Классификация морских отложений реферат
Обновлено: 04.07.2024
Породы морского происхождения распространены очень широко. В европейской части России они составляют значительную часть разреза кембрийских, девонских, каменноугольных, пермских, триасовых, юрских, меловых, палеогеновых, неогеновых и частично четвертичных отложений. Среди последних наиболее известны различные слабые глинистые породы, такие, как хвалынские глины Заволжья, новокаспийские в Прикаспийской впадине, польдиевые и литориновые на севере и северо-западе Русской платформы, голоценовые в Прибалтике и лиманно-морские в Присивашской низменности и по побережью Черного моря. Современные морские осадки встречаются в зоне шельфа, континентального склона и открытого океана. Состав их весьма разнообразен.
Основным условием накопления морских глинистых отложений является отсутствие значительных движений воды, что почти всегда имеет место на батиальных и особенно на абиссальных глубинах. Там весьма незначительны климатические и сезонные изменения состава воды, привнос терригенного и пелагического материала, движение масс воды и т. д. Поэтому на обширных пространствах континентального склона и особенно ложа океана сохраняются сравнительно однообразные условия седиментации осадков, тогда как в зоне шельфа они более переменны. Здесь заметно влияние медленных тектонических колебательных движении, различных климатических и сезонных изменении, рельефа прибрежной зоны и морского дна, течений водных масс, волновых явлений, неоднородности солевого состава и солености воды, привнося терригенного материала, развития органической жизни и других факторов. Поэтому области накопления глинистых отложений в зоне шельфа распространены более ограниченно, а песчаных, галечных и других грубообломочных — более широко.
На картах современных морских бассейнов области абиссальных и батиальных глубин занимают большую часть площади морей и океанов. Поэтому области накопления глинистых отложений распространены значительно шире областей, в которых накапливаются более грубые отложения. Интересно заметить, что подобная картина в распределении осадков должна, казалось бы, наблюдаться и в бассейнах прошлого, т. е. среди коренных пород. Однако, как указывает Д.В. Наливкин, соотношение в распределении этих пород наблюдается как раз обратное. Наиболее широко распространены осадки шельфа, осадки батиальной зоны распространены ограниченно, а осадки абиссальной зоны почти отсутствуют. Такое соотношение он объясняет малой изученностью и трудностью выделения абиссальных осадков в ископаемом состоянии. Поэтому ниже рассматриваются наиболее широко распространенные породы, образовавшиеся из осадков, накопившихся в зоне шельфа.
По условиям образования эти морские отложения можно подразделить на прибрежные и более глубоководные. Прибрежные глинистые отложения, как указывает Д. В. Наливкин, образуются в изолированных обособленных участках моря: заливах, участках, отгороженных островами, обособленных проливах и т. п. Все эти области моря характеризуются близостью к берегу, небольшой глубиной и отсутствием значительных волноприбойных явлений и движений воды. Благоприятны для накопления прибрежных глинистых отложений низкие берега, сложенные глинистыми породами. Характерными петрографическими признаками прибрежных глинистых отложений являются следующие.
1. Меньшая площадь распространения по сравнению с более глубоководными. Однако с точки зрения возможных размеров строительных площадок прибрежные глинистые отложения можно считать вполне выдержанными по простиранию.
2. Сравнительно большая мощность, хотя значительно меньшая, чем у глубоководных отложений, так как бассейны, с которыми связано образование прибрежных отложений, в общем были кратковременными.
3. Некоторая неоднородность состава, обусловленная примесями песка, местами даже гравия, а иногда и наличием песчаных линз и прослойков.
4. Слоистость тонкая или толстая грубая, иногда неправильная. Среди прибрежных отложений встречаются глинистые массивной или неяснослоистой текстуры.
5. Местами обогащенность растительными остатками.
6. Сульфидные соединения железа (пирит) как следствие местной зараженности прибрежных зон сероводородом.
7. Иногда включения гальки, и в том числе глинистой гальки, щебня, кусков угля, торфа, целых раковин или их обломков.
8. Следы морской ряби на поверхности слоев, струек воды, отпечатки дождевых капель, града, бугорков и ямок (как результат восхождения газовых пузырьков), отпечатки, слепки и псевдоморфозы по кристаллам соли, следы течения пластического осадка, отпечатки следов ползания животных, трещины и многоугольники высыхания и др.
9. Тесная связь и сопряженность по простиранию с наземными отложениями или постепенный переход к более глубоководным осадкам.
Прибрежные песчано-галечные отложения образуются на обширных пространствах. Основным фактором, способствующим их образованию, является значительная скорость движения воды, обусловленная волноприбойными явлениями, течениями и отчасти приливами и отливами. В соответствии с этим, как отмечает Д.В. Наливкии, пески и галечники распространены в прибрежной полосе на более или менее значительных глубинах, иногда вдали от берега в области развития сильных донных течений и узких заливах с большими приливами и отливами. Ширина полос, в пределах которых распространены прибрежные песчано-галечные отложения, различна. Обычно она не превышает нескольких километров, хотя на отдельных участках значительно уменьшается, а на других увеличивается. Мощность их измеряется десятками и сотнями метров, особенно она возрастает на участках впадения рек, выносящих в море обломочный материал.
