплены, что доказывает

ся скелетными формами
прорастания, слоистостью,
не соответствующей Ha

правлению силы тяжести, и
полостями, выстланными
осадком и перекрытыми
орrаническим или, Be

роятно, орrаническим
материалом и слишком
крупными для интерсти

ций


Первичные компоненты во время отложе

ния не были скреплены


Содержит частицы rлинис

ТОЙ,flЛИСТОЙ или мелкоалев

ритовой размерности


Илистые
частицы
OTCYТCTBY

ют, порода
зернистая


Порода скреплена Порода
илистыми частица
 скреплена
ми зернам:и


Зерен Me
 Зерен
нее 10% более
10%
MaДCTO
 BaK
 Пак
 r рейн

ун стоун стоун стоун


Баундстоун


Метеорный диаrенез включает растворение
высокомаrнезиальноrо кальцита и араrони

та дождевыми водами, которые достиrают
равновесия с окружающим РСО 2 в почвах.
Затем СаСО з локально выпадает в осадок
в форме устойчивоrо низкомаrнезиальноrо
кальцитовоrо цемента. При цементации во
фреатической зоне получается крупнозер--
нистый спаритовый цемент, состоящий из
низкомаrнезиальноrо кальцита, причем низ

кие концентрации, характерные для вод
этой зоны, по мере деrазации СО 2 вызы

вают медленный непрерывный рост
крупных кристаллов кальцита. Ранняя цe

ментация араrонитом или BыcoKoMarнe

зиальным кальцитом происходит на rрани

це раздела осадок
 вода или вблизи нее во
внутрилиторальной зоне и в мелководной
части сублиторальной зоны, а также в rлу

боководной океанской обстановке, xapaKTe

ризующейся низкими скоростями ocaдKOHa

копления. Во время диаrенеза при поrруже

нии происходит ряд изменений, в частности
растворение араrонита и ero переотложение
в виде низкомаrнезиальноrо кальцита, ми

rрация маrния из высокомаrнезиальноrо


Кристаллическая карбонат

ная порода
(Подразделяется далее, cor

ласно классификации, по
физическим структурам или
по диаrенетическим особен

ностям)


кальцита, массовая кристаллизация низко

маrнезиальноrо кальцита (часто железисто

ro) в качестве цемента второй rенерации
и неоморфный рост микроспаритовоrо
кальцита. Доломит может образовываться
как вторичная фаза по отношению к СаСО з
блаrодаря воздействию рассолов себхи,
смешению различных rрунтовыХ вод или
формационным водам.


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


в качестве обязательной рекомендуется работа
Батерста [64]. Последняя сводка Лонrмана [517]
содержит интересные выводы о близповерхност

ном карбонатном диаrенезе. Лучшим COBp

менным обзором по вопросу применения CTa

бильных изотопов в изучении диаrенеза известня

ков является работа Хадсона [399], Шолле [709]
особенно ярко описывает разнообразие диаrене

тических структур. Последней работой по про

блеме доломита является сборник статей под pe

дакцией Ценrера и др. [889]. В этой книrе
заслуживает особоrо внимания полный обзор pe

дких элементов и изотопов, сделанный Ландом,
а также ряд примеров, касающихся истории фо

мирования древних доломитовых толщ.




376


Часть 8


30


'Эвапориты,
ремнезем, железо и
марrанец


30а. 'Эвапориты. Как уже rоворилось в rл. 3,
чаще Bcero осаждаются такие соли, как ra

лит, rипс и rруппа калиевых минералов.
К ним следует добавить rруппу солей, выпа

дающих из раствора внутри отложившихся
кластических и карбонаmых осадков на CTa

дии paHHero диаrенеза. К этой rруппе солей
относятся анrидрит, маrнезит и целестин,
а также rипс и в небольшой степени rалит.
Обе rруппы солей в процессе захоронения
и поrружения MorYT подверrаться измене

ниям, включающим деrидратацию, пере

кристаллизацию и пластическое течение.
Подъем ранее rлубоко захороненных эвапо

ритов вызывает еще большие изменения,
включая вторичную rидратацию, обызвест

кование и растворение. Поэтому образец
эвапоритов, отобранный на обнажении, MO

жет иметь исключительно сложную диаrе

нетическую историю.
rлавное открытие в исследовании эвапо

ритов было сделано в середине 60
x rодов
этоrо столетия, коrда установили, что эва

поритовые минералыI формируются в виде
диаrенетических выделений вблизи поверх

ности осадка на аридных приливно
от

ливных равнинах BOKpyr южноrо побережья
Персидскоrо залива [749, 453]. Такие paB

нины аридных зон известны под названием
себх. Это название заимствовано из араб

cKoro языка, в котором словом «себха» обо

значают соляные равнины. Как уже rовори

лось в rл.23, себхи окаймляют лаrуны
и фиксируют в rеолоrической летописи Ha

ступание осадков на лаrуны, начиная с боль

шоrо Фландрскоrо повышения уровня моря.
Совершенно ровные себховые равнины под

вержены сильному испарению, и поэтому
в их поровых водах постепенно повышается
концентрация солей. Периодически, во Bpe

мя штормов, обращенные в сторону моря
края себхи заливаются водами лаrуны


(рис. 30.1). Морская вода просачивается
в подповерхносmый слой и смешивается
с фреатическими поровыми водами на rлу

бинах до 1 м. Возможно И такое явление,
коrда за счет процесса, называемоrо эвапо

рuтовым подсосом, вода rpYHToBoro rори

зонта, расположенноrо под поверхностью
себхи, поднимается вверх [392, 558]. При
увеличении расстояния от лаrуны поровые
воды постепенно изменяют свой состав. Это
обусловлено постепенным возрастанием
концентрации растворов вследствие испаре

ния, а также диаrенетическим минерало

образованием и испарением (рис. 30.2). Oca

ждение rипса и в небольшой степени
араrонита (рис. 29.14) начинается в пределах
верхней межприливной зоны неrлубоко от
поверхности. П родолжающееся в нижней
части сеБХОБОЙ поверхности осаждение rип

са при води т к увеличению в поровых pacco

лах отношения Mg: Са до тех пор, пока не
будет достиrнуто значение порядка 1 О, при
котором первоначально образовавшиеся
араrонитовые осадки в подповерхностных
условиях доломитизируются (см. разд.29е)


,


о
::; so
5

.... .Q
:s:t:r
t.) о

 I:Q 40
....':!::
о о
t>::


 о.. 30



8.'s
6. iS 20
!ёg.
g


 t 10
""




u О


'1
I :
I I
I \
, I
: I
I \
I \
I \
, ,
) \"
,/ .......",
...... ./'. . '\
....... ...... (--. \
.... "::.:1............ ...........
/.......v ....


....... MJI:

S04




 Са


1234 S 6789
Расстояние от отметки низкой БОДЫ, км


Рис. 30.1. Изменение ионноrо состава себховых
рассолов при удалении от отметки низкой воды
L 133].




377


Диаrенез: преобразованне осадка в породу


и в конечном счете образуется маrнезит. Из
Sr 2 +, высвобождающеrося в процессе дo

ломитизации араrонита, образуется HeKOTO

рое количество целестина (SrSO 4). П ри yвe

личении расстояния от нормальноrо уровня

ысоких вод среди диаrенетических эвапо

ритов начинает преобладать анrидрит
(рис. 30.3). Он замещает rипс в виде псевдо

морфоз и растет как первичный осадок. AH

rидрит встречается в виде характерных HO

ду лярных сростков И имеет макроячеистое
или обломочно
сетчатое (chicken
mesh)
строение (p:vc. 30.5); он встречается также
в виде изоrнутых вн утренних литифициро

ванных слоев. Обе формы срастания свиде

тельствуют о механизме роста, при котором
велика роль замещения. По мере приближе

ния к обращенному в сторону суши краю


вВ


:,:.:.:.
 .,

..' .1. \.

.
\
I
\
;, . ::;;::<>.; П:"<И дЮН
Лarуна ........,

l
i
i; it;:
,
"' )}: ()
4, o..,
..:'(
'.


)


5км


== 1


Еf
П
I:
1 2



::



1 з


Рис. 30.2. Схематическая карта себхи Абу
Даби,
на которой показано хлоридное «плато»
(>4 моль.кr
l иона Cl
 в растворе), COBpeMeH

ная зона, заливаемая во время штормов, и Be

роятное распространение зоны заливания 5000
лет назад. 1
хлоридное плато (КOIщентрация ио

на Сl
 в растворе > 4 моль. Kr
 1); 2
COBpeMeH

ная зона, заливаемая во время штормов; 3
зона,
заливавшаяся во время штормов 5000 лет назад.
ВВ
современная линия высокой воды [629].


себхи анrидрит под действием рассолов
континентальноrо происхождения BHOB
 rи

дратируется и превращается в rипс. rалит
встречается лишь в виде временных корок
на поверхности себхи после действия по

вepxHocrnoro потока морских вод; соли Ka

лия полностью отсутствуют. Кинсмен [457]
предположил, что химическое осаждение т

лита и солей калия в значительной степени


контролируется относительной влаж

ностью, и поэтому такие соли, вероятно,
осаждаются лишь в резко континентальных
(и, следовательно, имеющих меньшую cpeд

нюю относительную влажность) эвапори

TOBbIX бассейнах.
Эвапоритовый диаrенез в себхах сильно
зависит от состава рассолов [629]. Обра

щенный в сторону моря край себхи питается
рассолами MopcKoro состава с величинами
отношения Cl
 : Br
, меньшими 1000, Tor

да как край, обращенный в сторону суши,
питается рассолами с континента с величи



с=:> 1
с;:;> 2


О 1 км




Ом
Рис. 30.3. Распределение анrидрита и rипса
в себховых осадках Абу
Даби. 1
 > 60% анrидри

та; 2
 > 60% rипса [133].


нами отношения Cl
 : Br
 , большими 5000
(рис. 30.1). В зоне смешанных рассолов
в пределах большей части себхи наблю

даются концентрации ионов Cl
 не менее
4 мол. Kr
 1. Эти рассолыI находятся в paB

новесии с описанным выше типичным под

поверхностным анrидритом. Континен

тальные рассолы имеют сильно пони

женные концентрации Cl
, что является
причиной перехода анrидрита в rипс (вслед

ствие rидратации). Длительная сохранность
анmдрита в нарастающей себхе возможна
лишь в том с,лучае, если скорость продвиже

ния ее больше скорости перемещения rpa

ницы между рассолами континентальноrо
состава и смешанными рассолами. Это под

твердили исследования себх района Абу
Да

би [629].
Как современные, так и древние себховые
эвапориты имеют сложную структуру
(рис. 30.4) [371, 373]. Первичный интерсти

циальный (внутрипоровый) rипс встречается
в виде замещающих и вытесняющих ромбо

видных кристаллов (часто в водорослевых




378


Часть 8


матах) длиной от сотен микрометров до He

СКОЛЬКИХ миллиметров. Они MorYT заме

щаться в виде псевдоморфоз тонкодис

персными анmдритовыми пластинками
и rранулами, определяющими афанuтовую
структуру. Афанитовые анrидритовые зерна
часто имеют нежную бело
rолубую окраску,
сходную с цветом ледников; в случае круп

нодисперсной rранулярной или войлочно

пластинчатой структуры в зернах может
произойти изменение цвета на белыI.. В по

след ней rруппе длина кристаллов достиrаст
1,5 мм; здесь встречаются волокнисто
ра

диальные «снопообразные» аrреrаты. В ин

терстициальнь
 анrидритовь
 пластинках
MorYT наблюдаться возникшие при BЫTecHe

нии связи с более ранними структурами; их
интерпретируют как первичные анrидри

товые осадки. Может также происходить
перекристаллизация пластинок в rранулы
или более крупные пластинки.
Н
более сложные диаrенетические
структуры характерны для друrих эвапори

TOBЬ
 минералов, и особенно для солей Ka

лия. Это обусловлено действием rорьких
(су льфа тнo
 хлоридно
 маrниевых) рассолов
на существовавшИе до этоrо rалит и rипс,





.. 1
.....
...
v

.; :...
, ....

'
...
"
а .с.-.. ,


'.


,'" .


'
 ""


,



I


11\,


....

, tt


. :it .\.o

 ,

...,

.сJ:-"/


':f

'7;.. <k.,;<
:'
f':




 f,:
 . . :'
ttt ',




:

J
: ... . о< J" ,.
i,f: t-< " ,.

\t"iSJ/> i I .. \.. .;>
t

,.. '. -у" .
 :
''''''/
 , "'' ..


,.' \
 '. '".
f"
 ' ...,. 11'+" _ ....
, ","
:
, . .
,
'1 ,'
 ;.......
" L:J..

, '
'#:
 '''f
..,,
. ..'.,

.
 {'р'Т' '. '''...


.... 1.: ,: .,......;- , ....


..,





...


+.


.}'О' .


а также на их собственные осадки. Так, по

лиrалит в цехштейновь
 эвапоритах Брита

нии [790] встречается в виде тонкодис

персныx (1
200 мкм) arperaToB или непра



..


Рис. 30.4. Микрофотоrрафии эвапоритовых
структур в шлифах. а
 рост раннедиаrенетиче

ских кристаллов rипса в пустотах: псевдомор

фозы афанитовоrо анrидрита по rипсу в микри

то вой основной массе. Масштабный отрезок
равен 500 мкм. Базальные пурбекские (верхняя
юра) эвапориты, залежь Брайrтлинr, Сассекс, AH

rлия; 6
pOCT первично пластинчатоrо анrидрита
в порах без предшествовавшеrо осажденноrо in
situ rипса в тонкодисперсной непрозрачной Kap

бона тной массе. Масштабный отрезок равен
250 мкм. Базальные пурбекские эвапориты (Bepx

няя юра), керн из скважин, Ферлайт, Сассекс;
в
афанитовый анrидрит с несколькими перекри

сталлизованными пластинками. Вид при CKpe

щенных николях. Масштабный отрезок равен
100 мкм. Место взятия образца то же, что
и образца (а); 2
афанитовый анrидрит, в значи

тельной мере перекристаЛJ;lИзованный в крупные
пластинки (справа) и имеющий снопообразную
структуру (слева). Вид при скрещенных николях.
Масштабный отрезок равен 500 мкм. Анrидрит
Биллинrем
Мейн (верхняя пермь), рудник Бил

линrем, компания Durham, Анrлия. (Все фотоrра

фии взяты из работы [373].)


,.
..
f



,,-
.;.,"'.


...,.


"' "", .



"


.. ......;;


f
"


, ...
,.., .. ..; .";';'-'
"'.!' . , , 11....... .:)

.:..... »..,5'.,.... iI",. ..
.i*
 '.
 ..

.
...:.
. ... ..." ..
..,....... . ..i:- t' ,.

 .;r-c..
, '{,...:'.". , ..
O;
,..
. f .....


" .
... . ' ., ;."'. ...
 ....
"" .. , ,..i.:.. ..
 ... .. *., , .
. !
 .
 t . , ".JII
..... .. .,'" "
 ,..' .,...., ,...»
..' ....,.... " :: .,. ; '.;" ":,;..

.. .\
\
..: ":,:'" ,.....


. ."..




. 4"

..... ...
.,' -- t'

 (" '(
.. ....


,:]


.... :.;. -

:.. .'-
;' J
, '1'< " __,
"
, .
..:'
. (. '.
.< .

 #. . -,'
;'
,-
 У"' ",,,,' ,.'" '"


,#


- ...
:.... -:,. ,",,<
' ."'......
.. -,
. , ..,:
;:.

_
 .... -
 . 'i} .

 ,
-< ,..
 '''


''''
-
/. ;t

 . '. vi'",,". _
. .
 ...... ....
:

Ь'

..,. -. -' -
 ',;.- -, ",
... }.J:",


.... .



..:. -


.,
 . -
 - v ....


'"




 *'-


 '


:",.


,



\




379


Диаrенез: преобразованне осадка в породу


вильных зерен. Зерна MorYT иметь вытяну

тую форму, аrреrаты
 волокнистую CTPYK

туру. При воздействии обоrащенных калием
и маrнием рассолов полиraлит замещает
анrидрит и rалит. Первичный карналлит за

мещается сильвином, rалитом и анrидри

том. Друrие мноrочисленные замещения, по
существу, разрушают любую идеальную
структуру первичных су льфатно
маrниевых
отложений, которую можно было бы пред

сказать на основании физико
химической
теории (см. rл. 3).
Основным изменениям подвержены эва

поритовые ТОЛЩИ, которые поrружались на
rлубины свыше примерно 1 км. rипс, не
подверrшийся раннедиаrенетической деrи

дратации и преобразованию в анrидрит, по

mюстью перекристаллизовывается в анrи

дрит; при этом объем сокращается до 38%.
Подобное изменение может преобразовать
до неузнаваемости любые первоначальные
структуры осадков в пределах rипсовой тол

щи. Увеличение давления и температуры
вызывает пластические деформации боль

шинства эвапоритовых минералов, особен

но rалита и солей калия. Это приводит
к образованию диапировых соляных купо

ЛОВ И столбов. Пластическое течение служит
причиной формирования в солях СЛОИСТОЙ
текстуры и может очень сильно нарушать
эвапоритовые пласты, вызывая тем самым
быстрые и непредсказуемые флуктуации
мощности и состава. Такие эффектыI делают
разработку калиевых солей исключительно
опасной и дороrостоящей [880, 769].
Возвращающиеся вследствие Воздымания
и э.розии назад к поверхности Земли (или
близко к ней) эвапоритовые толщи подвер

rаются дальнейшим диаrенетическим изме

нениям. Хорошо растворимые соли, такие,
как rалит и соли калия, в зоне метеорных
вод MOryT быстро растворяться. Наблю

дается также более медленное растворение
анrидрита и rипса. Высвобождающийся ион
SO

 обоrащает rрунтовые воды; взаимо

действуя с доломитом, ОНИ вызывают дeдo

ломитизацию (разд. 29е). В результате pac

творения образуются массивные реrио

нальные или локальные брекЧии обрушения.
Большое количество сульфат
редуцирую

щих бактерий может быть причиной обы

звесткования анrидрита и образования эле

ментарной серы. Крупные месторождения


серы встречаются в США в районе побе

режья Мексиканскоrо залива в контактной
зоне между анrидритовыми и известняковы

ми породами кровли и неrлубоко залеrаю

щими соляными куполами.
Вторuч ные 2ипсовые породы, образующие

ся вследствие приповерхностной rидрата

ции анrидрита, MorYT быть подразделены на
два типа [372]. В мноrочисленных релик

TOBbIX корродированных зернах анrидрита,
окруженных равномерно поrасающими кри

сталлами rипса, наблюдается порфuробла

стовый вmoрuч ный 2ипс. Порфиробласты
MorYT быть эвrедральными и иметь раз

личные формы и размеры. Основная часть
вторичной rипсовой породы сложена втo

рuчным алебастром (рис. 30.5, а), IIРИСУТ

ствующим в форме небольших кристалли

ческих arperaToB, которые при скрещенных
николях MOryT иметь поrасание от волни

cToro до неправильноrо. Имеется мало
CTPYKTypHbIX доказательств увеличени

объема при оrипсовании анrидрита; этот
процесс, по
видимому, происходит вслед

ствие смены растворения химическим oca

ждением спереводом избыточноrо су льфа

та в раствор. Небольшие количества заме

щающеrо rипса наблюдаются в жилах
с характерной волокнистой формой «шелко

вистоrо шпата» (селенита); при этом волок

на ориентируются своими длинными осями
перпендикулярно стенкам жил (рис. 30.5,2).
Окремнение эвапоритов рассматривается
в следующем разделе.


30б. Кремнезем в диаrенезе. Как отмечалось
выше (rл.4), преобладающее большинство
современных кремнистых осадков предста

в-ч ено океанскими пелаrическими KpeM

нистыми биоrенными илами. Однако в reo

лоrических разрезах, в основном в мелко

водных карбонатных фациях, встречаются
также большие количества кремневых стя

жений. Эти кремни имеют отчетливую диа

rенетическую ПРI1РОДУ и являются по пре

имуществу замещающими образованиями.
Частично или полностью литифициро

ванные океанские кремни и порцелланитыI
с возрастом от позднемезозойскоrо до кай

нозойскоrо к настоящему времени вскрытьу
в ходе работ по Проекту rлубоководноrо
бурения во всех rлавных океанских бассей

нах [136, 683]. Основные минеральные фазы




380


Часть 8


......



'


';;';*---'


'\


1 см
L..............


.. ;.


-
';.


" ,
, ''''



..;.;.. ..;>


: ',,'
 <'\

& ,
 ""


- "'-
 _ z


-
 {< _
'.-
'1 '. >

-. ....
-


;i,


" .'


(а)


... "..

\
 . \\ ,'. '\ ..." /
.'. '
. ;'i.,r' , ':'\. : "'" 1'. '1 f
,'. 'l'1' '
 :"1:<1 , ,
 . .
.

'.'\.. (!: 'i . "t..
\'
,. . '...1....
 .



 . '.L {,
.('\. .
 "
'H! {<...
. . .
 .'
 d
... \ \,.;. .(
\\
. ",
 ' ,


,
,1
. ....:.
;; . .' '.', ,....
AI. '( A.
. :
, ."..1' .
'J . ::!t.: .

.J' : ,;',

;. ,
 . .,
,. 1 см
' />,"t.

в


'" .. .. ' А А ..
 : "1 ..11.
..... -
 '.. '.., ".....
.:' ,,
.,: '
;.i
; .
.. ,.
 .
 :..\ ,'

., . " .'.


'"



 .. ,'
 ':";
:;.
., ,.....
..'



.....



"
 х.
..

,. ....

 "-:.,




J: A
"<!:...


-
-:::




fi' ',>


'\ ." <.
.


>, '. О,!:

.


,. .,.


s <--
 "1:......
:


.< 1" '. ·
" ." ..


..
'..
,;
(д)- ".


..
-t< -

,


1 см




;1"





-"';


.....


"


'\ >


1 см




"""i.>






>



 .';i;;
:'


\:/[';
:f
:l"
.",>' 1\ ' .о, ):
. ..
......
,\..
,> ';
.
t-' '


;':,"


.....' ."


. i
..


!I,


...


. . . '"


. ,.


,
. >".


,', '" ,.-






"


; .

ч.


'-


"'
-'<o






#' ....\.. "
'- "
\

."


11 '1
\".., -<1} .
.-1,)<- ....








. .


..,
1'r;'
"'.
 '{
"'.'f.. .. ,

 ·
 -; "!...r
' .. :. . .
..' >.1\f', . 1. .
..,.,- ." .е.:;,. . .
:. -.

,<1...,,_. ч-
.' .... ""''',1


:.,. , .
..,
.


:

!.


'!
.t\..

\>


.


 '
I"
..
 ,...,.
:", "
"


.


...
( )


...
..,...






-
 .

'1 " ",,; J
1. "" '"0 ,
111.1. .;-
_.
U' "...
'!,. -'.!
i .

 .'. ' 'lt
..
.- "1'/ .....
t.
.. ,;,,*'i..;l"'!t: b.:"
 .


:'
 -;.
. -it ;'
,

: .........
!;., ",' " ..




381


Диаrенез: преобразованне осадка в породу


кремнезема представлены кварцем и опа

лом
СТ, причем последний встречается в ви

де сферических микрокристаллических arpe

[атов удлиненно
пластинчатых кристаллов,
известных под названием лепuсфер. Опал

СТ, по
видимому, является метастабильной
промежуточной фазой при преобразовании
аморфноrо биоrенноrо опала
А в микро

кристаллический кварц или халцедон. Пре

образование опал
А ---+ опал
СТ происходит
под действием механизма растворения
 пе

реотложения, который вследствие частично

ro уничтожения остатков радиолярий зату

шевывает opraHoreHHoe происхождение
илов. Таким образом, в процессе paHHero
диаrенеза кремнезем является весьма MO

бильным компонентом. Действительно,
концентрация pacTBopeHHoro кремнезема
в поровых водах океанских осадков выше,
чем в придонной воде в том же месте. Нали

чие rрадиента концентрации pacTBopeHHoro
кремнезема при пересечении поверхности
раздела осадок
 океанская вода указывает
на существование потока кремнезема из
осадков в вышележащую воду, вызываемо

[о как диффузией,. так и адвекцией. По pac

четным данным, величина этоrо потока MO

жет быть очень большой, и он, как
и континентальный сток, представляет co

бой .важный .источник поступления paCTBO

peHHoro кремнезема в океаны (см. rл. 3;


Рис. 30.5. а
обломочно
сетчатая текстура але

бастровоrо rипса (по анrидриту) в красноцветной
арrиллитовой основной массе. Рэт (верхний
триас), Северн
Бридж, Эвон, Анrлия; 6
обло

мочно
сетча тая текстура афанитовоrо анrидрита
в доломите. Обратите внимание на вторичные
белые селенитовые кристаллы rипса, образую

щие каемки BOKpyr некоторых стяжений. Анrи

дрит Хит, Дал
Хит, Эр-Рияд, Саудовская Аравия;
в
псевдоморфозы доломита по клиновидным
кристаллам rипса в слоисто
водорослевых фа

циях. Формация Сахароним (юра), Рамон, Из

раиль; 2
обломочно
сетчатый анrидрит с KaeM

ками вторичноrо селенита и хорошо выраженны

ми rипсовыми жилами, напоминающими шелко

вистый шпат. Место получения образца то же,
что и образца (6); д, е
кремнистые корки (силь

креты) типа терразо в поляризованном свете
и при скрещенных николях. Третичные отложе

ния Восточной Австралии (коллекция Э. Дж. В.
Ван дер rраафа). Масштабный отрезок равен
100 мкм.


[136]). В настоящее время преобразование
опал
СТ ---+ кварц рассматривается как pe

зу ль тат процесса растворения
переотложе

ния, а не как изменение в твердой фазе.
Все доюрские кремни полностью сло

жены кварцем, однако общее представление
о постепенном старении со временем (и, сле

довательно, с rлубиной в данном разрезе) от
мяrкоrо биоrенноrо ила (опал
А) через пор.-
целланит (опал
СТ) до кварцитовоrо кремня
усложняется преимущественной встречае

мостью порцелланитов в осадках, обоrа

щенных rлинистым материалом, а кварци

товых кремней
 в более чистыIx карбо

натных осадках. экспериментыI показали,
что скорость преобразования опала
А
в опал
СТ в карбонатных осадках намноrо
выше, чем в rлинистыI,, и что образованию
леписфер опала
СТ в значительной степени
способствует химическое осаждение ядер
с rидратом окиси маrния [433]. Ассоции

рующийся с rлинистыми.осадками опал
СТ
с менее упорядоченной структурой, по
види

мому, не так склонен к окварцеванию, как
опал
СТ, формирующийся в чистых карбо

натах. Важность ионов маrния в этом про

цессе указывает на то, что преимуществен

ному окремнению должны подверrаться
доломитовые карбонатыI. Данные OTMe

ченных выше экспериментов подтвер.-
ждаются не только мноrочисленными Ha

блюдениями в океанских бассейнах, но
и изучением обнажений меловых пород AH

rлии позднемеловоrо возраста, В ;пих обна

жениях в меле, имеющем высокое содержа

ние примеси монтмориллонита, кремневых
стяжений (в виде кремневой rальки) присут

ствует немноrо, однако мел более обоrащен
леписферами опала
Ст. В более чистом Me

ле, который чаще встречается, в верхних ча

стях разреза меловой толщи наблюдаются
мноrочисленные стяжения. Сходным обра

зом в мезозойских пелаrических осадках
Кипра кварцитовые кремни встречаются
в чистых известняковых пластах турбиди

тов, тоrда как леписферы опала
СТ и xopo

шо сохранившиеся радиолярии в больших
количествах наблюдаются в тонкодис

персных обоrащенных rлинистым материа

лом отложениях [687]. Высвобождение иона
Mg 2 + в процессе преоеразования
опал
СТ ---+ кварц объясняет также присут

ствие небольших количеств обоrащенноrо




382


Часть 8


маrнием rлинистоrо минерала палыrорски

та, а также доломита соответственно в бо

лее молодых и более древних кремнях.
Второе rлавное местонахождение KpeM

ней в породах
 их . стяжения в морских
мелководных известняках. Данные полевых
наблюдений и петроrрафических исследова

ний отчетливо показывают, что эти кремни
образовались в резу ль та те замещения. Для
Toro чтобы объяснить такие замещения, He

обходимо установить те условия среды, при
которых диаrенетические воды OДHOBpeMeH

но перенасыщены по отношению к кристал

лическому кремнезему и недонасыщены по
отношению к кальциту. Следует также
объяснить тот удивительный факт, что co

став стабильных изотопов водорода и кис

лорода таких кремней свидетельствует
о том, ЧТО в их образовании принимали уча

стие rлавным образом метеорные воды
[461, 464]. В этом отношении обращает на
себя внимание интересная модель, связан

ная с rипотезой смешения метеорных и MOp

ских вод [460] (рис. 30.6, 30.7), в значитель

ной мере сходная с той, о которой
rоворилось при рассмотрении доломитиза

ции (rл.29).
Кремни несколько необычноrо характера
MorYT замещать анmдритовые или rип

совые стяжения [859, 272]. Они содержат
большое количество слеrка удлиненноrо


<1).
Кварц :s:
:<:
+1 опал
Т ;
. ;5
с..
t3
з

 <1)
:s:
:<:

1 I
:I:
g
;;:


Рис. 30.6. Связь растворимостей кальцита
и кремнезема в смешанных метеорно
м
рских
rрунтовых водах, изолированных от воздеиствия
СО 2 . (J)
 отношение произведения ионных актив

ностей к произведению растворимости. Отрица

тельные величины указывают на недонасыщение.
В показанном на рисунке rипотетическом случае
при смешении метеорных и морских вод обра

зуется вода, недонасыщенная относительно каль

цита и перенасыщенная относительно кремнезе

ма (опал
СТ/кварц) [460].


Осадки наступающеrо береrа
....М.еТеОРНая.i3
д
.................





:::
::'(















('=:"
''';(морская вода
окремнения


I


Рис. 30.7. Схема зоны смешения, rде в карбо

натных осадках наступающеrо на море береrа
может происходить окремнение [460].


халцедона лютецитной и кварциновой раз

новидностей. Обычно халцедон обладает
четким волокнистым строением, потому что
при нейтральной и нормальной величине
рН или при недостатке ионов SO

 Te

траэдры кремнезема, вероятно, полимери

зуются в спиральные цепи, которые уклады
.
ваются плашмя на поверхности аккумуля

ции, так что с
оси располаrаются по
касательной к поверхности роста [272]. При
высоких значениях рН или в случае «заrряз

нения» ионами SO

 тетраэдры кремнезема
являются одиночными и поэтому oca

ждаются один за друrим с образованием
обычной кварцевой ориентировки со
слабым удлинением. В кварцевых Koнкpe

циях, замещающих эвапоритовые стяжения,
часто наблюдаются мноrочисленные KpO

шечные включения эвапоритовых минера

лов; MorYT также присутствовать псевдо

морфозы кварца по анrидриту или rипсу.
Указанные особенности наряду с данными
изучения общей морфолоrии кварцевых за

мещений должны всеrда использоваться как
необходимые подтверждения эвапоритзаме

щающей при роды халцедона с неотчет

ливым удлинением, так как такой халцедон
может встречаться и в безусловно неэвапо

ритовых кремнях [153].
В Австралии и на юrе Африки скопления
кремнезема встречаются в виде твердых по

верхностных цементирующих корок
сuль

крет 1 [487]. Эти очень устойчивые к разру

шению rоризонтыI МОlЦНостью до 5 м


I


1 Этот термин используется для обозначения
конrломератов, rравелитов и песчаников, цe

мент которых пред ставлен кремнеземом.
Прим.
ред.




383


Диаrенез: преобразование осадка в породу


4


образуют плато и плоские холмы
останцы.
Они сохраняют резко бросающиеся в rлаза
остатки поверхностей выравнивания от Tpe

тичноrо до четвертичноrо возраста. Счи

тается общепринятым, что рассматри

ваемые корки формировались в теплом
и более -влажном климате по сравнению
с наблюдаемым в настоящее время на боль

шей части внутренних районов Австралии
и что кремнезем образовывался за счет BЫ

ветривания силикатных минералов мноrих
видов материнских пород. Некоторые aB

торы предполаrают, что Si 4 + поступал в oc

новном за счет латерuтuзацuu. Для подба

зальтовых цементирующих кремневых KO

рок HOBoro Южноrо Уэльса имеются
rесхимические свидетельства выщелачива

ния кремнезема из базаль тов просачиваю

щимися rрунтовыми водами [816]. Было
выIказаноo предположение [619], что KpeM

незем, высвобождавшийся при выветрива

нии, миrрировал как с поверхности, так и
с rрунтовыми водами. Кремневые цементи

рующие корки формируются локально, если
кварцевые пески выступают в роли ядер
кремнеобразования, или реrионально, если
обоrащенные кремнеземом воды достиrают
зон BHYTpeHHero обезвоживания, rде может
происходить аккумуляция и выпаривание.
Хаттон и др. [406] подчеркивают, что KpeM

невые цементирующие корки MorYT форМи

роваться только как результат длительноrо
почвообразования при стабильных усло

виях среды. Они образуются весьма медлен

но, и эволюция мощных профилей была воз

можной лишь при стабильности почвообра

зующих, rеолоrических, rеоморфолоrиче

ских и климатических условий, такой,
которая была на значительной части
территории Австралии в раннем кай

нозое. Смейл [762] подразделил KpeM

невые цементирующие корки на ряд
типов, включая терразо (кварцевые зер

на или небольшие обломки пород в
KpeMH
BOM цементе; рис. 30.5, д, е) и Kвapци

товый (наросты аутиrенноrо кварца на
кварцевых зернах).
ЗОв. Минералы железа. Характер химиче

ских реакций с участием Fe 2 + и Fe 3 + KOH

тролируется пятью переменными фактора

ми
 это ЕЬ, рН, а также активности
растворенных ионов HS
, НСОЗ- и Fe 2 + .
На Еh
рН
диаrраммах (рис. 30.8) отчетли



Значения Еh,лежащие. за пределами
О С) диапазона, свойствеННQrо водам
среды отложения осадков



O.l

O.2

6
з aHS

со
Ei
O.4 Н 2 О

O,5 Н 2


Fе 2 О з


aSo

 Ш


FeS 2


(а)

 1
3
5

 19анs
илиlgaSО
,---


О

O,l


РсЬ == 1 атм
; 2 ,
i Морские воды,




1 насыщенные СаСО э F е 20 3
, FeS 2
Fё:jQ.

aFe2+ > IO
6


СО.
o,3
...с
C.:I
O,4

O.5 Н 2


(6)


О
2
4

lg а HCO

_3


Рис. 30.8. а
 поля устойчивости минералов же

леза как функция ЕЬ и aHS
" 6
 поля устойчиво

сти минералов железа как функция ЕЬ и ансоз

[181 J.


ВО видно, что лишь rематит и друrие мине

ралы, в которых присутствует F е со CTe

пенью окисления + 3, MorYT существовать
в равновесии с водами, расположенными
над поверхностью раздела осадок
 вода, из
KOTOPbLX происходит осаждение.
rлавным носителем терриrенноrо железа
в осадках является rётит, образующийся
при выветривании и при почвенных peaK

циях, включая процесс латерuтuзацuu. Fe 2 +
может входить в состав кристаллических pe

шеток rлинистыIx минералов или в состав
адсорбированноrо комплекса на поверхно

стях частиц rлинистыIx минералов [143].
В случае осаждения 2ётuт должен достичь
равновесия с 2ематитом посредством peaK

ции деrидратации [72]:
2HFe0 2 ----+ Fе 2 О з + Н 2 О.
rётит rематит вода


Величина
BO (см. rл. 1) этой реакции всеrда
отрицательна, причем ее точное значение за

висит от степени окристаллизованности rё

тита. Поэтому в условиях диаrенеза лимо

нит всеrда нестабилен относительно смеси




384


Часть 8


rематит + вода. Это объясняет полное OT

сутствие на rлубине желто
коричневых ли

монит
rётитовых образований. Выше
(rл. 28) уже rоворилось, что вадозный диаrе-
нез аридных зон способствует образованию
в приповерхностных условиях с течением
времени KpacHoro rематитовоrо пиrмента.
rематит может оставаться стабильным до
тех пор, пока отсутствуют остатки орrани

ческоrо вещества. Наличие же орrаническо

ro вещества будет способствовать ВOCCTaHO

влению Fe 3 + до Fe 2 + и исчезновению
KpacHoro пиrмента.
Пирит
обычный диаrенетический мине

рал железа во мноrих морских осадках. Как
отмечалось в rл. 28, ниже маломощной
зоны обоraщенных кислородом поровых
ВОД происходит анаэробная бактериальная
сульфат
редукция. Выделяющийся cepoBO

до род взаимодействует с железом, что при

ВОДИТ к образованию моносульфида железа
FeS. Дальнейшее вьщеление сероводорода
способствует тому, что окисляющие серу
бактерии образуют элементарную серу. Эта
сера rодами peampyeT с FeS [73], образуя
микроскопические (0,
1 00 мкм) аrреrаты
кристаллов пирита, называемые фрамбоида

ми. Наиболее важным фактором, лимити

рующим образование пирита, является Ha

личие орrаническоrо вещества, которое
с помощью бактерий может быть включено
в метаболизм. Морские диаrенетические по

ровые (иловые) воды обычно боrатыI как co

единениями железа, так и сульфатами. По

этому чем больше содержание орrаническо

ro вещества, тем большее количество
пирита образуется в зоне 2 предложенной
выше (rл. 28) схемы диаrенеза. В rеолоrиче

ских разрезах боrатыIe орrаническим веще

ством морские черные сланцы часто пири

тизированы. Внеморских диаrенетических
поровых водах, напротив, в большинстве
случаев наблюдаются очень низкие KoнцeH

трации pacTвopeHHoro SO

, отчеrо пирит
обычно отсутствует. При быстром осажде

нии в морских условиях будет отмечаться
тенденция к сдерживанию образования пи

рита, поскольку будет оrраничено время
диффузии SO

 из вышележащей морской
воды. Захороненные в поровых водах ионы
SO

 лишь частично в оrраниченном коли

честве принимают участие в образовании
пирита.


