Типовые модели современного морского седиментогенеза

 

Общая модель

 

Современные океаны и моря занимают до 70,8% поверхности Зем-ли. Максимальные глубины во впадинах океанов составляют 7000 - 11000м, в Северном ледовитом океане - 5449 м. Большая часть морей расположена на окраинах океанов, относится к категории окраинных шельфовых морей. С одной стороны, они граничат с сушей , с другой - открыты в сторону океана. С тектонической точки зрения такие моря представляют подводную часть материков. Глубина их постепенно воз-растает в направлении к океану и на континентальном склоне составляет несколько тысяч метров (рис.65).

Седиментогенез (от латинского sedimentum-оседание) - широко распространенные природные процессы, приводящие к образованию осадков на дне различных водоемов.

 

 

216

 

 

Рис . 65. Модель подводного рельефа на границе континента и океана

 

(по Р.К.Селли, 1981):

1-абиссальная равнина-пелагические илы; 2-оползни и обрушения илов на кон-тинентальном склоне; 3-шельф-перенос осадков морскими течениями, волнами, пото-ками волочения; 4-подводные каньоны - перенос осадков мутьевыми (турбидитовыми)

 

потоками; 5-турбидитовый конус выноса в устье каньона

 

Ко второй группе относятся материковые замкнутые и полузамкну-тые моря, находящиеся внутри континентов или между континентами. Примерами их являются Средиземное, Черное, Каспийское, Балтийское моря. К третьей группе относятся межостровные моря океанического типа, границы которых слабо обозначены группами вулканических островов. Кроме морей частями мирового океана являются заливы, проливы, бухты, акватории, более или менее изолированные материками, островами. Как глубоководные впадины океаны существуют , по крайней мере с юрского периода. Породы более древнего возраста на дне океанов не обнаружены. Средняя соленость морской воды составляет 35г/л. По составу растворен-ные соли относятся к хлоридам и сульфатам натрия, магния, кальция: 99% от суммы всех растворенных солей морской воды составляют ионы Nа⁺, Мg⁺², Са⁺²,Сl^-, SО4^-2. Пониженную соленость имеют внутриконтиненталь-ные моря: Каспийское, Черное, Балтийское. По температуре различаются моря теплые и холодные в зависимости от местоположения по отношению к экватору Земли. С глубиной температура воды во всех морях и океанах понижается и в придонном слое составляет 1,4-1,8°С, а в арктических мо-рях - ниже 0°С. Температура замерзания воды при солености 35г/л равня-ется минус 1,91°С. Среднегодовая температура поверхностного слоя океа-нической воды составляет 17,5°С. Ниже этой глубины циркуляция вод

 

 

217

обуславливается под влиянием разности их плотностей. Морские течения в верхнем слое (до глубины 150-200м) образуются под влиянием пассатных ветров, распространяются широкими полосами. Теплые течения движутся из низких широт в верхние, холодные - из высоких широт в низкие. При-мерами постоянных ветровых течений являются северные и южные пас-сатные течения, Гольфстрим и др. К временным относятся муссонные те-чения северной части Индийского океана, которые меняют направление в зависимости от летнего и зимнего муссонов. Теплое течение Гольфстрим является одновременно плотностным, ветровым и стоковым течением. К подобным течениям относятся: теплое течение Куро-Сиво, огибающее Японские острова; холодное Курильское течение, охлаждающе действую-щее на воды Охотского моря.

 

Фации : 1 - кора выветривания; мелководные: 2 - грубо- и крупнооб-ломочные; 3 - песчаные, алевритовые; глубоководные: 4 - глинистые; 5 - хемогенные (известняки, кремнистые осадки)

Волновые движения масс воды вызываются ветрами, приливами, землетрясениями. Ветровые волны наблюдаются в слое до глубины 50-60м, приливные и сейсмические волны охватывают всю толщу воды.