Более глубоководные отложения, образовавшиеся на глубине от 20 до 200 м, занимают значительно большую часть поверхности шельфа и постепенно переходят в область распространения батиальных илов. Отличительные признаки этих отложений следующие.
1. Огромные площади распространения и, следовательно, большая выдержанность но простиранию.
2. Значительная и выдержанная мощность, измеряемая нередко сотнями метров и более.
3. Глинистый вещественный состав (гранулометрический, минеральный) более однородный, чем у прибрежных отложений.
4. Как правило, хорошо выраженная макро- и микрослоистость, обычно более правильная, чем у прибрежных отложений.
По содержанию различных примесей они подразделяются на песчаные, кремнистые, карбонатные, глауконитовые, битуминозные и углистые. Песчаные разности отличаются примесями песчаного материала и более широким распространением на небольших глубинах. Кремнистые опоковидные отличаются повышенным содержанием кремнезема. Обычно кремнезем распространен в виде скелетных образований радиолярий, кремневых губок и диатомей. Глинистые отложения, обогащаясь кремнеземом, постепенно переходят в кремнистые.
Карбонатные глинистые отложения, отличающиеся большим или меньшим содержанием карбоната кальция, встречаются на самых различных глубинах. Источником для обогащения их карбонатами являются скелеты животных или продукты разрушения берегов, сложенных карбонатными породами. Обогащаясь карбонатами, глинистые отложения постепенно переходят в мергели, известковые мергели и другие карбонатно-глинистые породы.
Глауконитовые глинистые отложения имеют примеси глауконита, придающие им зеленый цвет. Битуминозные глинистые отложения образуются в результате превращения органических остатков в анаэробной среде в углеводородные соединения. Процессы распада органических веществ и полимеризация углеводородов происходят физико-химическим путем при участии различных бактерий и их ферментов и неорганических катализаторов. Углистые глинистые отложения образуются в результате обогащения их продуктами распада растительных остатков. Среди глубоководных отложений эти разности встречаются редко, так как на больших глубинах растительных остатков накапливается мало.
Таковы основные петрографические признаки морских отложений. Важно подчеркнуть, что они обычно очень широко распространены, по условиям залегания это мощные толщи и пласты. Вещественный состав (гранулометрический и минеральный) этих отложений весьма однороден. Из текстурных признаков для них характерна слоистость, которая обусловливает некоторую анизотропность их свойств (главным образом водопроницаемости и сопротивления сдвигу). Некоторые морские глинистые отложения отличаются повышенным содержанием органики, растворимых солей, а в зависимости от примесей они могут быть песчанистыми, карбонатными, кремнистыми, глауконитовыми, углистыми и битуминозными.
По физическому состоянию морские глинистые отложения могут быть твердыми, полутвердыми, скрытопластичными (затвердевшие), пластичными и текучими. Песчано-галечные отложения имеют плотное, средней плотности и рыхлое сложение. Коренные глинистые породы обычно уплотнены, находятся в твердом или полутвердом состоянии и относятся к породам полускальным.
Изображение sailormn34 с сайта Pixabay
ГЛАВА 6. ДОННЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ В ОКЕАНАХ И МОРЯХ
§ 18. Классификация морских отложений
Существует несколько классификаций морских отложений; а) по генетическому признаку (по происхождению), б) по механическому составу, т. е. по крупности частиц, в) по гидродинамической активности, г) по химическому составу (по содержанию углекислого кальция, кремнекислоты, органического вещества и др.). Не останавливаясь подробно на каждой из этих классификаций, укажем на одну из ранних (Меррея—Ренара, 1891 г.), дополненную современными исследователями. По этой классификации морские отложения подразделяются по глубине залегания и по происхождению. По глубине залегания выделяют отложения мелководные, глубоководные прибрежные и пелагические (открытого моря); по происхождению — терригенные, органические (органогенные), красную глину, хемогенные. Эту классификацию нельзя считать достаточно полной и строгой, но выделенные основные типы терригенных и органических отложений в ней отражены достаточно четко.
Терригенные отложения
Терригенные отложения — это продукты разрушения горных пород материков, поэтому по своему составу они близки к породам суши. Продукты разрушений берегов, а также наносы, выносимые речными водами, откладываются на различном расстоянии от берега. Эти отложения располагаются преимущественно на материковой отмели и материковом склоне. Среди терригенных отложений различают валуны, гальку, щебень, гравий, песок (крупный, средний и мелкий), мелкий песок с примесью ила (илистый песок), ил с примесью песка (песчанистый ил) и, наконец, илы различных цветов и оттенков.
В непосредственной близости от берегов откладываются наиболее крупные обломки пород, слагающих берега, — валуны; дальше по направлению к морю располагаются последовательно галька (или щебень), гравий, пески, постепенно уменьшающиеся по своей крупности, затем илистые пески, песчанистые илы и, наконец, илы. Эта естественная схема распространения терригенных отложений нередко нарушается в той или иной мере в зависимости от рельефа дна, геологической истории данного участка моря, режима волнения, течений и колебаний уровня. Иногда ил, находящийся обычно в наибольшем удалении от берега, оказывается в непосредственной близости, а песок, напротив, вдали от него. Во всех случаях состав терригенных отложений зависит от того, какие породы слагают берега, и отчасти от состава наносов, выносимых реками.