Диаrенетический cидepuт образуется
только в том случае, если низкая KoнцeHTpa

ция pacTBopeHHoro сульфид
иона сочетается
с высокой концентрацией pacTBopeHHoro
карбонат
иона, высокой величиной отноше

ния F е 2 + /Са 2 + , низким значением ЕЬ и Be

личиной рН, близкой к нейтральной. Как ro

ворилось в rл. 28, эти условия оrраничи

вают образование сидерита обычно средой
HeMopcKoro диаrенеза (низкая KOHцeHTpa

цИЯ SO

), rде в значительных количествах
присутствует ион Fe 2 + (тропическое BЫBe

три вание ). Сидерит особенно часто BCTpe

чается в фации дельтовых болот. Присут

ствующие здесь сидеритовые конкреции
свидетельствуют о продолжительном HaKO

плении минерала в процессе посто
нноrо
поrружения (rл. 28). Для Toro чтобы сидерит
был устойчив относительно кальцита, необ

ходимо, чтобы концентрация железа превы

шала 5% от концентрации кальция. В MO

ской воде соответствующая величина COCTa

вляет менее 0,1%. Наличие сидеритовых
rоризонтов в некоторых морских алеври

тистых арmллитах указывает на сравни

тельно необычные условия. Смежные бесси

деритовые осадки, а также фауна часто
свидетельствуют о незначительных переры

вах в осадконакоплении [741]. При диаrене

зе сидерит, по
видимому, формировался
из образовавшихся значительно ранее окис

ных минералов в условиях, коrда запас
MopcKoro SO

 и ионов Са 2 + был
израсходован.
Для шамозuта наиболее характерно при

сутствие в форме ооидов и ИЛОВ С сидеритом
в железных рудах минеттовО20 типа (ооли

товых железных рудах). Сопутствующая
фауна свидетельствует об условиях их фо

мирования в море при наличии волнения,
способствующеrо росту ооидов. Однако yc

ловия среды, необходимые для стабильно

сти силиката железа ( + 2), сходны с усло

виями, необходимыми для стабильности
сидерита. Разница заключается в низкой aK

тивности карбонат
иона и насыщении среды
какой
либо активной формой кремнезема.
Это предполаrает наличие восстанови

тельных условий ниже поверхности раздела
осадок
 вода. Поэтому вероятно, что ооиды
первоначально строились каким
то друmм
ранее образованным минералом (или мине

ралами), который впоследствии в процессе




385


Диаrенез: преобразова
е осадка в породу


диаrенеза преобразовывался в шамозит. Co

рби [776] предположил, что пер во начально
оолиты были кальцитовыми (см. также pa

боту [452]), однако детальные структурные
исследования не подтверждают этоrо BЫBO

да [112]. Возможно, что ооиды формирова

лись в виде обоrащенноrо железом и ашо

минием rеля в подверженных волнению
лаrунах и что впоследствии, при захороне

нии в мелководных условиях, rель преобра

зовался в шамозит [181, 812]. Однако
детали этоrо процесс а остаются неяс

ными.
Об образовании 2лауконuта известно
мало. Он формируется как морская мине

ральная фаза в районах с сильно замедлен

НОЙ седиментацией, rде заполняет пустоты
в раковинах и замещает фекальные пеллеты.
Бернер [74] отмечает, что rлауконит Meд

ленно формируется на поверхности раздела
осадок
 вода, rде он ассоциируется с opra

ническим веществом и обычно положи

тельными, но переменными значениями ЕЬ.
По составу rлаукониты очень различны
от
бедных калием смектитов до обоrащенных
калием rлауконитовых сшод с общей Ha

правленностью к обоrащению калием со
временем.
Обобщенная схема распространения диа

rенетиqеских минералов железа приведена
на рис.
0.9.


301'. Mapl'aHeu. Как хорошо известно, при
rлубоководных исследованиях во мноrих
частях Мировоrо океана были обнаружены
залежи марrанцевых конкреций. Размеры
конкреций колеблются от нескольких мил

лиметров до дециметра или более. Они фор--
мировались посредством роста последова

тельных концентрических колец BOKpyr
ядра, TaKoro, как, например, обломки вулка

нической породы. Конкреции растут искшо

чительно медленно, возможно со скоростя

ми до 3 мм. в 106 лет 1. Их наличие на
поверхности осадков в районах отложения
красных rлубtжоводных rлин, накапливаю

щихся со скоростями, превышающими эту


1 Некоторые исследователи полаrают, что
конкреции растут значительно быстрее. См., Ha

пример, работу И. И. Волкова «Железо
марrан

цевые конкреции» в кн.: «Химия океана», т. 2,
серия «Океанолоrия».
 М.: Наука, 1979.
с. 415
67.
Прuм: перев.


25-----91


величину вплоть ДО тыIячии раз, означает,
что красные rлубоководные rлины должны
периодически размываться слабыми систе

мами течений. Помимо марrанца (в форме
Мn0 2 ) в конкрециях содержатся значи

тельные количества железа, они сильно обо

rащены микроэлементами
 никелем, KO

бальтом и медью.
Для осаждения марrанца необходимо,
чтобы рассеянный нерастворимый мn 4 +
В осадках восстанавливался орrаническим
веществом до растворимоrо мn 2 + И чтобы
этот ион затем снова окислялся до мп 4 + .
Ионы марrанца поступают как из вод бас

сейна седиментации, так и из диаrенетиче

ских вод. Причем в конечном счете источни

ками марrанца являются ручьи, реки,
а также океанский вулканоrенный (rидро

термальный) привнос, связанный с взаимо

действием базальтов с океанской водой (см.
обзор в работе [234]). Набшодается миrра

ция марrанца за счет процессов диффузии,
адвекции и реакций в океанских и поровых
водах. Обратите внимание на формы схема':
тических профилей распределения paCTBO

peHHoro Mapraнua на рис. 30.10, свидетель

ствующих о восстановлении мп 4 + и peMO

билизации pacTBopeHHoro Мп 2 + В нижних
rоризонтах, а также о выносе Мп 2 + за счет
адвекции и диффузии и осаждении ero в He

растворимой форме (Мп 4 + ) В верхних rори

зонтах.


30д. Выводы. Рост диаrенетических образо

ваний rипса и анrидрита набшодается вбли

зи от поверхности осадка в условиях при

ливно
отливных равнин (себх) в аридных
климатических зонах. Анrидрит формирует

ся как продукт изменения rипса, а также как
первичная минеральная фаза. В химически
осажденных калиевых солях вследствие бо

лее позднеrо просачивания rорьких
уль

фатно
хлоридно
маrниевых) рассолов, pac

творения и пере осаждения набшодаются
сложные диаrенетические изменения. В про

цессе захоронения эвапоритыI подверrаются
пластическому течению, что при водит
к формированию катакластических текстур;
rидратированные минеральные виды, Ta

кие, как rипс, теряют свою молекулярную
воду. Реrидратация развивается в том слу

чае, если анrидрит вновь возвращается
в приповерхностные rоризонты вслед





rётит Заливная терраса Прибрежный Мелководная

 .............,.
 участок банка




."'.'."'.'..'.".'" .........J! 1 1 Л


 а
. 1 ......................!
 f .......:::::........ ..
 -=

I
::..I........
.
Пирит rлауконит


386


Часть 8


Зона выветривания


Болота


rётит
(rематит)


Сидерит


Рис. 30.9. Схематический разрез, показывающий
различные обстановки, при которых MorYT обра

зовываться диаrенетические минералы железа
[73]. Обратите внимание на то, что rематит обра

зуется в зоне выветривания при семиаридном
климате (rл. 28).


ствие воздымания и эрозии; после это

ro образуются вторичные mпсовые
породы.
В процессе захоронения кремнистые илыI
подверrаются минералоrическим измене

ниям от биоrенноrо опала
А до микрокри

сталлическоrо кварца или халцедона ']ерез
метастабильную промежуточную фазу

опал
Ст. В основе перехода от опала
А
к кварцу лежит механизм растворения
 пе

реосаждения; этот процесс активизируется
в обоrащенных карбонатом илах в присут

ствии ИОНОВ Mg 2 +. Образование кремней
замещения в мелководных известняках MO


eT быть обусловлено смешением Me

теорных и морских ВОД во фреатической зо

не, что дает возможность поровым водам
становиться пересыщенными по отноше

нию к кристаллическому кремнезему
и одновременно недосыщенными по OTHO

шению к кальциту.
Эвапоритовые стяжения MOryT часто за

l'y1ещаться халцедоном со слабым удлине

нием, однако не весь халцедон имеет такое
происхождение. Твердые поверхностные цe

ментирующие корки из кремнезема разви

ваются в континентальных районах на по

родах, подверженных выщелачиванию
в течение продолжительных интервалов
времени.
Основной носитель терриrенноrо железа
в осадках
 rётит, образующийся при BЫBe

тривании, а также в процессе почвенных pe

акций. Однако в условиях диаrенеза rётит
всеrда является неустойчивым относитель

но смеси rематит + вода. Пирит образуется
в морских поровых водах с низкой величи



Морской бассейн


Шамозит


ной Eh за счет продуктов жизнедеятельно

сти сульфатредуцирующих и cepOBOДppoд

окисляющих бактерий. Сидерит образуется
там, rде очень низкие КOIщентрации paCTBO

peHHoro сульфид
иона сочетаются с BЫCO

кой КOIщентрацией CO

, большой величи

ной отношения Fe 2 + : Са 2 + , низким значе

нием Eh и близкой к нейтральной величиной
рН. Шамозит, по
видимому, образуется
в поровых водах с низким значением Eh из
захороненных оолитовых rелеЙ t обоrа

щенных железом.


(а)


I
I I


I


Морская Бода


(2)


Рис. 30.10. Схематические профили вертикаль

Horo распределения pacTBopeHHoro марrанца
в океане. а
 для столба воды А
 окислительные
условия, В
бескислородные условия; 6
для пре

имущественно бескислородных осадков; в
для
умеренно восстановленных осадков; 2
ДЛЯ мощ

Horo окисленноrо слоя и МНоrочисленных под

стилающих окисленных слоев. Цифры 1 и
2 указывают уровни максимальной ремобилиза

ции марrанца [234].




387


Диаrенез: преобразование осадка в породу


Ионы Mn 2 + поступают на поверхность
раздела осадок
 вода за счет процессов
диффузии и адвекции.
Здесь марrанец окисляется и медленно
осаждается в виде нерастворимоrо Mg 4 +
BOKpyr ядер, образуя марrанцевые KOHKpe

ции.


31


Уrлеводороды


31а. Введение. Вне всяких сомнений, эконо

мический аспект седиментолоrии иrрает
важную роль в уrольной и нефтеrазовой ин

дустрии, которая располаrает оrромным
штатом специалистов, в основном cocpeдo

точенных в нефтяных компаниях. В лабора

ториях, финансируемых этими компаниями,
ведутся наиболее важные научно
исследова

тельские работы, и в некоторых странах,
rлавным образом в США и Канаде, имеется
полезный контакт компаний с университета

ми. Концентрация орrаническоrо вещества,
из кото]:юrо образуются уrли, нефть и при

родные rазы, представляет собой процесс,
который охватьшает почти все дисциплины
седиментолоrии и перекрывает мноrие дpy

rие химические и биолоrические области
исследоваiшй.


316. Состав yr лей и степень метаморфизма.
Уrли состоят в основном из макроскопиче

ских кусочков растений, которые претерпе

ли постепенные физические и химические из

менения с течением rеолоrическоrо BpeMe

ни. Из существующеrо мноrообразия типов
уrлей наиболее важные MorYT быть разде

лены на типы (или кате20рии) по содержа

нию в них уrлерода. На рис. 31.1 приведен
основной элементный состав различных ти

пов уrлей
OT исходноrо первичноrо MaTe

риала до самой высокой катеrории наибо

лее качественных уrлей (табл. 31.1). OCHOB

ной тип уrлей носит название 2умусовых
У2лей. Это полосчатые уrли, прошедшие
стадию торфообразования, на которой дpe

. .
весный материал подверrся процессу rуми



25*


Литература, рекомендуемая
дЛя дальнейшеrо чтения


Ценной книrой, посвященной всем paCCMOT

ренным в этой rлаве аспектам диаrенеза, являет

ся работа Бернера [74]. Вопросы диаrенеза KpeM

незема хорошо обобщены Калвертом [136],
а также Ричем и Фон Радом [683].


фикации, в результате чеrо микроорrа

низмыI преобразовали растительный ЛU2НUН
в rуминовые кислоты инерастворимые
остатки. Из
за отсутствия контраС11IОСТИ
блеска считается, что нестратифициро

ванные сапропелевые У2ЛU произошли из
подводных орrанических илов, обоrа

щенных остатками водорослей (боrхед) или
растительными спорами (кеннельский
уrоль). Увеличение температуры в процессе
уплотнения осадков
основной фактор
в процессе уrлефикации после первичных из

менений в близповерхностных зонах за счет
микробиолоrической активности. Уrли всех
типов и возрастов имеют сходный изо

топный состав уrлерода
около 25%0 PDB.
Примерно такой же состав имеет COBpeMeH

ная древесная растительность, что указы

вает на не значительное фракционирование
в процессе уrлеобразования.
Уrли содержат разнообразную расти

тельную ткань различной степени coxpaHHO

сти. Эта ткань представляет собой петро

rрафические составляющие уrлей и назы

вается мацералом. Различаются три oc

новные rруппы мацералов. TYMиHит
випipи

нuтовая rруппа, в которой мацералыI имеют
древесное и ryмycoBoe происхождение. ry

минит присутствует в уrлях низшей KaTero

рии, а витринит
 в yr лях средней и высокой
катеrорий. Лwzтuнuтовые мацералыI (экзu

Hит.
 Ред.) представляют собой расти

тельные остатки, обоrащенные липидами.
И HepтиHuтoвыe мацералыI представляют
собой твердые и хрупкие обоrащенные уrле

родом остатки; они включают обломки




388


Часть 8


Водород Азот
4
 .:,: k 2 b.Пffi
2 6 i h 3 ':'0 "
: 1
 .
о h О



lоо .
 rлер
: 60
 КиСЛОРОД
80 !f; 40
60


 k 20 h
.. h
40 ::: о . . k


D
ПIIIll
EJDG0
12345678


Рис. 31.1. Содержание уrлерода, кислорода, азо

та и водорода в различных уrлях, rуминовой кис

лоте и KeporeHax. 1
древесина; 2
торф; 3
лиr

нит; 4
битуминозные уrли низкой катеrории;
5
битуминозные уrли высокой катеrории; 6
aH

трацит; 7
 rуминовая кислота почвы; 8
 KeporeH
[202].


бурых уrлей и липтинитовые остатки, KO

торые испытали изменения высокой cтy

пени.
Петроrрафическая методика исследова

ния, известная как измерение отражатель

ной способности, позволяет установить Ka

теrорию уrлей или дисперсноrо орrаниче

cKoro вещества (например, спор). Отража

'тельная способность
это количество света
(монохроматическоrо зеленоrо), отраженно

ro от мацеральной поверхности, по cpaBHe

нию с количеством света, отраженным от
стандартной поверхности известноrо OTpa

жателя. Коэффициент отражения связан
с катеrорией уrлей, содержанием летучих
компонентов, химическим составом и влаж

ностью компонентов (табл. 31.1). Измере

ния отражательной способности обычно
проводятся на компонентах от rуминита до
витринита, при этом среднее значение OTpa

жательной способности рассчитыветсяя по
ряду отдельных замеров. Липтинитовые Ma

цералы имеют относительно низкую OTpa

жательную способность, которая увеличи

вается по мере Toro, как клеточная ткань
постепенно импреrнируется и заполняется
ryминовым веществом. rуминовые компо

HeHThI, которые имеют значения отража

тельной способности порядка 0,4%, назы

ваются витринитами. Так же широко ис

пользуются коэффициенты отражательной


способности орrаническоrо вещества, пре

терпевшеrо диаrенез и метаморфизм, для
оценки зрелости пород, продуцирующих
уrлеводороды, и как сравнительный индика

тор зон диаrенеза (рис. 28.12).
Использование данных отражательной
способности и катеrорий уrлей для оценки
rлубинных температур хорошо показано на
примеN изучения западной части KaHaдCKO

ro бассейна в шт. Альберта [208]. Здесь
представлена серия уrлей с постепенным
возрастанием катеrорий от лиrнитов на BO

стоке до сильно летучих битуминозных
уrлей на западе (рис. 31.2). Действительные
взаимоотношения между rлубиной и KaTe

rориями уrлей можно получить только
в том случае, если известна мцксимальная
rлубина их захоронения. Строится rрафик
общей зависимости содержания влаrи от
rлубины поrребения, на основе чеrо затем
можно получить соотношение между co

ответствующей катеrорией уrлей и макси

мальной rлубиной захоронения (рис. 31.3).
Далее используется диаrрамма уrлефика

ции для оценки максимальной температуры,
которая достиrается в ходе диаrенеза уrлей
(рис. 31.4). подоБныIe исследования MorYT
также пролить свет на максимальные темпе

ратуры образования нефrn, поскольку про

слои арrиллитов MorYT быть и потен

циальными источниками нефти. В этом
частном случае предел температур образо

вания нефти составлял 60
1 20°С.
Образование метана
 важный процесс
при уrлефикации. Он начинается и CTaHO

вится наиболее важным с катеrории cpeДHe

летучих битуминозных уrлей (отражатель

ная способность 1,3
1,4%). Крупные MeCTO

рождения природноrо rаза образуются
тоrда, коrда метан захватыIаетсяя в ловушку
подходящим для этоrо резервуаром (напри

мер, эоловыми песками KpacHoro лежня
и песками, покрывающими уrленосные OT

ложения в южной части района CeBepHoro
моря; рис. 13.6).


31B. Обстановки образования уrлеli. Потен

циальные уrленосные площади характери

зуются обстановками с высокой продуктив

ностью растительности, незначительным
привносом осадков, оrраниченным окисле

нием растительных тканей, оrраниченной
биореrенерацией и высоким потенциалом




389


Днаrенез: преобразование осадка в породу


Таблица 31.1. Типы уrлей и их основная петроrрафическая характеристика (по Тиссо и Вельте
[826])


Тип уrлей


Коэффи

циент OT

ражения
витрини

та, %


Основная петроrрафическая характеристика


Содержание
С в витри

. нитах,
o


Торф


50


Крупные поры
Детальное строение первичноrо растительно

ro материала еще различается
Целлюлоза в химически свободном виде
Химически несвязанная целлюлоза OTCYT

ствует
Структура растительных тканей еще разли

чима (полости клеток часто пустые)
Отличаются заметным rелифицированием и
уплотнением
Еще частично различимая растительная
структура (полости клеток заполнены колли

нитом)


о;:
::s:

 Бурые уши
:I:: -
<l)

 Мяrкие бурые уrли
::s:
::s:

 Матовые бурые уши
1::
<l)
t; Блестящие бурые уши
<]J
::s:
:I::
<l)
:r
::s:
5 Твердые уши
>: Битуминозные твердые
t уrли
Аатрацит


'" 0,3


'" 0.5


60


Экзинит становится заметно более светлым
(<<скачок в ушефикации»)


75


'" 2,2


rрафит


11,0


Экзинит не отличим от витринита в OTpa

женном свете
Анизотропия в отраженном свете


100


90


сохранности орrаническоrо вещества. Мощ

ные толщи современных пресноводных тор.-
фяников характеризуются массовой продук

тивностью растений при оrраниченном
поверхнрстном окислении и повторном BO

влечении растительных обломков «лесноrо
сорю> в местную пищевую цепь. Необхо

димые условия для образования мощной
толщи
торфяников
это, возможно, заболо

ченная местность, насыщенная водой и yдa

ленная от мест при вноса осадков. Во мноmх
rоризонтах торфяников может иметь место
оrраниченное окисление, но под этими rори

зонтами преобладают rоризонты микро

биолоrической активности, в которых обра

зуется разложившееся rYMycoBoe вещество,
постепенно проникающее в плотные расти

тельные ткани. С увеличением rлубины тор.-
фяники изменяются от бурых до черных; по

видимому, они имеют rелеобразную конси

стенцию. При торфообразовании кислоты
вызывают значительные изменения в под

стилающих осадках, rде образуются каоли

низированные rлины с пиритовыми KOH

крециями, которые обычно встречаются
под мноrими древними пластами уrлей.


Фациальный анализ древних уrленосных
толщ показал, что торфяные формации пре

обладают в пресноводных сфаrновых боло

тах и на маршах в районах влажных тропи

ческих прибрежных равнин. Наиболее
важные субобстановки формирования yr

лей
ЭТО пойменные болота дельт, низкие
аллювиальные равнины и болота за бере

rовыми барами. Флоридские болота служат
в какой
то степени современным аналоrом
мноrих древних торфяных болот (см. обзор

ную работу Мак
Ферсона и др. [561], а TaK

же работу [158]). Здесь пресноводные, соло

новатоводные и морские торфяники были
накоплены в прибрежной равнине очень
сложноrо строения.
Друrие представляющие интерес аналоrи
встречаются в болотах Снапеди на при

брежъе шт. Северная и Южная Каролина
[784]. Здесь rолоценовые песчаники мощ

ностью до 4,5 м накапливались в лаrунных
депрессиях между плейстоценовь
и барь

ерными островами (рис. 31.5). Эти торфяни

ки протяrиваются через соленые марши
в виде соединяющихся торфяных островков
и образуют реrрессивную толщу, покры





390


Часть 8


вающую тонкозернистые лаrунные осадки,
размер зерен которых увеличивается вверх
по разрезу (рис. 31.5). Эти торфяники часто
«расщеплены» тонкозернистыми осадками
конусов выноса близлежащих приливно
от

ливных русловых промоин. Некоторые из
этих русел образовались после rрандиозных
пожаров на торфяниках, вследствие KO

торых возникли локальные пустоты, в KO

торых моrли накапливаться осадки. ЭТИ BЫ

клинивающиеся отложения можно увидеть
в вертикальном разрезе блаrодаря наличию
TOHKoro базальноrо rоризонта обломков
древесноrо уrля.
В последние rоды было выполнено мноrо
детальных исследований осадочных фаций
в уrленосных отложениях, особенно в Пен

сильвании, США [849, 253, Ferm, 1970] (см.
rл. 19), и в вестфальских фациях Великобри

тании [735, 350]. Исследования, прове

денные Скоттом [735] в Вестфалии, выяви

ли особенно важную связь между осадочны



10
"-
'\
5\ . '\
\ \
\ \.
\ \
\
\
\


\
\
\
\
\


Влаж ность, %
20"
'\.
'\
'\
'\
0,\0 О О
о\.


15,\
".
-\
\
.\
\


ми процессами и реконструкцией флористи

ческих сообществ при их эколоrическом
изучении. Исследования М. и Р. Тейхмюл

леров [817] месторождений бурых уrлей
в Ф pr интересны в отношении флористиче

ских сообществ, однако они не затраrивают
осадков.
Практически не осталось сомнений в том,
что разведке и эксплуа тации уrольных Me

сто рождений в значительной мере помо

rают седиментолоrические исследования.
Так, проrнозирование отложений русловых
промоин, выполненных песчаниками,
и толщ, выполняющих озера и характери

зующихся увеличением размера зерен вверх
по разрезу" а также друrих «расщепляю



Рис. 31.2. Местонахождение, rлубина зале'rания
и катеrории меловых (Манвиллских) уrлей и изо

контуры содержания влаrи в близповерхностных
уrлях в западной Канаде [208].


\ О
\
Ф
\
\
\
\
\
\
\
\


А


\
\
\
\
\
\ \
\ \
_ КзшаjO< \


\ О
0\
I
I


\ О
\
0\
О \
\
\
\
\


О \
\
\
\
\
О 0\
\
\
\
\
\
\0
\


'А


О


rрадация
отражательной
способности
В (по витриниту)
V4G
У60


У8 + У90


Y1O
Y150


с
t


о 50 км
I I


1500 м [


в




391


Диаrенез: преобразованне осадка в породу


щих» уrленосную толщу rоризонтов имеет
большое значение для эффективноrо извле

чения уrлей как в подземных выработках.
так и открытым способом. На площадях
развития мощных непрерывных пластов
в большинстве случаев эти особенности
можно иrнорировать, однако для большин

ства окраинных залежей раннее распознава

ние «аномальных» осадков в толще уrлей
или рядом с ней имеет важное значение как
для проходки llIaxT, так и для извлечения
уrлей.


31r. Нефть и rаЗ
Орl'анические вещества,
продуuирующие отложения и диаrенез. П po

исхождение нефти и rаза связано с биолоrи

ческим и низкотемпера турным термальным
ра
!lожением рассеянноrо орrаническоrо Be

щества, присутствующеrо в тонкозернистыIx
осадочных породах. Орrаническое вещество
встречается в количестве 2,1% в уrлистыIx
сланцах, 0,29%
 в карбонатах и 0,05%
 в пе

счаниках (средние значения). Общее количе

ство {>ассеянноrо орrаническоrо вещества,
имеющеrося во всех осадочных отложениях
Земли, составляет 3,8. 1015 т, ИЗ которых
3,6. 1015 Т содержится в уrлистых сланцах


:s:
10 t:::
!>. I
.. :s:
.. :s: ::Е
5
 :>:: >...

 !S:


>. t:::

 :88!>.

:Z:
1000 2000 3000


fлубина поrружения, м


Рис. 31.3. Соотношение между содержанием
влаrи в уrлях, rлубиной захоронения и отража

тельной способностью (R) [208].


[202]. Для сравнения укажем, что общий
тоннаж уrлей составляет 6.1012 т, а неф

ти
2.1011 т.
Рассеянное орrаническое вещество, при

. сутствующее в уrлистыIx сланцах и илах,
происходит из чрезвычайно разнообразных
источников, однако, вероятно, болыуюю
часть поставляет планктон различноrо типа.
СОJ3ременные растения и животные состоят


в различных пропорциях из протеинов, уrле

водов, жировых липидов, пиrментов и лиr

нинов (только высшие растения). В процессе
диаrенеза эти биополимеры, имеющиеся
в первичном орrаническом веществе, изме

няются до rеополимеров, которые в целом
называются керО2енами. На ранней стадии
диаrенеза на исходный материал воздей

ствуют микроорrанизмы, которые обра

зуют аминокислотыI и сахара. Остатки ис

ходноrо материала, не используемые ми



4,0
3,0

 2,0
*-
'i 1 о
Е: '
>.


Q,

 0,5
..
os




0,1 50


100


150


200


Палеоrемnераrура, ОС


Рис. 31.4. Связь типов уrлей с
ратурами Манвиллских уrлей
рис. 31.2.


палеотемпе

[208]. См.


кроорrанизмами в их жизненных процессах,
вновь соединяются путем поликонденсации-
и полимеризации, в результате чеrо обра

зуются буроrо цвета соединения, подобные
малоизвестным фу львиевой и rуминовой
кислотам. Считается, что в процессе захоро

нения и поrружения на эти остатки жизне

деятельности микроорrанизмов влияет BЫ

сокая температура, в результате чеrо обра

зуется инертный KeporeH и природный rаз
как бипродукт (рис. 31.6, 31.7). Процесс co

зревания и изменения изначальных орrани

ческих веществ, коrда отсутствуют всякие
уrлеводороды, необходимые для образова

ния сырой нефти, в которой содержится
большое разнообразие уrлеводородов, оче

видно, представляет собой очень сложный
процесс, который еще плохо изучен. Деталь

ное изложение этоrо вопроса интересую

щийся читатель найдет в работах Деrенса
[202] и Тиссо и Вельте [826].
Множество свидетельств, полученных по
данным rеолоrическоrо изучения нефте





392


Часть 8


проявлений и различноrо рода исследова

пий поrребенноrо орrаническоrо вещества,
показывают, что образование жидких уrле

водородов начинается при 65 0 С и заканчи

вается в интервале температур 1 35
1 50 0 С.
Это так называемое <<жидкое окно» отвечает
средним rлубинам порядка 3 км на площа

дях с нормальным rеотермическим rрадиен

том, а образование природноrо rаза проис

ходит в основном при более высоких
температурах, в интервале 1 2
2000C. Если
привлечь наше обсуждение вопроса о диаrе

незе rлинистых отложений (rл. 28), то мож

но сказать, что образование нефти происхо

дит в диаrенетических зонах 4 и 5. Мноrими
исследователями установлено, что нефтеrа

зопродуцирующие породы не обязательно
должны быть обоrащены орrаническим Be

ществом. Основное условие нефтеобразова

ния
 отсутствие окисления на самой ранней
стадии диаrенеза. Это может достиrаться
быстрой скоростью осадконакопления (co

провождающеrося, однако, накоплением
орrаническоrо вещества) или при дефиците
02 в водах на стадиях осадконакопления
или диаrенеза. Несмотря на вышеупомя



JJ. :J.
:J.
:J. :J.
J!.
JJ. :J. :J.
:J.
JJ.
}[ :J.
':J..
J!.
. . .::>
JJ. /
/ JJ.
",.
/


/
./
JJ.


. . .


нутые замечания по поводу содержания oJr
rаническоrо вещества, очевидно, что наибо

лее перспективными породами
 источника

ми образования нефти будут те мощные
толщи арrиллитов, которые накопились на
площадях, характеризующихся высокой oJr
rанической продуктивностью. Как указыва

лось ранее (rл. 24), высокая орrаническая
продуктивность впоследствии явится причи

ной дефицита в илах 02 , что обеспечивает
сохранность орrаническоrо вещества. Ta

ким образом, сформировавшиеся черные
сланцы представляют собой источники
уrлеводородов первостепенной важности
(см. самый последний обзор о бескисло

родных обстановках осадконакопления и re



Рис. 31.5. Болото Снапеди в Южной Каролине,
США. Фациальная карта и разрез. 1
 песчаны

возвышенности (плейстоценовые барьеры); 2
co

ляное болото; 3
 пресноводное торфяное боло

то; 4
 пески; 5
 rлинистые пески; 6
 r лины;
7
rлинистый торф; 8
пресноводный торф;'
9
торф соляных озер; 10
корневая зона; 11
pa

ковины устриц [784].


:J.






:J.


(""


"


, .
'1>
, Южная '. 8>
'
,,
:po
 ;.

'1>
'ю





 .



1


и 2
0з


о
I


2 км


А


 '


....... ...:--.. ....... ... " ..........;-..
.
-:


6ML
о 600 м


О4 1:":.:\.
..i/J 5 1=



1 6 IIIIIIIIШI 7 08 I <tlllb 1 9 Ш 1О W ll




393


диа....еНез: преобразование осадка в породу


незисе нефтепродуцирующих отложений
в работе [206]).


31д. l\'lиrрация нефти и ('аза. Если принять,
что обоrащенные орrаническим веществом
арrиллитыI были поrребены на достаточно
большую rлубину, необходимую для обра

зования уrлеводородов, то можно считать,
что следующим этапом будет миrрация
уrлеводородов от источника до пористых
пород резервуара (первичная миrрация) и за

тем через пористые породы в подходящую
ловушку уrлеводородов (вторичная миrра

ция), rде последние должны быть эффектив

но запечатаны. ВерОЯ11IО предположение,
что во время первичной миrрации уrлеводо

роды движутся в виде дискретных rлобулей,
коллоидальной суспензии (мицелл) или
в растворенном виде. По
видимому, при


'"
о>
:>::






'"
о>
:>::






'"
о>
:>::






Рис. 31.6. ИСТОЧНИКИ у....леводородов в раз

личных rеолоrических условиях [826].


различных условиях имеют место все три
способа миrрации. Уrлеводороды переме

щаются в водной среде под действием диф

ференциальных сил напряжения, возникаю

щих при уплотнении осадков. Есть предпо

ложение [132], что перераспределение уrле

водородов вдоль потенциальных rрадиен

тов потока достиrает максимума при
высвобождении межслоевых вод из смеша



нослойных rлин (см. rл. 27 и 28). Любой по

ристыIй пропласток внутри толщи уплот

ненных rлин будет вести себя как про водник
для уrлеводородов, присутствующих в дви

жущихся водах.
На вторичную миrрацию уrлеводородов,
по данным Тиссо и Вельте [826], влияют
три фактора: а) тенденция всплытия нефти
и [аза в порах пород насыщенных водой; б)


'"
=
м О
cu м
= t>:
cu '"

 5

 о..
м
cu
::с
'"
=
о
м
t>:
'"
=
м t>:
cu 1-<
= -&
cu cu

 ::с
'"
1-<
'"
O

::.::: "'8",
== м

 о..Е





о


 "'
 '"
=ОМ
CUcu

E


 u


?бр
ование yrлеводородов
Биохимический метан







2
=:
10
>.






.. ...
... .....
4
)<'.:
'.\
'i.
 >',:'::'::',,:-': ./::;:::::'::-::- ;
?:.:.:.: :::.': '.:.:.


Рис. 31.7. Образование уrлеводородов как Функ

ция rлубины поrружения материнских пород
(rлубина приблизительная) [826].
капиллярное давление, которое определяет
мноrофазовый поток; в) rидродинамика
движения поровых вод. Нефтяные rлобули
или пузырьки [аза, диаметр которых превы

шает диаметр пор, должны быть разБитыI'
чтобы они моrли пройти через узкие поры.
ПовеРХНОС11Iое натяжение на rранице меж

ду нефтью
 rазом и водой должно преодо

леть капиллярное давление. Нефть, попав

шая в ловушку в пористыIx породах,
находится в равновесном состоянии между
силами плавучести, rидродинамическими
движущими силами и капиллярными сила

ми сопротивления. Ловушка должна быть
перекрыта непроницаемыми отложениями,
диаметр пор которых достаточно мал,
чтобы капиллярное давление превышало
движущие силыI.
Направление движения уrлеводородов
определяется в основном направлением
движения потока вдоль локальных или pe

rиональных rрадиентов давления; возмож

на их миrрация вверх, вниз и в стороны в за

висимости от конкретных условий. Миrра





394


Часть 8


ция уrлеводородов будет продолжаться до
тех пор, пока действуют движущие силы.
Некоторыми исследователями установлена
миrрация уrлеводородов на сотни и более
километров. Миrрации уrлеводородов
в жидкой фазе под поверхностью земли
в значительной степени способствует низкая
вязкость rорячей сырой нефти и наличие ra

зов в растворе.


31е. Ловушки нефти и rаза и изучение резер

вуаров. В природе встречается большое раз

нообразие уrлеводородных ло
вушек (УВ);
наиболее существенные из них показаны на
рис. 31.8. Наибольший седиментолоrиче

ский интерес представляют собой страти

rрафические ловушки, поскольку они зави

сят от латеральноrо изменения фаций.
Однако изучение 198 самых крупных He

фтяных месторождений (максимальная дo

быча 500. 106 баррелей нефти из каждоrо)
показало значительное преобладание CTPYK

турных антиклинальных ловушек [582].
В то же время следует отметить, что такие


.. .... :.....::.:.:.....:.-......". '.."
.":.":: :.......


л


Соляной
купол


,
;/, 1 ШIllIIIll2 '

'::;::',:<.::} 3


Рис. 31.8. Различные лов
шки нефти и rаза.
1
нефть; 2
rаз; 3
Boдa L370].
месторождения относительно просто обна

руживаются под землей и что все большее
внимание привлекают более сложно выя

вляемые стратиrрафические ловушки, oco

бенно в районах, rде ведется интенсивная
разведка, например в США [861]. Ловушки
обычно покрыты непроницаемой толщей
уплотненных арrиллитов или эвапоритов,
хотя утечка нефти и rаза моrла происходить
на ранних стадиях образования нефте



носных И rазоносных залежей, коrда породы
не были еще достаточно уплотнены. Утечка
моrла также проходить по плоскостям раз

ломов (рис. 31.9). Относительно недавняя
миrрация TaKoro рода называется третuч

ной мuzрацuей.
По поводу изучения резервуаров можно
отметить, что здесь наиболее важное значе

ние имеют седиментолоrические исследова

ния. При определении характера распро

странения пород, слаrающих резервуар,
всеrда следует руководствоваться фа



1


g
 ...'".
о:::>
:.:'"
О.....


Оl


[:")/<:,] 2


_3


Рис. 31.9. Схематический разрез через конседи

ментационный разлом в дельте Ниrера; показано
положение залежи уrлеводородов и возможное
направление миr.Еации уrлеводородов. 1
нефть;
2
Boдa; 3
rаз L857].


циальными изменениями, а также результа

тами диаrенетических процессов, коrда бла

rодаря цементации образуется экранирую

щая зона. Наиболее блаrоприятные породы
для резервуара
это широко распростра

ненные хорошо сортированные осадочные
отложения
от песков до rравийно
rалечни

ковых отложений. Они включают пла

сто вые песчаники разветвленных русел рек,
пустынные пески эрrов, литоральные и суб

литоральные карбонатные породы и Iкла

стические пески водоемов, пески фронта
дельты, шельфа и водоема, рифы и рифовую
осыпь, а также проксимальные отложения
подводных конусов выноса. Каждая фация
имеет свою собственную обстановку ocaд

конакопления (см. rл. 12
26), которую мож

но распознать и интерпретировать по керну
и каротажу. На большинстве обнаруженных
нефтяных месторождений проводилось дe





395


Днаrенез: преобразование осадка в породу


тальное изучение фаций, что позволило луч

ше оценить продуктивность данноrо резер

вуара и методы эксплуатации. Хотя боль

шинство нефтяных месторождений предста

вляют собой структурные ловушки, нефть
встречается только там, rде блаrоприятный
резервуар накладывается на антиклиналь.