 

Наличие включений остатков морской фауны и микрофауны счита-ется основным и определяющим признаком морских отложений. Морская фауна концентрируется в верхних и нижних водных слоях. Планктонная фауна представлена простейшими: тонкостенные фораминиферы, радио-лярии, инфузории, медузы, мшанки, личинки многих донных организмов. Донную фауну (бентос) представляют толстостенные фораминиферы, губ-ки, черви, кораллы, раки, брюхоногие, двустворчатые моллюски, иглоко-жие. Биогермы и рифовые массивы являются типично морскими образова-ниями. Коралловые рифы служат обиталищем для моллюсков, крабов, иг-локожих, рыб. С глубиной фауна беднеет. Морская растительность пред-ставлена водорослями, развита в прибрежной полосе до глубины главным образом 15-20 м (до 50-70м), образует подводные леса. Арктические и Ан-тарктичееские моря довольно бедны растительным покровом. В этих мо-рях развито сообщество диатомовых водорослей. Водоросли являются ос-новным продуцентом органического вещества в морях и океанах. Ими пи-таются беспозвоночные организмы. В среднем содержание органического вещества в морских водах составляет 1-5 мг/л.

 

Кислотно-щелочной потенциал (РН) водной среды определяется со-держанием в ней ионов водорода (Н⁺). При их преобладании вода имеет кислую реакцию, а при преобладании ионов ОН^- -щелочную. При содер-жании ионов водорода в количестве 1·10^-7 г-ион/л РН = 7; при 1·10^-9 г-ион/л РН = 9. Вода диссоциируется на ионы Н⁺ и ОН^-. При

 

РН<7 вода имеет кислую реакцию, при РН=7-нейтральную, при РН>7-щелочную. С глубиной РН водной среды возрастает, вода становится ще-лочной. Окислительно-восстановительный потенциал (ЕН) водной среды

 

218

определяется присутствием в ней свободного кислорода, определяется за-мерами потенциометром, измеряется в микровольтах. Положительные зна-чения соответствуют окислительным условиям, отрицательные - восстановительным. В окислительных условиях присутствует трехвалент-ное железо, обуславливающее бурую, красную, оранжевую окраску, в вос-становительных условиях железо имеет двухвалентную форму, обуславли-вает зеленую, голубовато-серую окраску воды. Восстановительные усло-вия в осадках и водной среде создаются присутствием в них тонкодис-персного и растворенного углистого, сапропелевого органического веще-ства. С глубиной вода становится более восстановительной. Морские осад-ки на шельфах достигают 2000-3000 метров мощности, имеют возраст до юры включительно. По составу это -терригенные, биогенные (известняко-вые, кремнистые), вулканогенные и смешанные осадки. Известняковые осадки тяготеют к теплым и умеренным зонам океанов, представлены фо-раминиферовыми и кокколито-фораминиферовыми осадками, а на мелко-водье-ракушняками и коралловыми отложениями. На глубинах свыше 4500-5000м вследствие растворения СаСО3 известняковые осадки не накапливаются. Кремнистые илы (радиоляриевые и диатомовые) развиты в субполярных областях и на экваториальной зоне с широким развитием фи-топланктона. Отложения красной глубоководной глины характерны для котловин глубиной свыше 4500-5000 м в зонах низкой биологической про-дуктивности. Поступление эндогенного вещества в виде подводных вулка-нических излияний наблюдается вблизи срединно-океанических хребтов, вдоль разломов. Рудоносные растворы, поступающие по трещинам, спо-собствуют образованию слоев железо-марганцевых конкреций с высокой концентрацией Fе, Мп, Со, Ni, Рв, Zп , Аg, Sе, Нg и других химических элементов. Мощность рыхлого слоя в котловинах составляет первые де-сятки метров. Ниже начинается базальтовый слой. Скорость накопления осадков в океанах очень низкая - 1-30 мм/1000лет. Максимальная скорость (100мм/1000лет) наблюдается у основания материкового склона, в зоне накопления терригенных осадков. Основной объем терригенного материа-ла, сносимого с материков, оседает на шельфе и материковом склоне. Осадки мутьевых потоков - турбидитов накапливаются в подножьях мате-рикового склона, в глубоководных желобах и на склонах срединно-океанических хребтов.

 

Основными полезными ископаемыми шельфовых морей являются нефть и газ. Потенциально нефтегазоносной является территория мирового шельфа площадью 13 млн.км². По оценкам ученых потенциальные ресурсы его по нефти составляют 280 млрд.т. по газу-140 трлн.м³. В 1970 году до-быча нефти со дна моря осуществлялась 23 странами, объем извлеченной нефти составил 19,2% от общемировой добычи. Многими странами со дна

 

219

морей извлекаются титановые, титано-магнетитовые, цирконовые, мона-цитовые, золото-платиноносные, алмазоносные россыпи, фосфоритовые и железо-марганцевые конкреции.