Наибольшая часть площади, занятой терригенными отложениями, приходится на долю илов. Наиболее распространен из них синий ил (темный). Он встречается у островов Галапагос, в Бенгальском и Аравийском заливах, в австрало-азиатских и китайских морях и в других местах. На крайнем севере и на крайнем юге Мирового океана распространен тонкий ил преимущественно голубого цвета — глауконитовый ил. Местами он простирается до средних широт, как, например, в южной части Атлантического океана до так называемого Аргентинского бассейна (до 30° ю. ш.).
Большое количество глауконитовых зерен, накапливающихся в пустых раковинах корненожек, окрашивает илы в зеленый цвет. Такой зеленый ил характерен для восточного побережья США, встречается к северу от о. Куба, у берегов о. Пуэрто-Рико, полуострова Калифорния, Японских островов и в других местах.
Большие реки Южной Америки и других материков выносят наносы, содержащие окись железа, в результате иловые отложения окрашиваются в красный цвет. Такой красный ил обнаружен на материковом склоне Южноамериканского и Африканского континентов, в Восточно-Китайском море.
Черный и серый илы встречаются в районах, характеризующихся застойным режимом, где происходит разложение органических остатков без доступа кислорода. Черный ил встречается на дне Черного моря, где илы и придонные воды содержат большое количество сероводорода.
В вулканических областях, на различных глубинах вокруг островов и берегов, сложенных вулканическими породами, как, например, у островов Тонга, Кермадек и др., находится серый вулканический ил и песок, иногда окрашенный и в коричневый цвет. Около коралловых островов и берегов, окаймленных коралловыми рифами, в Атлантическом, Тихом и Индийском океанах образуется коралловый ил белого цвета. Он встречается на глубинах до 3000 м.
В предустьевых участках рек в зависимости от рельефа дна речные наносы — аллювиальные пески и илы — или отлагаются в дельтовой части реки (при приглубом взморье), или распространяются на большие расстояния от дельты (при мелководном взморье), образуя русловые борозды, обрисовывающие очертания подводной дельты.
Органические (пелагические) отложения
Органические (пелагические) отложения. Источником образования илов органического происхождения служат остатки организмов, по преимуществу планктона. Огромное количество остатков отмирающих организмов опускается из поверхностных слоев — на дно. Часть из них (скелеты, раковины) достигает морского дна и образует донные отложения — илы глубинных областей Мирового океана. Наиболее распространенный из илов органического происхождения — глобигериновый, образовавшийся главным образом -из известковых раковин мельчайших организмов глобигерин. Этот ил на 65% состоит из остатков известковых организмов и на 35% из неорганических веществ. Глобигериновый ил имеет палевую или розоватую окраску.
Другой вид пелагического ила — птероподовый ил, на 80% состоящий из известковых остатков раковин глобигерин и разных, моллюсков, в особенности крылоногих — птеропод.
Ил, образовавшийся из кремнистых остатков, главным образом радиолярий — простейших одноклеточных животных, называется радиоляриевым илом. Он на 60 % состоит из кремнистых органических остатков и на 40% из неорганических веществ.
В холодных водах Антарктики и в северной части Тихого океана органогенные илы образуются преимущественно за счет кремнистых остатков диатомовых водорослей, поэтому эти илы называются диатомовыми.
Красная глина залегает на самых больших глубинах Мирового океана и представляет собой тонкий глинистый остаток. Химический анализ показывает, что она состоит из водного алюмосиликата. В красной глине находится очень небольшая примесь (около 10%) остатков организмов: зубы акул, слуховые косточки китов. Кроме того, в ней встречаются частицы пемзы, вулканическое стекло, образования из окиси железа, вулканическая и атмосферная пыль и частицы космического происхождения.
Ледниковые и айсберговые осадки
Кроме терригенных и органогенных (биогенных) отложений, в полярных районах выделена группа ледниковых и айсберговых осадков, что связано со способностью льда вмораживать частицы разной крупности, переносить их на большие расстояния, а при таянии добавлять к осадкам инородные компоненты.
В океане непрерывно идут биологические процессы и химические реакции, образующие минеральные и органические соединения. Так, например, в толще дна морей и океанов залегают нефть, известняк, кремнезем, железные руды. 100 лет назад на дне Мирового океана были обнаружены железомарганцевые конкреции, главным образом в областях больших глубин. Исследования последних десятилетий показали, что на дне Тихого океана эти образования встречаются в большом количестве и на глубинах менее 1000 м. В состав их, кроме марганца и железа, входит кобальт, никель и медь. Это богатейший источник минерального сырья.
Классификация осадков
Современная классификация морских грунтов подразделяет их по вещественно-генетическому составу на терригенные, органогенные, вулканогенные, хемогенные и полигенные. По размеру частиц все осадки делятся на галечногравийные, песчаные, алевритовые, пелитовые.
Терригенные (обломочные и глинистые) осадки состоят в основном из продуктов разрушения горных пород суши. Это — галечно-гравийные, песчаные, алевритовые, пелитовые, рассеянный терригенный материал айсбергового и ледового разноса.