Рис. 31.10. Местонахождение нефтяных и ra

зовых месторождений по отношению к фациям
осадконакопления в нижней части rруппы Уил

кокс, Техас, США. 1
дельта; 2
береrовая равни

на; 3
барьерный бар; 4
шельф; 5
край шель

фа; 6
месторождения в Нижнем Уилкоксе [259].


Блестящие примеры приведены Хармсом
[345] и для большей площади (рис. 31.10)
Фишером и Мак
rоуэном [259]. Примеры
развития ловушек по разлому в дельтовых
фациях, по данным исследований rруппы
Shell, показаны на рис. 31.9. Стратиrрафиче

ские ловушки в нерифовых карбонат
эвапо

ритовых фациях, по данным исследований
Иллинrа и др. [409], изображены на
рис. 31.11. Фациальные исследования при

обретают особо важное значение для BTO

ричноrо извлечения нефти, rде условия за

качки воды зависят от детальноrо знания
строения резервуара. Таким образом, для
таких исследований приобретает БОЛЫllое


(а)


. Хьюстон


(6)



 l







2
CIiJ5


EJ] ........
.-:.......:: 3
.. ......
06



4




50км


1& . .
.. ..
.-. .8 .

'.
....,... .
8. .'" ."
......


.




396


Часть 8


(а)


Доломитовые арrиллиты и сланцы


2 км


]10 м


Анrидрит
доломито-
вые rлины
и rлинистые сланцы.
непроницаемые
подстилающие породы


(6)


. . . . .


Водонефтяной контакт
на разных уровнях
2 км


Рис. 31.11. Стратиrрафические ловушки, образо

вавшиеся за счет фациальных изменений. а
 в фа

циях себхи
лаrун; 6
B карбонатных резервуарах
под rраницей несоrласия со вторичной анrидри

тизацией. Это типичные примеры из района Мис

сисипи в Саскачеване и Северной Дакоте; подоб

ные ловушки встречаются на Ближнем Востоке
[409].


значение проблема взаимосвязи русловых
песчаников [122], упомянутая в rл. 15 [837].
IIоследний аспект изучения резервуаров
касается роли диаrенеза в образовании и из

менении проницаемости и пористости. Ми

нералы, содержащисся в цементе пород,
имеют тенденцию закупоривать первичное
пористое пространство, особенно поровые
каналыI' что ведет к уменьшению пористо

сти и проницаемости. Таким образом, в цe

ментированные породы потенциальных ло

вушек не поступают уrлеводороды, а из
частично цементированных резервуаров He

льзя эффективно извлечь содержащуюся
в них нефть. Самым распространенный цe

мент
это диаrенетические rлинистые мине

ралы (rл. 28) в песчаных резервуарах и Kap

бонаrный цемент в известняковых. Как мы


видели ранее, все пористые осадки имеют
тенденцию подверrаться цементации, коrда
они поrребены, и поэтому важно, чтобы ми

rрация нефти происходила как можно paHЬ

ше, до процесса цементации. Данные, полу

ченные на l'vIНomx месторождениях, показы

вают, что если резервуар обладал порис

тостью, то уrлеводороды препятствуют
дальнейшей цементации. Хорошие примеры
имеются в пористыIx известковых песках
зоны Араб
резервуарах в Саудовской Apa

вии, Катаре и Абу
Даби. Здесь заполненные
нефтью поры окружены лишь тонкой KaeM

кой цемента, в то время как в соседних обна

жениях и в поrребенных отложениях, не co

держащих нефти, поры почти выполнены
вторичным кальцитовым цементом.
Процесс, известный под названием диаrе

нетическоrо запечатывания [868], может
про исходить в результате цементации ниже
контакта неф1Ъ
вода в стратиrрафических
ловушках, сложенных как карбонатными,
так и обломочными породами. Это имеет
важное значение в случае вторично накло

ненных ловушек, а также для разработки
проrрамм вторичноrо извлечения . нефти.
В некоторых резервуарах блаrодаря их
пористости протекают вторичные процессы
растворения или перекристаллизации. Ранее
мы обсудили пример вторичноrо образова

ния пор в песчаниках (разд. 28ж). Друmе
примеры связаны с растворением доломи

товых или эвапоритовых минералов в порах
и пустотах и с растворением араrонита. Оба
этих процесса имеют место, коrда Me

теорные воды попадают в карбонатно
эва

поритовые породы. Большая пористость дe

вонских рифоrенных отложений Канады
связана именно с этим процессом. Друrой
классический способ образования вторич

ной пористости
 доломитизация известня

ков в замкнутой системе. Этот процесс Be

дет к уменьшению объема пород и, следова

тельно, к увеличению пористости, дости

rающей максимум 10%.
Друrой вид пористости связан с образова

нием трещин в породах на относительно
поздней стадии. Трещиноватость пород MO

жет быть результатом плавноrо проmбания
уже полностью цементированноrо резервуа

ра, и в этих случаях трещины MOryT обеспе

чить более эффективное сообщение между
изолированными порами. Мноrие резер





397


Диаrенез: преобразование осадка в породу


.J


вуары в карбонатных породах на Ближнем
Востоке, например в Иране и Ираке, имеют
именно такой трещинный тип пористости.
Интересные примеры встречаются также
в меловых породах меловой системы, раз

витых в районе CeBepHoro моря. Эти по

роды обычно сильно пористые, но при этом
они чрезвычайно малопроницаемы. На Me

сторождении Экофиск микротрещинова

тость меловых пород, залеrающих на соля

ном куполе, явилась причиной образования
обширноrо резервуара с высокой проницае

мостью.


31ж. Битуминозные пески. Термин «битуми

нозные пески» относится к таким отложе

ниям, из которых тяжелая нефть не может
быть извлечена обычными методами добы

чи. Это rустая, сильновязкая и окисленная
нефть, которая просто прилипла к порам pe

зервуара. В таких отложениях содержатся
практически безrраничные запасы тяжелой
нефти. Подсчитано, что только в 1 6 MeCTO

рождениях битуминозных песков заключено
столько же нефти, сколько ее находится во
всех месторождениях, которые можно oc

ваивать традиционными способами [205].
Таким образом, битуминозные пески пред

ставляют собой важный резерв нефти для ее
добычи в будущем, коrда усовершенствуют

ся методы ее извлечения. Битуминозные пе

ски долины Атабаска в западной Канаде
имеют запасы, превышающие более чем в
4 раза запасы caMoro крупноrо разрабаты

BaeMoro нефтяноrо месторождения rxaBap
в Саудовской Аравии.
Битуминозные пески образуются, коrда
низкотемпературные (
 90 0 С) обоrащенные
кислородом и бактериями метеорные воды
приходят в соприкосновение с жидкой неф

тью средней плотности. Вода вымывает бо

лее растворимые леrкие фракции уrлеводо

родов, особенно ароматические rруппы.
Нормальные парафины удаляются в резуль

тате бактериальной биодеrрадации. Остаю

щиеся тяжелые смолы начинают формиро

вать «озокеритовый настил» в контактOI
ОЙ
зоне нефть
 вода и постепенно заполняют
весь резервуар. В процессе биохимических
реакций образуется леrкий уrлекислый rаз,
который нетрудно обнаружить изотопным
анализом. Битуминозные пески обычно
встречаются в краевых частях нефтеносных


бассейнов или в близповерхностных ловуш

ках, rде трещины позволяют метеорным BO

дам просачиваться через породы кэпрока.


31з. Нефтяные сланцы. Было подсчитано,
что все нефтяные СЛaIЩЫ содержат в 600 раз
больше нефти, чем известные в настоящее
время месторождения жидкой нефти. Эти
оrромные ресурсы ожидают еще своей оче

реди, хотя значительный объем нефти уже
сейчас ежеrодно добывается из этих сланцев
в Китае и Советском Союзе (в Эстонии).
Проблема заключается в высокой стоимо

сти добычи и заrрязнении окружающей
среды; при этом нефть может быть извлече

на только при подоrреве ее до температур
свыше 500 0 с.
Нефтяные сланцы
 это обоrащенные Ke

poreHoM rлины, в которых высокое содержа

ние орrаническоrо вещества обусловлено
остатками водорослей. Эти водоросли пред

ставляют собой планктон, периодически по

являющийся в относительно спокойных BO

дах озер или в обстановках мелководноrо
шельфа. Образованные таким образом BO

дорослевые илы предохранены от окисле

ния блаrода ря бескислородным условиям
вод в зоне осадконакопления, или на разде

ле осадок
 вода, или, наконец, вследствие
наличия слоя рассолов ниже BepxHero эвфо

тическоrо кислородсодержащеrо слоя. Как
обсуждалось в rл. 16, самые крупные за

пасы нефти в нефтяных сланцах содержатся
в формации rрин
Ривер на западе США
Здесь нефтяные сланцы залеrают как на по

верхности, так и на r лубине на большой
площади. Они образовались как фация в об

становке озерной низменности, которая пе

риодически то расширялась, то сокраша

лась (рис. 16.7). Эти и большинство друrих
нефтяных сланцев имеют тонкую ленточ

ную слоистость (как обоrащенные, так
и обедненные водорослями осадки). Лен

точными прослойками из кокколитов сло

жены морские нефтеносные сланцы, как, Ha

пример, кимериджские rшlНЫ, развитые
в Северо
Западной Европе. При rлубоком
захоронении нефтяных сланпев высвобо

ждается большое количество жидких уrле

водородов, и большая часть запасов нефти
в северной части CeBepHoro моря имеет
именно такое происхождение
 из киме

риджских продуцирующих пород.




398


Часть 8


31н. Выводы. Твердые уrлеводороды, такие,
как уrленосные серии, образуются при по

степенном термальном диаrенезе орrаниче

ских торфяников. Катеrория уrлей оцени

вается по данным измерения отража тель

ной способности и в основном определяется
rлубиной захоронения и тепловым потоком.
Уrли встречаются в разнообразных при

брежных и аллювиальных литофациях, но
чаще Bcero в обстановках пойменных болот
древних прибрежных равнин и дельт.
Жидкие и rазообразные уrлеводороды
образуются при биоrенном и низкотемпера

турном диаrенезе рассеянноrо орrаническо

ro вещества (биополимеров), преобразую

щеrося в rеополимеры
 KeporeH. Изучение
отражательной способности и rеолоrиче

cKoro строения показало, что образование
нефти происходит при температурах в диа

пазоне 65
1 50 0 С. Первичная миrрация от ис

точника к пористым осадочным породам
происходит в водных фазах, коrда при
уплотнении осадков в ходе их обезвожива

ния вытесняются как связанные, так и моле

кулярные воды. Воды движутся блаrодаря
rрадиентам давления до тех пор, пока не по

падут в структурные истра тиrрафические
ловушки. Резервуарные породы в ловушках
отличаются большим разнообразием; в их
числе можно упомянуть аллювиальные OT

ложения русел, отложения пустыныЪIx дюн,
фронта дельты, баров, шельфов, подводных


конусов выноса, рифов и карбонатов окраин
платформ. Количество уrлеВОДОРОДОв
и скорость миrрации зависят от проницае

мости и пористости резервуара. Диаrенети

ческое осаждение цементирующих минера

лов и уплотнение осадков уменьшают
значение этих параметров. Миrрация уrле

ВОДОрОДОВ часто происходит на ранней CTa

дии, а растворение цемента и зерен при по

rружении осадков (вторичная пористость)
может увеличить пористость и проницае

мость пород до необходимоrо уровня.


I


Литература, рекомендуемая
для дальнейшеrо чтения


Самые последние работы по rеолоrии, связанной
с уrлеводородами, хотя в них рассматриваются
в основном метаморфизм орrаническоrо веще

ства и миrрация ВОД,
это работы Тиссо и Вельте
[826] и Деrенса [202]; они содержат разделы, по

священные диаrенезу орrаническоrо вещества.
Вопросы нефтяной rеолоrии рассматриваются
в работах [148,370]. Описание седиментолоrиче

cKoro подхода в конкретных случаях изучения He

фтяных и rазовых месторождений можно найти
на страницах Бюллетеня Американской ассоциа

ции нефтяников
rеолоrов примерно за последние
20 лет. Интересная серия статей по разным аспек

там нефтяной rеолоrии, включая хороший обзор
Маrары по миrрации вод и Тиссо по rеохимиче

ским исследованиям орrаническоrо вещества
в процессе диаrенеза, приведена в работе под pe

дакцией Хобсона [369].




Литература


1. AbbottJ.E., Fraпcis J.R.D. 1977. Saltation
and suspension trajectories of solid grains in
а water stream. Phil. Trans. R. Soc. Lond. (А)
284, 225
254.
2. Ager D. V. 1973. Тhe nature of the stratigra

phical record. London: Мастillап.
3. Alexaпderssoп Е. Т. 1976. Actual and an

ticipated petrographic effects of carbonate
undersaturation in shallow seawater. Nature
262, 653-----657.
4. Аllап J.R., Mathews R.к. 1977. Carbon and
oxygen isotopes as diagenetic and stratigra

phic tools: surface and subsurface data,
Barbados, W. Indies. Geology 5, 1
20.
5. Аllеп G. Р. 1971. Deplacement aisonniers de la
lentille de "Greme de Vase" dans l'estиarie de
la Gironde. Comptes Rend. de l' Acad. Sci.
Paris 273, 2429
2431.
6. Аllеп G. Р., Sauzay G., Castaiпg Р. 1976.
Transport and deposition of suspended
sediment in the Gironde estuary, France. In:
Jt'iley (1976), 63
81.
7. Аllеп J.R.L. 1960. Тhe Мат Tor sandstones:
а "turbidite" facies of the Namurian deltas of
Derbyshire, England. J. Sed. Petrol. 30,
193
208.
8. Аllеп J. R. L. 1964. Primary сипепt lineation
in the Lower Old Red Sandstone (Devonian),
Anglo
Welsh Basin. Sedimentology 3, 89
108.
9. Alleп J. R. L. 1965. А review of the origin and
characteristics of recent alluvial sediments.
Sedimen tology 5, 89
 191.
10. Alleп J. R. L. 1965. Late Quatemary Niger
delta and adjacent areas: sedimentary
environments and lithofacies. ВиН. AAPG 49,
547-----600.
11. Alleп J. R. L. 1966. ОП bedforms and
palaeocurrents. Sedimentology 6, 153
190.
12. Alleп J. R. L. 1968. Current ripples. Aт

sterdam: North
Holland.
13. Alleп J.R.L. 1969. Some recent advances in
the physics of sedimentation. Proc. Geol. Ass.
80, 1--42.
14. Alleп J.R.L. 1969. Erosional current marks of
weakly cohesive mud beds. J. Sed. Petrol. 39,
607-----623.
15. Alleп J. R. L. 1970. Тhe avalanching of gra

nular solids оп dune and similar slopes. J.
Geol. 78, 32
351.
16. Alleп J. R. L.. 1970. Physical processes of
sedimentation. London: George Аllеп
& Unwin.
17. Alleп J.R.L. 1970. Studies in f1uviatile
sedimentation: а comparison of fining



upwards cyclothems, with special reference to
coarse
member composition and inter

pretation. J. Sed.. Petrol. 40, 298
323.
18. Alleп J. R. L. 1971. Mixing at turbidity current
heads, and its geological implications. J. Sed.
Petrol. 41, 97
113.
19. Alleп J. R. L. 1971. Transverse erosional marks
of mud and rock: their physical basis and
geologic significance. Sed. Geol. 5, 167
385.
20. Alleп J. R. L. 1972. А theoretical and
experimental study of climbing
ripple cross

lamination, with а field application to the
Uppsala esker. Geog. Annlr 53А, 157
187.
21. Alleп J. R. L. 1973. Phase differences between
bed configuration and f10w in natural
environments, and their geological relevance.
Sedimentology 20, 323
329.
22. Alleп J. R. L. 1974. Studies in f1uviatile
sedimentation: implications of pedogenic
carbonate units, Lower Old Red Sandstone,
Anglo
Welsh outcrop. Geol. J. 9, 181
208.
23. Alleп J.R.L., Baпks N.L. 1972. Ап in

terpretation and analysis of recumbent
folded
deformed cross
bedding. Sedimentology 19,
257
283.
24. Alleп J. R. L., Colliпsoп J. D. 1974. Тhe supe

rimposition and classification of dunes formed
Ьу unidirectional aqueous f1ows. Sed. Geol. 12,
169
178.
25. Alleп J. R. L., Leeder М. R. 1980. Criteria for
the instability of upper
stage plane beds.
Sedimentology 27, 209
217.
26. Alleп Р. 1967. Origin of the Hastings facies in
north
western Europe. Proc. Geol. Ass. 78,
27
105.
27. Аllеп Р. 1972 Wealden detrital tourmaline:
implications for north
westem Europe. J.
Geol. Soc. Lond. 128, 273
294.
28. Аllеп Т. 1968. Particle size measurements.
London: Chapman & Наll.
29. Aпdel Т. Н., иап, Curray J. R. 1960. Regional
aspects of modem sedimentation in northem
Gulf of Mexico and similar basins, and
paleogeographic significance. In: Recent
sediments: N. W. Gulf of Mexico, F. Р.
Shepard, F. В. Phleger & т.Н. иап Aпdel (eds),
345
364, Tulsa, Okla.: AAPG.
30. Aпdel т.Н., vaп, Thiede J., Sclater J. G., Hay

W W 1977. Depositional. history of the S.
Atlantic Осеап during the last 125 million
years. J. Geol. 85, 651-----698.
31. Aпdertoп R. 1976. Tidal shelf sedimentation:
ап example from the Scottish Dalradian.
Sedimentology 23, 429--458.




400


Литература


32. Arthurtoп R. S. 1973. Experimentally produced
halite compared with Triassic layered
halite
rock from Cheshire, England.
Sedimentology 20, 145
160.
33. Arx W S., voп. 1962. Ап introduction to
physical oceanography. Reading, Mass.:
Addison
Wesley.
34. Ashley G. М. 1975. Rhythmic sedimentation in
glacial Lake Hitchcock, Massa

chusetts
Connecticut. lп: Jopliпg
& McDoпald (1975), 304
320.
35. Assereto R. L. А. М., Keпdall С. G. St. С. 1977.
Nature, origin and classification of peritidal
tepee structures and related breccias.
Sedimentology 24, 153
21 о.
36. Badiozaтaпi К. 1973. The Dorag dolo

mitisation model
application to the Middle
Ordovician of Wisconsin. J. Sed. Petrol. 43,
465--484.
37. Bagпold R. А. 1935. Libyan sands. London.
38. Bagпold R. А. 1940. Beach formation Ьу
waves: some model experiments in а wave
tank. J. Inst. Civ. Engrs 15, 27
52.
39. Bagпold R. А. 1946. Motion of waves in
shal10w water: interactions between waves and
shallow bottoms. Proc. R. Soc. Lond. (А) 187,
1
18.
40. Bagпold R. А. 1954. Experiments оп а gravity

free dispersion of large solid spheres in
а Newtonian t1uid under shear. Proc. R. Soc.
Lond. (А) 225, 49
3.
41. Bagпold R. А. 1954. The physics of blown sand
and desert dunes, 2nd edn. London: Chapman
& Наll.
42. Bagпold R. А. 1956. The t10w of cohesionless
grains in t1uids. Phil. Trans. R. Soc. Lond. (А)
249, 335
397.
43. Bagпold R. А. 1962. Auto
suspension of
transported sediment: turbidity currents. Proc.
R. Soc. Lond. (А) 265, 315
319.
44. Bagпold R. А. 1963. Mechanics of marine
sedimentation. In: The sea, М. N. Нт (ed.),
507
523. New York: Wiley.
45. Bagпold R. А. 1966. The shearing and dilation
of dry sand and the "singing" mechanism.
Proc. R. Soc. Lond. (А) 295, 219
232.
46. Bagпold R. А. 1966. Ап approach to the
sediment transport problem from general
physics. USGS Prof. Рар., по. 422
 1.
47. Bagпold R. А. 1968. Deposition in the process
of hydraulic transport. Sedimentology 10,
45
56.
48. Bagпold R. А. 1973. The nature of saltation
and of "bed
load" transport in water. Proc. R.
Soc. Lond. (А) 332, 473
504.
49. Bagпold R.A. 1977. Bedload transport Ьу
natural rivers. Water Resources Research 13,
303
312.
50. Baker V. R. 1973. Paleohydrology and se

dimentology of Lake Missoula t100ding in
eastern Washington, Geol. Soc. Ат. Spec.
Рар., по. 144.
51. Baker V. R. 1974. Paleohydraulic interpretation
of Quaternary alluvium near Golden,
Colorado. Quat. Res. 4, 94
112.
52. Baldwiп В. 1971. Ways of deciphering


compacted sediments. J. Sed. Petrol. 41,
293
301.
53. Ваll М. М. 1967. Carbonate sand bodies of
Florida and the Bahamas. J. Sed. Petrol. 37,
556
591.
54. BallaпceP.F., ReadiпgH.G. (eds). 1980. Se

dimentation in oblique
slip mobile zones.
Spec. РиЫ. Int. Ass. Sed., по. 4.
55. Baпerjee 1., McDoпald В. С. 1975. Nature of
esker sedimentation. In: Jopliпg & McDoпald
(1975), 132
154.
56. Baпks N. L. 1973. The origin and significance
of some downcurrent
dipping cross
stratified
sets. J. Sed. Petrol. 43, 423
27.
57. Barker С. 1972. Aquathermal pressuring
role
of temperature in development of
abnormal
pressure zones. Виll. AAPG 56,
2068
2071.
58. Basu А. S., Yoипg W, Suttпer L. J.,
James Wc., Mack G.H. 1975. Re
evaluation
of the иse of undulatory extinction and
polycrystal1inity in detrital quartz for
provenance interpretation. J. Sed. Petrol. 45,
873
882.
59. Bates С. С. 1953. Rational theory of delta
formation. Виll. AAPG 37, 2119
2161.
60. Bathurst R. G. С. 1958. Diagenetic fabrics in
some British Dinantian limestones. Geol. J. 2,
11
36.
61. Bathurst R. G. С. 1964. The replacement of
aragonite Ьу calcite in the mol1uscan shell
wall. In: Approaches to paleoecology, J.
lтbrie & N. D. Newell (eds), 357
376. New
York: Wiley. . .
62. Bathurst R. G. С. 1966. Boring algae, micrite
envelopes and lithification of molluscan
biosparites. Geol. J. 5, 15
32.
63. Bathurst R. G. С. 1968. Precipitation of ooids
and other aragonitic fabrics in warm seas. In:
Recent developments in carbonate
sedimentology in Central Е uro ре, G. Muller
& G. М. Friedтaп (eds), 1
10. Berlin: Springer.
64. Bathurst R. G. С. 1975. Carbonate sediments
and their diagenesis, 2nd edn. Amsterdam:
Elsevier.
65. Beard D. с., Weyl Р. К. 1973. Int1uence of tex

ture оп porosity and permeability of
unconsolidated sand. Виll. AAPG 51, 349
369.
66. Beaty С. В. 1963. Origin of alluvial fans, White
Моип tains, California and Nevada. Апп. Ass.
Ат. Geogs 53, 516
535.
67. Beldersoп R. Н., Johпsoп М. А., Stride А. Н.
1978. Bedload partings and convergences at
the entrance to the White Sea, USSR and
between Саре Cod and Georges Bank, USA.
Mar. Geol. 28, 65
75.
68. Berg R. R. 1975. Depositional environment of
Upper Cretaceous Sussex Sandstone House
Creek Field, Wyoming. Виll. AAPG 59,
2099
211O.
69. Berger W Н. 1971. Sedimentation of plank

tonic foraminifera. Mar. Geol. 11, 325
358.
70. Berger W Н. 1974. Deep
sea sedimentation.
In: The geo10 gy of continental margins,
С. А. Burk & С. L. Drake (eds), 213
141. New
у ork: Springer.




401


Литература


71. Berger W Н., Wiпterer Е. L. Plate stratigraphy
and the f1uctuating carbonate line. In: Hsu
& Jeпkyпs (1974), 11
8.
72. Berпer R. А. 1969. Goethite stability and the
origin of red beds. Geochim. Cosmochim.
Acta 33, 267
273.
73. Beтer R. А. 1970. Sedimentary pyrite for

mation. А. J. Sci. 208, 1
23.
74. Berпer R. А. 1971. Principles of chemical
sOOimentology. New York: McGraw
Hill.
75. Beтer R.A. 1975. The role of magnesium in
the crystal growth of calcite and aragonite
from sea water. Geochim. Cosmochim. Acta
39, 489
504.
76. Berпer R. А. 1976. The solubility of calcite and
aragonite in seawater at atmospheric pressure
and 34.5 %0 salinity. Аm. J. Sci. 276, 713
730.
77. Berпer R. А. 1980. Early diagenesis:
а theoretical approcach. Princeton, NJ:
Princeton Univ. Press.
78. Beтer R. А., Westrich J. т., GraЬer R.,
Sтith J., Marteпs С. S. 1978. Inhibition of
aragonite precipitation from supersaturated
seawater. А laboratory and field study. Аm. J.
Sci. 278, 81
837.
79. ВетоиШ D., Jeпkyпs Н. С. 1970. А Jurassic
basin: the Glasenbach Gorge, Salzburg,
Austria. Verh. Geol. Bundesanst. Wien 1970,
504
531.
80. ВетоиШ D., Jeпkyпs Н. С. 1974. Alpine,
Mediterranean and Central Atlantic Mesozoic
facies in relation to the early evolution of the
Tethys. In: Modem and ancient geosynclinal
sedimentation, R. Н. Dott & R. Н. Shaver (eds)
129---;-160. SEPM Spec. РиЬп по. 19.
81. Вец{ S., Biju
Duval В., de Charpal О.,
Rogпoп Р., Oariel О., Веппасе! А. 1971. Les
gres du Palaeozoique Inferieur au Sahara.
Paris: Ed. Technip.
82. Bigarella J. J. 1972. Eolian environments:
their characteristics, recognltlOn and
importance. In: Recognition of ancient
sedimentary environments, J. К. Rigby
& W К. Haтbliп (eds), 12
2. SEPM Spec.
РиЬп по. 16.
83. Bigarella J. J. 1973. Paleocurrents and the
problem of continental drift. Geol. Runds. 62,
447
77.
84. Biscaye Р. К, Eittreim S. L. 1977. Suspended
particulate loads and transports in the
nepheloid layer of the abyssal Atlantic Осеап.
Mar. Geol. 23, 155
172.
85. Вlaи Н., Middletoп G. v., Murray R. 1980.
Origin of sedimentary rocks, 2nd edn.
Englewood Cliffs, NJ: Prentice
Hall.
86. Вluck B.J. 1964. Sedimentation of ап alluvial
fan in southem Nevada. J. Sed. Petrol. 34,
395
00.
87. Вluck В. J. 1965. The sedimentary history of
some Triassic conglomerates in the Vale of
Glamorgan, South Wales. Sedimentology 4,
22
245.
88. Вluck B.J. 1971. Sedimentation in the
meandering River Endrick. Scott. J. Geol. 7,
93
138.


2
91


89. Вluck В. J. 1978. Geology of а continental
margin: the Ballantrae Complex. In: Crustal
evolution in NW Britain and adjacent regions,
D.R. Bowes & В.Е. Leake (OOs), 151
162.
Geol. J. Spec. Issue, по. 10.
90. Вluck В. J. 1979. Structure of coarse
grained
braided stream alluvium. Trans. R. Soc.
Edinb. 70, 181
221.
91. De Boer А. В. 1977. Оп the thermodynamics
of pressure solution
interaction between
chemical and mechanical forces. Geochim.
Cosmochim. Acta 41, 249
256.
92. Boersтa J. R. 1967. Remarkable types of mega
crossstratification in the f1uviatile sequence of
а subRecent distributary of the Rhine,
Amerongen, the Netherlands. Geol. Mijn. 46,
217
235.
93. Вoles J. R. 1978. Active ankerite cementation
in the subsurface Еосепе of Southwest Texas.
Contrib. Mineral. Petrol. 68, 13
22.
94. Вoles J. R., Fraпks S. G. 1979. Clay diagenesis
in Wilcox Sandstones of SW Texas:
implications of smectite diagenesis оп
sandstone cementation. J. Sed. Petrol. 49,
55
 70.
95. Boothroyd J. с., Ashley G. М. 1975. Processes,
bar morphology and sedimentary structures
оп braided outwash fans, northeastem Gulf of
Alaska. In: Jopliпg & McDoпald (1975),
193
222.
96. Borch с., иоп der, Lock D. 1979. Geological
significance of Coorong dolomites.
Sedimentology 26, 813
824. .
97. Borchert Н., Muir R. О. 1964. Salt depoSlts.
London: Уan Nostrand Reinhold.
98. Вoseпce D. W J. 1973. Facies reJationships in
а tidallyinf1uenced environment: а study from
the Еосепе of the London Basin. Geol. Mijn.
52, 63
7.
99. Вои М.Н.Р. 1976. Formation of sedimentary
basins of graben type Ьу extension of the
continental crust. Tectonophysics 36, 77
86.
100. Boultoп G. S. 1968. Flow tills and related
deposits оп some West Spitsbergen glaciers. J.
Glaciol. 7, 391
12.
101. Boultoп G. S. 1972. The role of thermal regime
in glacial sedimentation. Spec. РиЬп Inst. Brit.
Geogs 4, 1
19.
102. Boultoп G. S. 1972. Modem Arctic glaciers as
depositional models for former ice sheets. Q.
J. Geol. Soc. Lond. 128, 361
393.
103. Boultoп G. S., Eyles N. 1979. Sedimentation
y
valley glaciers: а model and genetlc
classification. In: Moraines and varves, С.
Schluchter (ed.), 11
24. Rotterdam: Balkema.
104. Воита А.Н. 1969. Methods for the study of
sedimentary structures. New York: Wiley
(reprinted Ьу Krieger, NY, in 1979).
105. Воита А.Н., Hollister C.D. 1973. Deep осе
п
basin sedimentation. In: Turbidites and dt.:ep
water sedimentation, 79
128. SEPM. Short
course Anaheim.
106. Воита А. Н., Moore G. т., Coleтaп J. М. (eds).
1978. Framework, facies and oil
trapping
characteristics of the Upper Continental




402


Литература


Margin. Tulsa, Okla.: AAPG (Studies in
Geology, по. 7).
107. Bourgeois J. 1980. А transgressive shelf
sequence exhibiting hummocky stratification:
the Саре Sebastion Sandstone (U.
Cretaceous). SW Oregon. J. Sed. Petrol. 50,
681
702.
108. Boweп А. J. 1969. Rip currents, 1: theoretical
investigations. J. Geophys. Res. 74, 5467
5478.
109. Boweп A.J., Iптaп DL. 1969. Rip currents, 2:
laboratory and field observations. 1. Geophys.
Res. 74, 5479
5490.
110. Boweп А. J., lптап D. L., Siттoп V. Р. 1968.
Wave "set down" and "set up". J. Geophys.
Res. 73, 2569
2577.
111. Bowler J. М. 1977. Aridity in Australia: age,
origins and expression in aeolian lai1dforms
and sediments. Earth Sci. Rev. 12, 279
310.
112. Bradshaw M.J., Jaтes S.J. Tиrпe, Р. 1981.
Origin of oolitic ironstones
discussion. J. Sed.
Petrol. 50, 295
299.
113. Braithwaite С. J. R. 1968. Diagenesis of phos

phatic carbonate rocks оп Remire, Amirantes,
Indian Осеап. J. Sed. Petrol. 38, 1 19
1212.
114. Braithwaite С. J. R. 1973. Settling behaviour
related to sieve analysis of skeletal sands.
Sedimentology 20, 251
262.
115. Braтlette M.N. 1961. Pelagic sediments. In:
Oceanography, М. Sears (ed.), 345
366. РиЬп
Аm. Assoc. Adv. Sci., по. 67.
116. Bridge J. S. 1976. Bed topography and grain
size in ореп сЬаппеl bends. Sedimentology 23,
407--414.
117. Bridge J. S. 1977. Flow, bed topography, grain
size and sedimentary structures in ореп
сЬаппеl bends: а three dimensional model.
Earth S urf. Proc. 2, 401--416.
118. Bridge J. S. 1978. Palaeohydraulic inter

pretation using mathematical models of
contemporary flow and sedimentation in
meandering channels. In: М iall (1978),
723
742.
119. Bridge J. S. 1978. Origin of horizontal
lamination under turbulent boundary layers.
Sed. Geol. 20, 1
 16.
120. Bridge J.S., Jarvis J. 1976. Flow and
sedimentary processes in the meandering
River South Esk, Glen Clova, Scotland. Earth
Surf. Proc. 1, 303
336.
121. Bridge J.S., Jarvis J. 1982. "Пlе anatomy of
а river bend: а study in flow and sedimentary
processes, Sedimentology, in press.
122. Bridge J. S., Leeder М. R. 1979. А simulation
model of alluvial stratigraphy. Sedimentology
26, 617-----644.
123. Bridges Р.Н. 1975. ТЬе transgression of
а hard substrate shelf: the Llandovery (L. Si

lurian) of the We1sh Borderland. J. Sed.
Petrol. 45, 79
94.
124. Bridges Р.Н., Leeder M.R. 1976. Sedimentary
model for intertidal mudflat channe1s with
examples from the Solway Firth, Scotland.
Sedimentology 23, 533
552.
125. Broecker W S. 1974. Chemical oceanography.
New York: Harcourt Brace Jovanovich.
126. Broecker W S., Takahashi Т. 1966. Calcium


carbonate precipitation оп the ВаЬаmа Banks.
J. Geophys. Res. 71, 1575
1602.
127. Brookfield М. 1970. Оипе trends and wind
regime in Central Australia. Z. Geomorph.,
supp. по. 10, 121
153.
128. Brookfield М. Е. 1977. The origin of bounding
surfaces in ancient aeolian sandstones.
Sedimentology 24, зоз
ззо.
129. Broussard М. L. (ed.). 1975. Deltas: models
for exploration. Houston: Geol. Soc. Hous

ton.
130. Bryaп G. М. 1970. Hydrographic model of the
Blake Outer Ridge. J. Geophys. Res. 75,
4530--4545.
131. Bull W В. 1972. Recognition of alluvial fan
deposits in the stratigraphic record. In:
Recognition of ancient sedimentary еп

vironments, J. К. Rigby & W К. н aтbliп
(eds), 63
83. SEPM Spec. РиЬп, по. 16.
132. Burst J. Р. 1969. Diagenesis of Gulf Coast
clayey sediments and its possible relation to
petroleum migration. Виll. AAPG 53, 73
93.
133. Bush Р. 1973. Some aspects of the diagenetic
history of the sabkha in АЬи ОЬаЫ, Persian
Gulf. In: The Persian Gulf, В.Н. Purser (ed.),
395--407. Berlin: Springer.
134. Butler G. Р. 1970. Recent gypsum and
anhydrite of the АЬи ОЬаЫ sabkha, Trucial
Coast: ап alternative explanation of origin. In:
Third Salt Symposium, J. L. Rau & L. F
Dellwig (eds), 12
152. Cleveland: Northern
Ohio Geol. Soc.
135. Callaпder R. А. 1978. River meandering. Апп.
Rev. Fluid. МесЬ. 10, 129
158.
136. Calvert S. Е. 1974. Deposition and diagenesis
of silica in marine sediments. In: Н su
& Jeпkyпs (1974), 273
300.
137. Calvert S. Е. 1977. Mineralogy of silica phases
in deep--sea cherts and porcelanites. Phil.
Trans. R. Soc. Lond. (А) 286, 239
252.
138. Caтpbell С. V. 1971. Depositional mo

del
 Upper Cretaceous Gallup ЬеасЬ
shoreline, Ship Rock area, NW New Mexico.
J. Sed. Petrol. 41, 395--409.
139. Caтpbell С. V. 1976. Reservoir geometry of
а fluvial sheet sandstone. Виll. AAPG 60,
1 009
 1020.
140. Caтpbell С. v., Oakes R. Q. 1973. Estuarine
sandstone filling tidal scours, Lower
Cretaceous Fall River Formation, Wyoming.
J. .Sed. Petrol. 43, 76
778.
141. Caпt D.J., Walker R. G. 1978. Fluvial
processes and facies sequences in the sandy
braided South Saskatchewan River, Canada.
Sedimentology 25, 625
8.
142. Carlstoп С. W 1965. ТЬе relation of free
meander geometry to stream discharge and its
geomorphic implications. Аm. J. Sci. 263,
86
885.
143. Carroll D. 1958. Role of clay minerals in the
transportation of iron. Geochim. Cosmochim.
Acta 14, 1
27.
144. Carroll D. 1970. Rock weathering. New York:
Plenum.
145. Carsoп М. А. 1971. The mechanics of erosion.
London: Pion.