 

Часть внутриконтинентальных морей (Средиземное, Черное, Кас-пийское) имеет океанический тип строения земной коры: в наиболее глу-боких впадинах-котловинах гранитный слой отсутствует. Соленость воды Каспийского моря в среднем составляет 12,7 г/л, Черного моря – 19-22 г/л. Прозрачность вод в среднем составляет 16-22 метра , в прибрежных райо-нах- 6-8м. Максимальная глубина в Южном Каспие составляет 1250м, на юге Черного моря – 2211м. В рельефе дна выделяются шельф, материко-вый склон и глубоководная котловина. Ширина шельфа достигает 200км. На нем залегают терригенно-ракушечные пески, ракушняки, оолитовые пески . По мере удаления от берега они замещаются мелкозернистыми пес-ками , алевритами. На склонах и на ложе впадин отлагаются пелитовые илы, карбонатность которых возрастает к центру моря. В подножьях неко-торых склонов выявлены скопления алевритов, песков, вынесенных мутье-выми потоками.

 

Такова общая модель современного морского седиментогенеза, по-строенная по наиболее общим признакам и пригодная для исследования древних осадочных бассейнов на региональном уровне. Для исследований на фациальном уровне морской бассейн нужно разграничить на области и районы отличающиеся друг от друга по более детальным признакам, о ко-торых говорилось выше ( табл .35)

 

Модель морского побережья

 

Морское побережье - это область, где контактируют две противопо-ложности - суша и водоем, где встречаются и сливаются друг в друга про-цессы, происходящие на суше и процессы, происходящие в море. Суша до-ставляет в море пресную воду и обломочный материал, море действует на сушу разрушающе, размывает ее своей волновой энергией. Волновые дви-жения в акваториях морей возникают под влиянием ветров, охватывают глубину главным образом 15-20м. Достигнув мелководной части волны разбиваются о дно моря и обрушиваются на берег: колебательные движе-ния воды преобразуются в поступательное движение прибойного водного потока. Прибой - основной фактор разрушения абразивных берегов, обра-зования пляжей и перемещения наносов.

 

Пляж (от франц . р lage - отлогий морской берег) - полоса наносов, на морском побережье в зоне действия прибойного потока. Различают галеч-ные, гравийные, песчаные и ракушечные пляжи. Вдоль побережья накап-ливаются наиболее грубозернистые осадки. Широкие вдольбереговые пес-

 

 

220

чаные пляжи формируются на участках, где берега пологие, низкие. В подножьях скалистых берегов образуются узкие полосы галечниковых от-ложений. По форме различаются пляжи полного профиля, представляю-щие собой пологие береговые валы, и пляжи неполного профиля, в виде скоплений наносов, наклоненных в сторону моря и примыкающих к под-ножью берегового обрыва. Обломочный материал имеет местное проис-хождение, на пляж доставляется реками, временными водотоками, а затем перемещается морскими волнами. Галька и гравий имеют округлые фор-мы, хорошо окатанные, преобладают плоские формы. Пляжевые пески хо-рошо отсортированные, их зерна хорошо окатаны, как правило, не содер-жат пелитовой примеси . Окаменелости в них встречаются редко, имеют на себе явно выраженные следы абразии. В пляжевых песках преобладают два типа текстур: плоско наклонная к уровню моря, образующаяся на по-верхности склона, и клиновидная косослоистая серия с пологим наклоном в сторону моря. Слойки выделяются по размеру обломков, некоторые из них подчеркиваются присутствием темных тяжелых минералов, угловыми несогласиями между ними, эрозионными срезаниями.

 

Интенсивность процессов пляжеобразования определяется коли-чеством наносов, поступающих с суши, степенью прочности пород, сла-гающих коренной берег. Там, где береговые склоны сложены прочными породами, образуются скалистые берега абразионного типа с узкими пляжевыми полосами. Вдоль широких морских песчаных пляжей обыч-ным является наличие эоловых дюн узких, удлиненных форм. Они обра-зуются при переотложении пляжных песков ветровыми потоками. Ши-рина морского мелководья зависит от крутизны береговой суши: чем по-ложе рельеф суши, примыкающей к берегу, тем будет шире и мелковод-ная часть моря.