Органогенные осадки могут быть известковыми (фораминиферовые, птероподовые, коралловые и ракушечные) и кремнистыми (диатомовые и радиоляриевые). К известковым относятся осадки, содержащие более 30% углекислого кальция (СаСОз), а к кремнистым— более 30% аморфного кремнезема (SiO2). Кроме того, выделяются слабокремнистые осадки с содержанием аморфного кремнезема более 10% (слабокремнистые диатомовые илы) и более 5% (слабокремнистые радиоляриевые илы). Максимальное количество углекислого кальция в современных известковых осадках — свыше 99%; максимальное содержание кремнезема в диатомовых илах — 70% и в радиоляриевых илах — около 25%. Вулканогенные (пиропластические) осадки — осадки вулканического происхождения.
Хемогенные осадки, согласно Н. М. Страхову, сформировались в результате химических превращений вещества после его выпадения из морской воды. К ним относятся железомарганцевые и фосфоритные конкреции, а также осадки, обогащенные глауконитом.
К полигенным осадкам отнесены красные глубоководные глины, состоящие в основном из тончайшего терригенного и в меньшей мере вулканогенного материала. Кроме того, они содержат остаточные продукты от растворения планктонных фораминифер, скелеты радиолярий, фрагменты других организмов и микроконкреции; обладают повышенным содержанием космогенного материала.
В последние годы широко применяется классификация морских осадков по механическому составу, разработанная в 1960 г. И. Л. Безруковым и А. П. Лисициным. В качестве основного критерия в ней принят медианный (статистический) диаметр частиц и размер основной фракции.
Иначе построена классификация осадков Д. Мэррея и А. Ре-нара (Murray a. Renard), предложенная еще в конце прошлого века и сохраняющая значение до сих пор. Согласно их классификации, все морские осадки делятся на две основные группы: 1) пелагические отложения, образовавшиеся в глубоких водах вдали от суши, и 2) терригенные отложения, образовавшиеся вблизи материков и состоящие главным образом из принесенного с суши материала. Затем каждая из этих двух групп делится по составу. Среди пелагических отложений, например, выделя¬ются красная глина, диатомовый ил, глобигериновый ил и т. д. Правильнее всего было бы положить в основу классификации морских осадков генетические типы, как это было проведено вы¬ше для континентальной группы отложений. Однако недостаточ¬ная изученность условий образования осадков на морском дне не позволяет пока провести такое разделение последовательно. Кроме того, возникают затруднения в определении ведущего фактора, который должен быть положен в основу выделения ге¬нетических типов в море. Поэтому, в известной мере условно, за основание для группировки морских осадков принята глубина их образования. Так, выделены отложения литоральные, неритовые, батиальные (отложения материкового склона) и абиссальные (глубоководные океанические отложения). В пределах каждой из этих групп выделяются более дробные подразделения, по возможности отвечающие генетическим типам. Особо рассматриваются осадки морей ненормальной солености; в отдельную группу выделены и морские вулканогенные отложения, геологическое значение которых стало особенно выясняться в последние годы. См в шпорах 13-15.:)
5. Типы отложений – выветривание, растворение, черты выветривания пород в тропиках и субтропиках, различия выветривания на современном этапе и в прошлом.
Элювием (лат. eluere — вымывать) называют уцелевшие на месте своего формирования продукты выветривания горных пород. Очень характерным примером элювиальных образований служит кора выветривания.
Выветривание. Процессы выветривания очень разнообразны и сложны. Суть их такова. Горные породы, оказываясь при размыве вышележащих слоев или в результате других геологических причин около земной поверхности, испытывают влияние иных физико-химических условий. Эти новые условия нарушают физико-химические равновесия, установившиеся на глубине между веществом горных пород и окружавшей их средой. Выветривание и есть по существу реакция горных пород на новые для них условия. Оно направлено к установлению нового подвижного равновесия между веществом горных пород и окружающей их на дневной поверхности средой. Иными еловыми, выветривание есть преобразование вещества горных пород в поверхностных условиях. Процессам выветривания могут подвергаться и рыхлые осадки, если они попадают в условия, отличные от тех, в которых они образовались.
Выветривание ведет к изменению механических особенностей горных пород и сложившихся в них химико-минеральных соотношений, к появлению новых свойств и новых минеральных ассоциаций, соответствующих поверхностным физико-химическим и термодинамическим условиям. Поскольку в ходе выветривания не только уничтожаются прежние химико-минеральные соотношения, но и создаются новые, то неправильно говорить о выветривании лишь как о процессе разрушения пород, как это иногда принято; выветривание есть также и созидательный процесс.
Различают, как известно, два главных вида выветривания: физическое и химическое; иногда отдельно рассматривают биологическое выветривание. Механическое выветривание —это раздробление (дезинтеграция) пород; химическое выветривание представляет собой гораздо более сложный комплекс Процессов, главными из которых являются окисление, гидратация, вынос катионов, обескремнивание, взаимодействие и накопление окислов алюминия, кремния и железа. Все виды выветривания тесно связаны друг с другом, но идут с разной интенсивностью и с разным относительным значением в зависимости от конкретных условий среды.
На характер процессов оказывает влияние, как это показал еще В. В. Докучаев, состав материнских пород, климат, рельеф, органический мир. Особенно велика в выветривании роль климата. Разнообразные сочетания перечисленных факторов обусловливают сложность и многообразие хода выветривания, а следовательно и образующихся продуктов.