403


Литература


146. Carver R.E. Procedures in sedimentary
petrology. New У ork: Wiley.
147. Castoп V. N.D. 1972 Linear sand banks in the
southem North Sea. Sedimentology 18, 63
78.
148. Chapmaп R.K 1976. Petroleum geology:
а concise study. Amsterdam: Elsevier.
149. Chappell J. 1980. Coral morphology, diversity
and reef growth. Nature 286, 249
252.
150. Chave К. К, Sиess Е. 1970. Calcium carbonate
saturation in seawater: effects of organic
matter. Limnol. & Oceanogr. 15, 633
37.
151. Chepil WS. 1961. The use of spheres to
measure lift and drag оп wind
eroded soils.
Proc. Soil Sci. Soc. Аm. 25, 343
345.
152. Chough S., Н esse R. 1976. Submarine me

andering thalweg and turbidity currents
f10wing for 4000 km in the NW Atlantic
Mid
Ocean Channel, Labrador Sea. Geology
4, 529
533.
153. Chowпs Т. М., Elkiпs J. К 1974. Тhe origin of
q uartz geodes and caulif10wer cherts through
the silicification of anhydrite nodules. J. Sed.
Petrol. 44, 88
903.
154. Clemmey Н. 1976. Discussion. In: Doпovaп
& Archer (1975).
155. С lеттеу Н. 1978. А Proterozoic lacustrine
interlude from the Zambian Copperbe1t. In:
Matter & Tucker (1978), 259
278.
156. С liftoп Н. К, Н uпter R. К, Phillips R. L 1971.
Depositional structures and processes in the
non
barred, high energy nearshore. J. Sed.
Petrol. 41, 651
70.
157. Cloud Р.К 1962. Environment of calcium
carbonate deposition west of Апdrоs Island,
Bahamas. USGS Prof. Рар., по. 350.
158. Coheп А. D., Spackтaп W. 1977. Phytogenic
organic sediments and sedimentary environ

ments in the Everglades mangrove complex
Part п. Тhe origin, description and
classification of the peats of S. Florida.
Palaeontographica (В) 162, 71
114.
159. Colbeck S. С. (ed.). 1980. Dynamics of snow
and ice masses. New У ork: Academic Press.
160. Colemaп J. М. 1969. Brahmaputra River:
channel processes and sedimentation. Sed.
Geol. 3, 129
239.
161. Colemaп J. М. 1976. Deltas: processes of
deposition and models for exploration.
Champaign, ш.: Continuing Education Publi

shing.
162. Colemaп J. М., Gagliaпo S. М. 1964. Cyclic
sedimentation in the Mississippi river delta
plain. Trans Gulf Coast Assoc. Geol. Socs. 14,
67
80.
163. Colemaп J.M., Wright LD. 1975. Modem
river deltas: variability of processes and sand
bodies. In: Deltas, models for exploration.
М. L Broиssard (00.), 99
149. Houston:
Houston Geol. Soc.
164. Colemaп J. М., Gagliaпo S. М., Webb J. К
1964. Minor sedimentary structures in
а prograding distributary. Mar. Geol. 1,
24Q.--..258.
165. Colliпs J.I. 1976. Approaches to wave
modelling. In: Davis & Ethington (1976),
5.ц)8.


26*


166. Colliпsoп J.D. 1969. Тhe sedimentology of the
Grindslow Shales and the Kinderscout Grit:
а deltaic complex in the Namurian of
northem England. J. Sed. Petrol. 39, 19
221.
167. Colliпsoп J.D. 1970. Bedforms of the Тапа
River, Norway. Geog. Апп. 52А, 31
56.
168. Colliпsoп J.D., Thoтpsoп D.B. 1982. Sedi

mentary structures. London: George Аllеп
& Unwin.
169. Cooke R. и. 1979. Laboratory simulation of
salt weathering processes in arid
environments. Earth Surf. Proc. 4, 347
359.
170. Cooke R. и., Warreп А. 1973. Geomorphology
in deserts. London: Batsford.
171. Costello W.R. 1974. Development of bed
configurations in coarse sands. Cambridge,
Mass.: Earth & Planet. Sci. Dept, MIT, Rept
74.1.
172. Craпs W., Maпdl G., Н aremboure J. 1980. Оп
the theory of growth faulting: а geome

chanical delta model based оп gravity sliding.
J. Petrol. Geol. 2, 26
307.
173. Creager J. S., Steтberg R. W. 1972. Some
specific problems in understanding bottom
sediment distribution and dispersal оп the
continental shelf. In: Shelf sediment transport:
process and pattem, D. J. Р. Swift, D. В. Dиaпe
& о. Н. Pilkay (eds), 333
346. Stroudsburg,
Ра: Dowden, Н utchinson & Ross.
174. Crevello Р. D., Schlager W. 1981. Carbonate
debris sheets and turbidites, Ехиmа Sound,
Bahamas. J. Sed. Petrol. 50, 1121
1148.
175. Criтes т.Р. (ed.). 1970. Trace fossils.
Liverpool: Seel Hoиse Press.
176. Crimes Т. Р., Harper J. С. (eds). 1977. Trace
fossils, 2. Liverpool: Seel House Press.
177. Crowell J. С. 1973. Ridge Basin Southem
Califomia, sedimentary facies changes in
Tertiary Rocks Califomia Transverse and
Southem Coast Ranges. Soc. Есоп. Pal.
Mineral field trip guide 1
7.
178. Csaпady G. Т. 1978. Water circulation and
dispersal mechanisms. In: Lerтaп (1978),
21
4.
179. Cummiпs W. А. 1962. Тhe greywacke problem.
Geol. J. 3, 51
72.
180. Curray J. R. 1960. Sediments and history of
the Holocene transgression, continental shelf,
Gиlf of Mexico. In: Recent sediments, NW
Gulf of Mexico, F. Р. Shepard, F. В. Phleger
& Т.Н. vaп Aпdel (eds), 221
266. Tиlsa,
Okla.: AAPG. .
181. Curray J.R. 1964. Transgressions and
regressions. In: Papers in marine Geology,
R.LMitter (00.), 175
203. New York:
Масmillап.
182. Curray J. R. 1965. Late Quatemary history,
continental shelves of the United States. In:
Тhe Quatemary of the United States,
Н.К Wright & D. G. Fry (eds), 723
735.
Princeton, NJ: Princeton Univ. Press.
183. Curtis C.D. 1976. Stability of minerals in
surface weathering reactions: а general
thermochemical approach. Earth Surf. Proc. 1,
63
 70.
184. Curtis С. D. 1977 Sedimentary geochemistry:




404


Литература


environments and processes dominated Ьу
involvement of an aqueous phase. Phil. Trans
R. Soc. Lond. (А) 286, 353
 372.
185. Curtis С. D. 1978. Possible links between
sandstone diagenesis and depth
related geo

chemical reactions occurring in enclosing
mudstones. J. Geol. Soc. Lond. 135, 107
117,
1978.
186. Curtis C.D., Spears D.A. 1968. The formation
of sedimentary iron minerals. Есоп. Geol. 63,
257
270.
187. Curtis С. D., Petrowski с., Oertel G. 1972.
Stable carbon isotope ratios within carbonate
concretions: а clue to time and place of origin.
Nature 235, 98
100.
188. Curtis С. D., Lipshie S. R., Oertel G., Pear

soп М. J. 1980. Clay orientation in some U.
Carboniferous mudrocks, its relationship to
quartz content and some inferences about
fissility, porosity and compactional history.
Sedimentology 27, 333
340.
189. Curtis D. М. 1970. Miocene deltaic sedimenta

tion, Louisiana Gulf Coast. In: Morgaп (1970),
293
 308.
190. Dalryтple D. W. 1966 Calcium carbonate
deposition associated with blue
green algae
mats, Baffin Вау, Texas. Publns Inst. Mar. Sci.
Univ. Тех. 10, 187
200.
191. Davidsoп
Arпott R. G. D., Greeпwood В. 1974.
Bedforms and structures associated with bar
topography in the shallow water wave
environment, Kouchibougvac Вау, New
Brunswick, Canada. J. Sed. Petrol. 44,
698
 704.
192. Davidsoп
Arпott R. G.D., Greeпwood В. 1976.
Facies relationships оп а barred coast, Koи

chibougvac Вау, New Brunswick, Canada. In:
Davis & Ethiпgtoп (1976), 149
 168.
193. Davies D. к., Ethridge Р. G., Berg R. R. 1971.
Recognition of barrier environments. Виll.
AAPG 55, 550
565.
194. Davies G. R. 1970. Algal
laminated sediments.
Gladstone embayment, Shark Вау, Western
Australia. Мет. AAPG 13, 169
 205.
195. Davies P.J., Bubela В., Fergusoп J. 1978. ТЬе
formation of ooids. Sedimentology 25,
703
 730.
196. Davies Т. А., Gorsliпe D. S. 1976. Oceanic
sediments and sedimentary processes. In:
Chemical oceanography, J. Р. Riley
& R. Chester (eds), 2nd edn, 5, 1
80. London:
Academic Press.
197. Davis к.s., Day J.A. 1964. Water: the mirror
of science. London: Heinemann.
198. Davis R. А., Ethiпgtoп R. L. 1976. ВеасЬ and
nearshore sedimentation. SEPM Spec. РиЬп,
по. 24. Tulsa.
199. Davis R. А. (ed.). 1978. Coastal sedimentary
environments. New York: Springer.
200. Deelmaп J. С. 1975. Dolomite synthesis and
crystal growth. Geology 3, 471
472.
201. Deelmaп J. С. 1978. Experimental ooids and
grapestones: carbonate aggregates and their
origin. J. Sed. Petrol. 48, 503
512.
202. Degeпs Е. Т. 1965. Geochemistry оС sediments.
Englewood ClifCs, NJ: Prentice
Hall.


203. Degeпs Е. Т., Ross D.A. (eds). 1974. ТЬе Black
Sea
 geology, chemistry and biology. Мет.
AAPG, по. 20.
204. Degeпs Е. Т., Stoffers Р. 1980. Environmental
events recorded in Quaternary sediments of
the Black Sea. J. Geol. Soc. Lond. 137,
131
138.
205. Deтaisoп G. J. 1977. Tar sands and supergiant
oil fields. Виll. AAPG 61, 1950
1961.
206. Deтaisoп G.J., Moore G. Т. 1980. Anoxic
environments and oil source bed genesis. Виll.
AAPG 64, 1179
 1209.
207. Deппy С. S. 1967. Fans and pediments. Ат. J.
Sci. 265, 81
 1 05.
208. Deroo G., Powell Т. G.,
McCrossaп R. G. 1977. ТЬе
migration of petroleum in
Canadian sedimentary basin,
Geol. Surv. Сап. 262.
209. Deuser W. G. 1975. Reducing environments.
In: Chemical oceanography, J. Р. Riley
& G. Skirrow (eds), 1
60, London: Academic
Press.
210. Dickiпsoп W. R. 1970. Interpreting detrital
modes оС graywacke and arkose. J. Sed.
Petrol. 40, 695
 707.
211. Dickiпsoп W. R., Seely D. R. 1979. Structure
and stratigraphy of fore
arc regions. Виll.
AAPG 63; 2
31.
212. Dicksoп J. А. D., Coleтaп М. L. 1980. Changes
in carbon and oxygen isotope composition
during limestone diagenesis. Sedimentology
27, 107
118.
213. Deeter
Haas L, Schrader H.J. 1979. Neogene
coastal upwelling history off NW and SW
Africa. Mar. Geol. 29, 39
53.
214. Doпovaп R.N. 1975. Devonian lacustrine
limestones at the margin of the Orcadian
Basin, Scotland. J. Geol. Soc. Lond. 131,
489
510.
215. Doпovaп R.N., Foster R.J. 1972. Subaqueous
shrinkage cracks from the Caithness flagstone
series (Middle Devonian) of Northeast
Scotland. J. Sec. Petrol. 42, 309
317.
216. Doпovaп R. N., Archer R. 1975. Some sedimen

tological consequences of а Саll in the level of
Haweswater, Cumbria. Proc. У orks. Geol.
Soc. 40, 54 7
 562.
217. Doпovaп R.N., Foster R.J., Westoll T.S. 1974.
А stratigraphic revision of the Old Red
Sandstone of northeastern Caithness. Trans R.
Soc. Edinb. 69, 167
201.
218. Dott R. L. 1964. Wacke, greywacke and
matrix
 what approach to immature
sandstone classification? J. Sed. Petrol. 34,
625
632.
219. Drake D. Е., Kolpack R. L., Fischer Р. J. 1972.
Sediment transport оп the Santa
Barbara
 Oxnard shelf, Santa Barbara
Channel, California. In: Shelf sediment
transport, D. J. Р. Swift, D. В. Duaпe
& О. Н. Pilkey (eds), 307
331. Stroudsburg,
РА: Dowden, Hutchinson & Ross.
220. Dravis J. 1979. Rapid and widespread
generation оС recent oOlitic hardgrounds оп
а high energy Bahamian Platform, Eleuthera


Тissot В.,
origin and
the Western
Alberta. Виll.




405


Литература


Bank, Bahamas. J. Sed. Petrol. 49, 195
208.
221. Dreiтaпis А. 1979. Тhe problems of waterlain
tills. In: Moraines and varves, С. Schlucher
(ed.), 167
178. Rotter dam: Balkema.
222. Duпham R. J. 1962. Classification of carbonate
rocks according to depositional texture. In:
Classification of carbonate rocks, W: Е. Нат
(ed.), 108
121. Tulsa, Okla.: AAPG.
223. Duпham R.J. 1969. Early vadose silt in
Townsend moиnd (reef) New Mexico. In:
Depositional environments in sedimentary
rocks, G. Friedmaп (ed.), SEPM Spec. РиЬп,
по. 14, 139
181. Tulsa.
224. Duпham R.J. 1969. Vadose pisolite in the
Capitan Reef (Permian), New Mexico and
Texas. In: Depositional environments in
sedimentary rocks, G. Friedmaп (ed.) SEPM
Spec. РиЬп 14, 182
191.
225. Durпey D. W. 1972. Solution
transfer, ап
important geological deformation mechanism.
Natиre 235, 315
317.
226. Duтey D. W. 1976. Pressиre
solution and
crystallisation deformation. Phil. Trans. R.
Soc. Lond. 283, 229
240.
227. Duxbury А. С. 1971. The Earth and its oceans.
Reading, Mass.: Addison
Wesley.
228. Dyer К. R. 1972. Estиaries: а physical
introduction. Shichester: Wiley.
229. Dzulyпski S., Waltoп Е. К. 1965. SOOimentary
featиres of f1ysch and greywackes. Amsterdam:
Elsevier.
230. Edwards М. В. 1975. Glacial retreat
sedimentation in the Smalfjord Formation,
Late Precambrian, North Norway.
Sedimentology 22, 7
94.
231. Edwards М. В. 1976. Growth fau1ts in upper
Triassic deltaic sediments, Svalbard. Виll.
AAPG 60, 341
355.
232. Eiпsteiп Н.А., Li Н. 1958. Secondary currents
in straight channels. Trans. Ат. Geophys.
Union 39, 1 08
1094.
233. Eittreiт S., Вiscaye Р.Е., Amos A.F. 1975.
Benthic nepheloid layers and the Ekman
thermal ритр. J. Geophys. Res. 80,
5061
5067.
234. Elderfield Н. 1976. Manganese f1uxes to the
oceans. Mar. Chem. 4, 1 03
132.
235. Elliott Т. 1974. Interdistributary Ьау sequences
and their genesis. Sedimentology 21, 611
22.
236. Elliott Т. 1975. Тhe sedimentary history of
а delta lobe from а У oredale (Carboniferoиs)
cyclothem. Proc. У orks. Geol. Soc. 40,
505
536.
237а. Elliott Т. 1978. Clastic shorelines. [п: Readiпg
(1978), 143
177.
238Ь. Elliott Т. 1978. Deltas. In: Readiпg (1978),
97
142.
239. Embletoп С. 1980. Glacial processes. In:
Process in geomorphology, С. Embletoп & J.
1hoтes (eds) 272
306. London: Edward
Amold.
240. Embley R. W: 1976. New evidence for
occurrence of debris f10w deposits in the deep
sea. Geology 4, 371
374.
241, Emery К. о. 1969. Тhe continental shelves.
Scien t. Ат. 221, 106----122.


242. Emery К. о. 1978. Grain size in laminae of
beach sand. J. Sed. Petrol. 48, 1203
1212.
243. Eпos Р. 1977. Tamabra limestone of the Poza
Rica trend, Cretaceous, Mexico. In: Deep
water carbonate environments, Н. Е. Cook
& Р. Eпos (eds), 273
314. SEPM Spec. РиЬп,
по. 25, Tulsa.
244. Epsteiп S. 1959. Тhe variations of the 018/016
ratio in nature and some geological
implications. In: Researches in geochemistry,
Р.Н. Abelsoп (ed.), 217
240. New York:
Wiley.
245. Erikssoп К.А. 1977. Tidal f1at and subtidal
sedimentation in the 2250 Ма Malmani
Dolomite, Transvaal, South Africa. Sed. Geol.
18, 223
244.
246. Ethridge F. G., Schumm S. А. 1978.
Reconstructing paleochannel morphologic and
f10w characteristics: methodology, limitations
and assessment. In: Miall (1978), 703
721.
247. Eugster Н.Р., Hardie LA. 1975.
Sedimentation in ап ancient playa
lake
complex: the Wilkins Peak Member of the
Green River Formation of Wyoming. Виll.
Geol. Soc. Ат. 86, 319
334.
248. Evaпs G. 1965. Intertidal f1at sediments and
their environments of deposition in the Wash.
Q. J. Geol. Soc. Lond. 121, 209
245.
249. Evaпs G., Schmidt v., Bush Р., Nelsoп Н. 1969.
Stratigraphy and geologic history of the
sabkha, АЬи Dhabi, Persian Gиlf. Se

dimentology 12, 145
159.
250. Ewald Р. Р., Puschl т., Praпdtl L 1930. Тhe
physics of solids and f1uids. London: Вlackie.
251. Faure G. 1977. Principles of isotope geology.
New York: Wiley.
252. Fergusoп J., Bubela В., Davies P.J. 1978.
Synthesis and possible mechanism of for

mation of radial carbonate ooids. Chem. Geol.
22, 285
308.
253. Ferт J. С. 1974. Carboniferous environment
models in eastem United States and their
significance. In: Carboniferoиs of the SE
United States, G. Briggs (00.), 79
96. Geol.
Soc. Ат. Spec. Рар., по. 148.
254. Ferт J. с., Cavaroc V. V. 1969. А field guide to
Allegheny deltaic aspects in the иpper Ohio
уаllеу, with а commentary оп deltaic aspects
of Carboniferous rocks in the northem
Appalachian Plateau. Pittsburgh and Ohio
Geol. Socs, Guidebook for Аппиаl Field Trip.
255. Field М. Е. 1980. Sand bodies оп coastal plain
shelves: Holocene record of the US Atlantic
inner shelf off Maryland J. SOO. Petrol. 50,
505
 528.
256. Fischer А. G. 1964. The Lofer cyclothems of
the Alpine Triassic. In: Symposiиm оп cyclic
sedimentation, D.F. Merriam (ed.), 107
149.
Виll. Geol. Surv. Kansas. по. 169.
257. Fischer А. G. 1975. Tidal deposits, Dachstein
Limestone of the North Alpine Triassic. In:
Giпsburg (1975), 23
242.
258. Fisher W: L 1969. Facies characteristics of
Gиlf Coast Basin delta systems with some
Holocene analogues. Trans Gulf Coast Ass.
Geol. Socs 19, 239
261.




406


Литература


259. Fisher
L., McGoweп J.H. 1969. De

positional systems in Wilcox Group (Еосепе)
of Texas and their relation to occurrence of
oil and gas. Виll. AAPG 53, 3
54.
260. Fisher
 L., Browп L. Р., Scott А. J., McGoweп
J. Н. 1969. Delta system in the exploration for
oil and gas. Austin, Texas: Bureau Economic
Geol.
261. FiskH.N. 1944. Geological investigations of
the alluvial valley of the Lower Mississippi
River. Vicksberg, Miss.: Miss. Riv. Соmm.
262. Fisk H.N. 1959. Padre Island and the Laguna
Madre flats, coastal South Texas. National
Acad. Sci.
 Nat. Res. Council, 2nd Coastal
Geography Conf., 103
151.
263. Fisk Н. N., McFarlaп Е., Kolbaпd С. R.,
Wilbert L J. 1954. Sedimentary framework of
the modem Mississippi delta. J. Sed. Petrol.
24, 7
99.
264. Flood R. D., Н ollister С. D. 1974. Current
controlled topography оп the continental
margin off the eastem USA. In: The geology
of continental margins, С. S. Burk
& C.L. Drake (eds), 197
205. New. York:
Springer.
265. F lood R. D., Н ollister С. D., Loпsdale Р. 1979.
Disruption of the Feni sediment drift Ьу
debris flows from Rockall Bank. Mar. Geol.
32, 311
334.
266. F olk R. L. 1962. Spectral subdivision of
limestone types. In: Classification of carbonate
rocks,
E. Нат (ed.), 62
84. Tulsa, Okla.:
AAPG.
267. F olk R. L. 1965. Some aspects of
recrystallisation in ancient limestones. In:
Dolomitisation and limestone diagenesis. L. С
Pray & R. С. Murray (eds), SEPM Spec. РиЬп.
по. 13, 14
8.
268. F olk R. L. 1971. Longitudinal dunes of the
northwestem edge of the Simpson- Desert,
Northem Territory, Australia. 1.: Geomor

phology and grain size relationships. Se

dimentology 16, 5
54.
269. Folk R.L. 1973. Carbonate petrography in the
post
Sorbian age. In: Evolving concepts in
sedimentology, R. N. Giпsburg (ed.), 118
158.
Baltimore: Johns Hopkins Press.
270. F olk R. L. 1974. Petrology of sedimentary
rocks. Austin, Тех.: Hemphills.
271. Folk R. L. 1974. ТЬе natural history of
crystalline calcium carbonate: effect оС
magnesium content and salinity. J. Sed. Petrol.
44, 4
53.
272. F olk R. L., Pittтaп J. S. 1971. Length
slow
chalcedony: а new testament for vanished
evaporites. J. Sed. Petrol. 41, 1045
1058.
273. Folk R. L., Laпd L. S. 1975. Mg: са ratio and
salinity: two controls over crystallisation of
dolomite. Виll. AAPG 59, 6Q....-68.
274. Fournier Р. 1960. Climat et erosion: la
relation entre l'erosion du sol par l'eau et les
precipitations atmospheriques. Paris.
275. Fraпcis J.R.D. 1969. А textbook of fluid
mechanics. London: Edward Amold.
276. Fraпcis J. R. D. 1973. Experiments оп the
motion of solitary grains along the bed of


а water stream. Proc. R. Soc. Lond. (А) 332,
443
71.
277. Frazier D.E. 1967. Recent deltaic deposits of
the Mississippi delta: their development and
chronology. Trans Gulf Coast Ass. Geol. Socs
17, 287
315.
278. Frey R.
 1975. ТЬе study of trace fossils.
Berlin: Springer.
279. Friedmaп G. М. 1961. Distinction between
dune, beach and river sands from their
textural characteristics. J. Sed. Petrol. 31,
514
529.
280. Friedmaп G. М. 1964. Early diagenesis and
lithification of carbonate sediments. J. Sed.
Petrol. 34, 777
813.
281. Frieпd Р.Р. 1978. Distinctive features of some
ancient river systems. In: Miall (1978),
531
542.
282. Frieпd Р. Р., Moody
Stuart М. 1972.
Sedimentation of the Wood Вау Formation
(Devonian) of Spitsbergen: regional analysis of
а late orogenic basin. Norsk. Polar. Skr. 157,
1
77.
283. Fryberger S. G., Ahlbraпdt Т. S., Aпdrews S.
1979. Origin, sedimentary features and signi

ficance of low
angle eolian "sand
sheet"
deposits. Great Sand Dunes National
Monument and vicinity, Colorado. J. Sed.
Petrol. 49, 733
746.
284. Fuller А. D. 1979. Phosphate occurrences оп
the westem and southem coastal areas and
continental shelves of Southem Africa. Есоп.
Geol. 74, 221
231.
285. Fuller J. G. С. М., Porter J.
 1969. Evaporite
formations with petroleum reservoirs in
Devonian and Mississippian of Alberta,
Saskatchewan and N. Dakota. Виll. AAPG 53,
909
926.
286. Fuппell В. М. 1978. Productivity control оС
chalk sedimentation. In: Friedmaп (ed.), 1, 228
Abstracts,. 10th Int. Congress of Sedi

mentology, Jerusalem.
287. Gadow S., Reiпeck Н.Е. 1969. Ablandiger sand
transport bei Sturmfluten. Senckenberg. Marit.
3, 1 03
133.
288. Gaiпes А. М. 1977. Protodolomite redefined. J.
Sed. Petrol. 47, 543
546.
289. Galloway
 Е. 1975. Process framework for
describing the morphologic and stratigraphic
evolution of the deltaic depositional systems.
In: Deltas, models for exploration, М. L.
Broussard (ed.), 87
98. Houston: Houston
Geol. Soc.
290. Galviп С. J. 1968. Breaker type classification
оп three laboratory beaches. J. Geophys Res.
73, 3651
3659.
291. Garrels R. М., Thompsoп М. Е. 1962. А cbe

mical model for sea water at 25 0 С and
опе atmosphere total pressure. Аm. J. Sci. 260,
57
6.
292. Garrels R. М., Christ С. L. 1965. Solutions,
minerals and equilibrium. New York: Harper
& Row [Имеется перевод: rаррелс Р. М.,
Крайст ч. л. Растворы, минералы,
равновесия.
М.: Мир, 1968].
293. Garrett Р. 1970. PhanerozOlc stromatolites:




407


Литература


noncompetitive ecologic restriction Ьу grazing
and burrowing animals. Science 169, 171
 173.
294. Gasiorek J. М., Carter W G. 1967. Mechanics
of fluids for mechanical engineers. London:
Blackie.
295. Gebeleiп С. D., Н offtпaп Р. 1973. Algal origin
of dolomite laminations in stromatolitic
limestone. J. Sed. Petrol. 43, 603
13.
296. Gibbs R. J., Mathews М. D., Liпk D. А. 1971.
The relationship between sphere size and
settling velocity. J. Sed. Petrol. 41, 7
18.
297. Gilbert G. К. 1885. The topographic features of
lake shores. Апп. Rept USGS 5, 75
123.
298: Gile L Н., Hawley J. W 1969. Age and
comparative development of desert soils at the
Gardner Spring radiocarbon site, New
Mexico. Proc. Soil. Sci. Soc. Ат. 32, 709
 716.
299. Gill WD., Кеипеп Р.Н. 1958. Sand volcanoes
оп slumps in the Carboniferous of County
Clare, Ireland. Q. J. Geol. Soc. Lond. Н3,
441
60.
300. Giпsburg R. N. (ed.). 1975. Tidal deposits.
Berlin: Springer.
301. Giпsburg R. N., James N. Р. 1974. Holocene
carbonate sediments of continental shelves. In:
The geology of continental margins,
с.А. Burk, C.L Drake (eds), 137
155. Berlin:
Springer.
302. Gleппie К. W 1970. Desert sedimentary
environments. Amsterdam: Elsevier.
303. Gleппie К. W 1972. Permian Rotliegendes of
northwest Europe interpreted in light of
modem desert sedimentation studies. Виll.
AAPG 56, 1048
1071.
304. Goldhaber М. В., Kaplaп 1. R. 1974. The sulfur
cycle. In: The sea 5, E.D. Goldberg (ed.),
569
55. New York: Wiley.
305. Goldich S. S. 1938. А study in rock weathering.
J. Geol. 46, 17
58.
306. Goldriпg R. 1964. Trace fossils and the
sedimentary surface. In: Developments in
sedimentology 1: deltaic and shallow marine
deposits, L М. J. U. Vaп Straateп (ed.),
13
143. Amsterdam: Elsevier.
307. Goldriпg R., Bridges Р.Н. 1973. Sublitoral
sheet sandstones. J. Sed. Petrol. 43, 73
747.
308. Goldriпg R., Boseпce D.J. W., Вlake Т. 1978.
Estuarine sedimentation in the Еосenе of sou

them England. Sedimentology 25, 861
876.
309. Gole С. v., Chitale S. V. 1966. Inland delta
building activity of Kosi River. J. Hyd. Div.
Ат. Soc. Civ. Engrs 92, 111
126.
310. Goudie А. 1973. Duricrusts in tropical and
subtropical landscapes. Oxford Univ. Press.
311. Goudie А. S., Cooke R. И., Evans I. S. 1970.
Experimental investigation of rock weathering
Ьу salts. Area 4, 42
8.
312. Grace J. т., Grothaus В. т., Ehrlich R. 1978.
Size frequency distributions taken from within
sand laminae. J. Sed. Petrol. 48, 1193
1202.
313. Grass А. J. 1970. Initial instability of fine bed
sand. J. Hyd. Div. Ат. Soc. Civ Engrs 96,'
619
32.
314. Grass A.J. 1971. Structural features of
turbulent flow over smooth . and rough
boundaries. J. Fluid Mech. 50, 233
255.


315. Gray WA. 1968. The packing of solid
particles. London: Chapman & Наll.
316. Greeп Р. 1967. The waters of the sea. New
York: Уап Nostrand Reinhold.
317. Gregory К. J. (ed.). 1977. River channel chan

ges. Chichester: Wiley.
318. Griffiп J.J., Wiпdoт Н., Goldberg E.D. 1968.
The distribution of clay minerals in the world
осеan. Deep--sea Res. 15, 433
59.
319. Griffith L S., Pitcher М. G., Юсе G. W 1969.
Quantitative environmental analysis of
а Lower Cretaceous Reef Complex. In:
Depositional environments in carbonate rocks,
G. Н. Friedmaп (ed.), 12
137, Tulsa, SEPM
Spec. РиЬп, по. 14.
320. Grim R. Е. 1968. Clay mineralogy, 2nd edn.
New York: McGraw
Hill.
321. Gulbraпdseп R. А. 1969. Physical and chemical
factors in the formation of marine apatite.
Есоп. Geol. 69, 365
382.
322. Guпatilaka А. 1975. Some aspects of the biology
and sedimentology of laminated algal mats
from Mannar lagoon, Northwest Ceylon. Sed.
Geol. 14, 27
3OO.
323. Guпatilaka А. 1976. Thallophyte boring and
micritisation within skeletal sands from
Connemara, W. Ireland. J. Sed. Petrol. 46,
548
554.
324. Guy Н. Р., Siтoпs D. В., Richardsoп Е. V. 1966.
Summary of alluvial channel data from ПUПlе
experiments, 185
1961. .USGS Prof. Рар.,
по. 462
1.
325. Hagaп G. М., Logaп В. W 1974. Development
of carbonate banks and hypersaline basins,
Shark Вау, Westem Australia. In: Logaп et а/.
(1974), 61
139.
326. Hagaп G. М., Logaп В. W 1975. Prograding
tidal
flat sequences Hutchison Embayment,
Shark Вау, Westem Australia. In: Giпsburg
(1975), 21
222.
327. Hails J., Carr А. (eds). 1975. Nearshore
sediment dynamics and sedimentation.
London: Wiley.
328. Наllат А. 1969. Tectonism and eustasy in the
Jurassic. Earth Sci. Rev. 5, 45
8.
329. Наllеу R. В. 1977. OOid fabric and fracture in
the Great Salt Lake and the geologic record. J.
Sed. Petrol. 47, 1099
1120.
330. Halley R.B., Shiпп Е.А., Hudsoп J.H.,
Lidz В. Н. 1977. Pleistocene barrier bar seaward
of oOid shoal complex near Miami, Florida.
Виll. AAPG 61, 519
526.
331. Halsey S. D. 1979. Nexus: new model of barrier
island development. In: Leathermaп (1979),
195
210.
332. Hamiltoп W, Kriпsley D. 1967. Upper
Paleozoic glacial deposits of South Africa and
Southem Australia. Виll. Geol. Soc. Ат. 78,
783
8OO.
333. Hamptoп М.А. 1972. The role of subaqueous
debris flow in generating turbidity currents. J.
Sed. Petrol. 42, 775
793.
334. Haпcock N.J., Taylor А.М. 1978. Clay mineral
diagenesis and oil migration in the middle




408


Литература


Jurassic Brent Sand Formation. J. Geol. Soc.
Lond. 135, 69
 72.
335. Н aпor J. S. 1978. Precipitation of beach rock
cements: mixing of marine and meteoric wa

ters vs C02
degassing. J. Sed. Petrol. 48, 489

501.
336. Н aпshaw В. В., Black W, Deike R. G. 1971.
А geochemical hypothesis for dolomitisation Ьу
ground water. Есоп. Geol. 66, 71
724.
337. Harbaugh J. W, Boпhaт
Carter G. 1970.
Computer simulation in geology. New York:
Wiley.
338. Hardie LA. 1967. ТЬе gypsum
anhydrite
equilibrium at опе atmosphere pressure. Аm.
Mineral. 52, 171
200.
339. Н ardie L А. 1968. ТЬе origin of the Recent
non
marine evaporite deposit of Saline Valley,
Inyo County, Califomia. Geochim.
Cosmochim. Acta 32, 1279
301.
340. Hardie LA. (ed.). 1977. Sedimentation оп the
modem carbonate tidal flats of NW Andros
Island, Bahamas. Baltimore: JoOOs Hopkins
Press.
341. Hardie LA., Garrett Р. 1977. General
environmental setting. In: Hardie (1977), 12
9.
342. Hardie LA., Giпsburg R.N. 1977. Layering: the
origin and environmental significance of
lamination and thin bedding. In: Н ardie (1977),
5
123.
343. Hardie LA., Sтoot J.P., Eugster Н.Р. 1978.
Saline lakes and their deposits:
а sedimentological approach. In: Matter
& Tucker (1978), 7
2.
344. Harlaпd WB., Herod К., Kriпsley Р.Н. 1966.
ТЬе definition and identification of tills and
tillites. Earth Sci. Rev. 3, 22
256.
345. Harтs J. С. 1966. Stratigraphic traps in а valley
fill, W. Nebraska. Виll. AAPG 50, 2119
2149.
346. Harrell J.A., Erikssoп К.А. 1979. Empirical
conversion equations for thin
section and sieve
derived size distribution parameters. J. Sed.
Petrol. 49, 273
280.
347. Harris Р. М. 1979. Facies anatomy and
diagenesis of а Bahamian ooid shoal. Sedimenta
7. Comparative Sedimentology Laboratory,
University of Miami, Fl.
348. Н arrisoп R. S., Steiпeп R. Р. 1978. Subaerial
crusts, caliche profiles and breccia horizons:
comparison of some Holocene and
Mississippian exposure surfaces, Batbados and
Kentucky. Виll. Geol. Soc. Ат. 89, 38
396.
349. Harvey J. G. 1976. Atmosphere and осеan: our
fluid environments. Sussex: Artemis Press.
350. Н aszeldiпe R. S., Aпdertoп R. 1980. А braid
plain facies model for the Westphalian
B Соаl
Measures of NE England. Nature 284, 51
53.
351. Нау R.L 1966. Zeolites and zeolite reactions in
sedimentary rocks. Geol. Soc. Ат. Spec. Рар.,
по. 85.
352. Hayes J. В. 1979. Sandstone diagenesis
the
hole truth. In: Scholle & Schluger (1979).
353. Hayes М. О. 1971. Geomorphology and
sedimentation of some New England estuaries.
In: Schubel (1971), 1
71.
354. Hayes М. о. 1975. Morphology of sand accи

mulations in estuaries. In: Estuarine research,


L Е. Croпiп (ed.), 3
22. New У ork: Academic
Press.
355. Hayes М. о. 1979. Barrier island morphology
as а function of tidal and wave regime. In:
Leatherтaп (1979), 1
27.
356. Н ays J. D., Pitmaп W С. 1973. Lithospheric
plate motions, sea
level changes and climatic
and ecological consequences. Nature 246,
18
22.
357. Hays J. D., Iтbrie J., Shackletoп N. J. 1976.
Variations in the Earth's orbit: pacemaker of
the ice ages. Science 194, 1121
1132.
358. Heath G.R. 1974. Dissolved silica and deep
sea
sediments. In: Studies in paleo
oceanography,
W W Нау (ed.), 77
93. SEPM Spec. РиЬп,
по. 20.
359. Heckel Р.Н. 1974. Carbonate bui1d
ups in the
geological record: а review. In: Reefs in time
and space, LF. Laporte (ed.), 9
154. SEPM
Spec. РиЬп, по. 18.
360. Hedberg H.D. 1974. Relation of methane
generation to undercompacted shales, shale
diapirs and mud volcanoes. Виll. AAPG 58,
661
73.
361. HeezeпB.C., HollisterC.D. 1963. Evidence of
deep sea bottom currents from abyssal
sediments. Int. Union Geod. Geophys. 6, 111.
362. Heezeп В. с., Laughtoп А. S. 1963. Abyssal
plains. In: ТЬе see, М. N. НШ (ed.), 3, 312
J64.
New У ork: Wiley.
363. Heezeп В. с., Hollister C.D. 1971. ТЬе face of
the deep. New У ork: Oxford Univ. Press.
364. Heward А. Р. 1978. Alluvial fan and lacustrine
sediments from the Stephanian А and В (La
Magdalena, Cinera
 Matallana and Sabero)
coalfields, northem Spain. Sedimentology 25,
451--488.
365. Н eward А. Р. 1978. Alluvial fan seq иепсе and
megasequence models: with examples from
Westphalian D
Stephanian В coalfields,
northem Spain. In: Miall (1978), 669
702.
366. Hickiп E.J. 1974. ТЬе development of
meanders in natural river channels. Ат. J. Sci.
274, 414--442.
367. Н iпte J. Е., vaп. 1978. Geohistory anа

lysis
application of micropaleontology in
exploration geology. Виll. AAPG 62, 201
222.
368. Но с., Coleтaп J. М. 1969. Consolidation and
cementation of recent sediments in the Atcha

falaya Basin. Виll. Geol. Soc. Ат. 80, 183
192.
369. Hobsoп G.D. (ed.). 1977. Developments in
petroleum geology
 1. London: Applied
Science.
370. Н obsoп G. D., Тiratsoo Е. N. 1975. Introduction
to petroleum geology. Beaconsfield: Scientific
Press.
371. Holliday D. W 1968. Early diagenesis in Middle
Carboniferous nodular anhydrite of Spit

sbergen. Proc. У orks. Geo1. Soc. 36, 277
292.
372. Н olliday D. W 1970. ТЬе petrology of
secondary gypsum rocks: а review. J. Sed.
Petrol. 40, 734
744.
373. Holliday D. W 1973. Early diagenesis in nodular
anhydrite rocks. Trans. Inst. Min. Metall. 82,
81
84.
374. Holliday D. W, Shephard
Тhorпe E.R. 1974.




