6

OSADY ILASTE

Analiza skał ilastych już na wstępie wymaga ustalenia z grubsza ich

pierwotnej genezy. Wynika to z faktu, iż nie wszystkie skały ilaste po­
wstały przez osadzanie cząstek ilastych, a ich podstawowe składniki

(minerały ilaste, minerały żelaza, substancja organiczna) mogą powsta­

wać i podlegają daleko idącym przemianom z upływem czasu i w wyni­
ku pogrzebania, a więc relacja między utworem pierwotnym a badaną
skałą może być bardzo odległa. Za przykład niech posłużą bentonity roz­

powszechnione w utworach od ordowiku po trzeciorzęd. Zawierają one
do 100% minerału ilastego — montmorillonitu. Osadzone zostały nato­

miast jako utwór piroklastyczny składający się ze szkliwa wulkanicz­

nego.

Stąd zanim omówimy sedymentację ilastą, określimy inne, możliwe

sposoby powstawania skał ilastych. Skały ilaste nie pochodzące z de-

pozycji cząstek ilastych mogą powstawać w wyniku:

— wietrzenia skał krystalicznych; w ten sposób, jako rezydualne po­

krywy zwietrzelinowe grubości od kilkudziesięciu do kilkuset metrów,

powstają kaoliny pierwotne, które mogą zawierać do 7 5 % minerału ila­

stego — kaolinitu (Stoch & Sikora 1975);

— „wietrzenia" i dewitryfikacji szkliwa glinokrzemianowego w śro­

dowisku morskim lub w czasie diagenezy; podmorskie wietrzenie bazal­

tów wytwarza osad złożony z minerałów ilastych: saponitu, nontronitu,

montmorillonitu, w czasie diagenezy, ze szkliwa wulkanicznego i krysta­

licznych glinokrzemianów osadów wulkanoklastycznych powstają skały

kaolinitowe i montmorillonitowe — tonsztajny (niem. Tonstein), bento­
nity (Srodoń 1976);

— autigenezy minerałów ilastych w środowisku morskim lub w sło­

nych jeziorach; obejmuje ona przede wszystkim powstawanie glaukoni-

tu, szamozytu, sepiolitu, atapulgitu i zeolitów; nie wydaje się jednak,

by proces ten miał poważne znaczenie skałotwórcze (Cronan 1974; G. R.

Thompson & Hower 1975).

232 OSADY ILASTE

Zdecydowana większość skał ilastych powstaje sedymentacyjnie,

z osadów ilastych deponowanych i redeponowanych w środowiskach
wodnych. Omówimy więc charakterystyczne cechy sedymentacji ilastej

i podstawowe sposoby powstawania osadów ilastych.

SEDYMENTACJA ILASTA A SEDYMENTACJA KLASTYCZNA

Ze względu na aktywność wobec środowiska wodnego dwa zasadnicze
typy cząstek uczestniczą w transporcie i sedymentacji. Pierwszy repre­
zentują cząstki powierzchniowo nieczynne, obojętne chemicznie w sto­
sunku do środowiska, podlegające co najwyżej prostemu rozpuszczaniu;
tworzą one grubsze frakcje materiału osadowego. Drugi typ to cząstki
powierzchniowo czynne, reaktywne chemicznie; tworzą one zasadniczą
masę frakcji ilastej, sedymentacji której poświęcimy ten rozdział. W t y m

rozdziale obok granulometrycznego terminu „frakcja ilasta" używa się
terminu o węższym zakresie: „cząstki ilaste". Termin „cząstki ilaste"
dotyczy cząstek zbudowanych z glinokrzemianów warstwowych, czyli
minerałów ilastych, i nie należy go mieszać z szerszym pojęciem frakcji

ilastej obejmującym wszystkie cząstki o rozmiarach koloidalnych („czą­
stki koloidalne"). Należy zauważyć, że rozważania nasze nie obejmują
sedymentacji innych, poza ilastymi, osadów drobnoziarnistych (np. se­
dymentacji mułów węglanowych ujętej w rozdziale 7).

Rosnący wraz z rozdrobnieniem materiału udział cząstek aktywnych

powoduje, że sedymentacja drobnoziarnista odbywa się pod dominują­

cym wpływem procesów właściwych dla tych cząstek. Oznacza to, że

miejsce procesów stokesowskiego opadania i innych procesów hydrau­
licznych zajmuje osiadanie flokul i agregatów cząstek ilastych, substan­

cji organicznej, żeli wodorotlenkowych, związane z procesami wytrąca­

nia chemicznego, destabilizacji zawiesiny koloidalnej itp. Z faktu, że

cząstki koloidalne tworzące frakcję ilastą nie są po prostu kolejnym
stopniem rozdrobnienia materiału grubszego (jakby to sugerowała skala
wielkości ziarna), ale inną jakościowo substancją mineralną i organiczną,

wynika odmienność praw rządzących ich sedymentacją i diagenezą.

Na nieobojętną elektrycznie i reaktywną chemicznie cząstkę ilastą,

czy ogólniej — koloidalną, środowisko transportu i sedymentacji oddzia-

ływuje nie tylko hydraulicznie i rozpuszczająco, ale przede wszystkim
elektrochemicznie i chemicznie przez:

— elektrolityczną destabilizację (lub stabilizację);

— hydrolizę minerałów i substancji rozpuszczonych;
— wymianę jonową między roztworem (ośrodkiem wodnym) a czą­

stkami koloidalnymi;

— hydratację i specyficzną adsorpcję jonów i cząstek.

W przypadku frakcji ilastej sposób osiadania określany jest więc nie

tylko przez gęstość, rozmiary i kształt cząstek, gęstość i parametry dy-

TYPOWY SKŁAD MINERALNY 233

namiczne środowiska, ale także przez budowę krystalochemiczną czą­
stek i skład jonowy oraz potencjał utleniająco-redukcyjny i pH środo­
wiska wodnego.

Dodatkowym czynnikiem determinującym przebieg sedymentacji

drobnoziarnistej jest współobecność i współoddziaływanie substancji or­
ganicznej na różnym stopniu rozkładu. Substancja organiczna w pierw­
szym rzędzie modyfikuje własności powierzchniowe osiadających czą­
stek, a więc ich reaktywność, zdolność flokulacji itp.