Поскольку процессы выветривания дают начало продуктам, из которых образуется большая часть осадочных пород, а осадочные породы в свою очередь могут подвергаться выветриванию, то ход поверхностных процессов можно выразить в виде схемы, представленной на рис. 9.
Кора выветривания. Кора выветривания — это закономерно построенный профиль, развивающийся на материнских породах путем преобразования их под влиянием поверхностных аген-
Некоторые исследовате ли, например И. И. Гинзбург, выделяют, кроме первичных (или остаточных) кор выветривания, так называемые вторичные коры, представляющие собой перенесенные и переотложенные продукты первичной коры. В этом случае, однако, кора выветривания утрачивает непосредственную связь с материнскими породами, а следовательно, теряет один из самых характерных своих признаков. Такие переотложенные продукты не следует называть корой выветривания.
Кора выветривания обладает рядом характерных признаков, главные из которых следующие:
1. Генетически она тесно связана с подстилающими материн¬скими породами. Эта связь выражена как в особенностях соста¬ва, так и в том, что часто кора выветривания, особенно в нижних горизонтах, сохраняет структуру и текстуру материнских пород, хотя состав у нее может быть уже совсем другой.
2. Разница между составом коры выветривания и материн¬скими породами нарастает снизу вверх. На некотором расстоя¬нии от основания может оказаться, что в коре выветривания со¬всем нет минералов материнских пород.
3. Кора выветривания имеет более или менее отчетливо выра¬женное зональное строение: в разрезе выделяется ряд зон или горизонтов, различающихся по химическому и минеральному со¬ставу, а нередко и по физическим свойствам, цвету, плотности, структуре и др. Если кора выветривания содержит какое-либо полезное ископаемое, то обычно оно не распределено равномерно' по всему разрезу коры, а преимущественно или целиком приуро¬чено к определенным ее горизонтам.
Зональное строение коры связано с сложными процессами формирования коры и, в частности, со стадийностью ее разви¬тия: определенным стадиям соответствует и образование опре¬деленных зон (горизонтов) в разрезе. Обычно наблюдается упро¬щение состава коры выветривания снизу вверх по разрезу: более высокие ее зоны имеют более простой состав, чем нижележащие.
4. Минеральный состав коры выветривания очень разнообразен, но самым характерным для него является преобладание глинистых минералов. Именно они, будучи продуктом поверхностных физико-химических условий, оказываются здесь устойчивыми и поэтому играют такую большую роль не только в коре выветривания, но и среди осадочных пород вообще.
Последовательное образование глинистых минералов из ми¬нералов материнских пород, а затем их изменение по мере раз¬вития элювиального процесса является одной из причин зональ¬ного строения кор выветривания. Некоторые горизонты коры, особенно верхние, иногда целиком сложены глинистыми минера¬лами. В частности, для многих кор выветривания на территории Советского Союза характерны гидрослюды, каолинит, галлу-азит, монтмориллонит, гидрохлориты и другие глинистые мине¬ралы.
Очень сложные изменения минерального состава происходят при выветривании изверженных пород в тропическом климате мощность кор выветривания меняется в широких пределах: иногда она достигает нескольких сотен метров, а чаще всего от единиц до нескольких десятков метров.
В умеренном климате, а особенно в жарком и влажном, кора выветривания оказывается гораздо более сложной, на разных материнских породах она развивается существенно по-разному, и в ней иногда выделяется до 5 различных горизонтов (зон). Обычно на гранитах развивается кора выветривания каолиново¬го состава, на основных породах (диабазы, габбро) — в составе коры участвуют железистые монтмориллониты и красные каоли¬ны, на серпентинитах — нонтрониты и охры. Надо отметить, что в разных условиях климата и рельефа профили выветривания одних и тех же пород могут иметь существенно разный состав и строение.
В качестве примера хорошо развитой коры выветривания приведем профиль коры пород основного состава охристо-гли¬нистого типа. Этот тип коры известен в ряде мест на кристалли¬ческом фундаменте Русской платформы, на Урале и в других областях (Разумова, 1967).
На материнской породе, представленной диабазовым порфи¬ритом, располагаются следующие зоны (снизу вверх):
1. Зона начального разложения. В ней происходит главным образом ме¬
ханическое разрыхление породы и начинается гидратация первичных мине¬
2. Гидрохлоритовая зона. В ней первичные минералы уже сильно разло-
1 жены: цветные минералы (пироксены, амфиболы и др.) замещаются глинисты¬
ми продуктами гидрохлоритового состава, а полевые шпаты — монтмориллони¬
том, который вверх по разрезу в той же зоне замещается каолинитом.
3. Охристо-глинистая зона. Внизу она часто пятнистая благодаря чередо¬
ванию обохренных и необохренных участков, а вверху красноцветная. По
минеральному составу в ней иногда выделяют две подзоны. В нижней подзоне
происходит окисление и дальнейшая гидратация хлоритов, развивается гидро¬
гематит. В верхней подзоне продолжается развитие гидрогематита и появляет¬
ся гиббсит, т. е. водная гидроокись алюминия. Гидрохлорит переходит в же¬
лезистый шамозит (ферришамозит).
4. Каолиновая красноцветная зона с остаточным гиббситом венчает про¬филь. Возможно, что эта зона не является нормальным следующим членом профиля, а представляет собой продукт вторично наложенного процесса.