409


Литература


Basal Purbeck evaporites of the Fairlight
Borehole, Sussex. Rept. Inst. Geol. Sci., по. 74/4.
.375. Н ollister С. D., Н eezeп В. С. 1972. Geological
effects of осеan bottom currents: westem North
Atlantic. In: Studies in physical oceanography,
A.L Gordoп (ed.). 37----66. New York: Gordon
and Breach.
376. Hollister С. D., Flood R. D., Johпsoп D. А.,
wпsdale Р., Southard J. В. 1974. Abyssal
furrows and hyperbolic echo traces оп the
Bahama Outer Ridge. Geology 2, 395
00.
377. Hoпji Н., Kaпeko А., Matsuпaga N. 1980.
Flows above oscillatory ripples. Sedimentology
27, 225-----229.
378. Hooke R. LeB. 1967. Processes оп arid
region
alluvial fans. J. GeoL 75, 438
0.
379. Hooke R. LeB. 1972. Geomorphic evidence for
Late Wisconsin and Holocene tectonic
deformation, Death Valley, Califomia. Bull.
Geol. Soc. Аm. 83, 2073
2098.
380. Hopkiпs J. С. 1977. Production of foreslope
breccia Ьу differential submarine cementation
and downslope displacement of carbonate
sands. In: Deep water carbonate environments,
Н.Е. Cook & Р. Eпos (eds.). 155-----170. SEPM,
Tulsa.
381. Нот D., Ewiпg М., Нот В.М., Delach M.N.
1971. Turbidites of the Hatteras and Sohm
Abyssal Plains, Westem North Atlantic. Mar.
Geol. 11, 287
323. .
382. Ноте R.A. 1969. Marine chemistry. New
York: Wiley [Имеется перевод: Хорн Р.
Морская химия.
М.: Мир, 1972].
383. Н orowitz А. S., Potter Р. Е. 1971. Introductory
petrography of fossils. Вerlin: Springer.
384. HouboultJ.J.H.C.1957. Surface sediments of
the Persian Gulf near Qatar Peninsular. Thesis,
Univ. Utrecht.
385. Houboult J.J.H. С. 1968. Recent sediments in
the southem Bight of the North Sea. Geol.
Mijn. 47, 245-----273.
386. Howard J.D., Elders с.А., Heiпbotel J.F. 1975.
Animal
sediment relationships in estuarine
point bar deposits, Ogeechol River
Ossabaw
Sound, Georgia. Senckenberg. Marit. 7,
181
203.
387. Hower J., Esliпger Е. v., Hower М.Е.,
Ретту Е. А. 1976. Mechanism of burial
metamorphism of argillaceous sediment. 1:
Mineralogic and chemical evidence. Виll. Geol.
Soc. Аm. 87, 725-----737.
388. Hoyt J. Н. 1967. Barrier island formation. Bull.
Geol. Soc. Аm. 78, 1125-----1136.
389. Hsu K.J. 1966. Origin of dolomite in
sedimentary sequences: а critical analysis.
Miner. Depos. 2, 133
138.
390. Hsu K.J. 1967. Chemistry of dolomite
formation. In: Carbonate rocks, physical and
chemical aspects. G. V. Chiliпgar Н. J. Bissell
& R. W Fairbridge (eds), 169
191. Amsterdam:
Elsevier.
391. Hsu K.J. 1972. Origin ofsaline giants: а critical
review after the discovery of the Mediterranean
evaporite. Earth Sci. Rev. 8, 371
396.
392. Hsu K.J., Siegeпthaler С. 1969. Preliminary
experiments оп hydrodynamic movement


27
91


induced Ьу evaporation and their bearing оп
the dolomite problem. Sedimentology 12,
11
25.
393. Hsu K.J., Jeпkyпs Н. С. (eds). 1974. Pelagic
sediments: оп land and under the sea. Int. Ass.
Sed. Spec. РиЬп, по. 1, Oxford: Blackwell
Scientific.
394. Hsu K.J., Montadert L, ВетоиШ D.,
Cita М. В., Eriksoп А., Garrisoп R. Е.,
Kidd R.B.,. Melieres Х., Миllет с., Wright R.
1977. History of the Mediterranean salinity
crisis. Nature 267, 399
3.
395. Hubbard D. К., Oertel G., Nuтmedal D. 1979.
The role of waves and tidal currents in the
development of tidal inlet sedimentary struc

tures and sand body geometry: examples from
N. Carolina, S. Carolina and Georgia. J. Sed.
Petrol. 49, I073
1О92.
396. Hudsoп J. D. 1962. Pseudo
pleochroic calcite in
recrystallised shell
limestones. Geol. Mag. 99,
492
5OO.
397. Hиdsoп J.D. 1963. The recognition of
salinity
controlled mollusc assemblages in the
Great Estuarine Series (middle Jurassic) of
the Inner Hebrides. Palaeontology 6, 318

326.
398. Hиdsoп J.D. 1975. Carbon isotopes and
limestone cement. Geology 3, 1
22.
399. Hиdsoп J.D. 1977. Stable isotopes and
limestone lithification. Q. J. Geol. Soc. Lond.
133, 637----660.
400. Hиdsoп J.D. 1977. Oxygen isotope studies оп
Cenozoic temperatures, oceans and ice accu

mulations. Scott. J. Geol. 13, 31 3
326.
401. Н иdsoп J. D. 1978. Concretions, isotopes and
the diаgепеtiс history of the Oxford Clay
(Jurassic) of central England. Sedimentology 25,
339
370.
402. Huпter R.E. 1977. Basic types of stratification
in small eolian dunes. Sedimentology 24,
361
387.
403. Н uпtly D. А., Вoweп А. J. 1973. Field
observations of edge waves. Nature 243,
16
161.
404. Huпtly D.A., Boweп A.J. 1975. Comparison of
the hydrodynamics of steep and shallow
beaches. In: Nearshore sediment dynamics and
sedimentation, J. Hails & А. Сатт (eds). New
York: Wiley.
405. Hutchiпsoп G.E. 1957. А treatise оп limnology.
1: geography, physics and chemistry. New
York: Wiley.
406. Huttoп J. т., Twidale С. R., Milпes. А. R. 1978.
Characteristics and origin of some Australian
silcretes. In: Silcrete in Australia, Т. Laпgford

Smith (ed.). 19
0. Univ. of New England.
407. Illiпg L V. 1954. Bahamian calcareous sands.
Bull. AAPG 38, 1
95.
408. Illiпg L v., Wells A.J., Taylor J. С. М. 1965.
Penecontemporaneous dolomite in the Persian
Gulf. In: Dolomitisation and limestone
diagenesis: а symposium, L С. Ртау & R. С.
Миттау (eds), 89
111. SEPM Spec. Pubn.
по. 13. Tulsa. .
409. Illiпg L v., Wood G. v., Fuller J. G. С. М. 1967_
Reservoir rocks and stratigraphic traps in




410


Литература


non
reef carbonates. Proc. th World Petroleum
Conf. (Mexico) 487
99.
410. Iпgle J.c., Karig D.E., Воита А.Н. 1973.
Leg 31, Western Pacific floor. Geotimes 18,
22
25.
411. Iптап D. L, Bagпold R. А. 1963. Littoral
processes. In: The sea, М. N. Нill (ed.) 3,
529
58З. New York: Wiley.
412. Iптап D.L, Boweп A.J. 1963. Flume ex

periments оп sand transport Ьу waves and
currents. Рroс. 8th Conf. оп Coast Епgпg,
137
150.
413. Irwiп Н., Coleтaп М., Curtis С. D. 1977.
Isotope evidence for several sources of
carbonate and distinctive diagenetic processes
in organic
rich Kimmeridgian sediments.
Nature 269, 209
213.
414. Jacksoп R. G. 1975. Velocity
bedform texture
pattems ofmeander bends in the lower Wabash
River of Illinois and Indiana. Виll. Geol. Soc.
Ат. 86, 1511
1522.
415. Jacksoп R. G. 1976. Sedimentological and fluid

dynamic implications of the turbulent bursting
phenomena in geophysical flows. J. Fluid Mech.
77, 531
560.
416. J acksoп R. G. 1976. Depositional model of
point bars in the lower Wabash River. J. Sed.
Petrol. 46, 579
594.
417. JacksoпR.G. 1978. Preliminary evaluation of
. lithofacies models for meandering alluvial
streams. In: Miall (1978), 543
576.
418. James N.P. 1978. Introduction to carbonate
facies models. In: Walker (1978), 10
108.
419. James N.P. 1978. Reefs. In: Walker (1978),
121
132.
420. James N. Р., Giпsburg R. N., Marszalek D. S.,
Choqиette Р. W. 1976. Facies and fabric
specificity of early subsea cements in shallow
Belize (British Honduras) reef. J. Sed. Petrol.46,
523
544.
421. James N.P., Giпsburg R.N. 1979. ТЬе seaward
mar
 of Belize barrier and atoll reefs. Int. Ass.
Sed. Spec. РиЬп, по. 3.
422. Johп J.E.A., Haberтaпп N.L. 1980. Intro

duction to fluid mechanics. 2nd edn. Englewood
Cliffs, NJ: Prentice
Hall.
423. J eпkyns Н. С. 1978. Pelagic environments. In:
. Readiпg (1978), 314
З71.
424. J eпkyns Н. С. 1980. Cretaceous anoxic events:
from continents to oceans. J. Geol. Soc. Lond.
137, 171
188.
425. J ohaпssoп С. Е. 1976. Structural studies of
frictional sediments. Geog. Апп. 58, 201
300.
426. Johпsoп А. М. 1970. Physical processes in
geology. San Francisco: Freeman, Cooper.
427. Johпsoп H.D. 1977. Shallow marine sand bar
sequences: an example from the late
Precambrian of N. Norway. Sedimentology 24,
245
270.
428. Johпsoп H.D. 1978. Shallow siliciclastic seas.
In: Readiпg (1978), 207
258.
429. Joпes с.М., МсСаЬе P.J. 1980. Erosion sur

faces within giant fluvial cross
beds of the
Carboniferous in N. England. J. Sed. Petrol. 50,
61з....{j20.
430. Jopliпg А. V., McDoпald В. С. (eds). 1975.


Glacioflucial and glaciolacustrine sedi

mentation. SEPM Spec. РиЬп, по. 23.
431. КаЫе С. F. 1974. Ooids from Great Salt Lake,
Utah, as an analogue for - the genesis and di

agenesis of ooids in marine limestones. J. Sed.
Petrol. 44, 3
39.
432. Kaпeps А. G. 1979. Gulf Stream: velocity Лис

tuations during the late Cenozoic. Science 204,
297
ЗО1.
433. Kastner М., Кеепе J. В., Gieskes J. М. 1977.
Diagenesis of siliceous oozes. 1: Chemical
controls оп the rate of opal
A to opal
CT
transformation
an experimental study.
Geochim. Cosmochim. Acta 41, 1041
1054.
434. Keller G.H., Lambert D.N., Beппett R.H. 1979.
Geotechnical properties of continental slope
deposits
Cape Hatteras to Hydrographer
Сапуоп. In: Geology of continental slopes.
L.J. Doyle & О.Н. Pilkey (eds). SEPM Spec.
РиЬп, по. 27, 131
151.
435. Keller W.D. 1954. Bonding energies of some
silicate minerals. Ат. Mineral. 39, 783
79З:
436. Kelts К., Hsu KJ. 1978. Freshwater carbonate
sedimentation. In: Lerтaп (1978), 295
321.
437. Keпdall А. С. 1978. Subaqueous evaporites. In:
Walker (1978), 159
174.
438. Keпdall А. с., Tucker М. Е. 1971. Radiaxial
fibrous calcite as а replacement after
syn
sedimentary cement. Nature Phys. Sci. 232,
62....{jз.
439. Keпdall А. с., Tucker М. Е. 1973. Radiaxial
fibrous calcite: а replacement after acicular
carbonate. Sedimentology 20, 365
389.
440. Keппedy J. F. 1963. The mechanics of dunes
and antidunes оп erodible
bed channels. J. Flu

id Mech. 16, 521
544.
441. Keппedy W.J., Наll А. 1967. The influence of
organic matter оп the preservation of aragonite
in fossils. Proc. Geol. Soc. Lond. .1643, 253
255.
442. Keппett J. Р. 1977. Cenozoic evolution of
Antarctic glaciation, the circum
Antarctic
осеan, and their impact оп global palaeo

oceanography. J. Geophys. Res. 82, З843
3860.
443. Keппett J. Р., Houtz R. Е., Aпdrews Р. В., Ed

wards A.R., Gostiп У.А., Hajos М., Hamptoп
М.А., Jeпkiпs D. G., Margolis S. У., Overshiпe
А. Т., Perch
Nielsoп к- 1974. Development of
the circum
Antarctic current. Science 186;
144
147.
444. Keппett J. Р., Shackletoп N. J. 1976. Oxygen
isotope evidence for the development of the
psychrosphere 38 Ма ago. Nature 260, 513
515.
445. Кепуоп N.H. 1970. Sand ribbons of Еиroреan
tidal seas. Mar. Geol. 9, 25
39.
446. Кепуоп N. Н., Stride А. Н. 1970. The tide
swept
continental shelf sediments between the Shet

lands Isles and France. Sedimentology 14,
159
173.
447. Kerr P.F. 1959. Optical mineralogy. New
У ork: McGraw
Hill.
448. Kersey D. G., Hsii K.J. 1976. Energy relations
and density current flows: ап experimental
investigation. Sedimentology 23, 761
790.
449. Keulegaп G. Н. 1957. Thirteenth progress
report оп model laws for density currents.- An
experimental study of the motion.of saline water




411


Литература


from locks into freshwater channels. US Nat1
Bur. Stand. Rept 5168.
450. Keuпeп Р. Н. 1964. Experimental abrasion
of pebbles, 4: eolian action. J. Geol. 69, 427

449.
451. Keuпeп Р.Н. 1965. Value of experiments in
geology. Geol. Mijn. 44, 22
36.
452. Kiтberley М. М. 1979. Origin of o51itic iюп
formations. J. Sed. Реtюl. 49, 111
132.
453. Kiпsmaп D.J.J. 1966. Gypsum and anhydrite
of Recent age, Trucial Coast, Persian Gulf. In:
Second symposium оп salt. J. L. Rau (ed.),
302
326. Cleveland Northem Ohio Geol. Soc.
454. Kiпsmaп D. J. J., Park R. К. 1976. Algal belt
and coastal sabkha evolution, Trucial Coast,
Persian Gulf. In: Walker (1976), 421
33.
455. Kiпsmaп D.J.J. 1975. Salt t100rs to geo

synclines. Nature 255, 375-----378.
456. Kiпsmaп D.J.J. 1975. Fift valley basins and
sedimentary history of trailing continental
margins. In: Реtюlеum and global tectonics,
А. G. Fischer & S. Jиdsoп (::> тэх), 83
126.
Princeton NJ: Princeton Univ. Press.
457. Kiпsmaп D. J. J. 1976. Evaporites: relative bит

idity сопtюl of primary mineral facies. J. Sed.
Реtюl. 46, 273
279.
458. Kleiп G. de V. 1971. А sedimentary model for
determining paleotidal range. Виll. Geol. Soc.
Ат. 82, 92.
459. Kliпe S. J., Reyпolds W. с., SchrauЬ F. А..
Ruпstadler Р. w. 1967. The structure of tur

bulent boundary layers. J. Fluid Mech. 30,
741
773.
460. Kпauth L. Р. 1979. А тodеl for the origin of
chert in limestone. Geology 7, 274
277.
461. Kпauth L. Р., Epsteiп s. 1976. Нуdюgеп and
oxygen isotope ratios. in nodular and bedded
cherts. Geochim. Cosmochim. Acta 40,
1095-----1108.
462. Kobluk D. R., Risk M.J. 1977. Calcification of
exposed filaments of endolithic algae, micrite
envelope formation and sediment production. J.
Sed. Реtюl. 47, 517
528.
463. Kolb С. R., Vaп Lopik J. R. 1958. Geology of
the Mississippi River deltaic plain. US Corps
Engrs. Waterways Expt. Sta. ТесЬ. Repts,
3
83, 3.484.
464. Kolodпy У., Taraboulos А., Frieslaпder и.
1980. Participation of fresh water in chert dia

genesis: evidence fюm oxygen isotopes and
Ьоюп cx
track mapping. Sedimentology 27,
305
316.
465. Котат P.D. 1971. The mechanics of sand
transport оп beaches. J. Geophys. Res. 76,
713
721.
466. Котат P.D. 1972. Mechanical interactions of
phenocrysts and the t10w differentiation of igne

ous dykes and sills. Виll. Geol. Soc. Ат. 83,
973
988.
467. Котат P.D. 1975. Nearshore currents:
generation Ьу obliquely incident waves and
lon
hore variations in breaker height. In:
Nearshore sediment dynamics and sedi

mentation, J. Hails & А. Сатт (eds), 17
6. New
York: Wiley.
468. Котат P.D. 1976. Beach processes and


27*


sedimentation. Englewood Cliffs, NJ: Prentice

Наll.
469. Котат P.D., Iпmaп D.L. 1970. Lon
hore sand
transport оп beaches. J. Geophys. Res. 75,
5914
5927.
470. Котат P.D., Neиdeck R.H., Kulm L.D. 1972.
Observations and significance of deep water
oscillatory ripple marks оп the Oregon
continental shelf. In: Shelf sediment transport:
process and pattem, Р. J. Р. Swift, D. В. Duaпe
& о. Н. Pilkey (eds), 601
19. Stroudsburg, Ра:
Dowden, Н utchinson & Ross.
471. Kraft J. С. 1971. Sedimentary facies pattems
and geologic history of а Holocene marine
transgression. Виll. Geol. Soc. Ат. 82,
2131
2158.
472. Kraft J. с., Johп С. J. 1979. Lateral and vertical
facies relations of transgressive barrier. Виll.
AAPG 63, 2145-----2163.
473. Kraпck К. 1975. Sediment deposition fюm
t10cculated suspensions. Sedimentology 22,
111
123.
474. Kraпck К. 1981. Particulate matter grain
size
characteristics and t1occulation in а parially
mixed estuary. Sedimentology 28, 107
114.
475. Krauskopf К. В. 1979. Introduction to geo

chemistry, 2nd edn. New York: McGraw
Hill.
476. KTитЬeiп W. С. 1934. Size frequency distri

butions of sediments. J. Sed. Реtюl. 4, 65-----77.
477. Kulm L. D., Rousch R. с., Harlett J. с.,
N eиdeck R. Н., Chambers D. М., Ruпge Е. Т.
1975. Oregon continental shelf sedimentation:
interrelationships of facies distribution and
sedimentary processes. J. Geol. 83, 145-----176.
478. Китат N., Saпders J.E. 1974. Inlet sequences:
а vertical succession of sedimentary structures
and textures created Ьу the lateral migration of
tidal inlets. Sedimentology 21, 491
532.
479. Lambe Т. W., Whitmaп R. V. 1969. Soil
mechanics. New York: Wiley.
480. Laпd L. S. 1966. Diagenesis of metastable
skeletal carbonates. Thesis Lehigh Univ. Ра.
481. Laпd 'L. S. 1970. Phreatic versus vadose
meteoric diagenesis of limestones: evidence
fюm а fossil water table. Sedimentology 14,
175
185.
482. Laпd L. S. 1973. Holocene meteoric dolo

mitisation of Pleistocene limestones, N. Jamai

са. Sedimentology 20, 411
24. .
483. Laпd L. S. 1980. The isotopic and trace element
geochemistry of dolomite: the state of the art.
In: Zeпger et al. (1980), 87
110.
484. Laпd L. S., Epsteiп S. 1970. Late Pleistocene
diagenesis and dolomitisation, N. Jamaica.
Sedimentology 14, 187
200.
485. Laпd L. S., Duttoп S. Р. 1978. Cementation of
Репnsуlvanian deltaic sandstone: isotopic data.
J. Sed. Реtюl. 48, 1167
1176.
486. Laпgbeiп W. В.. Schumm S. А. 1958. Yield of
sediment in relation to теап апnuаl
precipitation. Trans Ат. Geophys. Union 39,
1076----1084.
487. Laпgford
Smith Т. (ed.). 1978. Silcrete in
Australia. Dept. Geography, Univ. of New
England.
488. Laporte L. F. 1971. Palaeozoic carbonate facies




412


Литература


ofthe Central Appalachian Shelf. J. Sed. Petrol.
41, 72
740.
489. Leatherтaп S. Р. (ed.). 1979. Barrier islands.
New York: Academic Press.
490. Leeder М. R. 1973. Fluviatile fining upward
cycles and the magnitude of palaeochannels.
Geol. Mag. 110, 265
276.
491. Leeder М. R. 1974. Toumaisian fluvio
deltaic
sedimentation and the palaeogeography of the
Northumberland basin. Proc. У orks. Geol. Soc.
40, 129
 180.
492 Leeder М. R. 1975. Pedogenic carbonates and
flood sediment accretion rates: а quantitive
model for alluvial arid
zone lithofacies. Geol.
Mag. 112, 257
270.
493. Leeder М. R. 1975. Lower Border Group
(Toumaisian) stromatolites from the Nor

thumberland basin. Scott. J. Geol. 3, 207
226.
494. Leeder М. R. 1977. Bedload stresses and Bagn

old's bedform theory of water flows. Earth Surf.
Рroс. 2, 3
 12.
495. Leeder М. R. 1979. "Вedload" dynamics: gra

in
grain interactions in water flows. Earth Surf.
Рroс. 4, 229
240.
496. Leeder М. R. 1980. Оп the stabi1ity of lower
stage plane beds and the absence of current
ripples in coarse sands. J. Geol. Soc. London
137, 423
30.
497. Leeder M.R., Zeidaп А. 1977. Giant late
Jurassic sabkhas of Arabian Tethys. Nature
268, 42
.
498. Leeder М. R., N ami М. 1979. Sedimentary
models for the non
marine Scalby F ormation
(М Jurassic) and evidence for late
BajocianjBathonian uplift of the У orkshire
Basin. Proc. Yorks. Geol. Soc. 42, 461-482.
499. Lees А. 1975. Possible influences ofsalinity and
temperature оп modem shelf carbonate
sedimentation. Mar. Geol. 19, 159
198.
500. Leiпeп М. 1979. Biogenic si1ica accumulation in
the Central equatorial Pacific and its
implications for Cenozoic palaeooceanography:
Summary. Bull. Geol. Soc. Ат. 90, 801
03.
501. Leliavsky S. 1955. An introduction to fluvial
hydraulics. London: Constable.
502. иороЫ L. В., W olmaп М. G. 1960. River
meanders. Bull. Geol. Soc. Ат. 71, 769
794.
503. Leopold L. В., W olтaп М. G., Miller J. Р. 1964.
Fluvial processes in geomorphology. San
Francisco: W. Н. Freeman.
504. Lerтaп А. (ed.). 1978. Lake
: physics, chemistry
and geology. New York: Springer.
505. Levey R. А. 1978. Bedform distribution and
intemal stratification of coarse
grained point
bars Upper Congaree River, S. С. In: Miall
(1978), 105
127.
506. Liпdholm R. с., Fiпklemaп R. В. 1972. Calcite
staining: semiquantitive determination of fer

rous iron. J. Sed. Petrol. 42, 239
242.
507. Liпdsay J.F. 1970. Depositional environment
of Paleozoic glacial rocks in the central
Transantarctic mountains. Виll. Geol. Soc. Ат.
81, 1149
 1172.
508. Lippmaпп F. 1973. Sedimentary carbonate
minerals. New У ork: Springer.
509. Lisitziп А. Р. 1967. Basic relationships in


distribution of modern si1iceous sediments and
their connection with climatic zonation. Int.
Geol. Rev. 9, 631:....652.
510. Liviпgstoпe D.A. 1963. Chemical composition
of rivers and lakes. USGS Рroс. Рар., по. 440G.
511. Logaп В., Rezak R., Giпsburg R.N. 1964.
Classification and environmental significance of
algal s.tromatolites. J. Geol. 72, 68
83.
512. Logaп В. W., Davies G.R., Read J.F., Cebul

ski D. Е. 1970. Carbonate sedimentation and
environments, Shark Вау, Westem Australia.
Мет. AARG по. 13.
513. Logaп В. W., Cebulski D. Е. 1970. Sedimentary
environments of Shark Вау, W. Australia. In:
Logaп et al. (1970), 1
37.
514. Logaп В. W., Hoffтaп Р., Gebelein C.F. 1974.
Algal mats, cryptalgal fabrics and structures,
Hemelin Pool, Westem Australia. In: Logaп et
al., Мет. AAPG, по. 22, 14
194.
515. Logaп В. W., Read J. F., Hagaп G. М., Hoffтaп

Р., Browп R.G., Woods P.J., Gebeleiп C.D.
1974. Evolution and diagenesis of Quatemary
carbonate sequences, Shark Вау, W. Australia.
Мет. AAPG, по. 22.
516. Lohmaпп к.с., Myers W.J. 1977. Micro

dolomite inclusions in cloudy prismatic calcites:
а proposed criterion for former high
 Mg
calcites. J. Sed. Petrol. 47, 1078
1088.
517. Loпgmaп М. W. 1980. Carbonate diagenetic
textures from nearsurface diagenetic
environments. Виll. AAPG 64, 461-487.
518. Loпgиet
Higgiпs M.S. 1953. Mass transport in
water waves. Phil Trans R. Soc. Lond. (А) 245,
535
581.
519. Loпgиet
H iggiпs М. S. 1970. Longhore currents
generated Ьу obliquely incident sea waves. J.
Geophys. Res. 75, 6778
801.
520. Loпgиet
H iggiпs М. S., Stewart R. W. 1964.
Radiation stress in water waves;. а physical
discussion with applications. Deep-:sea Res. 11,
529
563.
521. Loreau J.
P., Purser В.Н. 1973. Distribution
and ultrastructure of Holocene ooids in the
Persian Gulf. In: The Persian Gulf
 Holocene
carbonate sedimentation and diagenesis in
а shallow epicontinental sea. В. Н. Purser (ed.),
279
328. Heidelberg: Springer.
522. Lowe D. R. 1975. Water escape structures .in
coars
grained sediments. Sedimentology 22,
157
204.
523. Lowe D. R. 1976. Grain flow and grain flow
deposits. J. Sed. Petrol. 46, 188
199.
524. Lowe D. R., Lopiccolo R. D. 1974. The
characteristics and origins of dish and pillar
structures. J. Sed. Petrol. 44, 4
501.
525. Lowenstaт Н. А. 1963. Biologic problems
relating to the composition and diagenesis of
sediments. In: The Earth sciences
problems
and progress in current research. т.w. Doппelly
(ed.), 137
195. Chicago: Univ. Chicago Press.
526. Maclпtyre 1. G. 1977. Distribution of
submarine cements in а modem Caribbean fri

nging reef, Caleta Point, Рanата. J. Sed. 'Petrol.
47, 503
516.
527. MacNeil F.S. 1954. Organic reefs and banks




413


Литература


and associated detrital sediments. Ат. J. Sci.
252, 38
01.
528. Magara К. 1976. Water expulsion from clastic
sediments during compaction
directions and
volumes. Виll. AAPG 60, 54З
553.
529. Maiпgиet М. 1978. The influence of trade
winds, local airmasses and topographic
obstacles оп the aeolian movement of sand
particles and the origin and distribution of
dunes and er
 in the Sahara and Australia. Ge

oforum 9, 17
28.
530. Maiпgиet М., Сапоп L. 1976. Vents et
paloevents du Sahara. Tentative d'approche
paleoclimatique. Rev. Geog. Phys. Geol. dyn.
18, 241
250.
531. Majewske D. Р. 1969. Recognition of
invertebrate fossil fragments in rocks and thin
sections. Leiden: Brill.
532. Maldoпado А., Staпley D.J. 1979. Depositional
processes and late Quatemary evolution of two
Mediterranean submarine fans: а comparison.
Mar. Geol. 31, 215----250.
533. Malfait В. т., vaп Aпdel Т. Н. 1980. А modem
oceanic hardground оп the Camegie Ridge in
the eastem Equatorial Pacific. Sedimentology
27, 467
96.
534. Maпtz Р. А. 1978. Bedforms produced Ьу fine,
cohesionles, granular and flakey sediments
under subcritical water flows. Sedimentology
25, 83
104.
535. Mardia К. V. 1972. Statistics of directional data.
London: Academic Press.
536. Margolis S. v., Kriпsley D.H. 1974. Processes of
formation and environmental оссипепсе of
microfeatures оп detrital quartz grains. Ат. J.
Sci. 274, 449
64.
537. Markle R. G., Bryaп G. М., Ewiпg J.1. 1970.
Structure of the Blake
Bahama Outer Ridge. J.
Geophys. Res. 75, 4539
555.
538. Marshall J.D., Ashtoп М. 1980. Isotopic and
trace element evidence for submarine lit

hification of hardgrounds in the Jurassic of Е.
England. Sedimentology 27, 271
290.
539. Masey В. S. 1979. Mechanics of fluids, 4th edn.
New York: Уan Nostrand Reinhold.
540. Masters C.D. 1967. Use of sedimentary struc

tures in determination of depositional
environments, Mesaverde formation, William
Fork Mountains, Colorado. Виll. AAPG 51,
2033
2043.
541. Matter W.A., Tucker М.Е. (eds.). 1978.
Modem and ancient lake sediments. Int. Ass.
Sed. Spec. РиЬп, по. 2.
542. Matthews R. К. 1966. Genesis of Recent lime
mud in British Honduras. J. Sed. Petrol. 36,
428
54.
543. Matthews R. К. 1974. Dynamic stratigraphy.
Englewood Cliffs, NJ: Prentice
Hall.
544. Mazzullo S. J. 1980. Calcite pseudospar
replacive of marine acicular aragonite, and
implications for aragonite cement diagenesis. J.
Sed. Petrol. 50, 409
22.
545. МсСаЬе Р. J. 1977. Deep distributary channels
and giant bedforms in the Upper Carboniferous
of the Central Pennines, northem England.
Sedimentology 24, 271
290.


\


546. McCall J. G. 1960. The flow characteristics of
а cirque glacier and their effect оп glacial struc

ture and cirque formation. In: Norwegian
cirque glaciers, W. V. Lewis (ed.). 39
2. R. Ge

og. Soc. Res. Ser., по. 4.
547. McCave 1.N. 1971. Sand waves in the North
Sea off the coast of Holland. Mar. Geol. 10,
199
225.
548. McCave 1.N. 1972. Transport and escape of
fine
grained sediment from shelf areas. In: Shelf
sediment transport: process and pattem, D. J.
Р. Swift, D. В. Doaпe & о. Н. Pilkey (eds),
225----248. Stroudsburg, Ра: Hutchinson & Ross. .
549. McCave 1. N. 1979. Tidal currents at the North
Hinder lightship, southem North Sea: flow
directions and turbulence in relation to
maintenance of sand bars. Mar. Geol. 31,
101
114.
550. McCave 1.N., Jarvis J. 1973. Use of the
Model
 Т Coulter Counter in size analysis.
Sedimentology 20, 305----316.
551. McCave 1.N., Swift S.A. 1976. А physical
model for the rate of deposition of fine
grained
sediments in the deep sea. Bull. Geol. Soc. Ат.
87, 541
546.
552. McCave 1.N., Loпsdale P.F., Hollister C.D.,
Gardпer W.D. 1981. Sediment transport over
the Halton and Gardar contourite drifts. J. Sed.
Petrol. 50, 1049
1062.
553. McEweп T.J. 1978. Diffusional mass transfer
processes in pitted реЬЫе conglomerates.
Contr. Мin. Petrol. 67, 405
15.
554. McIlreath 1.А., James N.P. 1978. Carbonate
slopes. In: Walker (1978), 133
144.
555. МсКее Е. D. 1966. Structure of dunes .at White
Sands National Monument, New Mexico.
Sedimentolo
 7, 1
1.
556. МсКее E.D. (ed.). 1978. А study of global sand
seas. USGS Prof. Рар., по. 1052.
557. МсКее Е. D., Тibbits G. С. 1964. Primary struc

tures of а seif dune and associated deposits in
Libya. J. Sed. Petro 1. 34, 5
 17.
558. McKeпzie J. А., Н su К. J., Schпeider J. F. 1980.
Mevement of subsurface waters under the
sabkha, АЬи Dhabi, UAE, and its relation to
evaporative dolomite genesis. In: Zeпger et al.,
1980, 11
 30.
559. McKerrow W. S., Leggett J. К., Eales М. Н.
1977. Imbricate thrust model of the Southem
Uplands of Scot1and. Nature 267, 237
239.
560. McLellaп H.J. 1965. Elements of physical
oceanography. Oxford: Pergamon.
561. McPhersoп B.F., Heпdrix G. У., Kleiп Н.,
Tyas Н. М. 1976. The environment of S. Flori

da, а summary report. USGS Prof. Рар., по.
1011.
562. Meier М. F. 1960. Mode of flow of
Saskatchewan Glacier, Alberta, Canada, USGS
Prof. Рар., по. 351.
563. Meissпer F. F. 1972. Cyclicsedimentation in
Middle Permian strata of the Permian basin,
West Texas and New Mexico. In: Cyclic
sedimentation in the Permian basin. J. С. Elam
& S. Chuber (eds). 203
232. West Texas Geol.
Soc., Texas.
564. Miall А. D. 1973. Markov chain analysis




414


Литература


applied to an ancient alluvial рlаiп succession.
Sedimentology 20, 347
364.
565. Мшll А. D. 1974. Paleocurrent analysis of
alluvial sedimen ts
 а discussion of directional
variance and vector mаgпitudе. J. Sed. Petrol.
44, 1174
1185.
566. Мшll А. D. 1977. А review of the braided river
depositional environment. Earth Sci. Rev. 13,
1
2.
567. Miall A.D. (ed.). 1978. Fluvial sedimentology.
Мет. Сап. Soc. Petroleum Geol., по. 5.
568. Middletoп G. v. 1965. Antidune c{"oss
bedding
in а large Пите. J. Sed. Petrol. 35, 922
927.
569. Middletoп G. V. 1966. Experiments оп density
and turbidity currents. 1: Motion of the head.
Сап. J. Earth Sci. 3, 523
 546.
570. Middletoп G. V. 1966. Experiments оп density
and turbidity currents. 2: Uпifопn flow of
density currents. Сап. J. Earth Sci. 3, 627
37.
571. Middletoп G. V. 1966. Experiments оп density
and turbidity currents. 3: Deposition of
sediment. Сап. J. Earth Sci. 4, 475
505.
572. Middletoп G. V. 1970. Experimental studies
related to problems of flysch sedimentation. In:
Flysch sedimentology iп N. America, J. Lajoie
(ed.), 253
272. Geol. Assoc. Сап. Spec. Рар., по.
7.
573. Middletoп G. V. 1976. Hydraulic interpretation
of sand size distributions. J. Geol. 84, 40
26.
574. Middletoп G. v., Hamptoп М. А. 1973. Sediment
gra vity flows : mechanics of flow and deposition.
In: Turbidites and deep water sedimentation,
1
38, AGI
SEPM short course lecture notes.
575. Middletoп G. v., Southard J. В. 1978. Mechanics
of sediment movement. Tulsa, Okla: SEPM
short course, по. 3.
576. МШеу М. с., McCave 1. N., Котау Р. D. 1977.
Threshold of sediment motion under
undirectional currents. Sedimentology 24,
507
528.
577. МШеу М. с., Котау Р. D. 1980. Oscillation
sand ripples generated Ьу laboratory apparatus.
J. Sed. Petrol. 50, 173
182.
578. МШiтап J. D. 1974. Marine carbonates. New
York: Sрriпger.
579. Mitchell А. Н. G., Readiпg Н. G. 1969.
Continental mаrgiпs, geosynclines and seafloor
spreading. J. Geol. 77, 629
46.
580. Mitchell А. Н. G., Readiпg Н. G. 1978.
Sedimentation and tectonics. In: Readiпg
(1978), 439--476.
581. Moпty С. L. V. 1967. Distribution and structure
of Recent stromatolitic algal mats, Eastem
Andros Island, Bahamas. Апп. Soc. Geol. Belg.
90, 5
 100.
582. Moody J. D. 1975. Distribution and geological
characteristics of giant oil fields. In: Petroleum
and global tectonics, А. G. Fischer & S. Jиdsoп
(eds), 307
320. Princeton, NJ: Рriпсеtоп Univ.
Press.
583. Мооп С. F. 1972. The microstructure of clay
sediments. Earth Sci. Rev. 8, 303
321.
584. Мооуе G. Т. 1979. Mississippi river delta
April
9, 197б-----from Landsat 2. Виll. AAPG 63,
660----667.
585. Мооуе G. т., Starke G. W., Boпham L с.,


Woodbury н.о. 1978. Mississippi Fan, Gulf of
Mexico
 physiography, stratigraphy and
sedimentational pattems. In: Framework, facies
and oil
trapping characteristics of the upper
continental margin, G. Т. Мооуе & J. М.
Colemaп (eds), 155
191. Studies in Geology, по.
7. Tulsa, Okla: AAPG.
586. Мооуе J. с., Karig D. Е. 1976. Sedimentology,
structural geology, and tectonics of the Shikiku
subduction zone, southwestem Japan. Виll. Ge

01. Soc. Ат. 87, 1259
1268.
587. Моуоап J. Р. (ed.). 1970. Deltaic sedimentation
modern and ancient. SEPM Spec. РиЬп, по. 15.
588. Morse J. W., Berпey R. А. 1972. Dissolution
kinetics of calcium carbonate in seawater. 11:
А kinetic origin for the lysocline. Ат. J. Sci. 272,
84
851.
589. Moss A.J., Walker Р.н., Hutka J. 1973. Fra

gmentation of granitic quartz in water.
Sedimentology 20, 489
512.
590. Mountijoy Е. W., Cook Н.Е., Руау L.C. 1972.
Allochtonous carbonate debris flows
worldw

ide iпdiсаtоrs of reef complexes, banks or shelf
margins. Рroс. 24th Int. Geol. Cong. 6, 172
189.
591. Mowbray Т. de. 1980. Sedimentary processes of
recent intertidal channels. Unpubl. PhD thesis,
Univ. Leeds.
592. Muir М., Lock D., Voп der Borch С. 1980. ТЬе
Coorong model for penecontemporaneous
dolomite formation in the middle Proterozoic
McArthur Group, Northern Territory,
Australia. In: Zeпger et al. (eds), 1980, 51
7.
593. Миllеу J., Fabriciиs F. 1974. Маgпеsiап
саlcitе
nodules in the Ionian deep sea: ап actualistic
model for the formation of some nodular
limestones. In: Hsu & Jeпkyпs (1974), 235
248.
594. Mulliпs Н. Т., Neumaпп А.с. 1979. Deep
carbonate bank margin structure and
sedimentation in the northern Bahamas. In:
Geology of continental slopes, L. Doyle
& D.H. Pilkey (eds), 165
192. SEPM Spec.
РиЬп, по. 27.
595. Mulliпs Н. Т., Neumaпп А.с., Wilber R.J.,
Boardmaп М. R. 1980. Nodular carbonate
sediment оп Bahamian slopes: possible
precursors to nodular liniestones. J. Sed. Petrol.
50, 1.17
131.
596. Munk ИZН. 1950. Оп the wind
driven ocean
circulation. J. Meteorol. 7, 79
93.
597. Munk W.H. 1950. Origin and generation of
waves. Рroс. 1st Conf. Coast Епgпg 1--4.
Berkeley, Са: Council оп Wave Research.
598. Mutti Е. 1977. Distinctive thin
bedded turbidite
facies and related depositional environments in
the Еосепе Hecko Group (south central
Pyrenees, Spain). Sedimentology 24, 107
132
599. N agtegaal Р. J. С. 1978. Sandstone
framework
instabilityas а function of burial diagenesis. J.
Geol. Soc. Lond. 135, 101
105.
600. Nami М. 1976. Ап exhumed Jurassic meander
belt from Yorkshire. Geol. Mag. 113, 47
52
601. N ami М., Leeder М. R. 1978. Changing channel
morphology and mаgпitudе in the Scalby
Formation (М. Jurassic) ofYorkshire, England.
In: Мшll (1978), 431--440.
602. Naпsoп G. С. 1980. Point bar and floodplain




415


Литература


formation of the meandering Beatton River,
northeastem British Columbia, Canada.
Sedimentology 27, 3
29.
603. Needham R. S. 1978. Giant
scale hydroplastic
dеfопnаtiоп structures fопned Ьу the loading of
basalt оп to watersatиrated sand, Middle
Proterozoic, northem Territory, Australia.
Sedimentology 25, 28
296.
604. Neev D. 1978. Messinian and Holocene gypsиm
deposits ofrelatively deep water. Abs. 10th Int.
Cong. Sed., Jerusalem 2, 459.
605. Neev D., Етету к.о. 1967. The Dead Sea:
depositional processes and environments of
evaporites. Israel Geol. Surv. Виll. 41, 1
147.
606. Neugebauer J. 1974. Some aspects of
cementation in chalk. In: Hsu & Jeпkyпs (19741
149
176.
607. Neumaпп А.с., Laпd L.S. 1975. Lime mud
deposition and calcareous algae in the Bight of
АЬасо, Bahamas: а budget. J. Sed. Petrol. 45,
7 63
 786.
608. Neumaпп А. с., Kofoed J. W., Кеllет G. Н. 1977.
Lithоhепns in the Straits of Florida. Geology 5,
4
10.
609. Neumaпп G., Piersoп W.J. 1966. Principles of
physical oceanography. Englewood Cliffs, NJ:
Prentice
 Наll.
610. Nilseп т.Н., Walker R. G., Norтark W. R.
1980. Modem and ancient submarine fans:
discussion and replies. Виll. AAPG 64,
1094
1113.
611. Nio S.
O. 1976. Marine transgressions as
а factor in the fопnаtiоп of sand wave
complexes. Geol. Mijn. 55, 18
0.
612. Nisbet Е. G., Price 1. 1974. Siliceous turbidites:
bedded cherts as redeposited осеап ridge
deri

ved sediments. In: Jeпkyпs & Hsu (1974),
351
366.
613. Norтark W.R. 1970. Growth pattems of
deep
sea fans. Виll. AAPG 54, 217
2195.
614. Normark W.R., Piper D.J. W. 1972. Sediments
and growth pattem of Navy deep
sea fan, San
Clemente Basin, Califomia Borderland. J. Geol.
80, 198
223.
615. Oertel G.E., Curtis C.D. 1972. Clay
Ironstone
concretion preserving fabrics due to progressive
compaction. Виll. Geol. Soc. Ат. 83,
2597
2606.
616. Oertel G.F. 1979. Barrier island development
during the Holocene recession. SE United
States. In: Leatherтaп (1971), 273
290.
617. Offeп G.R., кипе S.J. 1975. А proposed model
of the bursting process in tиrbulent boиndary
layers. J. Fluid Mech. 70, 209
228.
618. OldershawA.E., Scoffm т.Р. 1967. The source
of ferroan and non
ferroan calcite cements in
the Halkin and Wenlock Limestones. Geol. J. 5,
309
320.
619. ОШет C.D. 1978. Silcrete and weathering. In:
Silcrete in Austra1ia, Т. Laпgford
Smith (ed.1
13
18. Univ. of New England.
620. Olpheп Н., vaп. 1963. An introduction to clay
colloid chemistry. New York: Wiley.
621. Oomkeпs Е. 1974. Lithofacies relations in the
Late Qиatemary Niger delta complex.
Sedimentology 21, 195
222.


