Историческая геология_07_Морские фации

На пассивной континентальной окраине на шельфах (т. е. в неритовой области) сосредоточены основные зоны концентрации и седиментации осадочного материала. Здесь выделяются две зоны – мелководная и

относительно глубоководная.

Фации мелководного шельфа. В мелководной (с глубинами до 50– 70 м) волнения распространяются практически до дна, в связи с чем осадки взмучиваются, сортируются, насыщаются кислородом. Эта зона может периодически подвергаться осушению и размыву при понижении уровня моря. Для нее характерно богатство растительного и животного мира, особенно бентосных организмов. Наиболее распространенными осадками мелководной зоны являются мелкообломочные – пески и крупнозернистые алевролиты.

На шельфах тропической и субтропичаской областей развиты также карбонатные породы – известняки и доломиты. Преобладают биокластические (детритовые) и оолитовые известняки.

Современные карбонатные шельфы и зоны рифообразования

Текстуры мелководных отложений гоизонтально- и волнистослоистые, реже – косослоистые, биогенные. На поверхностях наслоения обычны знаки ряби и следы перерывов.

Врезультате интенсивного перемещения донных осадков образуются разнообразные формы аккумулятивного рельефа.

Впонижениях рельефа на шельфе (в так называемых иловых впадинах) откладываются глинистые отложения, которые часто образуются в условиях недостатка кислорода и сероводородного заражения.

Особую группу мелководных образований представляют органогенные постройки и рифы. Они возникают при интенсивном локальном развитии нарастающих друг на друга теплолюбивых каркасных и цементирующих организмов (кораллов, известьвыделяющих колониальных водорослей и др.), создающих прочную структуру (каркас). В результате такого нарастания возникают обособленные массивные первично твердые карбонатные тела. Для них характерен свой биоценоз и особый комплекс осадков, отличающийся по составу от прилежащих.

Если скорость образования постройки была близка к скорости накопления окружающих осадков, то в геологическом разрезе она имеет форму пласта или линзы (биостром). Если скорость нарастания организмов больше скорости накопления окружающих синхронных осадков, то в рельефе дна образуется холм. В геологическом разрезе такая постройка имеет форму выпуклой линзы или холма (биогерм). Биогерм и биостром относятся к простым органогенным постройкам. К сложно-дифференцированным органогенно-аккумулятивным постройкам относятся рифы или рифовые системы.

Упрощенная схема зональности кораллового рифа (слева направо): зона лагуны и рифового плато, тыловая часть рифа, водорослевый вал, волнолом,

глубоководная часть рифа (эскарп).

Риф образуется при длительном развитии биогерма, когда он поднимается до уровня моря, и вокруг него при его росте и одновременном частичном разрушении возникают генетически связанные с ним осадки. Морфология рифов необычайно разнообразна, однако их объединяет то, что все настоящие рифы представляли и представляют собой сложную структуру, расположенную в освещенной зоне моря и способную к автотрофному созданию биологической продукции за счет фотосинтеза герматипных организмов. Характерными чертами настоящих рифов являются способность противостоять действию волн, отчетливая зональность в строении и наличие детритового шлейфа. Исключительную роль в развития рифовых структур имеет симбиоз рифостроящих организмов (прежде всего кораллов) с водорослями, имевший место и в геологическом прошлом. В геологическом разрезе риф представляет собой карбонатный массив, мощность которого всегда больше мощности одновозрастных отложений.

Схема строения кораллового рифа

Большой барьерный риф Австралии

Общий вид кораллового рифа Мусгрейв (Австралия)

Рифостроящие кораллы (Большой барьерный риф)

Небольшие орагногенные постройки (биогермы, биостромы, небольшие рифы) всегда связаны с мелководными участками шельфа, крупные рифы и системы рифов – с более глубоководными. Рифы могут формироваться на перегибе морского дна, при смене мелководных обстановок более глубоководными.

Коралловые рифы возникают в условиях нормальной солености, высокой среднегодовой температуры, хорошей освещенности и активной гидродинамики.

Фации глубоководного шельфа. Относительно глубоководные

обстановки располагаются на внешнем краю шельфа от глубин 40–70 м до 130–200 м (реже до 300–500 м). Здесь отсутствует постоянное волнение, и взмучивание осадков происходит только во время сильных штормов. Донные течения неактивны и пространственно ограничены. Условия в придонном слое отличаются значительным постоянством.

Органический мир этой зоны специфичен и значительно обеднен. В его составе значительное место принадлежит планктонным и нектонным организмам.