Мощность коры выветривания рассмотренного типа достига¬ет нескольких десятков метров (до 50 м); мощность отдельных
зон не постоянна, иногда они могут выпадать со¬всем из профиля, а ино¬гда достигать 15—20 м.
В настоящее время до¬казано, что универсально¬го латеритного профиля выветривания нет. В раз¬ных конкретных условиях он развивается по-разно¬му. Так, на материнских изверженных породах ос¬новного состава выделяет¬ся несколько типов про¬филей (Лисицына, 1967). Для одного из -них харак¬терен постепенный переход материнских пород в глинистую толщу сложного хлорит-вер¬микулит-гидрослюдистого состава, иногда с монтмориллонитом или нонтронитом. Вверху развиваются гиббсит-каолинитовые глины с примесью гидроокислов железа и титана (вьетнамский:тип коры). В другом типе (тихоокеанском) преобразование ма¬теринской породы происходит более резко. На базальте непо¬средственно располагается каолинитовая глина, которая выше сменяется гиббсит-каолинитовой глиной. В профиле третьего ти¬па (гвинейском) наблюдается наиболее интенсивное разложе¬ние, материнская порода превращена в пористую массу, состоя¬щую почти целиком из -свободных водных окислов алюминия, железа и титана.
Схема латеритного профиля выветривания, установленная Фоксом (Fox, 1932) в Индии, является, по-видимому, еще одним типом такого выветривания.
Мощность и строение латеритного профиля очень разнооб¬разны. Наиболее полно он развит на приподнятых пенепленах, где может достигать 150 м мощности. На одном из участков Либерийского щита в экваториальной Африке такой профиль имеет, по данным Б. М. Михайлова (1968), следующее строение (снизу вверх):
1. Коренные породы — серицит-хлоритовые известковистые сланцы.
2. Зона выщелачивания — выщелоченные сланцы светлого зеленовато-серо¬го цвета. Порода легко крошится. Мощность 5—15 м.
3. Осветленная зона — глины оранжево-серые и желтовато-серые, рыхлые, с. ясной реликтовой сланцеватостью материнских пород. Здесь происходит гид¬ратация серицита и его переход в каолинит; хлорит также переходит в као¬линит. Выделяющееся железо переходит в свободную гидроокись. Мощность 10—15 м.
4. Зона бокситовых глин — глины охристо-желтые до красных с заметной реликтовой структурой сланцев. Местами образуются сгустки гидроокислов 1люминия и железа, напоминающие бобовины. Сланцеватость еще выражена. Серицит и хлорит полностью замещены каолинитом и гидроокислами алюми¬ния и железа. Мощность 4—10 м.
5. Зона бокситов. Здесь уже совсем исчезают реликты сланцеватой струк¬туры. Боксит состоит из алюмо-железистых бобовин темного красно-коричне-иого цвета, погруженных в тонкодисперсную, обычно коллоидальную, массу того же состава. Попадаются угловатые обломки гиббситизированных сланцев Й участки боксита, напоминающие гальки. Мощность 3—15 м (см. рис. 13).
В СССР современные латеритные профили не известны, так как у нас нет районов с тропическим климатом. Многие иссле¬дователи предполагают, что в некоторые эпохи геологического прошлого такой климат существовал на территории СССР — в то нремя шло формирование латеритного профиля.
Многосторонне влияние рельефа на образование коры вывет¬ривания. На выровненном рельефе элювиальный процесс про¬должается длительное время, поэтому может сформироваться мощная, сложная кора выветривания. Особенно мощная кора выветривания развивается на приподнятых пенепленах благода¬ри глубокому проникновению грунтовых вод. Уклоны рельефа определяют интенсивность поверхностного размыва, а следова¬тельно, и мощность и полноту развития коры в данной точке. Иногда на самом верху коры выветривания образуется очень прочный железисто-кремнистый панцирь, предохраняющий кору от размыва. Благодаря панцирю кора может успешно формиро¬ваться на довольно крутых (до 30°) склонах. Примером может служить ряд пунктов экваториальной Африки, описанных Ми¬хайловым (1968).
Исключительно большое влияние на ход поверхностных про¬цессов и в особенности на образование верхней части коры вы¬ветривания, называемой почвой, оказывает органический мир. Почвы обладают характерными морфологическими особенностя¬ми и подразделяются на отдельные почвенные горизонты.
Чем дольше протекают элювиальные процессы, тем полнее и глубже происходит разложение материнских пород, а следова¬тельно, тем более мощной и сложной оказывается получающаяся в результате этого кора. Мощные и сложные коры выветривания, известные в различных районах Советского Союза, образовыва¬лись обычно в несколько этапов и иногда на протяжении несколь¬ких геологических периодов.
Распространение древних кор выветривания. Кора выветри¬вания формировалась и в прошлом, поэтому мы находим ее остатки в отложениях разного возраста, начиная с докембрия. Однако наибольшее распространение коры выветривания полу¬чали лишь в некоторые моменты геологической истории.
Самые древние коры констатированы на поверхности архей¬ских пород в Карелии. Выше их располагаются протерозойские породы. На Калужском поднятии и под Москвой глубокими скважинами встречены коры выветривания, лежащие-под нижним палеозоем. Они представлены преимущественно дресвянистой, гидрослюдистой и иногда каолиновой зонами мощностью до 30 м.