622. Otvos Е. G. 1979. Вarrier island evolution and
history ofmigration, North Central GulfCoast.
In: Leathermaп (1979), 291
319. New York:
Academic Press.
623. Packham G. Н., Crook к. А. W. 1960. The
principle of diagenetic facies and some of its
implications. J. Geol. 68, 392
07.
624. Paпtiп Н. М. 1979. Interaction between velocity
and effective density in turbidity flow: phase
plane analysis, with criteria for autosuspension.
Mar. Geol. 31, 59
99.
625. Park R. к. 1976. А note оп the significance of
lamination in stromatolites. Sedimentology 23,
379
393.
626. Park R. к. 1977. The preservation potential of
some recent stromatolites. Sedimentology 24,
48
506.
627. Passega R. 1964. Grain size representation Ьу
С. М. pattems as а geological tool. J. Sed.
Petrol. 34, 83
847.
628. Patersoп W. S. В. 1969. The physics of glaciers.
Oxford: Pergamon.
629. Pattersoп R.J., Kiпsmaп D.J.J. 1977. Marine
and continental groиndwater sources in
а Persian Gulf coastal sabkha. 381
397. Studies
in Geology 4, Tulsa, Okla: AAPG.
630. Perrier R., Quiblier J. 1974. Thickness changes
in sedimentary layers during compaction
history; methods for qиantitive evaluation. Виll.
AAPG 58, 507
520.
631. Ретту Е., Hower J. 1970. Burial diagenesis in
Gulf Coast pelitic sediments. Clays and Clay
Mineral. 18, 165
177.
632. Ретту Е.А., Hower J. 1972. Late
stage de

hydration in deeply buried pelitic sediments.
Виll. AAPG 56, 2013
2021.
633. Pettijohп F. J. 1975. Sedimentary rocks, 3rd
edn. New York: Harper & Row.
634. Pettijohп F.J., Potter Р.Е. 1964. Atlas and
glossary of primary sedimentary structures.
Berlin: Springer.
635. Pettijohп F. J., Potter Р. Е., Siever R. 1972.
Sand and sandstone. New У ork: Springer.
636. Pierce J. W. 1976. Suspended sediment
transport at the shelf break and over the
outer margin. In: Staпley & Swift (1976),
437
58.
637. Pilkey о. Н., Noble D. 1976. Carbonate and
clay mineralogy of the Persian Gulf. Deep
sea
Res. 13, 1
16.
638. Piпgitore N. Е. 1976. Vadose and phreatic di

agenesis: processes, products and their
recognition in corals. J. Sed. Petrol. 46,
98
1006.
639. Piper D.J. W 1978. Turbidite muds and silts оп
deep sea fans and abyssal plains. In: Staпley
& Kelliпg (1978), 163
175.
640. Piper D.J. W., Voп Неunе R., Duncaп J.R.
1973. Late Quatemary sedimentation in the
active eastem Aleutian Trench. Geology 1,
19
 22.
641. Pittmaп E.D. 1969. Destruction of plagioclase
twins Ьу stream transport. J. Sed. Petrol. 39,
1432
1437.
642. Plumтer LN., Mackeпzie F. Т. 1974. Predic

ting mineral solubility from rate data:




416


Литература


application to the dissolution of mаgпеsiап
ca1cites. Ат. J. Sci. 274, 61
3.
643. Poпd S., Pickard G.L. 1978. Introductory
dynamic oceanography. London: Pergamon.
644. Potter Р.Е., Pettijohп F.J. 1978. Paleocurrents
and basin analysis. New У ork: Academic Press.
645. Powers М. С. 1953. А new roundness scale for
sedimentary particles. J. Sed. Petrol. 23,
117
119.
646. Powers М. С. 1967. Fluid
release mechanisms
in compacting marine mudrocks and their
importance in oil exploration. Bull. AAPG 51,
124Q.--.-1254.
647. Pratt c.J. 1973. Ваgпоld approach and bed

form development. J. Hyd. Div. А. S. С. Е. 99,
121
137.
648. Preпtice J. Е., Beg 1. R., Colleypriest с.,
Kirby R., Sutcliffe Р. J. с., Dobsoп М. R., d'Oli

еУ В., Elviпes М. F., Kileпyi Т. 1., Maddrell R. J.,
Phiпп Т. R. 1968. Sediment transport in
estuarine areas. Nature 218, 1207
1210.
649. Pritchard D. W. 1955. Estuarine circulation
pattems. Proc. Ат. Soc. Civ. Engrs 81, 1
11.
650. Pritchard D. w. 1967. What is an estuary:
physical viewpoint. In: Estuaries, G.H. Lauff
(ed.) Ат. Assoc. Adv. Sci.
651. Pritchard D. W., Carter Н.Н. 1971. Estuarine
circulation pattems. In: Schubel (19711 1
17.
652. Puigdefabrigas с., Vaп Vleit А. 1978.
Meandering stream deposits from the Tertiary
of the Southem Pyrenees. In: Miall (1978),
469--486.
653. Purdy Е. G. 1963. Recent ca1cium carbonate
facies of the Great Bahama Bank. 2:
sedimentary facies. J. Geol. 71, 472--497.
654. Purdy Е. G. 1974. Reef configurations: cause
and efТect. In: Reefs in time and space,
L. F. Laporte (ed.), 9
 76. SEPM Spec. РиЬп, по.
18.
655. Purser В. Н. 1978. Early diagenesis and the
preservation of porosity in Jurassic limestones.
J. Petrol. Geol. 1, 83
94.
656. Purser В.Н. 1979. Middle Jurassic
sedimentation оп the Burgundy Platform.
Symp. Sed. Jurass. W. Еиroре, А. S. F. РиЬп, 1,
7 5
84.
657. Raaf J.F.M., de, Boersma J.R., Vaп Gelder А.
1977. Wave
generated structures and sequences
from а shallow marine succession. Lower
Carboniferous, County Cork, Ireland.
Sedimentology 24, 451--483.
658. Rampiпo М. R., Saпders J. Е. 1981. Evolution of
the barrier islands of Southem Long Island,
New У ork. Sedimentology 28, 37--48.
659. Raпdazzo A.F., Hickey Е. W. 1978.
Dolomitisation in the Floridan aquifer. Ат. J.
Sci. 278, 1177
1184.
660. Roa D. В., Murty Т. S. 1970. Calculation of the
steadystate wind
driven circulation in Lake
Ontario. Arch. Meteor. Geophys. Bioklim. А19,
195
210.
661. Raudkivi А. J. 1976. Loose boundary hydrau

lics. Oxford: Pergamon.
662. Raudkivi A.J., Hutchiпsoп D. L. 1974. Erosion
of kaolinite clay Ьу flowing water. Рroс. R. Soc.
London. (А), 337, 537
554.


663. Raymoпd C.F. 1971. Flow in а transverse
section of Athabaska glacier. Alberta, Canada.
J. Glaciol. 10, 5
84.
664. Rayпer D.H. 1963. The Achanarras Limestone
of the middle Old Red Sandstone, Caithness,
Scotland. Рroс. У orks. Geol. Soc. 34, 117
138.
665. Readiпg Н. G. 1964. А review of the factors
afТecting the sedimentation of the Millstone
Grit (Namurian) in the Central Pennines. In:
Deltalc and shallow marine deposits, L.
М. J. и. Streateп (ed.), 26
34. Amsterdam:
Elsevier.
666. Readiпg Н. G. (ed.). 1978. Sedimentary
environments and facies. Oxford: Вlackwel1.
667. Readiпg Н. G. 1978. Facies. In: Readiпg (1978),
4----14.
668. Reiпeck Н.Е. 1958. Longitudinale schragschit
im Watt. Geol. Rdsch. 47, 73
82
669. Reiпeck Н. Е. 1963. Sedimentgefuge in Berreich
der Sudlichen Nordsee. Abh. Sebck. Natur

forsch. Ges. 505, 138 рр.
670. Reiпeck Н. Е. Layered sediments of tidal flats,
beaches and shelf bottoms of the North Sea. In:
Estuaries, G. D. Louff (ed.), 191
206. Washing

ton DC: Аm. Ass. Adv. Sci.
671. Reiпeck Н.Е. 1972. Tidal flats. In: Rесоgпitiоп
of ancient sedimentary environments,
J. К. Rigby & W. К. Haтbliп (eds), 14
159.
SEPM Spec. РиЬп, по. 16.
672. Reiпeck Н. Е., Siпgh 1. В. 1973. Genesis of
laminated sand and graded rhythmites in
storm
sand layers of shelf mud. Sedimentology
18, 123
128.
673. Reiпeck Н. Е., Siпgh 1. В. 1980. Depositional
sedimentary environments. 2nd edn. Berlin:
Springer.
674. Reiпeck Н. Е., Wипderlich F. 1968. Zur unter
scheidung von asymmetnschen oszillation

rippeln und Stromungsrippeln. Senck. Leth. 49,
321
345.
675. Reiпeck Н.Е., Gutтaп W.F., Hertweck G. 1967.
Das schlickgebiet si.idlich Helgoland als Beispiel
rezenter Schelfablagerungen. Senck. Leth. 48,
219
275.
676. Reiпeck Н.Е., Dorjes J., Gadow S., Hertweck G.
1968. Sedimentologie, Founenzonierung und
Faziesabfolge vor der Ostkuste der inneren
Deutschen Bucht. Senck. Leth. 49, 261
309.
677. Reiпsoп G.E. 1978. Barrier island systems. In:
Walker (1978), 57
 74.
678. Ricci
Lucci F., Valmori Е. 1980. Basin
wide
turbidites in а Miocene, oversupplied dee
sea
plain: а geometrical analysis. Sedimentology 27,
241
270.
679. Richardsoп J. F., Zaki W. N. 1958. Sedi

mentation and fluidisation. Trans Inst. Chem.
Engrs 32, 35
53.
680. Richter D. К., Fиchtbaиer Н. 1978. Ferroan
calcite replacement indicates former mаgпеsiаn
ca1cite skeletons. Sedimentology 25, 843
60.
681. Richter
Berпberg G. 1955. Uber salinaire
sedimentation 2. Dtsch. Geol. Ges. 105,
593
596.
682. Rider М.Н. 1978. Growth faults iri Carbonifer

ous of Western Ireland. Виll. AAPG 62,
2191
221 3.




417


Литература


683. Riech V., V оп Rad и. 1979. Silica diagenesis in
the Atlantic Осеап: diagenetic potential and
transformations. Iп: М. Ewiпg Series, 3. Ат.
Geophys. Union 31
340.
684. Riggs S. R. 1979. Petrology of the Tertiary
phosphorite system of Florida. Есоп. Geol. 74,
19
2OO.
685. Roberts D. G., Kidd R. В. 1979. Abyssal
sediment wave fields оп Feni Ridge Rockall
Trough: long
range sonar studies. Mar. Geol.
33, 17
191.
686. Robertsoп A.H.F. 1975. Cyprus umbers:
basalt
sediment relationships оп а Mesozoic
осеап ridge. J. Geol. Soc. Lond. 131, 511
531.
687. Robertsoп A.H.F. 1977. The origin and di

agenesis of cherts from Cyprиs. Sedimentology
24, 11
30.
688. Robertsoп A.H.F., Hudsoп J.D. 1974. Pelagic
sediments in the Cretaceoиs and Tertiary
history of the Troodos Massif, Cyprus. Iп: Н su
& Jeпkyns (1974), 403
36.
689. Robiпsoп А.Н. W. 1966. Residual currents in
relation to sandy shoreline evolution of the East
Anglian coast. Mar. Geol. 4, 57
84.
690. Rodiпe J.D., Johпsoп А.М. 1976. The ability of
debris, heavily freighted with coarse clastic
materia1s, to f10w оп gent1e slopes.
Sedimentology 23, 213
234.
691. Rouse L. J., Roberts Н. Н., Cuппiпg

ham R.H. W. 1978. Satellite observation of the
subaerial growth of the Atchafalaya Delta,
Louisiana. Geology 6, 405
08.
692. Rowe Р. W. 1962. The stress
dilitancy relation
for static equilibrium of ап assembly of particles
in contact. Proc. R. Soc. Lond., А269, 5
527.
693. Rozovskii 1. L. 1963. Flow in bends of ореп
channe1s. Jerusalem: Israel Programme for
Scientific Тrапslаtiопs.
694. Ruппells D.D. 1969. Diagenesis, chemical
sediments and the mixing of natural waters. J.
Sed. Petrol. 39, 1188
1201.
695. Rupke N. А. 1975. Deposition of fme
grained
sediments in the abyssal environment of the
Algero
Balearic Basin, W. Mediterranean Sea.
Sedimentology 22, 95
109.
696. Rupke N. А. 1977. Growth of ап ancient
deep--sea fan. J. Geol. 85, 72
744.
697. Rupke N. А. 1978. Deep clastic seas. In Readiпg
(1978), 372
11.
698. Rusпak G. А. 1960. Sediments of Laguna
Madra, Texas. Iп: Recent sediments, NW Gulf
of Mexico, F. Р. Shepard, F. В. Phleger, Т. Н.
vaп Aпdel (eds), 153
196. Tulsa, Okla: ААРа.
699. Rust В. R. 1975. Fabric and structure in glaciof

luvial grave1s. Iп: Jopliпg & McDoпald (1975),
238
248.
700. Saпdberg Р. А. 1975. New interpretations of
Great Salt Lake ooids and of ancient
nonskeletal carbonate mineralogy. Sedimen

tology 22, 497
537.
701. Saпdersoп I.D. 1974. Sedimentary structures
and their environmental significance in the
Navajo Sandstone, San Rafael Swell, Utah.
Brigham У oung Univ. Geol. Studies 21,
21
246.


702. Schiifer W. 1972. Ecology апd palaeoecology of
marine environments. Edinburgh: Oliver
& Royd.
703. Schlager W., Cherтak А. 1979. Sediment facies
of platform
basin trапsitiоп, Tongue of the
Осеап, Bahamas. Iп: Geology of continental
slopes, L. Doyle & О.Н. Pilkey (eds), 193
208.
SEPM Spec. РиЬп, по. 27.
704. Schlaпger S. о., Jeпkyns Н. С. 1976. Cretaceoиs
oceanic anoxic events: caиses and consequen

ces. Geol. Mijn. 55, 179
184.
705. Schmidt G. W. 1973. Interstitial water
composition and geochemistry of deep Gulf
Coast shales and sandstones. Виll. ААРа 57,
321
331.
706. Schmidt V., MacDoпald D.A. 1979. Texture and
recognition of secondary porosity in sandsto

nes. Iп: Scholle & Schluger (1979), 209
225.
707. Schmiпke Н. V., Fischer R. V., Waters А. С.
1975. Antidune and chute
and
pool structures
in the base surge deposits of the Laacher See
area, Germany. Sedimentology 20, 553
574.
708. Scholle Р. А. 1974. Diagenesis of Upper
Cretaceous chalks from England, N. [reland
and the North Sea. Iп: Hsu & Jeпkyns (1974),
177
21O.
709. Scholle Р. А. 1978. А color illustrated guide to
carbonate rock constituents, textures, cements
and porosites. Мет. 27, Tulsa, Okla: ААРа.
710. Scholle Р. А., Schulger Р. R. (eds). 1979. Aspects
of diagenesis. SKPM Spec. РиЬп, по. 26.
711. Schopf T.J. М. 1980. Palaeoceanography.
Cainbridge, Mass: Harvard Univ. Press.
712. Schreiber В. с., Friedmaп G. М., Decima А.,
Schreiber Е. 1976. Depositional environments
of Upper Miocene (Messianian) evaporite
deposlts ofthe Siсiliап basin. Sedimentology 23,
729
760.
713. Schroeder J.H. 1972. Fabrics and sequences of
submarine carbonate cements in Holocene
Вermuda Сир reef. Geol. Rundsch. 61, 708
730.
714. Schubel J. В. (ed.), 1971а. The estuarine
environment. Washington DC: American Geol.
Inst.
715. Schubel J.R. 1971Ь. А few notes оп the
agglomeration of suspended sediment in
estuaries. [п: Schubel (1971а), Х.1
X.29.
716. Schubel J.R. 1971с. Estuarine circulation апd
sedimentation. Iп: Schubel (1971а), VI. 1
17.
717. Schubel J.R., ОlшЬо А. 1972. Comments оп the
dispersal of suspended sediment across the
continental shelves. Iп: Shelf sediment
transport: process and pattern, D.J. Р. Swift,
D. В. Dиaпe, о. Н. Pilkey (eds), 333
346.
Stroudsburg, Ра: Dowden, Hutchinson & Ross.
718. Schuтm S.A. 1960. The effect of sediment type
оп the shape and stratification of some modern
river deposits. Ат. J. Sci. 258, 177
184.
719. Schuтm S. А. 1963. Sinuoиsity of alluvial
channe1s оп the Great Plains. Виll. Geol. Soc.
Ат. 74, 1089
11OO.
720. Schuтm S. А. 1963. Disparity between present
rates of denudation and orogeny. USGS Prof.
Рар., по. 454.
721. Schuтm S. А. 1968. Speculations concerning




418


Литература


paleohydrologic controls of terrestrial
sOOimentation. Виll. Geol. Soc. . Ат. 79,
1573
1588.
722. Schитm S. А. 1968. River adjustment to altered
hydrologic regimen
 Murrumbidgee River and
paleochannels, Australia. USGS Prof. Рар.,
по. 598.
723. Schитm S. А. 1972. Fluvial paleochannels: In:
Recognition of ancient sOOimentary
environments, J. К. Rigby & w. К. Н ambliп
(OOs), 98
107. SEPM Spec. РиЬп, по. 16.
724. Schитm S. А. 1973. Geomorphic thresholds and
complex response of drainage systems. In:
Fluvial geomorphology, М. Morisawa (00.),
299
310. London: George А1lеп & Unwin.
725. Schитm S.A. 1977. The fluvial system. New
У ork: Wiley.
726. Schитm S. А., Khaп Н. R. 1971. Experimental
study of СЬаппеl pattems. Nature Phys. Sci.
233, 407
09.
727. Schитm S.A., Steveпs М.А. 1973. Abrasion in
place: а mechanism for rounding and size
reduction of coarse sediments in rivers. Geology
1, 37
0.
728. Schитm S. А., Khaп Н. R., Wiпkley В. R.,
Robbiпs L. G. 1972. Variability ofriver pattems.
Nature Phys. Sci. 237, 7
76.
729. Schwarz H
U., Eiпsele G., Herт D. 1975.
Quartz
sandy, grazing contoured stromatolites
from coastal embayments of Mauritania, W.
Africa. Sedimentology 22, 534
561.
730. Schwartz R. К. 1975. Nature and genesis of
some washover deposits. ТесЬ. Мет. U. S.
Army Corps. Engrs Coastal Engng Res. Centre
61, 98 рр.
731. Schweller W.J., Kulm L.D. 1978. Depositional
pattems and channelisOO sOOimentation in
active Е. Pacific trenches. In: Staпley & КеШпи
(1978), 311
324.
732. Sclater J. G., Aпdersoп R. N., Веll М. L. 1971.
Elevation of ridges and evolution of the central
eastem Pacific. J. Geophys. Res. 76, 7888
7915.
733. Sclater J. G., Helliпger S., Tapscott С. 1977.
The paleobathymetry of the Atlantic Осеап
from the Jurassic to the present. J. Geol. 85,
509
552.
734. ScojJiп Т. Р. 1970. The trapping and binding of
subtidal carbonate sOOiments Ьу marine
vegetation in Bimini Lagoon, Bahamas. J. Sed.
Petrol. 40, 249
273.
735. Scott А. С. 1979. The ecology of Соаl Measures
floras from N. Britain. Proc. Geol. Ass. 90,
97
116.
736. SOOimentation Seminar 1981. Comparison of
methods of size analysis for sands of the
Amazon
Solimes rivers, Brazil and Peru.
SOOimentology 28, 123
128.
737. Seed Н. В., Lee К. L. 1966. Liquefaction of
saturatOO sands during cyclic loading. J. Soil
МесЬ. Found. Div., А. S. С. Е., 92, 105
134.
738. Segoпzac Dипoyer, de. 1970. The transformation
of clay minerals during diagenesis and low

grade metamorphism: а review. SOOimentology
15, 281
346.
739. Seilacher А. 1967. Bathymetry of trace fossils.
Mar. Geol. 5, 413
28.


740. Selley R. С. 1976. Introduction to
sOOimentology. London: Academic Press.
741. Sellwood В. W. 1968. The genesis of some
sideritic beds in the У orkshire Lias (England). J.
SOO. Petrol. 38, 854
858.
742. Sellwood В. W. 1972. Tidal flat sOOimentation in
the Lower Jurassic of Bomho1m, Denmark.
Palaeogeogr. Palaeoclimat. Palaeoecol. 11,
93
 106.
743. Sellwood В. W., McKerrow W. S. 1973. Depo

sitional environments in the lower part of
the Great OOlite Group of Oxfordshire and
North Gloucestershire. Proc. Geol. Ass. 85,
189
210.
744. Shapiro А.Н. 1961. Shape and flow: the fluid
dynamics of drag. New York: DoublOOay
(London: Heinemann).
745. Sharтa G.D., Naidu A.S., Hood D. W. 1972.
Bristol Вау: а model contemporary gradOO
shelf. Виll. AAPG 56, 2000---2012.
746. Sharp R. Р. 1963. Wind ripples. J. Geol. 71,
617-----636.
747. Shaw А. В. 1964. Time in stratigraphy. New
York: McGraw
Hill.
748. Shaw J., Archer J. 1979. Deglaciation and
g1aciolacustrine sOOimentation conditions.
Okanagan Valley, British Columbia, Canada.
In: Moraines and varves, С. Schlиchter (00.),
347
356. Rotterdam: Balkema.
749. Shearтaп D.J. 1966. Origin of marine
evaporites Ьу diagenesis. Trans Inst. Min.
Metall. 758, 208
215.
750. Shearтaп D. J. 1970. Recent halite rock, Baja
Califomia, Mexico. Trans Inst. Min. Metall.
798, 15
162.
751. Shearтaп D. J., Fuller J. G. С. М. 1969. Anhyd

rite diagenesis, calcitisation and organic
laminites, Winnipegosis F ormation, М.
Devonian, Saskatchewan. Виll. Сап. Petrolm
Geol. 17, 496-----525.
752. Shearтaп D.J., Twymaп J., Karimi M.Z. 1970.
The genesis and diagenesis of oOlites. Proc. Ge

01. Assoc. 81, 561
575.
753. Sheeп S. J. 1964. Turbulence over а sand ripple.
М. Engng thesis, Univ. Auckland.
754. Shepard F. Р. 1979. Currents in submarine
canyons and other types of sea valleys. SEPM
Spec. РиЫ., по. 27, 8
94.
755. Shepard F. Р., Iпmaп D. L. 1950. Nearshore
circulation. Proc. 1 st Conf. Coast. Engng,
5
59. Berkeley, Са: Council оп Wave
Research.
756. Shideler G. L. 1978. А sediment
dispersal model
for the South Texas continental shelf, NW Gulf
of Mexico. Mar. Geol. 26, 284
313.
757. Shiпп Е. А. 1969. Submarine lithification of
Holocene carbonate sOOiments in the Persian
Gulf. SOOimentology 12, 109
114.
758. Shiпп Е.А., Lloyd КМ., Giпsburg R.N. 1969.
Anatomy of а modem carbonate tidal flat,
Andros Island, Bahamas. J. Sed. Petrol. 39,
1202
 1228.
759. Simoпs D. В., Richardsoп Е. У., Nordiп С. F.
1965. Sedimentary structures generated Ьу flow
in alluvial channels. In: Primary sOOimentary
structures and their hydrodynamic




419


Литература


interpretation, G. V. Middletoп (ed.), 34
52.
SEPM Spec. РиЬп, по. 12.
760. Simpsoп J. Е. 1972. Effects оС the lower Ьоun

dary оп the head оС а gravity сuпепt. J. Fluid
Mech. 53, 759
768.
761. Sly Р. G. 1978. Sedimentary processes in lakes.
In: Lerтaп (1978), 16
200.
762. Smale D. 1978. Silicretes and associated silica
diagenesis in southem Africa and Australia. In:
Laпgford
Smith (1978), 261
280.
763. Smalley 1. J. 1966. Formation of quartz sand.
Nature 211, 476---479.
764. Smalley 1. J. 1971. Nature оС quickclays. Nature
231, 310.
765. Smalley 1. J., Мооп С. F. 1973. High voltage
electron microscopy of fine quartz particles.
Sedimentology 20, 317
322.
766. Smith А. G., Brideп J. С. 1977. Mesozoic and
Cenozoic palaeocontinental maps. Cambridge:
Cambridge Univ. Press.
767. Smith D. В. 1973. Тhe origin of the Permiatr
Middle and Upper Potash deposits of
У orkshire, England: ап altemative hypothesis.
Рroс. У orks. .Geol. Soc. 39, 327
346.
768. Smith D. В. 1974. Sedimentation of Upper
Artesia (Guadalupian) cyclic shelf deposits of
northem Guadalope Mountains, New Mexico.
Виll. AAPG 58, 1699
 1730.
769. Smith D. В., Crosby А. 1979. Тhe regional and
stratigraphical context of Zechstein 3 and
4 potash deposits in the British sector of the
southem North Sea and the adjoining land
areas. Есоп. Geol. 74, 397--408.
770. Smith N.D. 1971. Transverse bars and braiding
in the Lower Platte River, Nebraska. Виll. Geol.
Soc. Ат. 82, 3407
3420.
771. Smith N.D. 1974. Sedimentology and bar
formation in the Upper Kicking Horse River,
а braided outwash stream. J. Geol. 82, 20
224.
772. Sпeed E.D., Folk R.L. 1958. Pebbles in the
lower Colorado River, Texas: а study in particle
morphogenesis. J. Geol. 66, 114
150.
773. Sommer F. 1978. Diagenesis of Jurassic
sandstones in the Viking graben. J. Geol. Soc.
Lond. 135, 63
8.
774. Southard J. В. 1971. Representation of bed
configurations in depth
velocity
size diagrams.
J. Sed. Petrol. 41, 903
915.
775. Southard J.B., &guchwal L.A., Romea R.D.
1980. Test of scale modelling of sediment
transport in steady unidirectional flow. Earth
Surf. Рroс. 5, 17
24.
776. Sorby Н. С. 1856. Оп the origin of the
Cleveland НШ ironstone. Рroс. У orks. Geol.
Soc. 3, 457--461.
777. Sorby Н. С. 1879. Тhe structure and origin of
limestones. Рroс. Geol. Soc. Lond. 35, 5
94.
778. Speariпg D. R. 1976. Upper Cretaceous
Shannon Sandstones: ап offshore,
shallow
marine sand body. Wyoming Geol. Ass.
Guidebook 28th Field Conf., 6
72.
779. Spears D. А. 1976. Тhe fissility of some
Carboniferous shales. Sedimentology 23,
721
726.
780. Spears D.A., Kaпaris
Sotirious R. 1979.


А geochemical and mineralogical investigation
оС some British and other Еиroреап tonsteins.
Sedimentology 26, 407--425.
781. Speпcer А. М. 1971. Late Precambrian
glaciation in Scotland. Мет. Geol. Soc. Lond.,
по. 6.
782. Staпley D. J., Swift J. J. Р. (eds). 1976. Marine
sediment trапsроrt and environmental
management. New York: Wiley.
783. Staпley D.J., Kelliпg G. (eds). 1978.
Sedimentation in submarine canyons, fans and
trenches. Stroudsburg, Ра: Dowden.
Н utchinson & Ross.
784. Staub J.R., Coheп A.D. 1979. Тhe Snuggedy
Swamp of S. Carolina: а back
barrier estuarine
соаИоrming environment. J. Sed. Petrol. 49,
133
144.
785. Steel R. J. 1974. New Sandstone floodplain and
piedmont sedimentation in the Hebridean
province, Scotland. J. Sed. Petrol. 44, 33
357.
786. Steel R. J. 1976. Devonian basins of westem
Norway
sedimentary response to tectonism
and varying tectonic contrast. Tectonophysics
36, 207
224.
787. Steel R. J., Wilsoп А. С. 1975. Sedimentation
and tectonism (?РеfПlО
 Triassic) оп the margin
of the North Minch Вasin, Lewis. J. Geol. Soc.
Lond. 131, 183
202.
788. Steel R. J., Aasheiт S. М. 1978. Alluvial sand
deposition in а rapidly subsiding basin
(Devonian, Norway). In: Miall (1978),385--412.
789. Steiпeп R. Р. 1978. Оп the diagenesis of lime
m ud: scanning electron microscopic
observations of subsurface material from
Barbados, WI. J. Sed. Petrol. 48, 1139
1148.
790. Stewart F.H. 1949. Тhe petrology of the
evaporites of the Eskdale No. 2 boring. East
У orkshire. Part 1: Тhe lower evaporite bed.
Мin. Mag. 28, 621
25.
791. Stockтaп К. W., Giпsburg R.N., Shiпп Е.А.
1967. Тhe production of lime mud Ьу algae in
South Florida. J. Sed. Petrol. 37, 633----648.
792. Stoddart D. R. 1971. World erosion and
sedimentation. In: Introduction to fluvial
processes, R. J. Chorley (ed.), 8
29. London:
Methuen.
793. Stokes W. L. 1968. Multiple parallel
truncation
bedding planes
 а feature of wind deposited
sandstone formations. J. Sed. Petrol. 38,
51
515.
794. Stommel Н. 1948. Тhe westward intensification
of wind
driven осеап сuпепts. Trans. Ат. Geo

phys. Union 29, 202
206.
795. Stommel Н. 1957. Тhe abyssal circulation.
Deep
sea Res. 4, 14
184.
796. Stow D.A. V., Lovell J.P.B. 1979. Contourites:
their recognition in modem and ancient
sediments. Earth Sci. Rev. 14, 251
291.
797. Straateп L. М. J. и., vaп, Кеипеп Р. Н. 1957.
Accumulation of fine grained sediments in the
Dutch Wadden Sea. Geol. Mijn. 19, 32
354.
798. Strakhov N. М. 1967. Principles of lithogenesis,
1. Edinburgh: Oliver and Boyd.
799. Stride А.Н. 1963. Current swept floors near the
southem half of Great Britain. Q. J. Geol. Soc.
Lond. 119, 17
199.