 

Современные тектонические движения во многом определяют тип морского берега. Отрицательные вертикальные движения способ-ствуют затапливанию суши и образованию обширной приливно-отливной равнины. Положительные вертикальные движения приводят к поднятию береговой зоны и интенсификации абразивной деятельности волн. Хорошо отсортированные пески отлагаются при стабильном сто-янии береговой линии, плохо отсортированные - при быстрой транс-грессии или регрессии. Тонкие илистые частицы способны в течении долгого времени находиться в воде во взвешенном состоянии. Они от-носятся волнами и течениями далеко от берега и там оседают на дно . В морях экваториальной полосы под воздействием жаркого климата из воды выпадает в осадок часть кальциевых, а иногда и магниевых солей. Так образуется довольно типичная для морских бассейнов латеральная фациальная зональность ( рис .66).

 

221

 

 

Рис . 66. Схема образования осадочной серии морского типа. Палеопрофили (по В.И.Бгатову, В.П.Казаринову, 1962):

 

 

Приливно - отливной равниной называется плоский участок морского побережья, заливаемый во время прилива и на котором доминируют осад-ки, отлагающиеся во время приливов. Поверхность такой равнины полого наклонена в сторону моря. Наиболее известной современной приливно-отливной равниной является пояс побережья длиной около 450км, тяну-щийся вдоль побережья Северного моря на территории Голландии, Герма-нии и частично Дании, шириной 7-10км. В голландской литературе такое побережье называется вадденом, в немецкой – ваттом ( рис .67)

 

В пределах равнины выделяются три зоны. Средняя называется ли-торалью, она охватывает территорию от берега до линии досягаемости обычных приливов, изрезана системой приливных разветвляющихся кана-лов. Выше нее расположена надлиторальная зона, заливающаяся при силь-ных приливах. На ней обычно располагаются соляные болота (англ. salt marsh ). Сублиторальная зона практически всегда находится на уровне во-ды, в пределах мелководной части моря (до 20м глубины), где господ-ствуют обычные волновые движения ветрового типа. Скорость приливного течения составляет 50-150см/с. Обломочный материал, приносимый из прилегающих частей дна моря, осаждается на начальной и конечной фазе прилива, в то время как глины осаждаются из суспензии при высокой воде. Создается тонкополосчатая слойчатость и близкие к ней текстуры. Волне-ние воды при приливах обычно невелико, бывает сильным только при

 

 

222

штормовых ветрах. Оно участвует в транспортировке материала, способ-ствуя заполнению местных впадин мелкозернистым осадком, сортировке песков, доставляемых в пределы равнины со стороны суши и моря.

 

Рис . 67. Фации современного мелководного побережья Северного моря (по Гадоу и Рейнеку,1969):

 

1-алевриты глинистые; 2-пески мелкозернистые, алевритистые; 3-мелко- и среднезернистые прибрежные пески; 4-мелкозернистые пески; 5-приливно-отливная

 

полоса;6-суша;7-изобаты

 

Пелитовые осадки, отложенные во время прилива, покрываются ди-атомовыми водорослями, которые защищают их от смывания. Кустарники, растущие на соленосных болотах, способствуют осаждению и накоплению приносимого материала.

 

Для осадков приливно-отливной равнины обычны местные размывы и эрозионные срезы. В глинах часты трещины усыхания, следы жизнедея-тельности организмов - червей, ракообразных. В подножьях крутых скло-нов приливных каналов и каньонов скапливаются продукты обрушения и оползания еще не отвердевших осадков.

 

 

223

В мелководных частях морей, протягивающихся широкой полосой вдоль береговой линии, выделяются фациальные зоны ( обстановки осад-конакопления), отличающиеся друг от друга по многим признакам: лагу-ны, лиманы, заливы, эстуарии, острова-бары, косы и др.

 

Лагунная модель

 

Лагуна (от итал. laguna - озеро) - неглубокий водный бассейн, со-единяющийся с морем узкими проливами, или отделенный от моря поло-сой суши - баром. Ввиду слабой связи с морем лагуна имеет высокую или низкую соленость. Развитие песчаных баров и лагун тесно связаны друг с другом. Они широко развиты вдоль побережья Мексиканского залива, Се-верного, Балтийского морей, в Азовском и Черном морях, по восточному побережью Каспийского моря и др. ( рис .68)

 

Рис . 68. Песчаный барьер и лагуна. Схема по Р.Унругу, 1980.