Cząstki koloidalne nadają zawiesinie własności określane w sedy-

mentologii jako „kohezyjne". Uwzględnienie czynnego, „kohezyjnego"
zachowania się cząstek koloidalnych pozwala na właściwą interpretację
diagramów progowych prędkości erozji—transportu—sedymentacji (Hjul-

stroma, Shieldsa, Unsólda), np. w odniesieniu do takich zjawisk, jak se­
dymentacja iłów z prądów zawiesinowych niskiej gęstości. Wzrost efek­
tywnych rozmiarów cząstek przez flokulację pozwala na deponowanie
cząstek koloidalnych przy stosunkowo dużych prędkościach przepływu
oraz „przechwytywanie" cząstek transportowanych przez mające włas­
ności „adhezyjne" mułowe dno (Hesse 1975).

Z uwag powyższych wynika, że rozważanie osadu w kategoriach lo­

sów poszczególnych cząstek jest znacznie trudniejsze w przypadku osa­
du ilastego niż osadów klastycznych. Trudonści te należy jednak poko­
nać, gdyż tylko podejście analityczne daje satysfakcjonujące wyniki przy
rekonstrukcji środowisk sedymentacyjnych.

TYPOWY SKŁAD MINERALNY FRAKCJI ILASTEJ

Na skutek labilności chemicznej cząstek koloidalnych inny jest skład
frakcji ilastej transportowanej w zawiesinie, inny zaś jej skład po zde­
ponowaniu w osadzie.

Transportowane cząstki koloidalne stanowią minerały ilaste pocho­

dzące pośrednio lub bezpośrednio z wietrzenia skał, cząstki amorficz­
nych wodorotlenków (żelaza, manganu, glinu), cząstki detrytusu orga­
nicznego i substancji organicznej pochodzącej z jego rozkładu. Na po­
wierzchni cząstek ilastych mogą występować powłoki adsorpcyjne

(z substancji organicznej, tlenków, wodorotlenków i monosiarczków że­
laza i manganu).

W osadzie powierzchniowym cząstki koloidalne podlegają zwykle

gwałtownym przemianom. Substancja organiczna i amorficzne wodoro­
tlenki ulegają rozkładowi i krystalizacji, stąd zmieniają się formy mine­
ralne żelaza i manganu; powstają autigeniczne węglany (syderyt, kalcyt);
przemianom ulegają minerały ilaste.

W zawiesinie i osadzie ilastym powszechna jest współobecność czą­

stek będących w równowadze termodynamicznej z ośrodkiem wodnym

(dotyczy to głównie minerałów autigenicznych) oraz cząstek nie będą-

OSADY ILASTE

cych w równowadze ze środowiskiem (np. zwietrzałe minerały ilaste
w wodzie morskiej, siarczki żelaza w środowisku silnie natlenionym itp.).
Dlatego też zarówno w czasie sedymentacji, jak i w osadzie istnieje zaw­
sze cześć cząstek koloidalnych podlegających przemianom, które to prze­
miany mają doprowadzić do ustalenia pełnej równowagi zawiesiny łub

osadu ze środowiskiem wodnym, w którym się znajdują.

WŁASNOŚCI KRYSTALOCHEMICZNE MINERAŁÓW ILASTYCH

Przedstawimy te cechy krystalochemiczhe minerałów ilastych, które
określają specyficzne reguły zachowania się cząstek ilastych w czasie
transportu i osiadania w wodzie i następnie w czasie diagenezy
osadu.

Minerały ilaste — główny składnik frakcji ilastej zawiesiny i osa­

du — są szczególną grupą minerałów krzemianowych. Podstawowym ele­

mentem ich struktury (ryc. 6-1) są warstwy krzemo-tlenowe (warstwy
tetraedryczne) zbudowane z, atomów tlenu ułożonych w czworościany,
w których centrach znajdują się atomy krzemu. W a r s t w y tetraedryczne
rozdzielone są warstwami metalo-tleno-wodorotlenowymi (warstwami
oktaedrycznymi) zbudowanymi z tlenów i grup wodorotlenowych ułożo­
nych w ośmiościany, w których centrach znajdują się atomy metali. War­
stwa oktaedryczna i przyległa warstwa tetraedryczna lub warstwa okta-

WŁASNOŚCI KRYSTALOCHEMICZNE 235

edryczna umieszczona pomiędzy dwiema warstwami tetraedrycznymi
tworzą pakiet, czyli podstawowy moduł struktury powtarzający się w kie­

runku prostopadłym do powierzchni warstw teoretycznie dowolną ilość

razy. W związku z wielkością tego modułu mówimy o minerałach 1 : 1
(np. kaolinit, serpentyn), gdy pakiet składa się z jednej warstwy oktae-

drycznej i jednej tetraedrycznej oraz o minerałach 2 : 1 (np. illit, mont-

morillonit), gdy warstwa oktaedryczna znajduje się pomiędzy dwiema

warstwami tetraedrycznymi. Struktura warstwowa determinuje blaszko­
wy pokrój ziarn minerałów ilastych.

Zależnie od obsadzenia pozycji krystalograficznych kationami (pe­

wne pozycje w strukturze mogą pozostać nie obsadzone lub obsadzone jo­
nami o zbyt niskim ładunku) pakiet jako całość może być elektrycznie
obojętny lub posiadać wypadkowy ładunek ujemny (ryc. 6-1). Dla zrów­
noważenia tego ładunku pomiędzy pakietami niektórych minerałów ila­

stych znajdują się kationy (kationy międzypakietowe), którymi mogą być

jony hydroniowe ( H

3

0

+

) , jony metali jedno- i dwuwartościowych, czę­

sto zaś jony metali koordynujące grupy OH w formie warstw wodoro­

tlenkowych o strukturze zbliżonej do warstw oktaedrycznych. Na przy­
kład w illitach kationem międzypakietowym jest jon potasu, a w chlo-
rytach między pakietami znajduje się kompletna warstwa wodorotlenku

magnezu, zwana warstwą brucytową.

Również powierzchnie zewnętrzne blaszek minerałów ilastych wyka­

zują ładunek elektryczny. Ładunek zewnętrzny pochodzi z niewysyco-

nych wiązań chemicznych i zasadniczo jest ujemny na powierzchniach
równoległych do powierzchni warstw i pakietów, natomiast zazwyczaj

dodatni na krawędziach blaszek. Wielkość i rozkład ładunków wpływa

decydująco na teksturę agregatów ilastych w wodzie i osadzie. Zależnie
od wielkości i rozkładu ładunków dodatnich i ujemnych na ich powierz­

chni blaszki minerałów ilastych łączą się w agregaty luźne typu kra­
wędź—krawędź (ang. edge-to-edge) i krawędź—ściana (ang. edge-to-iace)

lub silnie upakowane ściana—ściana (ang. iace-to-łace). Dla nieskonso-
lidowanych osadów powierzchniowych typowe są słabo upakowane tek­

stury krawędź—ściana.