420


Литература


800. Sturт М., Matter А. 1978. Turbidites and
varves in Lake Brienz (Switzerland): deposition
of clastic detritus Ьу density сuпепts. In:
Matter & Tиcker (1978), 14
166.
801. Sиess Е., Futterer D. 1972. Aragonitic ooids:
experimental precipitation from seawater in the
presence of humic acid. Sedimentology 19,
129
139.
802. Surdam R. с., Boles J. R. 1979. Diagenesis of
volcanic sandstones. In: Scholle & Schluger
(1979), 227
242.
803. Surdam R. с., Staпley К. о. 1980. Effects of
charges in drainage
basin boundaries оп
sedimentation in Еосепе Lakes Gosiute and
Uinta of Wyoming, Utah and Colorado. Geolo

gy 8, 13
139.
804. Sverdrup Н. и., Johпsoп М. W., Flemiпg R.H.
1942. The oceans: their physics, chemistry and
general biology. New York: Prentice
Hall.
805. Swift D. J. Р. 1972. Implications of sOOiment
dispersal from bottom сuпепt measurements;
some specific problems in understanding
bottom sediment distribution and dispersal оп
the continental shelf: а discussion of two papers.
In: Shelf sediment transport: process and
pattem, D. J. Р. Swift, Dиaпe D. В., Pilkey о. Н.
(OOs), 363
371. Stroundsburg, Ра: Dowden,
Hutchinson & Ross.
806. Swift D.J.P. 1974. Continental shelf
sedimentation. In: The geology of continental
marsms, С. А. Burk, Drake С. L. (eds), 117
135.
Berlm: Springer.
807. Swift D. J. Р. 1976. Continental shelf
sOOimentation. In: Staпley & Swift (1976),
311
350.
808. Swift D. J. Р., Staпley D. J.. Curray J. R. 1971.
Relict sediment оп continental shelves:
а reconsideration. J. Geol. 79, 327
346.
809. Swift D. J. Р., Dиaпe D. В., Pilkey о. Н. (OOs).
1972. Shelf sediment transport: process and
pattem. Stroudsburg, Ра: Dowden, Hutchinson
& Ross.
810. Swift D.J.P., Dиaпe D.B., McKiппey Т.Р.
1973. Ridge and swale topography of the
Middle Atlantic Bight, North America: secular
response to the Holocene hydraulic regime.
Mar. Geol. 15, 227
247.
811. Takahashi Т. 1975. Carbonate chemistry of
seawater and the calcite compensation depth in
the oceans. Cushman Found. Foram. Res. Spec.
РиЬп, по. 13, 11
26.
812. Talbot М. R. 1973. Major sOOimentary cycles in
the Corallian Beds. Palaeogeog., Palaeoclim.,
Palaeoecol. 14, 293
317.
813. Talbot М. R. 1980. Environmental responses to
climatic change in the West African Sahelover
the past 20 000 years. In: The Sahara and the
Nile, М. А. J. Williaтs & Н. Faure (eds), 37
2.
Rotterdam: Balkema.
814. Talbot M.R., Williaтs M.A.J. 1978. Erosion
of fIXed dunes in the Sahel, central Niger. Earth
Surf. Proc. 3, 107
113.
815. Talbot M.R., Williaтs M.A.S. 1979. Cyclic
alluvial fan sedimentation оп the flanks of fIXOO
dunes, Janjar
 Central Niger. Catena 6, 43
2.
816. Taylor G., Smith I.E. 1975. The genesis of


sub
basaltic silcretes from the Monaro, New
South Wales. J. Geol. Soc. Austral. 22, 377
385.
817. Teichmuller М., Teichmuller R. 1968. Canozoic
and Mesozoic соаl deposits of Germany. In:
Соаl and соаl bearing strata, D. Murchisoп
& T.S. Westoll (eds), 347
377. Edinburgh:
Oliver & Boyd.
818. Thesiger W. 1964. Arabian sands. London:
Longman (Penguin edn, 1974).
819. Thiede J., vaп Aпdel Т.Н. 1977. The
paleoenvironment of anaerobic sOOiments in the
late Mesozoic South Atlantic Осеan. Earth
Plan. Sci. Lett. 33, 301
309.
820. Thiersteiп Н. R., Berger W. Н. 1978. Injection
events in осеап history. Nature 276, 461
66.
821. Thoтas В. 1938. Arabia Felix: across the empty
quarter of Arabia. London: Readers Union.
822. Thorsteпsoп D. с., Mackeпzie Р. Т., Rist

vet В. L. 1972. Experimental vadose and
phreatic cementation of skeletal carbonate
sand. J. Sed. Petrol. 42, 162
167.
823. Thuпell R. с., Williaтs D. Р., Keппett J. Р.
1977. Late Quatemary palaeoclimatology,
stratigraphy and sapropel history in eastem
Меditепапеап deep--sea sOOiments. Mar.
Micropal. 2, 371
388.
824. ТШ R. 1974. Statistical methods for the Earth
scientist. London: Мастillап.
825. ТШ R. 1978. Arid shorelines and evaporites. In:
Readiпg (1978), 178
206.
826. Tissot В. Р., Welte D. Н. 1978. Petroleum
formation and оссuпепсе. Berlin: Springer.
827. Т owпseпd А. А. 1976. The structure of turbulent
shear flow. Cambridge: Cambridge Univ. Press.
828. Towпsoп W. G. 1975. Lithostratigraphy and
deposition ofthe type Portlandian. J. Geol. Soc.
Lond. 131, 619
38.
829. Tricker R. А. R. 1964. Bores, breakers, waves
and wakes. London: Mills & Вооп (New York:
Elsevier).
830. Trittoп D.J. 1977. Physical fluid dynamics.
London: Van Nostrand Reinhold.
831. Tиcker М.Е. 1973. Sedimentology and di

agenesis of Devonian pelagic limestones
(Cephalopodan kalk) and associated sOOiments
of the Rheno
Hercynian Geosyncline, West
Germany. Neues Jb. Geol. Palaont. АЬЬ. 142,
32
350.
832. Tиcker М. Е. 1974. SedimentolQgy of
Palaeozoic pelagic limestones: the Devonian
Griotte (S. France) and Cepphalopodan kalk
(Germany). In: Hsu & Jeпkyпs (1974), 71
92.
833. Tиcholke В. Е. 1975. Sediment distribution and
deposition Ьу the westem boundary
undеrсuпепt: the Great Antilles Outer Ridge. J.
Geol. 83, 177
207.
834. Turner Р. 1980. Continental red beds.
Amsterdam: Elsevier.
835. Valloпi R., Mayпard J. В. 1981. Detrital modes
of recent deep
sea sands and their relation to
tectonic setting: а first approximation.
Sedimentology, 28, 7
84.
836. Valyashko М. G. 1972. Playa lakes
a necessary
stage in the development of а salt
bearing basin.
In: Geology of saline deposits,
G. Richter
Bernberg (00.), 41
51. Paris: Unesco.




421


Литература


837. Veeп F. R., vaп. 1977. Prediction of
permeability trends for water injection in
а channel
type reservoir, Lake Maracaibo,
Venezuela. Society of Petroleum Engineers,
American Institute Mining Metallurgy
& Petroleum Engineering 6703, 1
.
838. Visher G.S. 1969. Grain size distributions and
depositional processes. J. Sed. Petrol. 39,
1074
1106.
839. Wahlstrom Е.Е. 1948. Pre
Fountain and
Recent weathering оп FlagstafI Mountain near
Boulder, Colorado. Bull. Geol. Soc. Ат. 59,
1173
 1190.
840. Walket R. G. 1966. Shale Grit and Grindslow
Shales: transition from turbidite to shallow
water sediments in the Upper Carboniferous of
northem England. J. Sed. Petrol. 36,
114.
841. Walker R. G. 1978. Facies and facies mode1s:
general introduction. In: Walker (1978), 1
8.
842. Walker R.G. (ed.). 1978. Facies mode1s
Toronto: Geol. Ass. Canada.
843. Walker R. G., МиШ Е. 1973. Turbidite facies
and facies associations. In: Turbidites and deep
water sedimentation, 119
157. SEPM Short
Course, Anaheim.
844. Walker Т. R. 1976. Diagenetic опgm of
continental red beds. In: Тhe continental
Permian of central, west and south Europe,
Н. Falke (ed.), 24
282. Dordrecht: Reidel.
845. Walker Т. R., Н arms J. С. 1972. Eolian origin
of f1agstone beds, Lyons Sandstone (Permian)
type area, Boulder County, Colorado.
Mountain Geol. 9, 279
288.
846. Walker Т. R., Waugh В., Croпe А. J. 1978.
Diagenesis in first
cycle desert alluvium of
Cenozoic age, southwestem United States and
northwestem Mexico. Bull. Geol. Soc. Ат. 89,
19----32.
847. Walter М. R. (ed.). 1976. Stromatolites.
Amsterdam: E1sevier.
848. Waпless Н. R., Саппоп J. R. 1966. Late
Paleozoic glaciation. Earth Sci. Rev. 1, 247
286.
849. Waпless Н. R., Baroffio J. R., Gaтble J. С.,
Ноте J. с., Orlopp D. R., Rocha
Campos А.,
Souter J. Е., Trescott Р. с., Vail R. S.,
W right С. R. 1970. Late Palaeozoic deltas in the
central and eastem United States. In: Morgaп
(1970), 215-----245.
850. Wassoп R.J. 1977. Late
glacial alluvial fan
sedimentation in the Lower Derwent Valley,
Tasmania. Sedimentology 24, 781
799.
851. Watkiпs D. J., Kraft L. М. 1978. Stability of
continental shelf and slope off Louisiana and
Texas: geotechnical aspects. In: Bouтa, Moore
& Colemaп (1978), 267
286.
852. Watkiпs J. S., Moпtodert L., Dickersoп Р. W.
(eds). 1979. Geological and geophysical
investigations of continental margins. Мет.
AAPG, по. 29.
853. Watsoп G. S. 1966. Тhe statistics of orientation
data. J. Geol. 74, 786----797.
854. Watts N. L. 1980. Quatemary pedogenic
calcretes from the Kalahari (southem Africa),
mineralogy, genesis and diagenesis,
Sedimentology 27, 661
86.
855. Waugh В. 1970. Formation of quartz


overgrowths in the Penrith Sandstone
(L. Permian) of NW England as revealed Ьу
scanning electron microscopy. Sedimentology
14, 309-----320.
856. Waugh В. 1970. Petrology, provenance and
silica diagenesis of the Penrith Sandstone
(Lower Permian) of NW England. J. Sed. Petrol.
40, 1226----1240.
857. Weber K.J., Daukoru Е. 1975. Petroleum
geology of the Niger de1ta. Proc. 9th World
Petroleum. Cong. Tokyo 2, 209
221. London:
Applied Science.
858. Welleпdoif W., Kriпsley D. 1980. Тhe relation
between the crystallography of quartz and up

tumed aeolian cleavage plates. Sedimentology
27, 447
54.
859. West 1. М. 1964. Evaporite diagenesis in the
lower Purbeck beds of Dorset. Proc. У orks. Ge

01. Soc. 34, 315-----330.
860. West 1. М. 1975. Evaporites and associated
sediments of the basal Purbeck Formation
(u. Jurassic) of Dorset. Proc. Geol. Ass. 86,
205
225.
861. White D. А. 1980. Assessing оП and gas plays in
facies
cycle wedges. Bull. AAPG 64, 1158
 1178.
862. White D. Е. 1965. Fluids in subsurface
environments. AAPG Мет. по. 4.
863. Wiley М. (ed.). 1976. Estuarine processes, vo1s
1 & 2. Chichester: Wiley.
864. Wilkiпsoп В.Н., Landiпg Е. 1978. "Eggshell di

agenesis" and primary radial fabric in calcite
ooids. J. Sed. Petrol. 48, 1129----1138.
865. Williaтs G. Р. 1970. Flume width and water
depth effects in sediment transport experiments.
USGS Prof. Рар., по. 562
H.
866. W illiaтs Р. В., Кетр Р. Н. 1971. Initiation of
ripples оп f1at sediment beds. J. Hydraul. Div.
А. S. С. Е. 97, 505-----522.
867. Williams P.F., Rust В. R. 1969. Тhe
sedimentology of а braided river. J. Sed. Petrol.
39, 649
79.
868. Wilsoп Н. Н. 1977. "Frozen
in" hydrocarbon
accumulations or diagenetic traps
exploration
targets. Bull. AAPG 61, 483
91.
869. Wilsoп 1. G. 1971. Desert sand f10w basins and
а model for the development of ergs. Geog. J.
137, 18
199.
870. W ilsoп 1. G. 1972. Aeolian bedforms
 their
development and origins. Sedimentology 19,
173
21O.
871. Wilsoп 1. G. 1972. Universal discontinuities in
bedforms produced Ьу the wind. J. Sed. Petrol.
42, 667
69.
872. Wilsoп 1. G. 1973. Ergs. Sed. Geol. 10, 77
I06.
873. Wilsoп J. В. 1967. Palaeoecological studies оп
shell beds and associated sediments in the
Solway Firth. Scott. J. Geol. 3, 329
371.
874. Wilsoп J. L. 1975. Carbonate facies in geologic
history. Вerlin: Springer.
875. Wilsoп L. 1973. Variations in теап annual
sediment yield as а function of теап annual
precipitation. Ат. J. Sci. 273, 335-----349.
876. Wilsoп M.D., Pittmaп E.D. 1977. Authigenic
clays in sandstones: recognition and inПuепсе
оп reservoir properties and palaeoen".iron

mental analysis. J. Sed. Petrol. 47, 3
31_
877. Wolтaп М. G., Miller J. Р. 1960. Magnitude




422


Литература


and frequency of forces in geomorphic
processes. J. Geol. 68, 5
74.
878. W ood G. V., W olfe М. J. 1969. Sabkha cycles in
the ArabfDarb Formation off the Trucial Coast
of Arabia. SOOimentology 12, 16
191.
879. W oods Р. J., Browп R. G. 1975. Carbonate
sedimentation in ап arid zone tidal flat,
Nilemash Embayment, Shark Вау, Westem
Australia. Iп: Giпsburg (1975), 223
233.
880. W oods Р. J. Е. 1979. The geology of the Boulby
mine. Есоп. Geol. 74, 409---418.
881. Wright А.Е., Moseley F. 1975. Ice ages: ancient
and modem. Geol. J. Spec. Issue, по. 6.
882. Wright L.D. 1977. Sediment transport and
deposition at river mouths: а synthesis. Виll.
Geol. Soc. Аm. 88, 857
868.
883. Wright L.D., Colemaп J. М. 1973. Variations in
morphology of major river deltas as functions of
ocean wave and river discharge regimes. Виll.
AAPG 57, 37
398.
884. У aliп М. S. 1977. Mechanics of sediment
transport, 2nd edn. Oxford: Pergamon.
885. Yoипg F. G., Reiпsoп G.E. 1975. SOOimentology
of Blood Reserve and adjacent formations


(Upper Cretaceous), St. Mary River, S. Alberta.
In: Guidebook to selected sedimentary
environments in SW Alberta, Canada,
М. S. Shawa (00.), 1
20. Сап. Soc. Petrolm
Geol.
886. Yuretich R.F. 1979. Modem sediments and
sedimentary processes in Lake Rudolf (Lake
Turkana) eastem Rift Уаllеу, Кепуа.
Sedimentology 26, 313
332.
887. Zeпger D.H. 1972. Significance of supratidal
dolomitisation in the geologic record. Виll. Ge

01. Soc. Ат. 83, 1
 12.
888. Zeпger D. Н., Duпham J. В. 1980. Concepts and
mode1s of dolomitization
an introduction. In:
Zeпger et al. (1980), 1
9.
889. Zeпger D. Н., Duпham J. В., Ethiпgtoп R. L.
(eds). 1980. Concepts and models of
dolomitization. SEPM Spec. РиЬп, по. 28.
Tulsa.
890. Z iegler Р. А. 1975. North Sea Basin history in
the tectonic framework of NW Europe. In:
Petroleum and the continental shelf of NW
Europe, А. W. Woodlaпd (ed.), 131
149.
London: Applied Science.




Ifменной указатель


Абботт (Abbott) 97
Александерсеон (Alexandersson) 45
Аллан (Allan) 353
Аллен (Аllеп G. Р.) 237, 238
Аллен (Allen J. R. L.) 55, 87, 100, 104, 106, 107, 114,
115, 117
119, 123, 133
139, 148, 157, 165, 183,
185, 186, 194, 207, 217, 230, 232, 235, 253
Аллен (Аllеп Р.) 24, 25
Андертон (Anderton) 256, 258
Арке (Аа) 297
Артуртон (Arthurton) 200, 282
Ассерето (Assereto) 355


Бадиоцамани (Badiozamani) 371
Банерджи (Вanerjee) 207, 208
Банке (Вanks) 118, 253
Баркер (Вarker) 327
Барндорфф
Нильеен (Вamdorff
Nie1sen) 65
Басу (Basu) 23
Батерет (Bathurst) 34, 37, 39, 41, 47, 283, 321, 353,
354, 360, 363, 366, 367, 375
Батлер (Butler) 263
Бейкер (Вaker) 195
Бейтс (Bates) 236
Белане (Balanee) 167
Белдереон (Belderson 250, 251
Берr (Вerg) 257
Берrер (Berger) 47, 287, 311, 312, 314
Бернер (Bemer) 28, 31, 34, 35, 47, 48, 53, 333,
383
387
Бернулли (Вemoul1i) 315, 316
Берет (Burst) 330, 336, 393
Биrарелла (Bigarella) 176
Бирд (Beard) 64, 65
Бити (Beaty) 178
Блак (Bluek) 178, 181, 187, 188, 191, 315
Блэтт (Blatt) 50
Болдуин (Baldwii1) 326, 327
Болл (Ваll) 271, 272
Боле (Boles) 34
348, 366
Борх (Borch) 368
Борхерт (Borchert) 49, 50
Босене (Bosence) 239
Ботт (Bott) 167
Боулер (Bowler) 97, 174
Боума (Bouma) 134, 292, 309
Боуэн (Bowen) 216, 218
Брайан (Bryan) 300
Брамлетт (Bramlette) 287
Бредшоу (Bradshaw) 385
Брейтуэйт (Braithwaite) 53, 92
Брёккер (Broeeker) 29, 33, 46, 47, 297


Бридж (Bridge) 119, 157, 183, 188
190, 195, 3

.
396
Бриджес (Bridges) 149, 242, 247, 257
Брукфилд (Brookfield) 172, 173, 176
Брусеард (Broussard) 236
Булл (Bull) 178, 181
Бултон (Boulton) 20
207, 210
Буржуа (Вourgeois) 243, 245
Бутройд (Boothroyd) 208, 209
Буш (Bush) 376, 377
Бэrнольд (Bagnold) 5
58, 63, 65, 73, 79,91, 95.


98
102, 104, 109
111, 125, 127
129, 131. 1
:

134, 176, 215, 218, 241


Валлони (Valloni) 27
Вальмори (Valmori) 304
Вальтер (Walter) 144
Валяшко 49
Ван Андел (van Andel) 253, 288, 295, 311, 313. 31

Ван Вен (van Уееп) 396
Ван Олфен (van Olphen) 145
Вельте (Welte) 389, 391, 393, 398
Вишер (Visher) 57, 65
Вольман (Wolman) 162, 163
Вуд (W ood) 262
Вуде (Woods) 379


rадоу (Gadow) 253
rалвин (Galvin) 216
rаллвей (Galloway) 225
rамильтон (Hamilton) 209
rарреле (Garrels) 30, 324, 325, 333
rappeTT (Garrett) 141
rебелейн (Gebelein) 141, 372
rейне (Gaines) 370
rекели (Huxley) 9
rи (Guy) 114
rиббс (Gibbs) 92
rилберт (Gilbert) 243
rилл (Gill) 147
rинзбурr (Ginsburg) 248, 272, 273, 276.



":.

283, 314
rленни (Glennie) 171, 173, 176
rовард (Howard) 238
rолдич (Goldieh) 16, 17
rолдринr (Goldring) 143, 239, 257
rолдхабер (Goldhaber) 334
rоле (Gole) 188, 189
rоровитц (Horowitz) 36, 47
rpace (Grass) 81, 83
85, 95
rреrори (Gregory) 194




424


Ifменной указатель


rрей (Gray) 63-----65
rрейс (Grace) 58
rрим (Grim) 28
rрин (Green) 297
rриффин (Griffin) 27
rриффит (Griffith) 268
rудье (Goudie) 357
rулбрандсен (Gulbrandsen) 52
rунатилака (Gunatilaka) 139
rэсьорек (Gasiorek) 88, 89


Давидсон-Арнотт (Davidson
Arnott) 244
Даксбери (Duxbury) 295
Далримпл (Dalrymple) 141
Данем (Dunham) 355, 373, 375
Де-Бор (De Boer) 331
Девис (Davies D. К) 247
Девис (Davies G. R.) 270
Девис (Davies Р. J.) 44
Девис (Davies Т. А.) 310
Деrенс (Degens) 312, 314, 388, 391, 398
Дезер (Deuser) 288
Демейсон (Demaison) 288, 393, 397
Денни (Denny) 178
Дерни (Durney) 331
Деро (Deroo) 388, 390, 391
Джайл (Gile) 357
Джеймс (James) 260, 261, 273, 276, 277, 280, 283,
361
Джексон (Jackson) 123, 134, 135, 169, 183, 188
191
Дженкинс (Jenkyns) 315, 317
Джон (John) 88
Джонс (Jones) 118
Джонсон (Johnson А. М.) 105, 11 О
Джонсон (Johnson Н. D.) 256, 259
Джоплинr (Jopling) 210
Диккинсон (Dickinson) 30
309, 351
Диксон (Dickson) 324
Дилмен (Dilman) 44, 369, 371
Дитер
Хаа:с (Deeter-Haas) 312
Донован (Donovan) 151, 200
Дотт (Dott) 349, 351
Древис (Dravis) 361
Дрейк (Drake) 252
Дрейманис (Dreimanis) 206, 208, 21 О


Зейлахер (Seilacher) 144
Зоммер (Sommer) 347
Зюсс (Suess) 44


Ifллинr (Illing) 271, 370, 395, 396
Инrл (Ingle) 307
Инман (Inman) 126, 218, 241
Ирвин (Irwin) 334, 335


Йоханссон (Johansson) 64


Калверт (Calvert) 51, 53, 379, 381, 387
Калландер (Callander) 182, 194
Калм (Kulm) 253, 254
Камминс (Cummins) 350


Канепс (Кaneps) 291
Канон (Сапоп) 176
Кант (Cant) 187
Карвер (Carver) 28, 55, 65
Карлстон (Carlston) 182
Карсон (Carson) 81
Картер (Carter) 88, 89
Kacmep (Kastner) 381
Кастон (Caston) 254
Келлер (Keller) 17, 294, 298, 299
Келлинr (Kelling) 309
Келтс (Kelts) 197, 199
Кемпбелл (Campbel1) 192, 239, 248
Кендалл (Kendall) 262, 281, 282, 363, 364
Кеннеди (Kennedy) 119, 363
Кеннетт (Kennett) 288, 296, 311
Кеньон (Кепуоп) 251, 252, 254
Керр (Kerr) 28
Керри (Curray) 163, 165, 250, 253, 383, 385
Керси (Kersey) 1-08
Кертис (Curtis) 18, 233, 324, 326, 333, 33
340
Кёйлеrан (Keulegan) 106
Кимберли (Kimberley) 385
Кинсман (Kinsman) 139, 144, 167, 260, 314, 370,
375, 377
Клайн (Kline) 81, 83, 85, 88
Клауд (Cloud) 32
Клейн (IOein) 247
Клемми (Clemmey) 141, 151, 200
Клифтон (Clifton) 244, 247, 248
Кнаут (Кnauth) 382
Коблук (Kobluk) 41
Колб (Kolb) 232
Колбек (Colbeck) 210
Коллинс (Collins) 217
Коллинсон (Collinson) 118, 134, 232, 235
Колман (Coleman) 159, 184, 185, 187, 199, 225,
229
232, 236
Колодни (Kolodny) 382
Комар (Komar) 127, 218, 219, 221
223, 242, 245,
248, 251
Костелло (Costello) 114, 121, 124, 125
Коэн (СоЬеп) 389
Краймс (Crimes) 144, 171
Крайст (Christ) 333
Крамбейн (Krumbein) 56
Кранк (Kranck) 236
Кранс (Crans) 149
Краускопф (Krauskopt) 15, 28, 30, 47, 53, 332
Крафт (Kraft) 245, 246, 294
Кревелло (Crevello) 278
Кук (Cooke) 131, 176
Кумар (Kumar) 245
Кэрролл (Carroll) 17
Кюнен (Киепеп) 61, 149


Ламбе (L:ambe) 152
Ланrбейн (Langbein) 21, 126
Ланrфорд
Смит (Langford-Smith) 382
Ланд (Land) 346, 353, 354, 357, 371, 372, 375
Лапорт (Laporte) 267, 270
Леви (Levey) 188
Левинrстон (Levingstone) 30
Лейнен (Leinen) 310
Лелявски (Leliavsky) 195




425


Именной указатель


Леополд (Leopold) 194
Леппард (Leppard) 149
Лерман (Lerman) 202
Лидер (Leeder) 60, 96----98, 100, 114, 121, 135, 141,
157, 159, 186, 195, 262, 280
Линдсей (Lindsay) 209
Линдхолм (Lindholm) 47
Липпманн (LippmaIin) 34
Лис (Lees) 44
Лисицын 51
Литерман (Leatherman) 248
Ловелл (Lovell) 295, 309
Лоrан (Logan) 139, 141, 144, 260, 269, 270
Ломан (Lohmann) 364
Лонrе
Хиrrинс (Longuet
Higgins) 215, 216, 218
Лонrман (Longman) 375
Лоро (Loreau) 44
Лоу (Lowe) 104, 110, 147
Лоуэнстам (Lowenstam) 37


Матра (Magara) 330
Маевски (Majewske) 36, 47
Майолл (Miall) 160, 165, 194
Мак
rоуэн (McGowen) 395
Мак
Доналд (MacDonald) 348
350
Мак
Илрит (McIlreath) 279, 280
Мак
Интайр (MacIntyre) 361
Мак
Кейв (McCave) 175, 222, 232, 235, 250----255,
293, 299
Маккензи (Mackenzie) 35
Мак
Кензи (MacKenzie) 376
MaK
Keppoy (McKerrow) 307
Мак
Ки (МсКее) 132
134, 171, 175, 176
Мак
Колл (McCall) 204
Мак
Леллан (McLellan) 214, 297
Мак
Нейл (MacNeil) 276
Мак
Ферсон (McPherson) 389
Мак
Юэн (McEwen) 331
Маллинс (Mullins) 275, 277
279
Малфейт (Malfait) 316
Мальдонадо (Maldonado) 279
Мардиа (Mardia) 168
Маркл (Markle) 300
Маси (Masey) 88
Маттер (Matter) 202
Маубрей (Mowbray) 162, 239, 243
Маунтиджой (Mountijoy) 278, 280
Маццу льо (Mazzullo) 363
Мейер (Meier) 203
Мейнард (Maynard) 27
Мейсснер (Meissner) 261
MeHre (Mainguet) 171, 172, 176
Меррей (Murray) 47
Миддлтон (Middleton) 57, 65, 74, 94, 99, 102, 104,
108
11O, 113, 121, 123, 131, 171
Миллер (Miller) 94, 125, 162, 163
Миллиман (Milliman) 360, 361
Митчелл (Mitchell) 167, 309
Монти (Monty) 139, 144
MopraH (Morgan) 236
Мосс (Moss) 61
Муди (Moody) 394
Мун (Мооп) 340
Мунк (Munk) 213, 290
Мур (Moore) 303
 305


28
91


Мутти (Mutti) 303, 309
Мэттьюз (Matthews) 161, 269
Мюир (Muir) 49, 368, 369
Мюллер (Muller) 362


Наrтеrааль (Nagtegaal) 346
Нами (Nami) 60, 190, 192
Нансон (Nanson) 184, 189
Нёйrебауэр (Neugebauer) 367
Нёйманн (Neumann) 39, 275, 279, 297
Нив (Neev) 32, 198, 199
Нидхем (Needham) 149
Нильсен (Nilsen) 110, 309
Нио (Nio) 257, 259
Нисбет (Nisbet) 315
Нормарк (Normark) 300, 309


Оакс (Oaks) 239
Олдершоу (Oldershaw) 366
Ольер (Ollier) 383
Омкенс (Oomkens) 230, 233
Отвос (Otvos) 243
Оффен (Offen) 88


Пайпер (Piper) 295, 305, 307
Пакем (Packham) 346
Пантин (Pantin) 109
111
Парк (Park) 139, 141, 144, 261
Парсер (Parser) 272, 355, 366
Пассеrа (Passega) 60
Патерсон (Paterson) 182, 203, 210
Паттерсон (Patterson) 377
Пауэрс (Powers) 328, 330
Перри (Perry) 330, 336
Перье (Perrier) 161, 327
Петтиджон (Pettijohn) 26, 28, 54, 55, 134, 139, 167.
349, 351
Пиккард (Pickard) 297
Пилки (Pilkey) 273
Пинrиторе (Pingitore) 354, 359
Пирс (Pierce) 293
пирсон (Pierson) 297
Питтман (Pittman) 24
Пламмер (Plummer) 35
Понд (Pond) 297
Поттер (Potter) 47, 134, 139, 167
Прандтль (Prandtl) 71, 77
Пратт (Pratt) 123
Прентис (Prentice) 238
Притчард (Pritchard) 236, 237, 371
Пурди (Purdy) 269, 271, 276


Рааф (Raaf) 126, 258
Райт (Wright) 210, 226----229, 236
Рампино (Rampino) 243
Рандаццо (Randazzo) 371
Раннелс (Runnells) 371
Раудкиви (Raudkivi) 101, 118, 134, 136
Рауз (Rouse) 229
Реймонд (Raymond) 204
Рейнек (Reineck) 126, 127, 143, 149, 246, 248. :
3
Рейнер (Rayner) 200
Рейнольдс (Reynolds) 74, 77




426


Именной указатель


Рейнсон (Reinson) 245, 248
Ренар (Renard) 47
Рипс (Riggs) 52
Ридер (Rider) 233
Ридинr (Reading) 9, 167, 232, 235, 303, 309
Риск (Risk) 41
Рихтер (Richter) 364
Рихтер
Бернберr (Richter
Bemberg) 50
Рич (Riech) 52, 379, 387
Ричардсон (Richardson) 92
Риччи
Луччи (Ricci
 Lucci) 304
Роа (Roa) 197
Робертс (Roberts) 299
Робертсон (Robertson) 315, 381
Робинсон (Robinson) 254
Розовский (Rozovskii) 183
Роу (Rowe) 104
Рупке (Rupke) 301, 302, 309
Руснак (Rusnak) 245
Руст (Rust) 208


Сандберr (Sandberg) 30, 35, 144, 365
Сандерсон (Sanderson) 175
Сапожников 368
Саутард (Southard) 113, 124, 134
Свердруп (Sverdrup) 30
Свифт (Swift) 223, 250, 251, 254, 255, 257, 259, 293
Сеrонзак
Дунойер (Segonzac Dunoyer) 337
Селлвуд (Sellwood) 247, 272, 384
Сердам (Surdam) 346
Сид (Seed) 144
Сили (Seely) 307, 309, 340
Симонс (Simons) 123
Симпсон (Simpson) 107
Склатер (Sclater) 295
Скотт (Scott) 390
Скоффин (Scoffin) 361
Слай (Sly) 196
Смейл (Smale) 383
Смит (Smith А. G.) 295
Смит (Smith D. В.) 262, 270, 379
Смит (Smith N.D.) 184, 187
Смолли (Smalley) 145, 365
Снид (Sneed) 62
Сорби (Sorby) 44, 365, 384
Спенсер (Spencer) 209
Спиринr (Spearing) 257
Спирс (Spears) 339, 340
Стауб (Staub) 389, 391
Стейнен (Steinen) 359
Стил (Steel) 177, 181, 193
Стоддарт (Stoddart) 22
Стокман (Stockman) 39
Стокс (Stokes) 173
Стоммел (Stommel) 290, 292
Стоу (Stow) 293, 295, 299, 309
Страйд (Stride) 251, 252
Стратен (Straaten) 243
Страхов 22
Стурм (Sturm) 197
Стюарт (Stewart) 378
Стэнли (Stanley) 223, 259, 309


Такахаси (Takahashi) 33


Таккер (Tucker) 316
Талбот (Talbot) 171, 173, 174, 178, 318, 385
Таунсенд (Townsend) 88
Таунсон (Townson) 274
Тейлор (Taylor) 383
Тейхмюллер (Teichmiiller М.) 390
Тейхмюллер (Teichmiiller R.) 390
Тернер (Tumer) 343
Тесиджер (Thesiger) 176
Тиде (Thiede) 312, 313
Тилл (Till) 11, 39, 41, 43, 65, 159, 160, 168, 264
Тирштейн (Thierstein) 296, 314
Тиссо (Tissot) 389, 391, 393, 398
Томас (Thomas) 176
Томпсон (Thompson) 30
Томсон (Thomson) 195
Торстенсон (Thorstenson) 353
Триккер (Tricker) 214, 220, 223, 225
Триттон (Тrittоп) 71, 78, 88
Тунелл (Thunel1) 296, 313


Уайт (White) 328, 329, 337, 394
Уивер (Weaver) 178
Уилкинсон (Wilkinson) 365
Уилсон (Wilson Н. Н.) 396
Уилсон (Wilson 1. G.) 127, 129, 131, 132, 134, 170,
172, 176, 232
Уилсон (Wilson J. В.) 239
Уилсон (Wilson J. L.) 21, 259
262, 274
277, 283
Уилсон (Wilson М. о.) 345, 346
Уильямс (Williams Р. В.) 81, 134
Уильямс (Williams Р. F.) 187
Уитмен (Whitman) 152
У о (Waugh) 343, 344
Уокер (Walker) 167, 175, 300, 301, 303, 309, 341,
343
Уолстром (Wahlstrom) 16
Уолтон (Walton) 139
У онлесс (Wanless) 209, 231, 234, 390
Уоррен (Warren) 176
Уоссон (Wasson) 179
Уоткинс (Watkins) 294, 309
Уотсон (Wa.tson) 168
Уоттс (Watts) 357
Уэбер (Weber) 151, 394
Уэйл (Weyl) 65
Уэллендорф (Wellendort) 61
Уэст (West) 262, 382


q)eprycoH (Ferguson) 44
Ферм (Ferm) ;231, 234, 390
Филд (Field) 255
Фиск (Fisk) 191, 230, 245
Фишер (Fisher) 230, 231, 267, 395
Фолк (Folk) 28, 41, 59, 62, 65, 131, 321, 331, 366,
371
374, 382
Фон Рад (Von Rad) 52, 387
Фор (Faure) 333
Фрей (Frey) 144
Фрейберrер (Fryberger) 173, 174
Фрейджер (Frazier) 229
Френд (Friend) 194
Фридман (Friedman) 60, 354
Фрэнсис (Francis) 86, 88, 90, 96




427


Именной указатёль


Фуллер (Fuller) 53, 262
Фуннелл (Funnell) 317
Фурнье (Foumier) 22


Хаббард (Hubbard) 245
Хадсон (Hudson) 239, 296, 322
324, 333, 335, 363,
366
368, 375
Халси (Halsey) 243
Ханкок (Hancock) 347
Ханор (Hanor) 360
Хантер (Н unter) 129
Хантли (Huntly) 216, 217
Ханшоу (Hanshaw) 371
Харбо (Harbaugh) 160
Харвей (Harvey) 288, 290, 297
Харди (Hardie) 50, 139, 144, 198, 262, 263, 265,
267, 268
Харленд (Harland) '208
Хармс (Hanns) 395
Харрис (Harris) 271, 272
Харрисон (Harrison) 355
Хасельдине (Haszeldine) 390
Хаттон (Hutton) 383
Хатчинсон (Hutchinson) 202
Хауэр (Hower) 330, 336, 337, 347
Хедберr (Hedberg) 328
Хей (Нау) 238, 346
Хейrан (Hagan) 265, 270
Хейлс (Hails) 248
Хейс (Hayes J. В.) 241, 242, 330
Хейс (Hayes М. о.) 240, 241, 245
Хейс (Hays) 164, 203
Хеккел (Heckel) 274
Хелли (Halley) 272
Хизен (Heezen) 229, 292
295, 298, 302
Хиккин (Hickin) 184
Хинте (Hinte) 161
Хит (Heath) 52, 53
Хо (Но) 338
Хобсон (Hobson) 394, 398
Хойт (Hoyt) 243
Холлидей (Holliday) 262, 377
379
Холлистер (Hollister) 292, 299
Хондзи (Honji) 125
Хопкинс (Hopkins) 280
Хорн (Ноrnе) 289, 302, 305, 306
Хсю (Hsii) 31, 35, 314, 317, 369, 376
Хубулт (Houboult) 254, 256, 273
Хук (Hooke) 179
181
Хьюорд (Heward) 177, 178, 180, 181
Хэмптон (Hampton) 106, 109


Ценrер (Zenger) 369, 370, 375


Чанади (Czanady) 196


28*


Чапман (СЬартап) 320, 328, 398
Чаппелл (Chappell) 276
Чейв (Chave) 47
Чепил (Chepil) 93, 97
Чермак (Chennak) 279


Шапиро (Shapiro) 74, 88
Шарма (Shanna) 254
Шарп (Sharp) 131
Шварц (Schwartz) 245
Шварц (Schwarz) 139
Швеллер (Schweller) 305
Шепард (Shepard) 216, 218, 219, 295
Шиделер (Shideler) 251, 254
Шин (Sheen) 118
Шинн (Shinn) 263, 360
Ширман (Sheannan) 200, 262, 281, 364, 365, 376
Шлаrер (Schlager) 279, 280
Шланrер (Schlanger) 312
Шмидт (Schmidt) 328, 348
350
Шминке (Schminke) 121
Шолле (Scholle) 36, 47, 351, 367, 375
Шопф (Schopf) 297
Шоу (Shaw) 206, 247
Шрейбер (Schreiber) 281
Шрёдер (Schroeder) 361
Шубел (Schubel) 236, 239, 252
Шулrер (Schulger) 351
Шумм (Schumm) 21, 22, 61, 161, 178, 181, 185, 186,
194, 195, 239


Эвальд (Ewald) 88
Эванс (Evans) 246, 260, 261, 263
Эдуардс (Edwards) 151, 208
Эйrстер (Eugster) 201, 202
Эйджер (Ager) 162, 167
Эйнштейн (Einstein) 87
Эйттрейм (Eittreim) 293
Эллиот (Elliott) 225, 229, 232, 235, 236, 247, 248
Эльдерфилд (Elderfield) 385, 386
Эмбли (ЕтЫеу) 294
Эмблтон (Embleton) 203, 204, 210
Эмери (Emery) 58, 249
Энос (Enos) 280
Эпстейн (Epstein) 322
Эрикссон (Eriksson) 267
Эртель (Oertel) 338, 339, 243
Этридж (Ethridge) 195
Эшли (Ashley) 208


Юретич (Yuretich) 197, 199


Ялин (У alin) 102, 134, 135
Янr (У oung) 248




Предметный указатель


Абиссальная равнина 301, 305
Абу
Даби, оолитовый дельтовый комплекс 273

 себха 370, 377
Австралийский кратон 166
Аrrрадационный неоморфизм 367
Аrульяс, течение 290
Адвекция вод 236
Адrезия 69, 205
Аддена
Уэнтуэрта rранулометрическая шкала
55
Аддена
 Уэнтуэрта классификация осадочных
зерен 54
Айсберrи 208
Акле, тип дюн 131
Алевритово
rлинистые породы, классификация
339
Алеутский желоб 305, 307
Аллохемы 45
Алстон, блок 235
Альпийская серия 315
Аммонитико
 Россо, известняки 362
Амфидромная точка 221, 222
Анатексис 320
Анаэробное бактериальное брожение 323
Анrидрит 48, 49, 50, 314, 370
Анrольская котловина 313
Анкерит 31
Анно, песчаники 147
Антарктическая конверrенция 290
Антарктическое придонное течение 288, 293
Антидюны 119, 121
Антильский хребет 299
Антрацит 389
Апвеллинr 197, 291
Араrонит 30, 31, 45, 46, 354, 370
Арrентинская котловина 311
Арениты 349, 351