 

Глубина лагун редко достигает 25-30м. От суши они часто отделены поясом болот. В лагунах накопление осадков является доминирующим процессом. Опресненные лагуны областей гумидного климата заполняют-ся глинами, иногда карбонатно-глинистыми илами, обогащенными орга-ническим веществом. В прибрежных частях лагун осаждаются алевриты, пески, углистые глины. Если лагуна питается реками, то она опресняется, прирост осадков в ней происходит интенсивно. С течением времени лагуна заполняется осадками и преобразуется в болотистую равнину. В лагунах с высокой соленостью отлагаются черные илы с резким запахом сероводо-рода, сложенные приемущественно кристалликами различных хемогенных образований. Фауна в таких водоемах практически отсутствует. На дне та-ких плохо аэрируемых лагун создаются условия для накопления сульфидов и гумусовых осадков. Лагуны тропического побережья заполняются из-

 

 

224

вестковыми илами, буйно зарастают мангровыми растениями ( филоденд-роны и др.). Со временем они преобразовываются в мангровые болота, из которых образуются угленосные толщи. В соленосных лагунах областей аридного климата отлагаются пласты сульфатных и хлористых солей натрия, гипс, ангидрит, доломитовые известняки, доломиты, иногда магне-зит. Фаунистические остатки в них либо отсутствуют, либо представлены угнетенными формами (фауна однообразная, малых размеров).

 

Лагунные отложения характеризуются частой сменой фаций в вер-тикальных и горизонтальных рядах, что объясняется переходными услови-ями образования от типично морских к континентальным. Случается, что в пределах одной и той же лагуны присутствуют как солоноватые, так и сильно соленые воды , отличающиеся друг от друга по окислительно-восстановительному и кислотно-щелочному потенциалам. В такой среде формируется пестроцветные толщи.

Лиманы (от греч. limen - гавань, бухта) - вытянутый залив с извили-стыми в плане невысокими берегами. Образуется при затоплении морем долин равнинных рек и балок в результате погружения прибрежных частей суши. Различаются открытые в сторону моря (губы) и закрытые лиманы, отделенные от моря косой, пересыпью полностью или с сохранением узко-го пролива (гирла). Обычно в лиманах отлагаются мелкозернистые пески, алевриты и глины, нередко насыщенные органическим веществом, даю-щим начало образованию горючих сланцев, угля и нефти. При малом при-токе пресных вод и засушливом климате воды лимана сильно осолоняются и из них осаждаются соли или солесодержащие грязи, нередко использу-ющиеся как лечебное средство. В условиях жаркого климата в лиманах мо-гут накапливаться окислы алюминия, железа, из которых образуются пла-сты бокситов.

 

Эстуарии - затопляемое устье реки, расширяющееся в сторону моря. Образуются, когда прилегающая часть моря имеет большие глубины и приносимые рекой наносы удаляются морскими течениями. В области эс-туариев развиты широкие и глубокие каналы, между которыми располо-жены острова и отмели. Такие устья имеют реки Енисей, Темза. Они непо-средственно граничат с открытым морем. Обломочный материал сюда по-ставляется рекой и приливными течениями со стороны моря. Приливы и отливы содействуют эрозии и перемещению уже отложенных осадков. Со-леность воды возрастает в направлении к морю. В глубоких частях эстуа-риев накапливаются глины, на отмелях и вблизи берегов -пески.

 

Залив - часть океана, моря или озера, вдающаяся в сушу, но имею-щая свободный водообмен с основным водоемом. Гидрологические и гео-химические условия его тождественны с условиями водоема, частью кото-рого он является. Самым крупным водоемом подобного типа является Мексиканский залив. В рельефе его дна выделяются обширный шельф, континентальный склон, абиссальная равнина. Максимальная глубина за-

 

 

225

лива составляет 5203м. На шельфе выявлено свыше 200 месторождений нефти и газа. Нефтегазоносны миоцен, палеоген, мел и в меньшей мере плиоцен, юра. Коллекторами преимущественно являются песчаники кай-нозоя и известняки мела.