Niezrównoważony ładunek pakietu i zewnętrzny ładunek całego

ziarna mineralnego powoduje silne oddziaływanie z obecnymi w wodach

naturalnych jonami substancji rozpuszczonych i polarnymi cząsteczka­
mi wody (hydratacja). Jony te i cząsteczki są elektrostatycznie adsorbo-
wane na powierzchni minerałów ilastych i absorbowane przez nie W prze­
strzenie międzypakietowe. Zależnie od składu chemicznego ośrodka wod­
nego minerał ilasty przyjmuje lub oddaje do roztworu jony adsorbowa-
ne i absorbowane, nazywane ,.wymiennymi". Dla określenia tej własnoś­
ci minerałów ilastych używa się mierzalnej eksperymentalnie wielkości:

pojemności wymiennej kationów (ang. CEC — cation exchange capacity).
Pojemność wymienna kationów zależy od ładunku pakietu, ładunku po-

236

OSADY ILASTE

wierzchniowego ziarna, geometrii sieci krystalicznej oraz rozwinięcia
powierzchni minerału ilastego, czyli stopnia drobnoziarnistości.

Wymianie mogą również ulegać kationy związane w strukturze kry­

stalicznej minerału ilastego, a więc znajdujące się w pozycjach niewy-
miennych. Wymianie takiej towarzyszy przebudowa struktury minerału,
czyli jego transformacja. W warunkach hipergenicznych transformacje
zachodzą przy zmianie środowisk (np. słodkowodne na morskie), jed­
nak zwykle w bardzo ograniczonym zakresie. Dopiero głębsze po­
grzebanie wyzwala istotne przejścia strukturalne (np. montmorillonitu
w illit).

Procesy wymiany jonowej są przejawem niestabilności chemicznej

minerałów ilastych i ich zdolności dopasowywania się do zmienionych
własności fizykochemicznych środowiska. Zawiesina ilasta podlega
w tych procesach przemianom, ale równocześnie środowisko zmienia

własności. W ten sposób zawiesina ilasta wprowadzana przez rzeki do
morza jest jednym z czynników kontrolujących stężenia jonów w wo­
dzie morskiej.

ŹRÓDŁA I WŁASNOŚCI AMORFICZNEJ

SUBSTANCJI KOLOIDALNEJ

Substancje amorficzne są drugim po minerałach ilastych znaczącym
składnikiem frakcji ilastej osadów i zawiesiny.

Substancje amorficzne w środowisku wodnym są zwykle w równo­

wadze termodynamicznej z tym środowiskiem, są to bowiem w znacznej
części związki wytrącone z roztworu lub produkty reakcji minerałów

o strukturze krystalicznej oraz detrytusu organicznego z ośrodkiem wod­
nym. Są więc formami autigenicznymi. Jednocześnie są one bardzo czułe
na zmianę środowiska i ulegają zatem szybkim przemianom, rzadko tyl­
ko występując w stanach metatrwałych. Podstawowe grupy substancji

amorficznych w zawiesinie i osadzie ilastym tworzą:

— substancja organiczna;
— allofany, czyli amorficzne glinokrzemiany;

— wodorotlenki i siarczki żelaza i manganu.

Substancja organiczna, jej przemiany i formy występowania są

przedmiotem geochemii organicznej. W skład substancji organicznej
w wodach naturalnych wchodzą liczne klasy związków organicznych,
z grubsza dzielone na związki mało odporne na przemiany biochemiczne

(proste związki organiczne) oraz na interesujące nas tutaj, odporniejsze

na przemiany substancje humusowe. Substancje humusowe w wodach
składają się z trójwymiarowych polianionów zawierających silnie reak­

tywne grupy funkcyjne (fenolowe, karboksylowe, aminowe i in.). Takie
polianiony łączą się za pomocą mostków (tlenowych, azotowych, węglo­
wych) oraz wiążą się z kationami w sole, kompleksy i chelaty. Daje to

ŹRÓDŁA I WŁASNOŚCI AMORFICZNE

237

w rezultacie dużych rozmiarów, reaktywne cząstki koloidalne czynnie
uczestniczące w sedymentacji ilastej i diagenezie.

Substancje humusowe są silnie adsorbowane na powierzchniach mi­

nerałów ilastych i uważa się, że ponad 5 0 % obecnej w wodzie substan­
cji humusowej transportowane jest w ten sposób (Pempkowiak 1975).
Znaczna część substancji humusowej wiązana jest bezpośrednio w słabo
rozpuszczalne kompleksy z żelazem, manganem i w ten sposób przecho­
dzi do osadu.

Allofany są głównie efektem wietrzenia chemicznego minerałów gli-

nokrzemianowych, zwłaszcza w warunkach glebowych. Powstawanie tych

amorficznych żeli glinokrzemianowych nie jest wynikiem wytrącania się
z roztworu. Są one raczej rezyduum tworzącym się na skutek rozbicia
struktury minerałów pierwotnych przez wyługowanie z nich w czasie
wietrzenia kationów. Allofany są więc nieuporządkowanymi klasterami
szczątków sieci krystalicznych, zawierającymi 70—80% S i 0

2

oraz 10—

—15% A1

2

0

3

.

Chemiczna labilność powoduje, że materiał allofanowy silnie reagu­

je na zmianę środowiska (flokulacja, rozpuszczanie, rekrystalizacja), jest
adsorbowany na powierzchniach innych ziarn (ponieważ jest obdarzony
własnym ładunkiem), a wreszcie stanowi najdogodniejsze tworzywo dla

przemian mineralnych i autigenezy minerałów ilastych.

Amorficzne wodorotlenki i siarczki żelaza oraz manganu powstają

obficie w rejonie ujść wód słodkich do morza.

