Таблица 36 Сравнительная характеристика речных и баровых отложений

(по В.Г.Кузнецову, 1991)

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

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-

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 (турбидитовых) потоков, суспензий, обвалов, оползней. Близость континента обуславливает преоб-ладание на склонах терригенного материала главным образом алевритовой и пелитовой фракций. Наблюдениями доказано, что на этих глубинах су-ществуют придонные течения, которые создают текстуры течения-знаки ряби, обтекания и линейного течения материала. Скорости таких течений составляют 2-20см/с, доходят до 40см/с. Постоянные глубинные течения под действием силы вращения Земли (силы Кориолиса) прижимаются к континентальному склону или океаническим гребням и текут параллельно их контуру, транспортируя терригенный материал, приносимый с конти-нента по подводным каньонам. Глинистый материал, вызывающий помут-нение воды , доставляется в форме взвеси в воде из шельфовых областей и осаждается на склоне в виде тонких илов. В теплых морях осаждаются из-вестковые илы, в приарктических областях кремнистые и диатомовые илы. Скорость осадконакопления достаточно велика, составляет 5-50см за тыся-чу лет. Максимальное количество осадков накапливается в подножьях континентального склона. Здесь образуются конусы выноса мутьевых по-токов, приуроченные к устьям подводных каньонов. Они создают холми-стую форму рельефа. В структурно-геологическом отношении подножье склона представляет собой глубокий прогиб между океаном и материком. Именно здесь глубоким бурением были выявлены наиболее древние отло-жения океанических глубин, определенные как породы юрской системы.

Модель океанического седиментогенеза

Примерно три четверти поверхности Земли покрыто океаническими водами. Степень ее изученности невелика, но проведенные с конца ХIХ века исследования позволили сделать немало открытий в области геологи-ческого строения этой территории. Стало известно, что на дне океанов гранитно метаморфический слой отсутствует. Под рыхлым слоем сразу же начинается тонкая кора океанического типа, состоящая из базальтов. В ре-льефе дна выделяются абиссальные равнины, широкие блоковые поднятия, хребты, вулканические вершины, узкие желоба, приуроченные к гигант-ским прогибам. Между подводной окраиной материка и ложем Тихого океана и северо-восточной части Индийского океана расположена пере-ходная зона, состоящая из котловин и островных дуг-хребтов с цепочкой островов на гребне и глубоководных желобов, отличающихся высокой

сейсмичностью и вулканизмом. Структурами морского дна планетарного ранга являются срединно-океанические хребты - системы крупнейших поднятий с рифтовыми долинами и окружающими их рифтовыми хребта-ми, поперечными разломами. Это - зоны сейсмичности, вулканизма и под-водного горообразования.

Мощность неуплотненного слоя в котловинах составляет десятки метров. Глубоководные океанические (пелагические) осадки представлены радиоляриевыми, глобигериновыми, диатомовыми органогенными илами, красными, зелеными, синими вулканическими глинами. Вулканические пеплы и пыль оседают вблизи вулканов. Органогенные илы образуются из скелетов планктонных организмов микроскопического размера, живущих на поверхности океанов во взвешенном состоянии. Они отличаются высо-ким содержанием органического (битумоидного) вещества. Обилие орга-нических остатков и застойность водоема создают условия для заражения осадков и воды сероводородом и образования пирита. Примером являются воды Черного моря, где зараженность сероводородом начинается с глуби-ны 150-200м. Д.В.Наливкин (1956г.) отмечает, что планктон живет на всей поверхности морей и океанов, но на малых глубинах его остатки , падая на дно, смешиваются с песчано-глинистыми осадками. Только на больших глубинах, где существует застойный режим вод и куда практически не до-стигает терригенный материал, остатки планктона образуют собственные накопления. Обычно такая обстановка находится на большом расстоянии (более 1000км) от берега. Осадки накапливаются медленно, но непрерыв-но . Иногда они содержат прослойки терригенного материала, принесенно-го суспензионными потоками, вулканическими извержениями, воздушны-ми потоками в высоких слоях атмосферы.

Ближе к подножью континентального склона доля терригенного ма-териала, приносимого мутьевыми потоками, возрастает. Эта зона названа Р.Унругом и др. (1980г.) гемипелагической обстановкой. Суспензионные потоки под действием силы тяжести стекают и накапливаются в понижен-ных участках подводного рельефа, в то время как на возвышенностях они отсутствуют. В осадках преобладают обломки алевритовой фракции. Под-водные течения, вызванные разностью плотностей океанической гидро-сферы, также текут по пониженным частям рельефа и разносят принесен-ные мутьевым потоком осадки по дну океана. Терригенные осадки тяготе-ют к глубоководным хребтам и желобам. Известковые осадки накаплива-ются в областях теплого и умеренного климата, кремнистые - в областях с широким развитием фитопланктона (водорослей). Вблизи срединных хребтов накапливаются терригенные осадки. Здесь вдоль разломов проис-ходят также подводные излияния эндогенного вещества в виде покровов, потоков, накапливаются пепловые туфы, брекчии. Рудоносные растворы, поступающие из магматических очагов по трещинам, способствуют обра-зованию в рыхлом слое пластов железо-марганцевых конкреций.