 

Баровая модель

 

Бар - (от англ. bar - преграда, отмель). В русской геологической ли-тературе термин закрепился после опубликования книг Ф.Шепарда (1951), Д.А.Буша (1977) и др ., переведенных с английского языка. Д.В.Наливкин (1956) при описании подобных явлений пользовался терминами "пере-сыпь", "коса". Р.К. Селли (1981) такие песчаные аккумулятивные формы назвал барьерными островами. Большинство опубликованных работ по во-просам современных барьеров и лагун относится к побережью Северной Америки. Самым длинным песчаным барьером, имеющим длину 180км и ширину 1-7км, является бар Падре Айленд в Техасе, который отделяет от Мексиканского залива лагуну Мадре. Бары широко развиты вдоль мелко-водного побережья Голландии, Германии и юга Балтийского моря, где ла-гуны называются заливами, а песчаные валы – косами ( рис .69). Образова-ние и развитие песчаных барьеров и лагун тесно связаны друг с другом: лагуны и отделяющие их от моря узкие, длинные острова и полуострова тянутся паралельно по побережью. Образование таких вдольбереговых ба-рьеров (баров) на некотором удалении от береговой линии объясняется пе-ремыванием наносов волнами со стороны моря к берегу на широких мел-ководных участках. Существенную роль в их формировании играет обилие доставляемого песка, движение морской воды-волнения, течения, приливы и отливы, энергией которых осадки поднимаются со дна моря и вновь пе-ремываются, переотлагаются, аккумулируются в форме вытянутых вдоль берега песчаных валов-островов. Там, где к берегу подходит глубокое мо-ре, бары не образуются.

 

По описанию Д.А.Буша (1977) ширина баров Миди-Саунд в Север-ной Каролине на побережье Атлантического океана составляет 200-500м, высота над уровнем моря - до 11-12м. Глубина моря здесь со-

 

ставляет - 5-12м, расстояние до берега - 2 -3км. Между берегом и полосой баров располагается лагуна. Крутой склон барового острова обращен к ла-гуне. Поперечные каналы шириной 150-300м разделяют барьерный бар на острова. По ним прорываются приливно-отливные течения. Изучая бар Охо де- Льебре (Мексика, Нижняя Каролина), Флигер и Юинг пришли к выводу, что для образования бара необходимы:

 

1. обильное поступление песка;

2. наличие полого падающего основания;

 

3. действие волн вдоль побережья: вдольбереговые бары образуются

 

в зоне волнолома;

большая часть песка разносится вдольбереговыми течениями;

 

осадки обычно представлены тонкозернистым песком.

 

226

 

Рис . 69. Современные баровые песчаные острова мелководного побережья Северного моря (по Г.А.Каледа, 1978):

 

1-континентальная низменная суша; 2-песчаные бары

 

Д.В.Наливкин (49) дал описание песчаных пересыпей Азовского, Черного и Балтийского морей. Длина Арабашской стрелки, отделяющей Сивашский пролив от Азовского моря, составляет 110 км, ширина - до 1,5-8,5км. Гуриш-Нерингская пересыпь в Балтийском море имеет длину 97км, ширину от 400м до 3,6 км. Высота пересыпей над дном заливов составляет от 10-12м до 20-30м. Они состоят из материала, намытого волнами и вдольбереговыми течениями, над уровнем моря поднимаются на несколько метров. Во время сильных бурь морская вода через многие пересыпи пере-ливается в лагуну. На начальных стадиях развития пересыпи не доходят до поверхности моря и образуют отмели. В составе пересыпей преобладают грубо- и среднезернистый песок с большей или меньшей примесью галек и ракушки. Часть пересыпи, обращенная к лагуне, заполняется осадками, намываемыми волнами лагун-мелкозернистыми и глинистыми песками.

 

На поверхности баровых островов часто развиваются гряды, бугры, дюны эоловых песков. Бурением на пересыпи Куриш-Гафа установлено, что покров дюнных и баровых песков имеет толщину 30-40м. Под ними залегают пляжевые пески мощностью 3- 5м, лагунные мергели 1-2м и мо-ренные суглинки 50м. Форма песчаных тел барового типа всегда линзо-видная, выпуклая сверху, плоская снизу, небольшой мощности, небольшой ширины, значительной длины. Пески, накопленные на стороне открытого моря, обычно хорошо отсортированы, содержат менее 5% пелитовой при-

 

 

227

меси, схожи с пляжевыми песками. На лагунной стороне баровые пески содержат прослои пелитовых осадков лагуны, остатки корней растений, бедную лагунную фауну . С течением времени баровые острова постепенно растут и перемещаются (мигрируют) в сторону лагуны или в обратном направлении в зависимости от трансгрессии или регрессии моря, в конеч-ном итоге перекрываются глинами лагуны или открытого моря и перехо-дят в погребенное состояние.