Żelazo występuje w naturalnych roztworach wodnych w formie jo­

nowej przede wszystkim jako F e

2 +

. W wodach silnie natlenionych i lek­

ko alkalicznych jon F e

2 +

ulega utlenieniu do F e

3 +

, który szybko hydro-

lizuje, tworząc słabo rozpuszczalny wodorotlenek żelazowy Fe(OH)

3

po­

wstający w roztworze jako zol lub wytrącający się w formie żelu. Sam
wzrost pH środowiska może spowodować przejście jonowego żelaza F e

2 +

w żelazo trójwartościowe, które wytrąca się z roztworu, a to na skutek
towarzyszącego wzrostowi pH obniżenia potencjału normalnego reakcji

utleniania żelaza. Powszechne zatem zjawisko wytrącania się wodoro­
tlenku żelazowego u ujścia rzeki do morza zachodzi na skutek kontaktu
wód rzecznych o dużej zawartości F e

2 +

i pH około 7 z wódami morski­

mi, silniej natlenionymi, o pH około 8 (Gorlich et al. 1978). Podobne zja­
wiska dotyczą manganu występującego również na różnych stopniach
utlenienia.

Powstające żele wodorotlenkowe, w formie koagulujących „kłacz­

ków", mają charakterystyczny ładunek elektryczny. Te cechy elektro­

statyczne żeli wodorotlenkowych określane są empirycznie przez pomiar
charakterystycznego pH, przy którym ładunek powierzchniowy wynosi
zero. Ta wartość pH nazywana jest punktem izoelektrycznym. W wa­
runkach pH powyżej punktu izoelektrycznego, ładunek powierzchni jest
ujemny. Punkt izoelektryczny amorficznego Fe(OH)

3

wynosi 7.1—8.5, zaś

238

OSADY ILASTE

dla amorficznego Mn(OH)

2

jest on r ó w n y 7.0. Znaczy to, że w w a r u n k a c h

lekko alkalicznych (np. w morzu) Mn(OH)

2

ma zwykle ujemny ładunek

powierzchni, a Fe(OH)

3

zwykle ładunek dodatni. Te ładunki powierz­

chniowe określają sposób adsorpcji wodorotlenków Fe i Mn na ziarnach

mineralnych i tworzenie kompleksów z rozpuszczonymi jonami i związ­
kami organicznymi. Wodorotlenki są materiałem wyjściowym do two­
rzenia konkrecji i skorup manganowo-żelazistych w osadach powierz­
chniowych.

W wodach o niskim potencjale oksydacyjno-redukcyjnym powstają

amorficzne monosiarczki żelaza i manganu silnie adsorbowane na ziar­
nach mineralnych, nadające im nawet przy niskim stężeniu barwę czar­
ną. Amorficzne wodorotlenki i siarczki ulegają starzeniu się i krystali­

zacji.

Równowagi termodynamiczne żelaza i manganu są w w o d a c h natu­

ralnych mocno skomplikowane i silnie zależą od fizykochemicznych pa­
rametrów środowiska. Stąd też przy niewielkich nawet zmianach wa­
runków częste są przejścia jednych form mineralnych tych pierwiast­
ków w inne. Kierunki tych przejść można rozważać metodami termody­
namiki chemicznej. Tworzy się w tym celu diagramy równowagowe, któ­

re określają pola trwałości poszczególnych form mineralnych w zależ­

ności od wartości parametrów fizykochemicznych ośrodka wodnego.
W środowiskach naturalnych zarówno ilość zmiennych parametrów,
jak i ilość składników chemicznych biorących udział w reakcjach
jest bardzo duża. Dlatego do celów rozważań termodynamicznych

izoluje się myślowo układy o ograniczonej ilości składników i pa­
rametrów.

SYSTEMATYKA CZĄSTEK KOLOIDALNYCH 239

Na przykład przy określaniu obszarów trwałości minerałów żelaza

w środowisku wodnym ograniczamy się zwykle do ustalania zależności
stężeń różnych form chemicznych F e

2 +

i F e

3 +

od podstawowych dla

równowag tego pierwiastka parametrów chemicznych środowiska: po­
tencjału utleniająco-redukcyjnego Eh, ujemnego logarytmu stężenia jo­

nów wodorowych pH, ujemnego logarytmu stężenia jonów siarczkowych

pS

2 -

lub siarczanowych pS0

4 2 -

i logarytmu ciśnienia parcjalnego dwu­

tlenku węgla log P

C O 2

.

Taki wyizolowany układ abstrahuje od wszystkich innych składni­

ków i parametrów środowiska naturalnego, na co należy zwrócić uwagę.
Oznacza to bowiem, iż diagramy podają jedynie pewien wyidealizowany

obraz znacznie bardziej skomplikowanej rzeczywistości. Należy również
pamiętać, że są to diagramy równowagowe, tj. nie dotyczą one wystę­

powania powszechnych w naturze form metatrwałych oraz stanów,
w których z przyczyn kinetycznych, czyli powolnego tempa zachodzenia
reakcji, układ nie osiągnął pełnej równowagi.

Zwykle dokonujemy wyboru dwóch parametrów i konstruujemy

dwuwymiarowy diagram równowagowy, w którym dwa wybrane para­
metry są zmiennymi, pozostałe zaś wartości są ustalone. Na przykład
na rycinie 6-2 zaznaczono obszary trwałości minerałów żelaza tak, że
zmiennymi są: Eh i pH, ustalono natomiast parametry: log P

C O 2

i p S O

2 -

przez podanie ciśnienia (1 • 10

5

Pa) temperatury (25°C), stężenia kwaś­

nych jonów węglanowych (HCO

3 -

) i stężenia jonów siarczanowych

(S0

42-

).

SYSTEMATYKA CZĄSTEK KOLOIDALNYCH ORAZ PRAWIDŁA

ICH ZACHOWANIA SIĘ W ROZTWORACH ELEKTROLITÓW

Ze względu na trwałość układów koloidalnych w wodzie dzielimy je na:

— trwałe, zwane koloidami hydrofilowymi;
— metatrwałe, zwane hydrofobowymi.
Koloidy hydrofilowe to rozpuszczone, indywidualne makromolekuły

lub małe cząsteczki połączone spontanicznie. Ponieważ powstawaniu roz­
tworów rzeczywistych i spontanicznemu łączeniu się cząsteczek towa­

rzyszy spadek energii swobodnej tych cząsteczek, zatem tworzą one
układy termodynamicznie trwałe.