В море, на дне, выделяется ряд батиметрических зон, имеющих большое значение для фациального анализа (рис. 2.11). Это супралитораль, литораль, сублитораль, эпибатиаль, батиаль, абиссаль и ультраабиссаль (хадаль).
Супралитораль - зона, расположенная выше уровня максимального прилива. Это зона суши, граничащая с морем и эпизодически заплёскиваемая морским прибоем. Здесь живут морские и наземные организмы, видов немного, но их численность большая (водоросли и высшие растения, насекомые, ракообразные, черепахи и морские млекопитающие, кормятся птицы и некоторые сухопутные позвоночные).
Литораль – зона, распо-ложенная между уровнями мак-симальных прилива и отлива. Её высота определяется высо-той прилива и отлива – от 4.5 до 11, в отдельных случаях до 16 м, ширина 10-15 м, но в иногда может достигать нескольких километров. Здесь обитают преимущественно мо-рские организмы, способные переносить осушение, обсыха-ние, изменение температуры (двустворки, гастроподы, черви, ракообразные и др.) Это зона активного воздействия воды на осадок. Волны и различные течения формируют косую слоистость, здесь видны трещины высыхания, следы капель дождя, градин, кристаллов, льда, животных и птиц.
Сублитораль - зона, простирающаяся от уровня максимального отлива до глубины 200 м. Её ширина зависит от ширины шельфа и может достигать сотен кило-метров. Это наиболее благо-приятная для жизни организмов зона (водоросли, губки, моллюски, фораминиферы, кораллы, головоногие и др.). Здесь идёт фотосинтез, активно воздейс-твуют волны в верхней ча-сти сублиторали, накапли-вается основной объём терригенного материала - песчаного и илового. Первый преобладает выше, второй ниже иловой линии. В верхней части литорали обычна разнонаправленная косая слоистость, внизу – горизонтальная.
Эпибатиаль (глубина 200 – 500 м) развита неповсеместно на нижней части шельфа. Для неё характерны гемипелагические илы и организмы сублиторали, опускающиеся на глубины до 500 и более метров. Состав донной фауны обеднён при полном отсутствии бентосных растений.
Батиаль – зона, совпадающая с континентальным склоном, глубиной 500 – 3000 м, где биоценозы представлены только животными (фораминиферы, губки, кишечнополостные, брахиоподы, раки, двустворки, гастроподы, черви, иглокожие). Это зона перемещения осадков в виде мутьевых потоков и оползней. Тонкие осадки формируются только в защищённых впадинах.
Абиссаль – зона подножья континентального склона и ложа океана (3 – 5км). Здесь обитают не более 2000 видов (иглокожие, черви, ракообразные; слабо развиты брахиоподы, губки, кишечнополостные, гастроподы, двустворки). На континентальном склоне распространены терригенные осадки, а на океаническом дне – пелагические илы.
Ультраабиссаль (хадаль) – зона, расположенная глубже 6,5 км, приуроченная к глубоководным желобам. Здесь обитает около 800 видов фораминифер, червей, ракообразных, голотурий и некоторых других групп.
Пелагиаль (водное пространство) в горизонтальном направлении разделена на неритовую (толща воды над шельфом) и океанскую области. Она населена пелагическими организмами, которые противопоставляются бентосным, обитающем на морском дне – бентали. Среди пелагических организмов выделяют планктонные (зоо- и фитопланктон) – пассивно плавающие и нектон – активно плавающие, среди бентосных – живущих на грунте и зарывающихся в грунт.
Остатки организмов составляют значительную часть осадка дна. Кремнезём, кальцит, органическое вещество производят морские организмы – это биогенная компонента осадков. Карбонаты сохраняются до глубины 4-5 км, ниже они растворяются в воде и не сохраняются в осадках. Биогенный кремнезём растворяется намного слабее. Следует отметить огромную роль организмов в осаждении взвешенных частиц, представленных в основном биогенным, а также терригенным материалом. Среди зоопланктона развиты фильтрующие организмы, которые за сутки улавливают до 10 млрд. тонн взвеси, могут профильтровать весь объём заселенных вод на глубине от 0 до500м за 20 суток. Эта взвесь, проходя затем через фильтрующие организмы, в виде фекальных комочков осаждается на дно. Бентосные организмы также интенсивно влияют на осадок, уничтожая в нем слоистость, нарушая сортировку зерен, уменьшая количество органики.
Море обычно рассматривают как область преимущественного накопления осадков и противопоставляют суше, где, главным образом, происходит размыв. Но это верно только при первом приближении. На морском дне происходят разнообразные процессы. В одном месте энергично осаждается материал, поступающий с суши, в другом пышно развиваются организмы с карбонатным цементом и образуются органогенные известковые осадки. В третьем, где сильные течения, всё смывается, в четвертом осадки хоть и накапливаются, но временами срываются вниз по склону, обнажая скальный грунт, в пятом они отлагаются с ничтожной скоростью и медленно растут железомарганцевые конкреции и так далее.
Морские фации, прежде всего, зависят от глубины бассейна и поэтому разделяются по батиметрическим областям. На глубины свыше 3км приходиться 76,3% дна Мирового океана, на глубины 200-3000м – 16,5%, на глубины до 200м – 7,2%. Обычно выделяют следующие батиметрические области – литоральную (прибрежную глубиной в несколько метров), неритовую (до 200м), батиальную (200-3000м) и абиссальную (свыше 3км.). Абиссальная область располагается над ложем океана, батиальная –материковым склоном, неритовая и литоральная – над шельфом.