 

Бар приустьевой - песчаный подводный вал, расположенный на не-большой глубине в прибрежной полосе морского дна перед устьем реки. Образуется в процессе перераспределения морскими волнами стока реки, отлагающегося перед устьем. Такие бары ориентированы поперечно или косо к береговой линии.

 

Коса - низкая и узкая намывная песчаная полоса в береговой зоне, одним концом примыкающая к берегу, а другим концом уходящая в море. Коса , далеко уходящая в открытое море, называется стрелкой (например, коса Долгая в Азовском море). Длина кос, отделяющих залив - лагуну Ка-ра-Богаз-Гол от Каспийского моря, достигает 85км. Образование их объяс-няется транспортировкой терригенного материала от берега ветровыми волнами и вдольбереговыми течениями. Намывные полосы состоят из га-лечников, гравия, песка, ракуши.

 

Диагностика генетического типа ископаемых (древних) песчаных тел всегда вызывает затруднения ввиду ограниченности данных, в том числе и фаунистических определений по керновым образцам. Остатки фа-уны в песчаниках, как правило, плохо сохраняются ввиду растворения ара-гонита (из которого состоят раковины) на стадии диагенеза осадков. Для решения задачи анализируются другие диагностические признаки: форма песчаных тел в разрезе и в плане, характер взаимоотношения с соседству-ющими фациями, место песчаных тел в общей палеогеографической ситу-ации и др. ( таблица 36).

 

Таблица 36 Сравнительная характеристика речных и баровых отложений

 

( по В . Г . Кузнецову , 1991)

 

Признак	Речные отложения	Прибрежные бары
1. фаунистические остатки	пресноводная фауна, об-	мелководная морская фау-
	ломки древесины	на
2. текстура пород	разнообразная, в том числе	массивная, волнистая косая
	косая однонаправленная
3. преобладающий тип по-	песчаники, вниз по тече-	песчаники, размер зерен
род	нию отсортированность	увеличивается вверх по
	улучшается, размер зерен	разрезу
	уменьшается
4. характер контактов и за-	резкие эрозионные границы	относительно постепенные
мещений	как нижние, так и боковые	переходы как вниз, так и по
		простиранию

 

 

228

		Продолжение Таблицы 36
5. форма тел в плане	извилисто-удлиненная	вытянутые линзы, часто
		кулисообразно располо-
		женные
6. форма тел в поперечном	выпуклая книзу, верхняя	выпуклая кверху, нижняя
сечении	граница почти плоская	граница почти плоская
7. ориентировка относи-	поперечно к береговой ли-	параллельно к береговой
тельно береговой линии	нии	линии

 

Шельфовая модель

 

Шельф (от англ. shelf - полочка, ступень) - материковая отмель, вы-равненная часть подводной окраины материка, имеющая с ним общее гео-логическое строение. Термин широко вошел в геологическую литературу после выхода в свет книги Ф.П.Шепарда "Геология моря" (1948, 1951г.). Некоторыми авторами для обозначения этой географической области при-меняются термины "неритовая зона", "сублитораль". Границами шельфа являются берег моря или океана и т.н . бровка шельфа - линия резкого пе-региба поверхности морского дна, где начинается континентальный (мате-риковый) склон с более крутыми наклонами. Глубина моря над бровкой близка к 100-200м, но в некоторых случаях достигает 500 -1500м. Шельф окаймляет материки и архипелаги островов в виде полосы различной ши-рины. Обычная ширина шельфа составляет 60-70 км. Наиболее обширен шельф у северной окраины Евразии, где ширина его достигает 1500км. Вдоль западного побережья Северной Америки шельф отсутствует и сразу от берега начинается континентальный склон. Такие аномалии наблюда-ются также у восточного берега Японии и Марианских островов, вдоль за-падного берега Австралии и южного берега Аравии. Рельеф дна в зоне шельфа полого-наклонный в сторону океана, с впадинами глубиной не ме-нее 20м и возвышениями (подводными дюнами) высотой до 20м и длиной до 1км. Такие песчаные тела описаны на шельфе северо-западной Атлан-тики и в Малаккском проливе.