Koloidy hydrofobowe to rozpuszczone w ośrodku wodnym cząstki

oddzielone od wody właściwą granicą faz o określonym napięciu po­
wierzchniowym i nadmiarze energii swobodnej. Każda z rozproszonych
cząstek składa się z wielu molekuł i stanowi odrębną fazę, której energia
swobodna zależy od rozwinięcia powierzchni w ten sposób, że im więk­
sza powierzchnia, tym wyższa energia swobodna. Zatem w celu usunię­
cia nadmiaru energii swobodnej należy oczekiwać spontanicznego łącze­
nia się cząstek hydrofobowych, chyba że istnieje bariera energetyczna,

240

OSADY ILASTE

która takiemu łączeniu się zapobiega. Koloidy hydrofobowe stanowią
więc układy metatrwałe.

Większość makromolekuł organicznych oraz p e w n e kompleksy (np.

żelazowo-organiczne) tworzą koloidy hydrofilowe. Większość cząstek
mineralnych w ośrodku wodnym tworzy koloidy hydrofobowe. Oznacza
to, że łatwo mogą one ulegać agregacji, o ile tylko z różnych przyczyn
zostanie zlikwidowany czynnik przeciwdziałający ich łączeniu się. Jest

to zwykle czynnik elektrostatyczny.

W o d y naturalne są roztworami elektrolitów. Dlatego też zachowa­

nie się w nich cząstek koloidalnych jest określane regułami elektroche­

mii. Każda hydrofobowa cząstka koloidalna jest oddzielona od roztwo­
ru granicą faz, na której zachodzi segregacja dodatnio i ujemnie nałado­
wanych jonów, zależnie od ładunku elektrycznego tej cząstki. Przestrzen­
ną strukturę rozkładu jonów w roztworze w pobliżu powierzchni nała­
dowanej cząstki koloidalnej przedstawia teoria Sterna o elektrycznej

warstwie podwójnej. Jest to model dyfuzyjny (ryc. 6-3); przedstawia on

stan równowagi dynamicznej między migracją jonów o ładunku prze­
ciwnym niż ładunek powierzchni cząstki koloidalnej (ang. counterions)

ku tej powierzchni a dyfuzją tychże jonów w kierunku przeciwnym —
do roztworu na skutek wzrostu stężenia przy powierzchni cząstki. Przed­
stawiona na rycinie 6-3 rozwinięta warstwa podwójna składa się z:

— wewnętrznej warstwy Helmholtza grupującej jony o ładunku

przeciwnym niż ładunek powierzchni, pozbawione otoczek hydratacyj-
nych(A);

W E W N Ę T R Z N A W A R S T W A

W E W N . W A R S T W A D Y F U Z Y J N A

W A R S T W A H E L M H O L T Z A G U Y - C H A P H A N A

H E L M H O L T Z A • ,

TYPOWE LOSY CZĄSTEK KOLOIDALNYCH

— zewnętrznej warstwy Helmholtza, gdzie jony mają już otoczki

hydratacyjne z molekuł wody (B);

— dyfuzyjnej warstwy Guy-Chapmana,

w której stopniowo maleje

stężenie jonów o ładunku przeciwnym niż ładunek powierzchni

(C).

Stopień uporządkowania jonów w warstwie podwójnej i jej grubość

zależy od stężenia i składu jonów w ośrodku wodnym oraz od ładunku

cząstek koloidalnych i ma decydujący wpływ na trwałość koloidów

hy­

drofobowych. Istnienie warstwy podwójnej jest bowiem elektrostatycz­

nym czynnikiem zapobiegającym agregacji naładowanych cząstek.
Warstwa podwójna jest gruba (rzędu rozmiarów cząstek ilastych)

przy

niskich stężeniach jonów w wodach słodkich, natomiast w wodach mor­

skich grubość jej maleje do dziesiątych części nanometra. Ta

tzw. kom-

pakcja warstwy podwójdej ułatwia kolizję i flokulowanie cząstek,

a w konsekwencji ich sedymentację. Z tych przyczyn mówimy o desta­

bilizującej roli wody morskiej w odniesieniu do cząstek koloidalnych.

TYPOWE LOSY CZĄSTEK KOLOIDALNYCH

W CZASIE TRANSPORTU I SEDYMENTACJI

Omówimy tu charakterystyczne zachowanie się zawiesiny ilastej na na­
turalnej drodze od zwietrzeliny (ewentualnie gleby), poprzez transport

rzeczny i masę wodną zbiornika morskiego do osadu na jego dnie.

W procesie wietrzenia i w procesach glebowych tworzą się mine­

rały ilaste o charakterystycznej, „otwartej'' strukturze. Pozbawione są
one znacznej części kationów międzypakietowych i mają zwykle obni­
żony ładunek pakietu. Mówimy, że są

zdegradowane. W procesach tych

powstają jednocześnie rezydualne substancje amorficzne — allofany, wo­
dorotlenki żelaza, wodorotlenki glinu. Równocześnie część żelaza prze­
chodzi w kwaśnym środowisku wód słodkich

do roztworu jonowego

w formie Fe

2 +

(ryc, 6-2).

W słodkowodnym środowisku rzeki nie zachodzą istotne zmiany

w ilastych minerałach „wietrzeniowych", gdyż są one w równowadze
termodynamicznej z tym środowiskiem. Częściowemu rozkładowi ulega
natomiast materia organiczna — tworzą się substancje humusowe i inne,
prostsze związki organiczne.

Na granicy rzeka/morze zachodzi drastyczna zmiana składu jono­

wego ośrodka wodnego, której towarzyszy wzrost pH z 7 do około 8
i zmiana potencjału utleniająco-redukcyjnego Eh. Praktycznie wszystkie
składniki zawiesiny koloidalnej reagują na tę zmianę, z różną jednak

gwałtownością. Generalnie koloidy ulegają w wodzie morskiej destabi­
lizacji. Jest jednak szereg inhibitorów tego procesu, a wśród nich pod­

stawowa jest zaadsorbowana, głównie na cząstkach ilastych, substan­

cja organiczna. Nie oznacza to, że substancja organiczna jednoznacznie
przeciwdziała flokulacji i osiadaniu cząstek ilastych; często przeciwnie,

16 Zarys s e d y m e n t o l o g i l

242 OSADY ILAST£

powstające duże agregaty mineralno-organiczne przyspieszają osiadanie.
Zaadsorbowana substancja organiczna zapobiega jednak czystej destabi­
lizacji elektrochemicznej. Przeciwdziała ona również intensywnej wy­
mianie jonowej w minerałach ilastych w n o w y m środowisku.

Poszczególne minerały ilaste niejednolicie reagują na zmianę oto­

czenia. Badania eksperymentalne (Whitehouse et al. 1960) oraz obser­
wacje w basenach naturalnych (Meade 1972; Stoch et al. 1980) dowodzą,
że osiadanie cząstek ilastych jest wysoce selektywne (ryc. 6-4). Niezwy­

kle trudno jednak ustalić prawidła tej selektywności. W grę wchodzą

następujące czynniki:

Jłycina 6-4.

y

Prędkości osiadania m i n e r a ł ó w ilastych
w zasolonym środowisku w o d n y m w za­

leżności od stężenia j o n ó w w r o z t w o r z e

(według: W h i t e h o u s e et al, 1960, zmie­

nione)

Stężenia jonów wyrażono mocą Jonową /. Moc

jonowa roztworu określa i,sumaryczne stężenie

ładunku elektrycznego" jonów i wyraża się for*

mulą: / = — SmiŻt*, gdzie mi oznacza stężenie

2

molalne (ilość moli substancji w 1 kg wody) po­

szczególnych jonów, zaś Zi ładunek odpowiednie­

go jonu. Moc jonowa wód rzecznych wynosi prze*

clętnie / =" 0,002, natomiast wody morskie] / " 0,7

— charakterystyczne rozmiary ziarn poszczególnych klas minerałów

ilastych, np. ziarna kaolinitu, są przeciętnie znacznie większe niż ziarna
minerałów mieszanopakietowych i montmorillonitu, które grupują się we
frakcji ziarnowej poniżej 0,2 μm;

— c h a r a k t e r y s t y c z n a adsorpcja

kationów i polarnych cząstek wody,

która ustala charakter elektrycznej warstwy podwójnej, a zatem typową
dla poszczególnych klas minerałów tendencję do flokulacji;

— charakterystyczna adsorpcja substancji organicznej, która albo

tworzy powłoki ochronne na ziarnach mineralnych przeciwdziałając agre­

gacji, albo przeciwnie, doprowadza do tworzenia dużych, szybko osiada­

jących agregatów.

Wszystkie wymienione czynniki w istotny sposób modyfikowane są

przez skład chemiczny ośrodka wodnego i dynamikę wody. Powstaje za­

tem sieć wzajemnie skorelowanych oddziaływań dających t r u d n y do

przewidzenia efekt wypadkowy w postaci powierzchniowego rozkładu

TYPOWE LOSY CZĄSTEK KOLOIDALNYCH

poszczególnych minerałów i parametrów geochemicznych w osadzie

(Hathaway 1972). Zarówno jednak badania teoretyczne, eksperymental­
ne, jak i obserwacje w naturze pozwalają już obecnie określić ogólny

mechanizm sedymentacji cząstek koloidalnych w ujściach rzecznych.
Przykład takiego analitycznego podejścia dają Wollast i Peters (1978)

w odniesieniu do estuarium rzeki Scheldt (ryc. 6-5). Praca ta wykazuje
istotę współdziałania reżimu dynamicznego ujścia (ryc. 6-5A) i szeroko
rozumianych procesów chemicznych (ryc. 6-5B i C) w tworzeniu osadu

ilastego. Żaden z czynników traktowany oddzielnie nie wyjaśnia mecha­

nizmu powstawania osadu estuaryjnego.

Należy przypomnieć, że zmianie środowiska rzecznego na morskie

towarzyszy pewna przebudowa minerałów ilastych obecnych w zawiesi­
nie. Mamy tu do czynienia z kompleksem procesów wymiany jonowej,
które traktować możemy jako odwrócone wietrzenie (Millot 1970). Mi­

nerały ilaste podlegają agradacji, rozumianej tutaj jako przyjmowanie
kationów alkalicznych przez „minerały otwarte", pozbawione tych katio­
nów w procesie wietrzenia. Zasięg tego procesu jest przedmiotem badań
w dwóch aspektach:

— transformacji mineralnych i ich wpływu na ostateczny rozkład

powierzchniowy minerałów w osadzie;

— poszukiwania czynników kontrolujących stężenia jonów w. wo­

dzie morskiej.

Pierwszy aspekt dotyczy dyferencjacji krystalochemicznej w zawie­

sinie ilastej w trakcie jej sedymentacji w morzu. Kierujemy się tutaj za­
łożeniem, że cząstki najdalej transportowane i osiągające najbardziej
zasolone partie zbiornika podlegają najdalszym przemianom w trakcie
transportu oraz że wynikające z tego powierzchniowe zróżnicowanie
osadu zostaje zachowane w zmienionej formie po jego lityfikacji. Jest to
poszukiwanie klucza do interpretacji w osadach kopalnych kierunków

i zasięgu transportu zawiesiny koloidalnej w estuariach i basenach mor­
skich.

Drugi aspekt dotyczy problemu utrzymywania się stałego i jedno­

rodnego w całym oceanie światowym składu chemicznego wody mor­
skiej. Wymaga to wyjaśnienia, gdzie pochłaniane są sole dostarczane do
mórz przez rzeki. Uważa się, że pewną rolę może tu odgrywać agradacja
i transformacja minerałów ilastych w estuariach (rozumianych tutaj naj­

ogólniej, jako wszelkie formy ujść rzek do mórz i oceanów). Na przy­

kład ostatnie badania w ujściu Missisipi wykazują, że przyjmowanie po­
tasu przez illit i minerały mieszanopakietowe illit/montmorillonit usuwa

z wody około 2 0 % potasu dostarczanego przez rzeki do morza.

Labilność fizykochemiczna zawiesiny koloidalnej uzależnia silnie

przebieg sedymentacji od zmian warunków środowiska. Pochodną tych
własności jest rejestrowanie w zapisie sedymentacyjnym osadu drobno­
ziarnistego wszelkich okresowych (sezonowych) oraz nieokresowych

16"

244 OSADY ILASTE

zmian warunków w środowisku wodnym. Kwestie związanej z t y m cy-
kliczności sedymentacji — np. osadów warwowych — omówione zosta­
ną w rozdziale 14. Tutaj zwrócimy uwagę na rytmikę związaną z na­
przemiennym pojawianiem się w a r u n k ó w tlenowych i beztlenowych
w zbiorniku. Zapis tego rodzaju rytmów znajdziemy m.in. w postplejsto-

ceńskich osadach głębi bałtyckich, zaznaczony makroskopowo występo­
waniem czarnych lamin siarczkowych (Gorlich et. al. 1978). Jest on od­
biciem specyficznej cyrkulacji wód głębinowych Bałtyku i związanych
z tym zmian stosunków chemicznych w strefie przydennej zbiornika.

ZASOLENIE

MECHANIZMY DALEKIEGO TRANSPORTU

MECHANIZMY DALEKIEGO TRANSPORTU MATERIAŁU ILASTEGO

Podstawowym, globalnym mechanizmem dalekiego transportu cząstek

koloidalnych jest transport eoliczny (Windom 1975). Deflacja dostarczą
znacznych mas minerałów ilastych, szczególnie kaolinitu w strefach

zwrotnikowych, do osadów oceanu światowego.

Mechanizmy dalekiego transportu w ośrodku wodnym są bardziej

złożone. Po przekroczeniu „bariery flokulacji", jaką jest dla zawiesiny
ilastej strefa styku wód rzecznych i morskich (ryć. 6-5), część zawiesiny,
która nie uległa depozycji, transportowana jest w głąb basenu morskiego
lub oceanicznego.

Rozkład przestrzenny zawiesiny w masie wodnej jest zdecydowanie

niejednorodny, co wynika z:

— przestrzennego rozkładu energii w zbiorniku;

— struktury gęstościowej zbiornika, szczególnie jego uwarstwienia

termohalicznego.

Rozkład przestrzenny energii wyznacząją prędkości prądów i strefy

turbulencji. Zawiesina koncentruje się w obszarach o podwyższonej
energii i tam podlega transportowi. Prądy morskie penetrują całą masę

oceanu, a tym samym mogą przenosić zawiesinę, która oparła się desta­

bilizacji w ujściu rzecznym, na bardzo dalekie odległości. Zwykłe trans­

port prądowy odbywa się równolegle do linii brzegowej.

Transport w kierunku prostopadłym do brzegu, poza granice szelfu

umożliwiają prądy gęstościowe (w szczególności prądy zawiesinowe)
i głębinowa cyrkulacja oceaniczna w powiązaniu z zespołem zjawisk
określanym mianem warstw nefeloidalnych.

OSADY ILASTE

Prądy zawiesinowe w bardzo intensywny sposób transportują znacz­

ne masy osadu, w tym także ilastego, i mają zdecydowanie większe zna­
czenie osadotwórcze niż jakiekolwiek inne sposoby dalekiego transportu
zawiesiny (Enos 1969). Prądy zawiesinowe wysokiej gęstości (ang. high
density turbidity currents

) transportują epizodycznie materiał piaszczy­

sty i mułowy na odległość do kilku tysięcy kilometrów, z prędkościami

kilkudziesięciu km/h (Chough & Hesse 1976). Dla transportu materiału
ilastego w oceanie istotniejsze jest jednak działanie prądów zawiesino­

wych niskiej gęstości (ang. low density turbidity currents). Są to stosun­
kowo powolne — podaje się np. prędkość 1,8 km/h (Shepard et al. 1977)

— długotrwałe ruchy obciążonej zawiesiną koloidalną wody. Te prądy
generowane są zwykle falami sztormowymi i stanowią główne źródło za­
silania warstw nefeloidalnych.

Rycina 6-6.

Krążenie i koncentracja zawie­
siny koloidalnej w m a s i e wod­

nej o c e a n ó w (według: Eittreim
& Ewing 1972 oraz Pierce 1976,
zmienione)

A — diagram krążenia zawiesiny ko­

loidalnej w oceanach; B — powstawa­

nie stref podwyższonej koncentracji

- zawiesiny (warstw nefeloidalnych) na

powierzchniach skoku gęstości wód

oceanicznych w wyniku odrywania-

się prądów gęstościowych od dna;

C — powstawanie warstw nefeloidal­

nych w wyniku zatrzymywania zawie­

siny opadającej z powierzchni oceanu

na powierzchniach skoku gęstości Wód

Warstwy nefeloidalne są zjawiskiem globalnym. Śledzone są meto­

dami optycznymi na różnych głębokościach, we wszystkich rejonach
oceanu światowego. Są to strefy podwyższonych stężeń zawiesiny,

w znacznej mierze pochodzenia terygenicznego (Pierce 1976). Źródła za­
wiesiny skoncentrowanej w warstwach nefeloidalnych mogą być różne;

Zasilają je oderwane od dna prądy gęstościowe (ryc. 6-6B), gradientowe
prądy przydenne — prądy konturowe (ryc. 6-6A) oraz osiadanie cząstek

ROLA KOMPAKCJI I DIAGENEZY

eolicznych, orgenogenicznych i innych ze stref przypowierzchniowych

oceanu (ryc. 6-6A i C). Koncentracja zawiesiny następuje w przydennej
strefie oceanów (w formie warstw o grubości około 1 km), na głębokoś­

ciach od 2 do 4,5 km. W Atlantyku warstwy nefeloidalne związane są

z powierzchnią rozdziału głębinowych wód oceanicznych i zimnych,
przydennych wód antarktycznych o znacznej gęstości. Zawiesina w war­

stwach nefeloidalnych podlega transportowi prądowemu zgodnie z me­
chanizmem głębinowej cyrkulacji oceanicznej (Kelling & Stanley 1976).

GLOBALNE I GŁĘBOKOŚCIOWE ZRÓŻNICOWANIE

OSADÓW ILASTYCH W BASENACH OCEANICZNYCH

Przedstawione mechanizmy transportu i sedymentacji zawiesiny koloi­
dalnej znajdują swój wyraz w globalnym rozmieszczeniu osadów ilastych
w oceanie światowym. Klasyczna klasyfikacja Murraya i Renarda

(Murray & Renard 1891) wydziela trzy typy oceanicznych osadów ila­

stych: iły przybrzeżne, iły błękitne i zielone (osady stoku i wyniesienia
kontynentalnego) oraz czerwony ił głębokowodny (osad głębi oceanicz­
nych).

O rozkładzie osadów przybrzeżnych decyduje skład zawiesiny ko­

loidalnej wnoszonej przez rzeki, mechanizm selektywnej sedymentacji

i kierunki prądów przybrzeżnych. O rozkładzie osadów głębinowych de­

cyduje kontynentalne źródło ilastego materiału osadowego i dominujący

czynnik transportu.