 аркозовые 349, 351

 кварцевые 349, 351

 лититовые 349, 351

 сублититовые 351
Асимметрия распределения зерен 59
Аскриrr, блок 235
Ассоциации фаций 157
Атоллы 274, 276
Аутиrенез 341
Аутосуспензирование 109, 111
Ачанаррас, известняки 200


Баrамская платформа 275, 277, 361
Баrамско
Флоридская карбонатная провинция
39


Баланс энерrии в движущейся идеальной жидко

сти 71
Балеарская абиссальная равнина 303
Баллантрэ, офиолиты 315
Банки 259
Баровые системы 242
Барханы 131
Бары 121, 124, 240, 243

 островные 241

 приустьевые 226
Батерста теория растворения 331
Баундстоун 276, 375
Бафлстоун 276
Бермудское поднятие 306
Бермы 241
Бернулли подъемная сила 97

 уравнение 72, 88
Биллинrем
 Мейн, анrидрит
Бинrемовские (идеальные) пластичные тела 69,
70
Бинreмовскоrо течения пластичная модель 105
Бинrемовское поведение жидкостей 69
Биомикрит 374
Биоспарит 374
Биоценоз 155
Бичрок 359
Биmофит 49
Блейк, плато 291
Блейк
Баrамский внешний хребет 299
БЛУkРесерв, формация 248
Боrxед 387
Болдуина средняя кривая 326
Бороздки меандрирующие 136

 продольные 136
Боулдер, rранодиориты 16
Боума последовательность 110, 155, 159, 160
Боуэна реакционный ряд 16, 17
Бразильская котловина 313
БЭ2нольда уравнение 101

 число 99


Вадозная зона 353, 360
Вайтинr 32
Вайэлин, брекчия 177
Вакки 349, 351

 аркозовые 351

 кварцевые 351

 лититовые 351

 полевошпатовые 351
Вакстоун 270, 273, 276, 277, 375
Вал внешней зоны 241, 244
Вальтера закон 157, 159




429


Предметный указатель


Варвы (ленточные rлины) 199
Величина рН 14


 нейтральная 14
Взвешивание начальное 96

 полное 97
Вода, вязкость 13

 метеорная 328

 морская, состав 28

 плотность 13

 поверхностное натяжение 13

 пресна
 состав 28

 растворяющая способность 13

 реликтовая (ископаемая) 328

 роль I! выветривании пород 12

 температура плавления 13

 уплотнение и миrрация 326
Водоворот 87

 отрыва 86
Водородная связь 13
Водорослевые маты 261

 туфы 266
Волновой HarOH 216
Волны ветровые 213

 rравитационные 213

 rрупповая скорость 214

 дисперсионные 213

 длиннопериодные 213

 инфраrравитационные 213

 капиллярные 213

 кноидальные 213

 краевые 217

 одиночные 213

 песчаные 253

 представительная высота 215

 представительный период 215

 приливные 213, 219

 разрушение 216

 рефракция 216

 стоячие 123
.
 ультраrравитационные 213

 энерrия 214
Восточно
Африканская рифтовая система 199
Восточно
Тихоокеанское поднятие 315
Впадины 277
Вурамед, водорослевая банка 269
Выветривание, индексы потенциалов 17

 морозное 20

 профиль 16

 солевое 20

 уравнения 18

 физическое 20
Вязкость 68

 вихревая 69, 78

 кинематическая 70


rаз 391

 миrрация 393
rалит 48, 49, 314
rаллап, песчаники 248
rалокинез 148
rальмиролиз 319
raTTepac, абиссальная равнина 293, 298, 302, 305

 подводный каньон 305
rебридский бассейн 177


rематит 383
rеоморфолоrический пороr 178
rеопетальное вьшолнение 361
rётит 383, 386
rидравлический удар 121
rидроrраф, подводный каньон 298
rидролиз 14
rиполимнион 197, 200
rипопикнальные струи 226
rипотеза кинетической фильтрации 105

 континуума 68

 потенциала сохранности (применительно
к осадочным толщам) 157

 предшествующеrо карста 276
rипс 48
50, 262, 370

 порфиробластовый вторичный 379
rистерезис (отставание донных форм) 133
rладкое дно 125, 127


 верхней фазы 114, 118


 нижней фазы 114, 121
rлауконит 53, 385, 386
rлины 374

 алевритистые 351

 красные rлубоководные 309

 песчаные 374

 llЛотные 339

 плывучие 145
rлиняные купола 148
rлубина карбонатноrо насыщения (rKH) 46

 компенсационная 47

 критическая 46
rолдuча ряд 341
rольфстрим, течение 290, 291
rомопикнальные струи 226
rондвана 209
rоуraнда, формация 209
rрадиент rеостатическоrо давления 320

 rидростатическоrо давления 320
rpaHaT 24
rранит
Маунтинс, поднятие 201
rраничный слой 71, 76, 86
rранулометрические параметры 59
rраувакки 349, 350
rрафит 389
rребни 136
rрейнстоун 270, 273, 276, 375
rрейпстоун 45
rрейт
Валли, осадочная толща 308

 преддуrовой бассен 307, 308
rрин
Ривер, впадина 201

 формация 201, 202, 312, 397
rринслоу, сланцы 235
rруппа волн 214
rряды 117, 124

 нереходные растянутые 123

 песчаные линейные 241

 приливно
отливные 253
rудзон, подводный каньон 298, 305
rxaBap, месторождение 397


Давление акватермальное 327

 rеостатическое 320

 rидростатическое 320

 общее 320




430


Предметный указатель



 поровое 320
Дальредская надrруппа 256
Данакиль, депрессия 314
Данема классификация известняков 373
Данкард, бассейн 231, 234
Дapcи
Baйc6axa уравнение 72
Двайка, тиллиты 357
Движение веерообразное 87

 суспензионное 96
Дедоломитизация 372, 373
Декарбонатизация 348
Дельты rильбертова типа 226

 приливные 240, 241

 птичья лапа 229

 речные 241
Дербишир, блок 235
Джекфорк, rруппа 147
Джоултерс
Ки, оолитовая отмель 271, 272
Джубаила, формация 362
Диаrенез 319, 320, 393

 rлубинный 332


 с участием формационныx вод 363

 илов морских 333


 пресноводных 337

 карбонатных отложений 352

 метеорной области 331



 вадозной части 331



 ранний 353



 фреатической части 331

 морской оБJ,Iасти 332



 ранний 359

 ооидов 364

 песков на rлубине 344


 приповерхностный 340

 песчаников и вторичная пористость 348

 субаэральный 353

 эвапоритовый 377
Диаrенетическое запечатыIаниеe 396
Диаrpаммы Eh
 рН 14
Диапиризм 148
Диапиры 148
Диахронизм 159, 163
Диахронные осадочные тела 164
Дилатация 104, 145
Димикрит 374
Долины речные 181
Доломит 31, 49, 321, 372

 прозрачный 372
Доломитизация 368

 вторичная, механизмы 370

 модель смешения rрунтовых вод 371


 формационных вод 372

 эвапоритовая модель остаточноrо рассола 370
Домаль, тип дюн 131
Донные формы 113


 фазовые диаrраммы 113



 состояния 113
Драа 127, 131, 132
Древний красный песчаник 159, 357
Друмлины 205
Дуrлас
Крик, свод 201
Дюны 127

 барханноrо типа 131

 типа акле 131


 домаль 131


 сейф 131, 133



 эоловые 129


 поперечные 129


 продольные 129


Желоба приливные 242, 246
Жидкость, вязкость 68

 идеальная 71

 неныотоновская 69

 ньютоновская 69, 76

 определение 67

 плотность 68

 реальная 71

 физические свойства 68


Завихрения вихревые (водоворотные) 86

 волновые 86
Закон стенки 91
Заметы 83
Западное краевое подповерхностное течение 292
Зерна биоrенные 12

 BToporo цикла 26

 износ 61

 кластические 12

 облик 61

 окатанность 61

 ориентировка 64

 первоrо цикла 26

 раскалывание 61

 сферичность 61, 62

 траектория перемещения 96

 удлиненность 62

 форма 61, 62, 63

 хемоrенные 12

 черепитчатое расположение 64


Иrлокожие 37
Идейл, сланцы 235
Иерархия донных форм 117
Известняки 49

 битуминозные 340

 классификация 373, 374
Иллит 20, 24, 27

 деrрадированньm 25
Иловые кудри 151
Илы араrонитовые 39, 269

 диатомовые 309,.311

 известковые 309, 311

 кремнистыIe 309

 птероподовые 311

 радиоляриево
фораминиферовые 311

 радиоляриевые 311
Ильменит 24
Индекс донной формы 114

 потенциалов выветривания 17

 ряби 124
Интракласты 39, 41
Инфильтрация rлинистоrо материала 341
Ионная сила 30
Ионные пары 30




431


Предметный указатель


Каличе 355
Калькрет 355
Кальцит 30, 31, 45, 46, 49, 321, 354, 372, 381

 высокомarнезиальный 31

 железистый 31
Кампече, эскарп 304
Канадский бассейн 388
Каолоинит 2
 26, 27
Капитэн, риф 357
Карбонатные платформы 259, 261
Карбонаты океанические биоrенные пелаrиче

ские 28

 xeMoreHHoe осаждение 31

 шельфовые субтропической и тропической зон
28


 умеренных зон 28
Карлсберr, подводный хребет 315
Кармана
 П рандтля закон 90
Кармана
 П рандтля уравнение 90
Карналлит 48, 49
Карнеrи, подводный хребет 316
Катаrенез 393
Каултера счетчик 55
Кварц 23, 321, 381

 поликристаллический 23

 пустынный 309
KeporeH 340, 391
Кианит 49
Киндерскот
rрит, отложения 235
Кинетическая энерrия потока 214
КИСЛОПlость водных растворов 14
Классификация карбонатных пород 374
Кнолленкальк, извеСПlяки 362
кокколитыI 39
Компенсационная rлубина карбоната кальция
47, 287, 311
Комплексные ионы 30
Конвекция 321
Конседиментационные разрывы 149
Константа диссоциации 32
Континентальные окраины активные 27, 297


 пассивные 27, 297

 склоны 277
Контуриты 292
Конусы выноса 176


 абиссальные 301


 альпийскоrо типа 179


 ледниковых потоков 208


 переливов 245


 подводные 300, 301


 сухие 177


 увлажненные 177


 фации древние 180



 современные 178


 элементы морфолоrии 178

 пред рифовой осыпи 277
Кориолиса сила 286
Косослоистые серии 117
Косы 240
Котидальная линия 221, 222
Коэффициент проницаемости 64
Красноцветы 343
Кремнезем биоrенный 51

 в диаrенезе 379
Крип 129, 204
К ристаллыI воронкообразные 200


Критический пороr троrания зерен 93
Куполы 274
Куросио, течение 290


Лаврентьевский канал 306

 конус 300, 303, 306
Лаryны 240, 267
Латеритизация 383
Лед полярный 204
Ледники долинные 203

 покровные 203

 предrорные 203

 умеренных широт 204

 шельфовые 203, 208
Ленточные rлины 199
Леписферы 381
Лёссовые покровы 170
Лиrнин 387
Лиrнит 391
Лизоклин 47, 287
Линии движения 70

 равной высоты прилива 221, 222

 тока 70
Литофации 155
Лландоверийская трансrрессия 257
ЛОВУIIlКи нефти и rаза 394




 антиклинальные 394




 выклинивания 394




 линзовидные 394




 под несоrласием 394




 приразломные 394




 стратиrрафические 394




 структурные 394
Лоrтиперболическое распределение фракций 58
Лондонский бассейн 239
Лунетты 174


Маrнетит 24
Мадрок 339
Мадстоун 339, 340, 375
Манвиллские уrли 390, 391
Марковские процессы 160
Марматон, rРУПIIa 234
Марши 262

 засоленные 241
Мацералы 387

 ryминит
витринитовые 387

 инертинитовые 387

 липтинитовые 387
Меандры 184, 185
Меrарябь 117
Мезоrенез 350
Мели отступающие 254
Мелкие заливы 267
Мелководье прибрежное 240
Мерrель 273, 340
Месаверде, rруппа 248, 345
Мессинские эвапориты 314
Метаrенез 393
Метаморфизм захоронения 320

 контактовый 320

 реrиональный 320




432


Предметный указатель


Метаморфическая перекристаллизация 319
Метан 327, 388
Методика применения водородных пузырьков
81
Механизм снежноrо кома 44
Миrрация нефти и rаза третичная 394
Мидконтинент 231
Микрит 39, 340, 373, 374

 кальцитовый 39

 фоссилизированный 374
Микритовые оболочки 39, 41
Микстит 208
А/иланковича механизм 203
милстон
rрит, комплекс дельтовых отложений
232
Минералы аутиreнные 321, 343

 rлинистые 19, 24, 321, 340


 смешанослойные 26

 железа 383

 обломочные, внутрипластовое растворени{
341
Миссисипский бассейн 159
Модальные циклы в осадочных разрезах 160
Модель унаследованноrо развития 243
Монтмориллонит 20, 25
27

 деrидратация 327
Морена 205

 абляционная 205

 вытаивания 206

 донная 205
207

 поверхностная 207
Моренные rряды 206
Моррисон, формация 192
Мусковит 26
Мутность 98
Мэм
 Тор, песчаники 235
Мэнлиус, фации 267


Павье
 Стокса уравнение 87
Панкаи, Tpor 307
Наносы взвешенные 98

 влекомые (донные) 98
Напор общий 88

 потенциальный 88

 скоростной (или кинетический) 88

 статическоrо давления 88
Неньютоновская жидкость 69
Н ернста уравнение 324
Нефелоидные слои 293
Нефть 391

 миrрация 393
Нижний оолит 362
Нит, приливный эстуарий 239
Нортумберлендский бассейн 41, 43, 159
Норфлет, песчаники 345
Н ьютона закон 78

 уравнение 92
Ньютоновская жидкость 69


Обстановки осадконакопления 155, 156


 rлубокощ)Дные морские 155


 континентальные 155




 прибрежные 155


 шельфовые 155

 плывучести 144
Объемный диаметр 53
Озера предледниковые 207

 соленые 198
Озы 206

 четко видные 207
Океанский цикл растворенноrо кремнезема 52
Окислительно
восстановительный потенциал Eh
14
Оксилит 311
оолитыI 43
Оомикрит 374
Опал
А 51, 382
Опал
СТ 381
Оползни 149, 293

 подводные 149

 ротационные (вращающиеся) 149
ортокварцитыl 349
Осадки недоуплотненные 327

 нелитифицированные, текстуры деформации
144

 теория движения 100

 уменьшение прочности 144
Осадконакопление, анализ 157

 и поднятие 160


 проrибание 160

 литоральное 261

 последовательность 157

 щ)ибрежное, основные обстановки 240

 скорость 141, 161, 162

 сохранность 157

 трансrрессирующая (надстраивающаяся) си

стема 157
Осадочные системы 155

 фации 155
Отложения боковоrо наслаивания 182, 191

 rлубоководных бассейнов 277

 карбонатные 260

 кластические силикатные 260

 ледниковые древние 208

 ленточные 208

 остаточные 60, 131

 ситовые 179

 флювиоrляциальные 203
206, 207


 подводные 206
Отмели быстротока 189

 приливно
отливные 26, 240, 241, 262
Отпечатки выемок 139
Отражательная способность 388
Отставание (rистерезис) донных форм 133
Офиолитовые комплексы 315


Пайсинс
Крик, впадина 201
Пакстоун 270, 273, 276, 277, 375
Палеотечения 164
Паркер, эстуарий 238
Пеллеты 41
Пелоиды 41
Пелспарит 374
Перекатывание 96
Перелив штормовых волн 240
Песаrуеро, подводный конус вьшоса 302




43З


Предметный. указатель


Пески битуминозные 397

 зыбучие 147

 оолитовые 270
Песч.аники 374

 аркозовые 351

 классификация 349

 субаркозовые 351

 турбидитные 284
Песчаные волны 117, 121

 вулканы 147

 подушки 148

 шары 149
Пиди, формация 322
Пизолиты вадозные 355
Пиннакл 274
Пирит 384, 386
Плайя 198
Платформенные окраины 274


 с осадконакоплением 279


 транзитные 279
Пляжи 240
Поверхностц BToporo порядка 173

 первоrо порядка 173

 реактивации 118
Подслой вязкости 79
Поймы 181
Показатель интенсивности транспорта 96, 97
Покахонтас, бассейн 231, 234
Полиrалит 48, 49
Полости усыхания 261
Пористость 63, 64
Пороr потоковый (нормальный) 95

 троraния 94

 удара 95
Породы алевритово
rлинистые 339

 rипсовые вторичные 379
Порт
Аскайr, тиллиты 208, 209
ПотеlЩИал сохранности 36
Поток энерrии 214
Потоки бурные 75

 верхний режим 123

 rравитационные 103, 109

 rрязекаменные 103, 105, 109

 динамически подобные 74

 ламинарные 73
78

 мутьевые 103, 106, 108, 11 о, 111


 с высокой КОlЩентрацией 109



 низкой КОlЩентрацией 108

 нижний режим 123

 неоднородные 70

 обломочноrо материала 293

 однородные 70

 постоянные 70

 присоединенные 86

 промежуточные 197

 псеВДОIIЛастичные 77

 разделение 85

 разжижения (миксотропные) 103, 106, 109

 свободные 71

 спокойные 75

 сыпучие 103, 104, 109, 110

 турбидитные 293

 турбулентные 73, 74, 76, 78

 языкообразные 77
Пояс меандрирования 184
П рандтля уравнение 80


п рандтля
 Кармана уравнение 80
П реддуrовые бассейны 305
Приливы 219

 высокие 221

 квадратурные 220

 низкие 221

 полусуточные 221

 сизиrийные 220

 средние 221

 суточные 221
ПРИlЩип солевоrо баланса 236

 неразрывности 70
Промоины 241

 приливные 243
П роницаемость 63, 64
Прорывы (заходы медленно движущейся жидко

сти) 83
Протодоломит 35, 369
П рочность 63
Псевдопоры 37
Пыльность 98


Равнины прибрежные rрядово
ложбинные 240

 приливно
отливные 211
Радиоляриты 309
Разжижение 145, 147

 песка 145
Распределение размеров зерен 55

 фракций лоrrиперболическое 58
Растворение под действием давления 330
Растворы с большой ионной силой 30
Реrрессия 163, 164
Редокс
потенциал 14
Рейнольдса напряжение 78

 установка 73

 число 73, 74, 88, 89
Рено
rерцинская зона 316
рио
rранде, поднятие 313
Рифовая стена 277
Рифовый пик пиннакл 274

 фронт 277
Рифы барьерные 274, 276

 береrовые 274

 буrристые 274


 каркасные 275

 rребневидные каркасные 275

 и opraHoreHHble постройки шельфовых окраин
274

 лоскутные 274
Рода, формация 257, 259
Розuна закон 58
Роколл, проrиб 299
Ротлиrендские песчаники 345
Руры 132
Русла 181

 меандрирующие 181, 182

 прямые 182

 разветвленные 182

 речные, основные типы 182
Рутил 24
Рэлея
 Тейлора неустойчивость 148
Рябь 127

 баллистическая 129, 131

 вихревая 125




434


Предметный указатель



 волнения 125

 волновоrо течения 126

 rравийная (хребтики) 129

 крупная 117

 осцилляционная 126, 127

 перекатывания зерен 125

 противотечения 117

 течения 113, 117, 124

 ударная (баллистическая) 129, 131

 эоловая 127
Ряд выветриваемости (или устойчивости к BЫвe

триванию) 16, 17


Салин
Вэлли, плайя 198
Салинский блок 308
Сальтация 96
CaH
Aндpeac, разлом 298, 308
Сан
Паулу, плато 313
CaHT
 Мэри
 Ривер, формация 248
Сапропелит 311, 340
Сассекс, песчаники 257
Сахароним, формация 381
Сверхсоленые океаны 314
Свободная энерrия 17
Себхи 260, 261, 263, 370, 376

 междюнные 173
Сейф, тип дюн 131
Сейши 196
CeHT
 Биз, песчаники 123
Сиrсби, равнина 304

 эскарп 304
Сидерит 384, 386
Сила волочения 93

 инерции 74

 подъемная 93

 потока 73
Сильвин 48, 49
Силькреты 344, 381, 382
Синерезис 147
Скалби, формация 190
Скорость волочения 79

 срывающая 79

 установившаяся (скорость падения) 91
Сланцеватость 340
Сланцы 339

 битуминозные 340

 нефтяные 397

 черные 340
Следы выемок 136

 ископаемых 141

 предметов 138

 промоин 138
Слепки наrрузки 148
Слоистость волнистая 126, 127

 rрадационная 60

 конволютная 149

 косая 127


 крупная 117


 мелкая 115


 ныряющая (крутопадающая) 118


 опрокинутая 148


 перекрестная (троrовая) 115


 плоскопараллельная 115

 линзовидная 126, 127



 наклонно
косая 117

 параллельная 126

 перевернутая 104

 полосчатая 126, 127

тонкоrоризонтальная 119

 флазерная 126, 127
Слой абсорбции 71

 rраничный 71
Смаковер, формация 273
Смена русла 186
Соляные rлетчеры 148
Сом, абиссальная равнина 293, 298, 302, 303, 306
Сортировка 58

 валовая 58

 нормальная 126

 связанная с отложением. или транспортиро

кой наносов 58
Спарит 373
Срединно
Атлантический канал 303

 хребет 299, 310, 313, 315
Среднеарифметический размер зерен 59
Среднеrодовой индекс эффективности расхода
228

 показатель ослабления волновой энерrии 228
Средний размер зерен 58
Стабильные изотопы 322
Стаrнация 289
Стандартная модель фаций 155

 свободная энерrия реакции 17
стилолитыI 330
Стокса закон 91, 102
Стокса и Терстнера волны 213

 теория 173, 215

 формула 92
Стоксов перенос 215
Стратификация температурная 197
Стресс рассеивающий 104
Строматолиты 139
Струи rипопикнальные 226

 rомопикнальные 226
Структура афанитовая 378

 rрумелезная 367

 молекул воды 13

 птичьеrо rлаза 360
Сутурные контакты зерен 330


Тальвеr 182
Тейлора
 r ертлера вихри 87
Текстура блюдцеобразная 147

 дифференциальной наrрузки 148

 омлета 148

 пламенная 148

 связанная со сдвиrовыми напряжениями 147

 синерезиса 151

 столбчатая 147

 стремнинно
западинная 121

 усыхания 147, 151

 флазерная 126
Тектоника плит 166
Теория волн на rлубокой воде 223

 турбулентности 77
Теплопроводность 321
Термоклин 197, 200
Терразо 381, 383




435


Предметный указатель


Тетис 315, 316
Течения вдольбереrовые 216

 вторичные 85

 rрадиентные 286

 дрейфовые 286

 океанские rлубинные и циркуляция 291


 поверхностные и циркуляция 289

 плоскостные 106

 разрывные 216

 циркуляционные 182
Тиксотропия 147
Тиксотропные вещества 70, 147
Тиллиты 208
Тонштейн 339
Торф 389
Точка отрыва 86
Траектория частиц 70
Трансrрессия 163, 164
Трение 71

 внутреннее 71
Трещины усыхания 151
Трона 201
Троодос, массив 315
Турбидиты 199, 294
Турмалин 24
Тяжелые минералыI 24


Уrли бурые 389, 391

 ryмусовые 387

 кеннельские 387

 обстановки образования 388

 сапропелевые 387

 сильнолетучие битуминозные 391

 состав и степень метаморфизма 387

 суббитуминозные 391

 твердые 389
Уrол остаточноrо сдвиrа 104

 первоначальноrо смещения (уrол eCTeCTBeHHO

ro откоса, уrол текучести) 104
Уилкинс
Пик, пачка 201, 202
Уилкокс, песчаники 231, 347, 348, 395
Уинд
Ривер, впадина 201
Умбры 315
Уолвис (Китовый
 подводный хребет 313
Уравнение напряжения влечения 72
Усилие преодоления вязкости 89
Уэйла теория растворения 331
Уэстуоте
Каньон, пачка 192


(Dаза докарстовая 276

 карстовая 276

 послекарстовая 276
Фазовые диаrраммы Eh
 рН 324
Фации аллювиальных равнин древние 190



 современные 187

 брошенных дельт 229

 вертикальная смена 157

 дельтовые древние 231


 современные 228

 кластические береrовые древние 247



шельфовые древние 256

 лаrунные древние 270



 ледниковые 205


 плейстоценовые и современные 205

 линейно
вытянутых побережий современные
244

 моренные 203

 нерасчленные 157

 обстановок осадконакопления 155

 обширных зандровых равнин 203

 озерные древние 200


 современные 199

 океанские, последовательность 310

 пелаrические древние, континентальные отло

жения 315

 пустынные древние 174


 современные 172

 рифовые древние 177

 шельфовые современные 252

 эстуариев древние 238


 современные 238
Фелл, песчаники 112, 117
Фландрская трансrрессия 163, 257
Флоридская лаryна 269

 равнина 304
Флоридский рифовый пояс 268

 эскарп 304
Флюид 67
Флюидизация 106
Фолка rрафический метод 57
Фолка и Ленда rипотеза 372
Фолка классификация известняков 373
Фолл
 Ривер, формация 239
Формационные воды 328
Формула кинетической энерmи 72

 столкновения (уравнение Ньютона) 92
Фосфат
ионы 52
Фосфаты 51

 алло химические 52, 53

 ортохимические 52
Фрамбоиды 384
Францисканский комплекс 308
Фреатическая зона 353, 357, 360
Фрио, песчаники 345
Фронт дельты 225
Фруда число 75, 125, 226
Фторапатит 52


Хамелин, впадина 270
Хардrраунд 143, 316, 317, 360
Хеттон, проrиб 299
Хит, формация 50, 381
Хлорит 26, 27
Ходы беrства 143

 сверления 143
Хорнелен, бассейн 193
Хребтики (rравийная рябь) 129


Цемент 350

 второй rенерации 366

 изопахитовоrо типа 357
Цементирующие минералыI 321
Цехштейновое море 50
Цирков 24
циркулJIпвовныc пeilп 216




436


Предметный указатель


Частицы аморфные коtvlковатые 41

 полиrенетичные 45
Частотная кривая, или кривая распределения 55
Ченирплейны 240
Черные сланцы 289


Шамозит 384, 386
Шези коэффициент 72

 формула 72
Шейл
rрит, отложения 235
Шельфы карбонатные открытые 272

 приливно
отливные 250

 связанные с поrодными условиями 250
Шеннон, песчаники 257
Шероховатость донных форм 73

 частиц 73
Шильдса диаrрамма 94
Шоал, оолиты 272
Штерн6еР2а закон 61
Штриховка течения первичная 118


Эвапоритовая модель остаточноrо рассола 370
Эвапоритовый подсос 376
Эвапориты 48, 314, 376

 субаквальные 280
Эвстатические колебания уровня моря 163
Эвфотическая зона 141
Экзинит 387


Экмана теория дрейфовых течений 287
Экмановская спираль 287
Экофиск, месторождение 397
Эксума
Саунд, впадина 278
Эндопоры 37
Энерrия волнения 214

 давления 72

 кинетическая 71, 72

 потенциальная 71
Эоrенез 350
Эолианит 318, 357
Эпилимнион 197, 198, 200
Эпсомит 49
Эрrи 170, 171
Эри волны 213
Эстуарии, динамика 236

 типа А 237


 Б 237


 В 237


 r 238


Юинта, впадина 201

 поднятие 201
Юкатанский шельф 304
Юрдельский цикл 234 235


Ярданrи 171




rеоrрафический указатель


Абу
Даби 263, 264, 267, 377
Австралия 267
Австрия 267
Алжир 131, 314
Альберта, провинция 248
Аляска 186, 209
Амазонка, р. 22, 303
Амур, р. 22
Анrлия 143, 147, 151, 190, 192
Андрос, о. 33, 39, 262, 263, 26
268
Анта рктида 290, 292, 311
Антильские O
Ba 299
Аппалачи, rоры 231
Аравийский п
ов 273
Аравийское море 289
Арктика 292
А табаска, долина 397

 ледник 204
Атлантический океан 46, 209, 221, 292, 297, 311
Атлантическое побережье США 249


Баrамские O
Ba 11, 29, 32, 43, 259, 262, 26
267,
271, 278
280, 357, 359
Байкал, оз. 196
Балеарские O
Ba 279
Балхаш, оз. 368
Барбадос, о. 353
Батон
 Руж 232
Белиз 277
Бенrальский зал. 303
Бёрд, станция 204
Бердекин, р. 225
Беринrово море 254, 301
Бермудские O
Ba 305, 306, 354
Бернадильо, р. 99
Берри, O
Ba 33
Бимини, атолл 33, 39, 43, 271, 279, 357, 359
Бискайский зал. 302
Биттон, р. 184
Бихар, шт. 189
Блейк, плато 279
Большая Баrама, о. 278

 Баrамская банка 33, 36, 39, 263, 277

 Ньюфаундлендская банка 294
Большое соленое озеро 43, 44
Большой Барьерный риф 267, 365

 Бассейн 308
Бонэр, лаrуны 372
Борнхольм, о. 247
Боцеман,
H 169
Брахмапутра, р. 185, 187, 188, 225, 230, 300
Бриенц, оз. 199
Бристоль 362


Британская Колумбия, пров. 134, 184
Бэлайз 232


Везеби 362
Великие озера 195

 равнины 185
Вильreльмсхавен 211
Волrа, р. 22
Восточная Африка 195, 196
Восточные Альпы 315


raHr, р. 22, 225, 230, 300
rарден
Айленд, залив 230
rарден, о. 230
raTTepac, подводный каньон 302
rебридские o
вa 181
rельветские Альпы 153
rельrоландский залив 143, 253
rеоrрафа пролив 269
rибралтарский пролив 314
rондурасский залив 267, 277
rрейвилл 169
rренландия 292, 299
rудзон, подводный каньон 302


Дал
Хит 381
Даултинr
Стоун 362
Делавэр, бухта 243
Делмарв, п
ов 243
Джеман, бухта 241
Джорджия, бухта 241
Дип
Спринr, оз. 368
Дисс 222
Долина монументов 173

 Смерти 180
Донджек, р. 186, 187
Дунай, р. 225, 228


Евфрат р. 22, 225
Енисей, р. 22


Замбези, р. 22
Замбия 151
Западная Австралия 141, 209, 260, 265, 269, 357

 Норвеrия 193

 Сахара 294
Западный Эрr 131




438


Инд, р. 22
Индийский океан 51, 269, 270, 292, 316
Индия 188, 189
Иордан, р. 198
Иран 148, 195, 273
Ирландия 208
Испания 180, 314
Ист
Бей, бухта 230


Йоркшир 151, 190, 339


Каир (шт. Иллинойс) 182
Калrари 390
Калифорния 177, 180, 198, 248, 308
Камберленд, rрафство 123, 362
Канада 187
Канарские O
Ba 294
Кантабрийские rоры 180, 301
Кения 199
Киву, оз. 200
Ки
Ларrо 268
Кипр, о. 315
Киркбин 147
Китва 151
Кокодри 232
Колонья 391
Конrари, р. 188
KOHro, р. 22
Коппер, р. 225
Коси, р. 177, 188, 189, 192
Красное море 199, 314
KypoHr, лаrуна 368, 372


Ла
Джолла, подводный каньон 219
Ла
Фурт 232
Лена, р. 22
Леон 302
Ливийская Сахара 133
Ливия 131
Лидней 357
Лонr
Айленд, о. 299
Лотре, протока 230
Лоу, пролив 272
Лохарбриrrс 173
Лyrор, р. 121, 123


Мадре, лаrуна 44, 245, 365
Маккензи, р. 22
Малая Баrамская банка 277
279
Малые Антильские O
Ba 353
MaM
 Тор 147
MeKoHr, р. 225
Мексиканский залив 148, 191, 221, 231, 232, 253,
254, 272, 304, 347
Мендипс, район 43
Менорка, о. 279
Мертвое море 32, 36, 195, 196, 198
Мессинский пролив 280
Миссисипи, р. 22, 151, 165, 182, 189, 191, 222, 226,
228, 230, 232, 233, 237, 240, 253, 300, 303, 304,
396
Мэм
Тор 284
Мэн, залив 293, 303, 306


Натуралиста залив 269
Ниreр, р. 22, 151, 225, 228, 230, 233, 300, 394
Нижняя Калифорния 343
Нил, р. 22, 225
Нилема, залив 261
Норвеrия 193
Нортумберленд, rрафство 112, 117
Норфолк, rрафство 66
Ноттинrемшир, rрафство 128, 147
Ньюкасл 362
Ньюфаундленд, о. 295, 299


Обь, р. 22
Оман 141
Омо, р. 197, 199
Онтарио, оз. 197
Оранжевая, р. 22
Ориноко, р. 22, 225
Остенде 222, 255
Отрис, rоры 315


Пакистан 177
Папуа, залив 225, 230
Парана, р. 22
Персидский залив 29, 32, 36, 44, 144, 148, 260,
263, 264, 267, 268, 273, 359, 376
Перт 269
Перуанско
Чилийские Анды 297
Пиренеи, rоры 192, 257
Пирл, р--н 169
Плакмин 232
Платт, р. 187
По, р. 225
Портленд 273
Прованс, ист. обл. 147


Рамон 381
рио
rранде, р. 395
Рона, р. 225
Рудольф, оз. 197


Салуэй
Фёрт 239
Санта
Барбара, rоры 252
Сан
ФраIЩИСКО 225, 228
Саскачеван, ледник 203

 река 187
Сассекс 378
Саудовская Аравия 50, 362, 381, 397
Саут
Эск, р. 188, 189
Сахара, пустыня 104, 131, 166, 170, 172, 309
Святоrо Лаврентия, р. 300
Северн, р. 117
Северная Анrлия 235

 Атлантика 235

 Африка 171, 209

 Испания 180

 территория 369
Северн
Бридж 381
Северное море 143, 148, 175, 222, 253, 255, 256,
345, 397
Северо
Западная Африка 294

 Европа 25, 50, 252, 272




439


rеоrрафнческий указатель


t



Сейл
айпрмор 232
Сен
Бернар 232
Сенеrал 228
Сикоку, о. 307
Скарборо 151, 192
Скриппс, подводный каньон 219
CKyнepc
KH, коса 272
Снаrrеди, болота 388, 392
Солуэй
Ферт 117, 123
Средиземное море 313, 314
Суэнси 121, 123


Тексел, о. 255
Темза, р. 238
Теч 232
Тиrр, р. 22, 225
Тимбукту 173
Тихий океан 26, 45, 46, 51, 221, 288, 292, 310
Тонr
оф
те
Оушн, залив 279
Тракийское побережье 144
Три
Крикс, отмель 265, 267
Тулонrа, плато 265
Туркана, оз. 199


Уайт
Сэндс 132
Уобащ р. 169, 183, 188, 190
У олнат
Каньон 357
У олсорт 270
Уэльс 66, 121, 123, 159, 257


Фанди, залив 221, 246
Ферлайт 378
Флорида, п
ов 11, 29, 262, 267, 272, 345, 371
Флорида
Кис, O
Ba 268
Флоридский залив 267, 268, 274
Франция 147
Фрезер, р. 134
Фрей сине, залив 269


Хамелин
Пул, залив 269
Хатчисон, залив 262, 265
Хед
оф
Пассис 182
Хелм, p
H 169


Хуанхэ, р. 22
Хук
оф
Холланд 222, 255


Центральная Австралия 170, 173
Цюрихское оз. 197
199


Чад, оз. 173, 195
Черное море 312, 313
Чиппинr
Содбери 143


Шанделур, o
вa 232, 242
Шарк, залив 29, 141
143, 144, 26Q.-..-262, 269, 270,
274, 357
Швейцария 153, 199
Швейцарские Альпы 199
Шотландия 147, 173, 181, 208, 247
Шпицберrен, O
Ba 151, 194


Эбро, р. 225, 228
Эдейенубари 131
Эксума, залив 272
Эндрикс, р. 188, 191
Эр
Рияд 381


Юrо
Западная Африка 52
Южная Анrлия 273

 Атлантика 288, 311, 313

 Африка 267

 Флорида 268
Южно
Китайское море 301
Южные наrорья Шотландии 307
Южный Саскачеван 187

 Уэльс 181
Юинта, rоры 202
Юкатан, п
ов 29, 272
Юкон, р. 187


Ямайка, о. 371
Янцзы, р. 22
Японское море 301




УВАЖАЕМЫЙ ЧИТАТЕЛЬ!


Ваши замечания о содержании книrи, ее оформлении, качестве
перевода и друrие просим присылать по адресу: 129820, Москва,
И
110, rсп, l
й Рижский пер., д. 2, издательство «Мир».


.


Майкл Лидер


СЕДИМЕнтолоrия ПРОЦЕССЫ И ПРОДУКТЫ


Старший научный редактор М. Е. Яковенко. Младший научный редактор А. В. Швыряева. Художни к С. С. Вотчиц.
Художественный редактор Л. М. Кузнецова. Технический редактор Н. И. Манохина. Корректор I А. Я. Шехтер I


ИБ N2 5295


Сдано в набор 25.01.85. Подписано к печати 26.12.85. Формат 70 х 1001/16' Бумаrа офсетная N2 1. Печать
офсетная. rарнитура таймс. Объем 13,75 бум.л. Усл.печ.л. 35,75. Усл.кр.
отт. 71,50. Уч.изд.л. 43,95. Изд. N2 5/3911.
Тираж 1.560 экз. Зак. 91. Цена 7 р. 40 к.
ИЗДАТЕЛЬСТВО «МИР» 129820, rсп, Москва, И
llО, l
й Рижский пер., 2.


Можайский полиrрафкомбинат Союзполиrрафпрома при rосударственном комитете СССР по делам издательств,
полиrрафии и киижной торrовли. r. Можайск, ул. Мира, 93.