 

По Р.К.Селли (1981) в шельфовой зоне различаются три обстановки осадконакопления:

 

В Прибрежная зона лагун, песчаных баров и приливно-отливных равнин (описание этой зоны дано выше).

В Открытое море с высоким энергетическим уровнем - мелковод-ный шельф.

 

В Открытое море с низким энергетическим уровнем - глубоковод-ный шельф.

Обстановка осадконакопления на шельфе во многом зависит от морфологии морского дна, конфигурации берегов, наличия или отсутствия устьев рек, приливно-отливных течений, растительного мира, бентонных организмов и др. Колебания уровня моря приводят к изменению характера

 

229

осадков. В чистых водах дневной свет проникает на глубину до 150м, сус-пензии и волнения задерживают свет. Сезонные изменения температуры и климата проникают до глубины 100-150м. Глубина базиса действия волне-ния зависит от силы ветров, размеров бассейна. В открытых морях при сильных ветрах она достигает 200м и более. В замкнутых морях деятель-ность волн ограничена несколькими метрами (до 10-15м). Доля раститель-ного и животного бентоса в шельфовых осадках значительная. В зоне дей-ствия постоянных волн и течений (высокой энергии) преобладают пески. По мере удаления от берега доля песчаной фракции уменьшается, растет доля алевритовой и глинистой фракций. В зонах тропического и субтропи-ческого климата в современной шельфовой зоне накапливаются известко-вые илы. Скорость осадконакопления низкая, поэтому осадки насыщены органическим веществом, которое придает породе темный цвет. Постоян-ный приток новых порций океанической воды, обилие кислорода обеспе-чивают здесь расцвет животного бентоса: образуются коралловые рифы, ракушняки, пелоиды, водорослевые известняковые илы. Ширина зоны мелководного шельфа измеряется десятками километров.

 

На пространствах, лежащих в зоне низкой энергии (глубокий шельф), дно моря находится ниже базиса действия постоянных волн, осад-конакопление зависит в основном от системы придонных течений, конфи-гурации дна и других местных факторов. Здесь преобладают глины, су-глинки, иногда содержащие тонкие слои мелкозернистых песчаников и алевритов с параллельной или диагональной слоистостью под очень ма-лыми углами. Р.Унруг и др. (1980г .) отмечают, что на этих глубинах оби-тают кораллы, брахиоподы, губки, пластинчато-жаберные, черви, создаю-щие в илах биотурбационные текстуры. В этой зоне существуют условия для образования аутигенных минералов, в частности, глауконита, фосфо-рита. Морские глины отличаются повышенным содержанием сапропеле-вой органики и таких микроэлементов, как бор, стронций, адсорбирован-ных из соленой морской воды . В теплых морях накапливаются известко-вые илы большой мощности с примесью измельченного скелетного мате-риала (детрита). Ширина зоны глубокого шельфа измеряется сотнями ки-лометров.

 

Мощность неуплотненного осадочного слоя на современных шель-фах составляет 2000-3000м. По возрасту это-плейстоцен, плиоцен и т.д. до юры.

 

Континентальный ( материковый ) склон представляет собой подвод-ную окраину континента, расположен между шельфом и ложем мирового океана. Он окаймляет шельф полосой, ширина которой составляет десятки, реже сотни километров. Углы наклона склона выше, чем на шельфе и, в среднем составляют 4°, а на некоторых участках доходят до 15–20°. По геологическому строению континентальные склоны являются частями ма-териков ( рис .65). Подножье континентального склона находится на глуби-

 

230

нах 2000-3000м. По сравнению с шельфом и ложем океана континенталь-ный склон отличается значительной расчлененностью подводного рельефа. Здесь отмечаются такие формы, как ступени, параллельные бровке шель-фа, поперечные ложбины (подводные каньоны), обычно берущие начало на шельфе и протягивающиеся до основания склона. Ввиду крутизны склона здесь существуют условия для транспортировки больших масс наносов по подводным каньонам в виде мутьевых (турбидито