W strefach umiarkowanych i okołobiegunowych dominującym mi­

nerałem dostarczanym z kontynentów jest illit, a także chloryt; w stre­
fach zwrotnikowych kaolinit; w strefie równikowej (zwłaszcza Oceanu
Spokojnego) — montmorillonit (Griffin et al. 1968). Dominującym czyn­
nikiem transportu w strefie zwrotnikowej jest niewątpliwie transport
eoliczny, natomiast w strefach umiarkowanych i polarnych o rozmiesz­

czeniu minerałów decyduje spływ lądowy i transport głębinowymi prą­
dami oceanicznymi.

ISTOTNA ROLA KOMPAKACJI I DIAGENEZY W POWSTAWANIU

SKAŁ ILASTYCH Z OSADU ILASTEGO

Jak wspomniano na wstępie tego rozdziału, powstający osad ilasty
w procesie diagenezy i lityfikacji przechodzi daleko idące przemiany.
Przemiany te obejmują przede wszystkim:

— usuwanie znacznych ilości wód interstycjalnych w procesie kom-

pakcji, ze wszelkimi tego konsekwencjami,

— rozkład i przekształcanie substancji organicznej, z powstaniem

węgla i węglowodorów włącznie,

248

OSADY ILASTE

— transformację minerałów ilastych oraz przemiany i rekrystaliza­

cję innych minerałów,

— powstawanie konkrecyjnych skupień minerałów.

Usuwanie znacznych ilości wody w czasie kompakcji wywołuje we­

wnętrzne zjawiska tektoniczne (lutokinezę), zwłaszcza przy szybkiej se­
dymentacji i pogrzebaniu nieskonsolidowanego, przesyconego jeszcze
wodą osadu. Zmienia się z głębokością pogrzebania skład chemiczny w ó d
interstycjalnych. W reakcjach między ziarnami mineralnymi a roztwo­
rem pojawiają się dodatkowe zjawiska elektrochemiczne regulujące pro­
cesy wymiany jonowej. Do zjawisk tych należy efekt Donnana polega­
jący na tym, iż w wyniku nakładania się elektrycznych warstw podwój­
nych poszczególnych ziarn mineralnych na skutek ich zbliżenia w cza­
sie kompakcji następuje usuwanie anionów (ang. anion exclusion, ew.
Donnan exclusion)

do warstw o niższej kompakcji, a także sorpcja ka­

tionów. Sorpcja polega na przyjmowaniu kationów w przestrzenie mię­

dzypakietowe minerałów ilastych z tym, że preferowane są kationy
0 wyższym ładunku.

Rozkład materii organicznej polega zasadniczo na biochemicznym

jej utlenianiu przy intensywnym udziale bakterii. Utlenianie zredukowa­

nych połączeń węgla, jakimi są związki organiczne, jest głównym źró­
dłem energii dla licznych procesów mikrobiologicznych zachodzących
w osadzie powierzchniowym. Zarówno rozkład materii organicznej, jak
i bazujące na nim procesy mikrobiologiazne, wpływają w istotny sposób
na potencjał utleniająco-redukcyjny środowiska wodnego i jego pH,

a tym samym na przemiany minerałów żelaza, manganu, minerałów ila­
stych, allofanów, węglanów. Powstająca z rozkładu materii organicznej
substancja organiczna przechodzi z czasem i rosnącą głębokością pogrze­

bania przez stadium kwasów fulwinowych i humusowych w kerogen,
który jest substratem węglowodorów.

W środowisku osadu określonym warunkami stworzonymi przez roz­

kład materii organicznej, ciśnienie nadkładu i temperaturę następują
przemiany mineralne. W odniesieniu do minerałów ilastych najszczegó-
łowiej udokumentowana jest illityzacja, tj. powstawanie illitu z mont­
morillonitu poprzez stadium minerałów mieszanopakietowych illit/mont-
morillonit. Następuje rekrystalizacja faz amorficznych, powstają krysta­

liczne tlenki i wodorotlenki żelaza (hematyt, getyt), tlenki manganu itd.
Kierunek przemian prowadzi od struktur nieuporządkowanych do struk­
tur bardziej uporządkowanych, lepiej wykrystalizowanych.

W płytszych osadach silnie przesyconych wodą o ustalaniu się rów­

nowag termodynamicznych pomiędzy współwystępującymi minerałami
a roztworem decyduje wartość potencjału utleniająco-redukcyjnego Eh
i stężenie jonów wodorowych (wyrażane przez pH); po głębszym pogrze­
baniu o ustalaniu się równowag mineralnych decyduje w głównej mierze
temperatura i ciśnienie.

LITERATURA KOMENTOWANA

Na wszystkich etapach transportu i sedymentacji zawiesiny koloi­

dalnej, a potem w osadzie ilastym, zachodzą nie kończące się zmiany
wszystkich składników i parametrów. Dlatego nie wystarcza zazwyczaj
odczytywanie zapisu sedymentacyjnego w ilastym osadzie kopalnym me­
todami klasycznej sedymentologii. Rozszyfrowanie zapisu wymaga wy­
konania następujących kroków analitycznych:

— precyzyjnego, jakościowego i ilościowego określenia składu mi­

neralnego skały lub osadu (do tego celu przydatna j e s t : dyfraktometria
rentgenowska, analiza spektralna w podczerwieni, analiza chemiczna);

— ustalenia składu i pochodzenia organogenicznych składników

skały (np. za pomocą chromatografii i spektrografii masowej);

— określenia izotopowego wieku poszczególnych utworów i two­

rzących je minerałów (np. metodą

4 0

K/

4 0

Ar);

— zbadania cech krystalochemicznych minerałów ilastych, minera­

łów żelaza, manganu i innych (w t y m celu użyć można wyspecjalizowa­
nych metod analizy chemicznej, analizy termicznej, dyfraktometru rent­
genowskiej, analizy spektralnej w podczerwieni, spektroskopii mossbaue-
rowskiej);

— określenia cech teksturalnych osadu (mikroskopia optyczna,

elektronowa transmisyjna i skaningowa);

— zbadania struktur sedymentacyjnych;

— zanalizowania chemicznego wód polowych;

— w końcu zaś ustalenia związków genetycznych między współ-

występującymi minerałami (metodami termodynamiki chemicznej).

Taka żmudna analiza skały ilastej może n a m wynagrodzić trud. do­

starczając szczególnie bogatych informacji na temat środowiska sedy­
mentacji. Informacji takich, jak zasolenie, uwarstwienie zbiornika sedy-

mentacyjnego, szybkość sedymentacji, lokalizacja obszarów alimentacyj­
nych.