Осадки глубоководного шельфа отличаются выдержанностью литологического состава и значительной протяженностью. Здесь развиты главным образом глинистые осадки, а песчано-алевритовые ограничены зонами течений. На глубоководном шельфе отлагаются также биогенные илы, образованные наннопланктоном (из них формируются пелитоморфные известняки); илы, образованные диатомеями и спикулами губок (они преобразуются в диатомиты, спонголиты, опоки, трепелы) и хемогенные осадки (хемогенный кальцит, фосфорит). В этой зоне нередко развиваются восстановительные условия, способствующие захоронению органического материала. Текстуры осадков правильнослоистые.

На перегибе шельфа к склону за счет воздействия динамики океана усиливается гидродинамическая активность придонных течений, что приводит к резкому огрубению осадочного материала. Среди организмов преобладают прикрепляющиеся фильтраторы. В тропических широтах развиваются рифы.

Фации континентального склона. Область континентального склона, простирающаяся от края континентальной ступени до глубин 2000– 3000 м, характеризуется, прежде всего, резким падением глубин. Угол наклона здесь может быть очень велик (до 43º), однако обычно не превышает

4–12º.

В целом батиали (за исключением зон действия мутьевых потоков) свойственна очень слабая седиментация, это – нижняя граница терригенных отложений. Поступление растительного детрита с побережий очень мало, еле уловимы колебания температуры и солености, ничтожно малы и движения водных масс. Осадконакопление здесь определяется контрастностью рельефа, большими перепадами глубин, крутизной склонов, изменчивостью гидродинамического режима. В зонах с усиленным терригенным питанием, особенно у устьев крупных рек, формируются терригенные осадки, в тропических и субтропических широтах увеличивается количество карбонатных. Большое значение в этой зоне имеют различного вида гравитационные потоки, формирующие группу подводно-склоновых отложений (оползневые образования, гравититы, турбидиты, нефелоиды). Обломочный материал перемещается по каньонам, прорезающим склон, и отлагается на склонах и дне каньонов, а также выносится к устьям каньонов и образует у основания каньонов и на прилежащих равнинах глубоководные конусы выноса. Отложения в них меняются от грубых песков до тонких илов. Вне русел и конусов на склоне накапливается терригенный и планктоногенный ил (нефелоседиментация). Отложения мутьевых суспензионных потоков и нефелоилный ил часто переслаиваются.

Образование мутьевого потока

Турбидный поток (подводная съемка)

Схема действия мутьевого потока и образования турбидитов

Механоглифы – следы движения турбидного потока (негативные слепки на подошве песчаного ритма с борозд, образованных при

движении по поверхности дна)

Флишевые отложения (турбидиты)

У континентальных подножий развиты также контуриты – отложения так называемых контурных глубоководных течений, образующие гигантские аккумулятивные формы поводного рельефа. Контуриты представлены песчано-алеврито-глинистыми осадками с горизонтальной и волнистослоистой текстурой.

В условиях континентальных подножий и на плоских абиссальных равнинах в сложной гидродинамической обстановке формируются гемипелагические глины, известные как синий или голубой ил. Это глинистый (гидрослюдистый) слабоизвестковый осадок, содержащий около 10% планктонных известковых и кремнистых организмов, 1–2% органического вещества и аутигенные минералы (пирит и др.). Скорость накопления этих осадков гораздо выше, чем у обычных пелагических илов (см. ниже), значительно и их количество, но развиты они в более узкой зоне.

Фации активных окраин. Фациальные условия активных окраин

сложнее. Во многом они подобны обстановкам приокеанических зон пассивных окраин, однако окраинные котловинные моря отличаются наличием отделяющих их от океанического бассейна барьеров – островных дуг, которые являются дополнительным источником обломочного и вулканогенного материала. Для окраинных котловинных морей характерна концентрическая зональность. В батиальной зоне развиты пески и боле грубообломочные отложения, ниже по склону – алевриты, а центральных, самых глубоких частях морей – глинистые илы. Доля карбонатных планктоногенных осадков невелика из-за больших глубин водоемов. В холодноводных бассейнах их место занимают кремнистые планктоногенные илы. В зонах активного подводного и наземного вулканизма (особенно на островодужном ограничении бассейнов) присутствует, а иногда и преобладает вулканогенный материал.

Островные дуги, располагающиеся на границе котловинных окраинных морей и открытого океана, представляют собой громадные, главным образом подводные сооружения. Подводные обстановки характеризуются здесь сложнорасчлененным контрастным рельефом и высокой гидродинамикой, что определяет большую пестроту фаций. Осадочный материал в этой зоне обломочный, грубозернистый (за счет посточнно растущих островов) и вулканогенный (здесь часты вулканогенно-терригенные турбидиты). В мелководных зонах теплого климата нередко развиваются карбонатные