Шельф – относительно мелководная, примыкающая к суше часть дна моря, где происходит активное перемешивание водной толщи в результате волнения моря, обогащение вод кислородом, проникновение солнечного света. Всё это способствует широкому развитию органической жизни как на дне, так ив самих водах над дном моря. Биомасса на дне составляет 0,2-0,25 г/м 2 и может достигать 70-80 кг/м 2 , в водах биомасса планктона составляет 0,5 г/м 2 . Живые организмы играют важнейшую роль в геологических процессах, поскольку в результате их жизнедеятельности и отмирания возникают горные породы, совершается кругооборот газов в природе, создаются параметры среды осадконакопления.
Отложения шельфовых фаций представлены обломочными, органогенными, хемогенными, и вулканогенными образованиями, а также смешанными их разностями. Обломочные осадки шельфа сложены грубообломочным материалом (валуны, галька, гравий), песками и глинами. Грубообломочный материал осаждается у берега, далее до глубин 50-70 м, куда распространяется волнение моря, отлагаются пески, а в застойных зонах – глины. Зональность нередко нарушается в зонах течений, у пологих берегов, при сильных ветрах и приливах и так далее. В зоне действия волн слоистость преимущественно косая разнонаправленная, реже близкая к горизонтальной, в застойной зоне – горизонтальная. Отложения часто содержат остатки организмов и растений.
Органогенные отложения, больше чем на треть состоящие из органических остатков, представлены карбонатными и кремнистыми разностями. Кремнистые породы сложены остатками радиолярий и диатомей, карбонатные – различными по составу известняками и мелами. Одни из них являются продуктами жизнедеятельности бактерий (онколитовые известняки), другие – водорослей (строматолитовые известняки и мела), третьи состоят из остатков раковин (фораминиферовые, археоциатовые, брахиоподовые и др. известняки).
Хемогенные отложения представлены карбонатными (доломиты, оолитовые известняки), кремнистыми (кварциты, фтаниты, яшмы, лидиты) образованиями. Менее развиты железистые (оолитовые железняки, глауконититы), фосфаты (фосфориты) и другие породы. Вулканогенные отложения представлены подводными эффузивами, туфами, туфогенно-осадочными разностями.
Фации батиальной области представлены флишем. Батиальная область располагается в пределах материкового склона с наклоном в сторону океана 3-5 °С. Склон пологий, осложненный холмами и впадинами с подводными каньонами. На нем накапливаются преимущественно алевритовые и глинистые илы, реже биогенные (диатомово-радиоляриевые, диатомовые, фораминиферовые), а также пески. Осадки из-за крутизны склона находятся в неустойчивом состоянии и при малейших толчках (обычно сейсмического происхождения) скатываются вниз к подножью континентального склона. Это так называемые мутьевые потоки, дающие осадки с градационной слоистостью. В осадках часто присутствует глауконит. Породы фаций батиальной области бедны фауной и в них практически отсутствует остатки флоры.
Океанические области характеризуются значительными глубинами, высоким давлением и низкой температурой. Высокое давление влияет на газовый режим и химический состав воды. Поэтому на глубинах более 5 км карбонаты существуют только в растворённом состоянии. Большую часть ложа Мирового океана (до глубин 5-6 км) покрывают карбонаты, состоящие из планктонных фораминифер и скорлупок известьвыделяющих водорослей. Эти осадки характерны для средних и низких широт. Затем по распространенности следуют красные глубоководные глины, с которыми связаны железомарганцевые конкреции, местами покрывающие 70-90 % морского дна, кремнистые (радиоляриевые и диатомовые) и терригенные илы.
Красные глубоководные глины состоят из частиц размером менее 0,005 мм и образовались за счет приносимой с материков пыли, скорость её накопления составляет 1 мм в год. Терригенные илы образуются при поступлении материала из мутьевых потоков. В глубоководных впадинах и рифтовых долинах отлагаются тонкие терригенные илы с примесью биогенного, а иногда и обломочного материала, который поступает с мутьевыми потоками и при других процессах.
Таким образом, большая часть фаций морских бассейнов приурочена к шельфу с его богатым набором пород вследствие разнообразия на нём условий осадконакопления. Менее разнообразны фации батиальной (турбитиды) и абиссальной областей (карбонатные, кремнистые илы, красные глубоководные глины). В ископаемом состоянии фации последней области трудно узнаваемы. В пределах каждой батиметрической области существуют свои парагенетические комплексы фаций. Это фации краевых морей, береговой зоны шельфа, прибрежного мелководья, глубокой части шельфа, верхней части материкового склона, подводных каньонов, подножия материкового склона, коралловых и вулканических островов, различных типов абиссальных равнин, подводных хребтов, глубоководных желобов. Каждый комплекс состоит из нескольких групп фаций. Так, в комплексе фаций береговой зоны шельфа выделяются фации берегов с интенсивной или ослабленной динамикой и берегов, защищенных от волн. Первая группа может состоять из фаций скал, камней, валунно-галечниковых и галечниковых пляжей.
Читайте также: