1.3. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ МОРСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ
Эти образования представляют собой крупную, существенно неоднородную генетическую группу, объединенную общими условиями формирования в морской среде с доминирующей ролью гидродинамических процессов, соизмеримую по значимости с группой континентальных образований [Методическое руководство.... 1987]. Генетические различия морских отложений формируются в процессе последовательного перемещения обломочного материала от береговой зоны с господством волновых и течениевых процессов к центральным частям бассейнов с преимущественным проявлением нефелоидного осадконакопления осаждением из взвеси [Щербаков, 1982]. Далее, на континентальной окраине, а также частично во внутренних шельфовых желобах распространение получают осадки, связанные с гравитационными процессами: оплыванием, оползанием осадочных масс и проявлением гравитационных потоков -турбидитов. Эта зональность нарушается обширными поверхностями морского дна, где в результате гипергенных процессов отсутствуют процессы современного и голоценового седиментогенеза, а также зонами, где преобладают биогенное и хемогенное осаждение, а также вулканизм.
Принятая генетическая классификация морских шельфовых отложений (табл. 5) предусматривает выделение генетических таксонов
семи рангов (класс, генетический ряд, генетическая группа, генетический тип, генетический подтип, группа фаций и фация). В нее не включены образования вулканического ряда, поскольку они в целом близки к своим континентальным аналогам и отличаются в основном иными соотношениями типов вулканизма ввиду менее благоприятных условий для эксплозий из-за высокого давления воды, соизмеримого с давлением вулканических газов, и увеличения роли гиалокластитов вследствие подводного характера излияний лавы. Менее разнообразен в генетическом плане состав эксплозивных образований [Фролов, 1984].
1.3.1. МОРСКОЙ ГИПЕРГЕННЫЙ КЛАСС
Подводные гипергенные образования стали изучаться значительно позднее континентальных и исследованы пока менее полно; вопросы, связанные с их формированием, продолжают оставаться спорными. Формирование их происходит insituза счет преобразования ранее сформировавшихся осадков или разрушения горных пород под влиянием волнения или подводного выветривания. Наиболее обычным процессом является вынос тонкозернистого обломочного материала, сопровождающийся остаточным накоплением крупнообломочных фракций, бронирующих в дальнейшем морское дно от размыва. При этом чаще всего это происходило при более низком уровне моря. В результате формируются остаточные (перлювиальные) образования, гранулометрический состав которых находится в явном несоответствии с существующим гидродинамическим режимом. Участие воды и колебания уровня моря - это два процесса, существенно отличающие подводные гипергенез от наземного. Именно поэтому В. В. Соловьев предложил называть подводно-элювиальные отложения перлювиальными, что и предлагается сохранить за названием генетического типа. В то же время на дне моря существуют, хотя и более редко, развалы обломков различной величины, возникшие за счет разрушения коренных пород. Эти отложения в 1981 В. И. Гуревич [Гуревич, Казаков, 1981] предложил называть эдафогенными, которые являются генетической разновидностью морского перлювия (подводного элювия).
Таким образом, в составе подводно-гипергенного класса выделяются три генетических ряда - перлювиальный (подводно-элювиальный), иллювиальный и гидротермальный, представленные соответственно тремя генетическими типами: морским перлювием, морским иллювием (инфильтрационные коры) и гидротермалитом (продукты метасоматоза). Последний генетический тип практически не встречается на шельфе и относится к океаническим образованиям.
1.3.1.1. Морские перлювиальные
(подводно-элювиальные) образования (морской перлювий)
Подводный перлювий широко распространен и подразделяется по специфике образования на два генетических подтипа – механогенный и биогенный (биотурбит). Механогенный перлювий включает в себя две группы фаций - остаточную (реликтовую) и эдофогенную (собственно морской элювий).
Остаточные (реликтовые) фации представляют собой топографически неперемещенные скопления остаточных компонентов осадка, образующиеся при перемывании его придонными течениями и волнением, что приводит к выносу тонкозернистых фракций и накоплению более грубозернистых осадочных образований. При этом формирование таких отложений происходило обычно при более низком уровне моря, так что в настоящее время их гранулометрический состав находится в резком несоответствии с современным гидродинамическом режимом [Ф. Шепард, 1976], а с точки зрения седиментогенеза эти области характеризуются условиями как отсутствия размыва, так и накопления осадков. Описываемые отложения распространены очень широко на современных шельфах, занимая от 30 до 60 % их поверхности, а мощность их обычно составляет менее 1 м, редко достигая нескольких десятков метров. Покровы грубообломочного перлювия бронируют морское дно и предохраняют его от дальнейшего размыва. С перемыванием и конденсированием на месте полезных компонентов связано образование многих ценных рудных (сидеритовых, окисных железных, марганцевых, а также россыпных) и нерудных (фосфориты и др.) полезных ископаемых. Перлювий обычно документирует перерывы в осадконакоплении. Диагностическими признаками его являются мономинеральный или монокомпонентный состав, более грубый гранулометрический состав по сравнению с подстилающими и перекрывающими слоями, несортированность, отсутствие слоистости и часто процессы вторичного ожелезнения [Фролов, 1984].
Эдафогенная группа фаций представлена каменистыми развалами – топографически неперемещенными остаточными продуктами физической дезинтеграции пород дна и полузатвердевших их осадков [Фролов, 1984]. Они чаще возникают на поверхности лавовых потоков, затвердевших известковистых породах, вершинах коралловых рифов, подводных банок, гайотов. Механизм дезинтеграции, видимо, сложный, включающий в себя наряду с физическими процессами – гидродинамикой, температурными колебаниями, воздействием пленочной воды, также и биохимические, проявляющиеся главным образом
в ослабленных, трещиноватых зонах [Фролов, 1984]. Мощность этих образований на современном дне не превышает обычно 1 м. Как и другие разновидности элювия, каменистые развалы фиксируют перерывы в осадконакоплении или его сильное замедление. Диагностическими признаками их являются монолититовый состав, неотчлененность отдельных фрагментов от субстрата, признаки непереотложенности, неокатанность, несортированность, отсутствие слоистости [Фролов, 1984].
Биогенный элювий (биотурбит) – переработанный илоедами осадок, пропущенный через их пищеварительный тракт, нередко нарушенный норками и ходами зарывающихся организмов – червей, моллюсков, членистоногих и др. К биотурбитам следует относить лишь те образования, которые полностью утратили первичные текстурно-структурные признаки и превратились во вторично-неслоистую породу с характерной шнурковой текстурой. Ближайшим субэральным гомологом их являются почвы, особенно богатые гумусом [Фролов, 1984]. Легко диагностируемые по специфической структуре биотурбиты свидетельствуют о перерывах или замедлении осадконакопления. Они также характерны для современных лайд.
1.3.1.2. Морские иллювиальные образования
(морской иллювий)
Подводный иллювий (гальмиролититы) формирует твердое дно – панцири, аналогичные субаэральным гипергенным панцирям и кирасам, но уступает им по мощности, не превышающей 0,3-0,5 м (Фролов, 1984). Он изучен главным образом на ископаемом материале, но встречается и на современном дне. По составу подводные панцири чаще известковые и доломитовые, фосфоритовые, песчаные с известковым цементом, железо-марганцевые, реже кварцитовые и сульфидные. Физико-химические процессы их образования достаточно сложные и нередко комплексные: это подтягивание снизу компонентов различного состава и выпадения их из илового раствора на границе раздела осадок-вода и ниже у геохимического барьера на границе восстановительной и окислительной зон, присущее некоторым осадками свойство затвердевания, жизнедеятельность донной биоты. Во многих литотипах имеет место метасоматоз [Фролов, 1984]. Диагностическими признаками подводных панцирей являются их крепость, специфический состав, гомогенность, изотропность, постепенный переход в подстилающие неизмененные породы или осадки, парагенетические связи с другими гипергенными образованиями.
Типичными образованиями иллювиальных отложений являются глауконит, шамозит, монтмориллонитовые глины (по вулканическому стеклу пепловых туфов), гидроокислы железа и марганца, цеолиты. Основным принципом выделения фаций является вещественный состав формирующихся корок. В настоящее время можно выделить следующие фации: известковистых корок, доломитовых корок, железо-марганцевых корок.
1.3.1.3. Морские гидротермальные образования
(морской гидротермалит или гидрометасоматит)
Эти образования (вулканоэлювий, по В.Т.Фролову) связаны с областями подводной вулканической деятельности, характеризующимися развитием гидротермальных процессов. Образуются гидротермалиты при просачивании по разломам низкотемпературных гидротерм. Происходящее при этом повышение температуры воды усиливает ее агресивность (выщелачивание и др.), степень, глубину и скорость преобразования и новообразования минерального вещества, в результате чего совершается гидротермальный низкотемпературный метасоматоз, аналогичный наземному [Фролов, 1984]. Подобные отложения пока не установлены на шельфах, а сейчас широко известны в океанах, в частности в рифтовых долинах. Излияния подводных гидротерм приводят к изменению океанических базальтов, выражающемуся в интенсивной калишпатизации, развитии селадонита, апофиллита, палагонита, смектитов, цеолитов, хлоритов, кальцитов и др. Форма тел метасоматитов линейная, изометричная, определяемая характером зон проницаемости, мощность их измеряется от долей метра до десятков метров [Фролов, 1984]. Чаще всего остается неясной граница приповерхностного метасоматоза с глубинным гидротермальным преобразованием пород.
1.3.2. МОРСКОЙ СЕДИМЕНТОГЕННЫЙ КЛАСС
К этому классу относятся аккумулятивные образования на дне морей и океанов, которые формируются путем накопления обломочного, хемогенного, биогенного или вулканогенного материала под воздействием гидродинамических, химических и других факторов. По преобладающему фактору аккумуляции в нем выделено пять генетических рядов: гидрогенный, склоновый (декливиальный), хемогенный, гидротермный и биогенный (табл. 5).
1.3.2.1. Морской гидрогенный (гидродинамический) ряд
Решающую роль в формировании морских гидрогенных отложений играют особенности гидродинамики водной толщи. Можно с той или иной долей уверенности выделить три группы гидродинамических процессов, самостоятельно или во взаимодействии друг с другом, определяющие особенности аккумуляции донных образований этого генетического ряда: волнение (преимущественно колебательные движения), придонные течения (поступательное движение водных частиц) и непериодические слабовыраженные движения водной массы вплоть до полного их отсутствия (зона нефелоидного осадконакопления). Соответственно выделяются три генетических типа отложений: волновой (ундалювий), течениевый (флювиальный) и нефелоидный.
1.3.2.1.1. Морские волновые отложения (морской ундалювий).Отложения волнового генетического типа наиболее изучены и достаточно охарактеризованы. Фундаментальные работы Д. Джонсона, Ф. Шепарда, В.П. Зенкевича, О.П. Леонтьева, В.В. Лонгинова, Н.А Айбулатова, Ю. С. Долотова и мн. др. русских и зарубежных исследователей позволили детально описать условия формирования прибрежных отложений под воздействием деформации волн на мелководье, порождающих целый комплекс разнообразных течений (волновых, вдольбереговых, компенсационных, прибойных и т. д.). Осадки волнового генетического типа распространены между зонами деформации волн на мелководье и максимального штормового заплеска на берегу. Область формирования волновых отложений охватывает подводный береговой склон, где в роли главного седиментационного фактора выступают волнение и пляж, распределение осадочного материала на котором обеспечивается деятельностью прибойного потока. В соответствии с этим выделяются и два основных генетических подтипа волновых отложений - прибрежный и пляжевый (табл. 5). Границей между ними является современная береговая линия.
Прибрежные отложения располагаются в пределах подводного берегового склона, где в соответствии с характером гидро- и литодинамических процессов обычно выделяют в свою очередь две фациальные зоны (с соответствующими группами фаций): внешнюю, или зону деформации волн, и внутреннюю, или зону разрушения волн [Айбулатов, 1990, Лидер, 1986]. Прибрежные отложения, формирующиеся на мелководье с преобладанием колебательных движений воды, связаны постепенными переходами с пляжевыми (прибойными) фациями, от которых они пространственно отделены береговой линией. Представлены эти осадки обычно мелко- и среднезернистыми хорошо сортированными песками.
Диагностическими признаками их являются волнистая и косоволнистая слоистость, знаки волновой симметричной и асимметричной ряби (высотой менее 15 см), хорошая сортировка отмытость от глинистых фракций, песчаный состав, наличие вдольбереговых валов, присутствие морской фауны и следов их жизнедеятельности, частая встречаемость растительных остатков, включая стволы деревьев, парагенез с другими прибрежно-морскими и мелководными осадками. Отложения прибрежных фаций обычно обогащены тяжелыми минералами и часто содержат россыпи рудных минералов, в т.ч. таких как золото, касситерит, титан, циркон, алмазы.
Отложения пляжевого генетического подтипа формируются волновым прибойным потоком - движением воды, возникающим в результате разрушения волн между зоной последнего разрушения и вершиной заплеска [Зенкович, 1962; Долотов и др.,1982]. В зависимости от силы прибоя, уклона берега, гранулометрического состава береговых осадков образуются песчаные, галечные, гравийно-галечные пляжи и береговые валы, последовательно причленяющиеся друг к другу. Для последних характерна сложная слоистость, сочетающая серии косых слоев, обусловленных крутизной прибойного откоса (10-20°), и субгоризонтальную, волнистую и мелкую косую слоистость, образующуюся на поверхности самих валов. Пляжевые пески отличаются преимущественно хорошей и средней сортировкой и окатанностью. Мощность современных прибойных отложений определяется высотой валов (от десятков сантиметров до 5-10 м), а также наличием достаточного количества осадочного материала. Непременным спутником пляжей полного профиля являются дюны, возникающие за счет перевевания пляжевых песков. Характерные полезные ископаемые пляжевых фаций - россыпи тяжелых металлов.
1.3.2.1.2. Морские течениевые (флювиальные) отложения (морской флювиал). Эта генетическая разновидность морских отложений, включающая три подтипа (табл. 5), объединяет аккумулятивные образования на поверхности шельфа, связанные с единой динамической формой аккумуляции, обусловленной различными морскими течениями: компенсационными, постоянными, приливо-отливными, седиментологическая роль которых заключается, во-первых, в размыве морского дна и переотложении осадков; во-вторых, в создании запретных условий для аккумуляции тонкозернистого материала при повышенной гидродинамической активности придонных слоев воды; в-третьих, в образовании специфических аккумулятивных форм. Характер течения лежит в основе выделения генетических подтипов: приливо-отливного, дрейфового и контуритового.
Наибольшее значение для шельфов имеют приливо-отливные течения, так как они охватывают всю толщу воды и воздействуют на дно с определенной периодичностью. Главный фактор перемещения и седиментации обломочного материала - поступательное движение и кинетическая энергия водных масс. При уменьшении глубин и потенциальном увеличении воздействия колебательных волновых движений признаки течениевых отложений обычно утрачиваются.
Группы фаций в зоне воздействия приливо-отливных течений выделяются в соответствии с их скоростью и интенсивностью транзита обломочного материала. Так выделяются фациальные зоны активного транзита обломочного материала и аккумуляции обломочного материала. Для каждой зоны характерны специфические формы рельефа, сложенные песками различной крупности, т.е. фации морского флювиала представляют собой морфоседиментологические единицы (табл. 6).
Группа фаций транзита обломочного материала, формирующаяся в обстановке высоких скоростей течений, характеризуется специфическими формами донной аккумуляции: песчаными лентами, волнами, мегарифелями, которые и представляют собой обособленные фации. Последовательная смена этих фаций отражает снижение скорости результирующего придонного потока. Существенное влияние на морфометрические характеристики оказывают также запасы песчаного материала, который поступает преимущественно за счет размыва дна. Гранулометрический состав материнских пород определяет и гранулометрию осадков зоны подводных течений.
При наиболее высоких скоростях придонных течений, когда происходит смена режима подводного размыва транзитом обломочного материала, начинают формироваться продольные по отношению к направлению течений донные формы. К ним относятся «струи» и вытянутые скопления песка, расположенные с теневой стороны препятствий. Снижение скорости течений и увеличение запасов песка приводят к появлению песчаных лент - вытянутых форм, сложенных тонким слоем песка, перемещающегося по поверхности твердого субстрата. Длина песчаных лент может достигать 10-15 км при ширине 150-250 м, мощность песка не превышает 1 м, чаще составляет до 10 см (фация песчаных лент).
Дальнейшее снижение скорости придонных вод приводит к увеличению количества песчаного материала, перемещающегося во влекомом состоянии, и к частичной его аккумуляции в форме аккумулятивных форм, поперечных по отношению к направлению течения. Главные из них являются песчаные волны – грядо- и барханообразные образования высотой до 10 м и расстоянием между гребнями 100-150 м (фация песчаных волн).
Группа фаций аккумуляции обломочного материала (течениевых песчаных осадков) возникает по мере дальнейшего ослабления интенсивности природных течений, которое происходит при расширении проливов или в их устьях.
Таблица 6
Соотношение мезоформ рельефа дна с донными осадками
в зонах развития течениевых фаций
| Фациальные обстановки | Характерные литотипы донных осадков | Md, мм | Средняя скорость течения, м/с |
| Зона подводной абразии Сплошная абразионная поверхность |
Сплошная валунно-галечная отмостка | > 1,5 | |
| Отдельные песчаные ленты на абразионной поверхности | Гравий с песком, пески с существенным содержанием гравия и талька. Отдельные выходы древних отложений | 1,3-1,5 | |
|
Зона транзита обломочного материала Серия сближенных песчаных лент, сложенных сериями мелких песчаных волн |
Преобладают грубо-крупнозернистые и среднезернистые пески с постоянной примесью гравия | 2,0-0,3 | 1,0-1,3 |
| Зона композитных песчаных волн с течениевыми рифелями на их поверхности | Пески среднезернистые, часто с примесью гравия | 0,5-0,25 | 0,8-1,0 |
| Зоны песчаных волн и мегарифелей (сплошное развитие течениевых рифелей) | Пески среднезернистые, мелко-зернистые и средне-мелкозернистые | 0,4-0,2 | 0,6-0,8 |
|
Зоны аккумуляции Рифелей нет |
Пески мелкозернистые, тонко-мелкозернистые, тонкозернистые, алевритовые | 0,2 | < 0,6 |
Массовое накопления песчаного материала при этом происходит в грядообразной форме, отражающей направление течений и их смену во времени. Реже отмечаются отдельные крупные композитные (составные) песчаные волны высотой 5-8 м, поверхность которых в свою очередь покрыта мелкими песчаными рифелями. Эти сплошные песчаные покровы даны как отдельная фация.
Наиболее крупными формами песчаной аккумуляции являются мощные линейные подводные гряды высотой 30-40 м при длине 60-80 и ширине до 5 км. Эти формы приобретают продольную ориентировку по отношению к течениям. Они представляют собой вторую фацию зоны аккумуляции обломочного материала.
Морские флювиальные отложения обычно представлены средне- и плохосортированными песками со значительной примесью грубообломочного материала. Характерна рыхлость этих отражений, их невысокая плотность. Обогащение тяжелыми металлами отмечается, но так как рассматриваемые отложения почти лишены тонких фракций, то россыпи рудных металлов, обычно концентрирующиеся в тонко-песчаной - крупноалевритовой фракциях, здесь отсутствуют. Наиболее рационально использовать эти пески как строительные материалы [Рыбалко, 1999].
Генетический подтип морских флювиальных отложений – дрейфовый – связан с ветровыми течениями. Из них в зоне шельфа и береговой зоне особенно активны течения, вызываемые штормовыми ветрами и волнениями с длиной волн до 300-400 и высотой до 15-20 м. С ними связано формирование существенно песчаных осадков, выделенных В. Т. Фроловым (1984) в генетическую категорию «отложений вдольбереговых течений». Присущей штормам сменой направления ветра и соответственно изменениями движения водной массы обусловлена характерная разнонаправленная косая слоистость образующихся при этом осадков. Следует отметить, что эти отложения по своим литологическим признакам практически не отличаются от созданных волновыми течениями (ундалювия).
С постоянными стоковыми течениями водных масс из одного бассейна в другой нередко связано образование подводных дельт (например, в заливе Кара-Богаз-Гол на Каспийском море, в заливе Сиваш на Азовском). Признаком донных течений на шельфе является присутствие песков, особенно среднезернистых и более грубых, на глубинах до нескольких десятков метров, хорошей и средней сортировки, с косой и косоволнистой слоистостью.
На континентальном склоне и у его подножия распространены контуриты – отложения, связанные с контурными течениями, образующимися вследствие разной плотности теплых и холодных вод. Их роль особенно велика в пределах континентального склона, где ими сложены многометровые толщи осадков. Это, а также специфические условия седиментации, дают основание выделить их в особый генетический подтип. Описываемые отложения имеют тонкопесчано-алевритовый, алеврито-глинистый состав и характеризуются волнистой или косой слоистостью [Фролов, 1984].
1.3.2.1.3. Морские нефелоидные отложения (морской нефелоид). Нефелоидные отложения образуются в условиях низкой гидродинамической активности за счет гравитационного осаждения осадочного материала, перемещающегося во взвешенном состоянии [Чистяков, Щербаков, 1984]. В природных условиях, тем более на шельфах, где подвижность водных масс обычно сохраняется до самого дна, практически не происходит классического осаждения «частица за частицей». Накопление алевроглинистых и глинистых осадков, из которых главным образом и состоят нефелоидные отложения, происходит преимущественно путем биоседиментации, когда за счет органического материала природного и техногенного происхождения формируются сложные органоминеральные агрегаты (флоккуль), имеющие псаммитовую, а иногда и более крупную размерность. Минеральный состав нефелоидных отложений во многом зависит от климатических условий. В северных морях с явным преобладанием терригенного осадконакопления глины имеют преимущественно хлорит-гидрослюдистый состав, в южных морях возрастает роль смешано-слойных минералов, появляются монтмориллонит, каолинит, палыгорскит.
Нефелоидные отложения в пределах шельфа занимают от 40 до 70 % его площади, причем в окраинных морях, например в Баренцевом море, - не более 30-40 %. Накопление их происходит ниже базиса волнения и вне зон активных постоянных и приливо-отливных течений. Компенсационные противотечения, экстенсивные штормы, внутренние волны и другие непериодические гидродинамические факторы, проявление которых бывает не чаще 1-2 раза в год, приводят к взмучиванию и переотложению осадочного материала, который постепенно смещается на все более низкие батиметрические уровни. При этом происходит постепенное «отставание» более крупных частиц, что сопровождается улучшением сортировки осадка.
В составе нефелоидных осадков по батиметрическому положению и условиям осадконакопления можно выделить три генетических подтипа (табл. 5).
Халистатические отложения на шельфе характерны для зон с минимальной подвижностью водной толщи, где седиментация происходит исключительно за счет гравитационного осаждения взвешенного биоседиментационного материала, и накапливаются монотонные глинистые осадки значительной мощности. Среди них выделяются две фациальные группы (табл. 5).
Отложения интенсивного осадконакопления (седиментационных бассейнов) мощностью до 5-10 м и более представлены терригенным и известковистым биодетритовым материалом алевритопелитовой и тонкопесчаной размерности. Они обогащены обычно органическим веществом, содержат сидерит, анкерит, сульфиды железа, фосфаты, иногда глауконит, шамозит [Фролов, 1984].
Группа фаций прерывистого осадконакопления приподнятых и выровненных поверхностей, разделяющих седиментационные бассейны, характерна для зоны волнового и придельтового седиментацидиментогенеза. Осадконакопление здесь имеет неравномерный, пульсационный характер. Периоды накопления осадков сменяются их размывом. Мощность таких покровных осадков существенно снижена по сравнению с седиментационными бассейнами и не превышает 2-3 м. Текстуры указывают на неоднократное взмучивание и переотложение осадков. Они характеризуются песчанистым составом, а также наличием слоистых текстур.
Отложения лагун, в значительной мере отделенные от открытого моря островами или береговой линией, формируются в спокойной гидродинамической обстановке и в условиях солености, отличной от прилежащей части морского бассейна. В соответствие с этим лагуны отличаются большей (в условиях аридного, реже тропического климата) или меньшей (в приустьевых частях рек) соленостью. Для большей части терригенных компонентов, минеральных и органических, лагунная зона становится конечным водоемом стока, где отлагается весь приносимый материал, включая рудные малые и рассеянные элементы [Фролов, 1984]. Для лагунных осадков характерна хорошо выраженная тонкая горизонтальная слоистость и песчано-глинистые отложения, чередующиеся со слоями органогенных осадков (торфов, лигнита).
Гемипелагические отложения глубоководных районов континентальной окраины на континентальном склоне распространены спорадически, а у его подножия образуют мощные толщи глинисто-алевритовых осадков. По происхождению материал терригенный, прошедший транзитом шельфовую зону, со значительным участием биогенной составляющей. Разносится он течениями, суспензионными потоками, часть терригенного материала имеет субаэральное (эоловое) происхождение.
На континентальном склоне накапливается батиальный зеленовато-серый (синий) органоминеральный пелито-алевритовый ил. С высоким содержанием органического вещества связаны интенсивные редукционные процессы, приводящие к образованию Фролов, 1984].
Наиболее яркой чертой морских нефелоидных отложений являются полосчатые диагенетические текстуры, связанные с постседиментационным перераспределением органического вещества и процессами сульфидного аутигенеза в условиях слабовосстановительной среды. Минеральный состав нефелоидных отложений характеризуется невысоким содержанием тяжелой фракции (несколько процентов). Наиболее часто отмечаются минералы с повышенной транспортабельностью: пластинчатые амфиболы, слюды, эпидот. Значительная часть тяжелой фракции представлена аутигенными минералами и прежде всего гидротроилитом.
1.3.2.2. Морской склоновый (декливиальный) ряд
В этой группе объединены осадки, основную роль, в формировании которых сыграли гравитационные процессы. Преобладающее развитие гравитационные отложения имеют на континентальных склонах, где гравитационные потоки обеспечивают перенос огромных масс осадочного материала, сопровождаемый активной денудацией морского дна, продукты которой и составляют значительную часть гравитационных образований. Именно они и приводят к формированию второго глобального уровня лавинной седиментации, который был выделен А.П. Лисициным у подножия континентального склона [Лисицин, 1988]. В силу этого описываемые отложения даже не всегда рассматриваются в ряду шельфовых образований. Эти отложения объединены в общий генетический ряд склоновых отложений – декливий, среди которого выделены несколько генетических типов – коллювий, деляпсий, солифлюксий, турбидитий. По своему происхождению эти отложения близки к декливиальным отложениям на суше, но присутствие воды приводит к образованию непрерывной последовательности, от оползания целых блоков земной коры до формирования гравитационных потоков, которые практически отсутствуют в наземных условиях (некоторым их подобием может служить только пролювий).
1.3.2.2.1. Морские коллювиальные отложения (морской коллювий). Морской коллювий, формирующийся в результате свободного гравитационного перемещения обломочного материала вниз по склону, накапливается у подножия береговых обрывов, затопленных уступов преимущественно сейсмогенных областей.
В целом эти отложения в море достаточно редки из-за преобладания пологих склонов, которые характерны для современного морского, в меньшей мере океанического рельефа.
Среди подводного коллювия, как и его континентальных аналогов, можно выделить два генетических подтипа – обвальный (дерупций) и осыпной (десперсий).
Морской дерупций образуется при обвалах неустойчивых крутых склонов, как возвышающихся над уровнем моря, так и подводных. Диагностическими признаками его являются сравнительно большой объем перемещенных масс, отсутствие слоистости, сортировки, неокатанность обломков, преимущественно однородного состава, отражающего местный коренной источник материала [Фролов, 1984].
В сейсмогенных зонах, таких как краевые желоба, борта рифтовых долин, склоны подводных вулканов, можно выделить специальный генетический подтип-морской сейсмодерупций. От обычного дерупция он отличается повышенными мощностями и более крупным размером обломочного материала.
Морской десперсий, в отличие от дерупция, формируется более постепенно в процессе скатывания, скольжения отдельных обломков, а иногда смещения обломочной массы в виде осовов [Фролов, 1984]. Чаще всего эти образования приурочены к подножию скальных склонов. В составе их преобладают щебень и небольшие глыбы. Материал не окатан относительно однородного петрографического состава с признаками градационной сортировки, обусловленной различной кинематической инерцией движущихся, не одинаковых по крупности и весу обломков, в результате чего грубость состава осыпи возрастает с удалением от ее вершинной части. Как и на суше, процесс подводного осыпания происходит на склонах, достигших крутизны углов естественного откоса сыпучих масс (30-35° для песков и 45-60° для обломков глыбово-щебнистой размерности). Распространены осыпные фации более широко, по сравнению с обвальными, но практически неразличимы при проведении картировочных работ в море. Поэтому на практике обычно возможно выделение только одного генетического типа коллювия.
1.3.2.2.2. Морские деляпсивные (оползневые) отложения (морской деляпсий). Крупномасштабное гравитационное оползание осадочных масс многократно фиксируется на сейсмических профилях, секущих континентальные склоны или океанические хребты [Рейнек, 1981].
В результате таких оползней происходит перемещение огромных масс осадочного материала с мелководья в глубоководные части океана или внутренних морей типа Средиземного и Черного. Гравитационные оползни обычно характерны для склонов с высоким темпом осадконакопления, а также с зонами субмаринной разгрузки подземных вод. Последние очень характерны для морского подножия Крымского полуострова. Размеры оползней могут быть огромными. Так, оползень в районе Большой отмели, вблизи атлантического побережья Америки имел длину и ширину более 100 км при мощности около 400 м [Рейнек, 1981]. Оползневые отложения получили название олистостромов, а отдельные крупные оползневые глыбы и блоки - олистолитов. Процесс оползания под водой при общем сходстве с протекающим на суше имеет ряд особенностей, заключающихся прежде всего в постоянной влажности отложений [Фролов, 1984]. Сползание крупных масс осадков и коренных пород происходит на достаточно крутых и высоких склонах по трещинам отрыва, наклонным слоям в результате возрастающей при седиментации собственной нагрузки или внешних причин, среди которых преобладают сейсмические толчки. Под водой, как и на суше, существуют различные виды деляпсия, которые выделяются в качестве генетических подтипов (табл. 5).
Осадочный крип (криподеляпсий) возникает в процессе медленной деформации, обусловленной постоянной нагрузкой, вызывающей напряжения и способствующей медленному гравитационному перемещению осадочных масс вниз по склону вдоль зоны срыва с очень медленной скоростью. Сопровождается крип небольшими внутренними деформациями внутри осадочных масс. Мощность перемещаемых масс 20-80 м. Соответствующие осадочные тела диагностируются с большим трудом, однако данный способ перемещения осадочных масс, вероятно, играет очень большую роль в верхней части континентального склона [Обстановки..., 1990].
Оползание блоков (либроделяпсий) вызывает смещение вниз по склону полуконсолидированных осадочных масс или литифицированных пород вдоль базальной поверхности сдвига с сохранением некоторой внутренней структуры (слоистости). Эти процессы широко распространены на всех склонах с углами наклона, превышающими 0,5°. Объем вовлеченных в оползание осадков колеблется от 1 до более 100 км3, а мощность может составлять несколько сот метров. Оползни вызываются обычно землетрясениями, но зависят также от сопротивления осадков сдвигу, литологии, обводненности осадков [Обстановки..., 1990]. Оползшими блоками могут считаться почти все небольшие гряды юрско-меловых пород на южном берегу Крыма.
Аналогичные образования по данным сейсмоакустических исследований зафиксированы и в подводной части Крымского полуострова.
В случае, если доказано возникновение оползней в результате инициирования их сейсмическими толчками, они могут выделяться в качестве сейсмоделяпсия.
1.3.2.2.3. Морские солифлюкционные отложения (морской солифлюксий). Эти образования в настоящее время диагностируются как флюидизированные (разжиженные) потоки и представляют собой высококонцентрированную, очень вязкую осадочную дисперсионную массу, которая обладает пределом текучести и ведет себя как пластический поток [Рейнек Сингх..., 1981]. Описываемые отложения связаны постепенными переходами с оползневыми накоплениями, от которых отличаются отсутствием четко выраженного базиса смещения и меньшими мощностями (десятки сантиметров, первые метры) [Фролов, 1984]. Оплывание водонасыщенного ила на дне с уклонами 1,5-2° было описано А.Д. Архангельским и Н.М. Страховым в Черном море [Фролов, 1984]. В разрезах морской солифлюксий чаще всего представлен маломощными слоями мелкоскладчатых отложений.
1.3.2.2.4. Морские турбидитовые отложения (морской турбидит). Эти отложения связаны с турбидитовыми потоками, с одной стороны близкими по своей природе к гравитационному процессу, а с другой – имеющими много общего с гидрогенными процессами, так как переносят большую часть обломочного материала посредством воды или суспензии аналогично обычным донным потокам [Лонгинов, 1973]. Поэтому турбидиты представляют достаточно сложный спектр спазматических процессов, существенно отличающихся друг от друга, формирующих специфические фации и в то же время связанных взаимными переходами [Фролов, 1984]. В целом среди турбидитов выделяются два генетических подтипа: связных и несвязных турбидитов, которые формируются мутьевыми потоками соответственно высокой и малой плотности (табл. 5). Первые из них переносят с низкой скоростью частицы главным образом песчаной и глинистой размерности, реже галечно-валунной. Для них характерно распространение сдвиговых напряжений по всей перемещающейся массе. Среди связных турбидитов выделяются три группы фаций (табл. 5) – грязекаменные (обломочные), зерновые и илистых потоков (грязевые), в целом близкие к селевым отложениям суши. Грязекаменные потоки обладают высокой транспортирующей способностью. Осадки их характеризуются большим содержанием глинистого вещества, заключающего обломки разной размерности, вплоть до крупных (0,5 м и более).
Зерновые (песчаные) потоки, перемещение материала в которых происходит за счет дисперсионного давления при взаимодействии частиц, довольно редки. Грязевые потоки с ламинарным типом движения откладывают преимущественно маломощные глинистые осадки.
Несвязные турбидиты формируются турбидитовыми (мутьевыми) потоками, в которых частицы поддерживаются во взвешенном состоянии турбуленцией. Эти потоки, различающиеся по плотности, по своей литодинамической и морфологической работе близки к русловым потокам на суше. Аналогом их является пролювий [Логинов, 1973]. Они играют главную роль в перемещении взвешенных глинисто-песчаных наносов от береговой зоны вплоть до абиссальных равнин. Среди отложений этого генетического подтипа различают маломощные, локально развитые, более грубые по составу русловые и дельтовые (фановые) группы фаций.
Сформированные турбидитами глубоководные дельты (конусы выноса), иногда достигающие размеров в сотни и тысячи километров при мощности осадков до нескольких километров, обнаруживают зональное строение [Фролов, 1984] (рис. 11). В верхней части конуса преобладают наиболее грубые песчано-глинистые осадки с гравием, галькой и даже валунами, связанные с вязкими и жидкими высокоплотностными потоками. В строении его средней части в основном участвуют пески и алевриты, переслаивающиеся с глинистыми илами. Для этой зоны характерны также наложенные вторичные конусы («супрафаны»), формирующиеся в устьях подводных русел и представленные хорошо сортированными тонкозернистыми песками.
Периферическая (дистальная) часть конуса сложена наиболее тонким в основном алевро-пелитовым, а также тонко- мелкопесчаным материалом с участием планктоногенных фоновых осадков, которые затем фациально замещают турбидиты.
Диагностические признаки у всех разновидностей турбидитов отражают спазматичность, взвешенность, быстроту мобилизации, перемещения и накопления материала [Фролов, 1984]. Наиболее значимые из них – преобладание горизонтальной градационной слоистости, постепенные переходы элементов в одноактном многослое от грубых в подошве до пелитовых в кровле; несортированность, мусорность осадков в нижней части многослоя при умеренной и хорошей сортировке его средней и верхней частей; веерообразная форма залегания; наличие смешанной фауны и растительных остатков в виде детрита. При работах в море одним из основных диагностических признаков является форма конуса выноса.
1.3.3. МОРСКОЙ ХЕМОГЕННЫЙ РЯД
Образование хемогенных отложений связано с химическими процессами – выпадением в осадок растворенных веществ. Нередко эти процессы совмещаются с биохимическими. Представлен ряд одним генетическим типом - морским хемогенным.
1.3.3.1. Морские хемогенные отложения (морской хемогений)
Наиболее активно морской хемогений образуется в лагунах в условиях жаркого аридного климата. Отложение известковых, доломитовых, сульфатных и галогенных солей происходит при испарении воды в мелководных лагунах, имеющих, как правило, постоянный подток морской воды. При нисходящих тектонических движениях может накопиться эвапоритовая толща мощностью в сотни метров с характерной многопорядковой цикличностью, от сантиметровой сезонной до многометровой. Эвапоритовый циклит начинается обычно с доломитов, которые при прогрессирующем осолонении сменяются гипсами и ангидритами, а затем галитами, иными сульфатами, хлоридами и калийными солями [Фролов, 1984]. Карбонат кальция выпадает обычно в виде мелких шариков - оолитов, образующих оолитовые известняки, а также тонких известковистых илов. В переходной зоне от шельфа к континентальному склону местами распространены хемогенные фосфориты, вместе с которыми встречаются глаукониты. Хемогенное происхождение имеют широко развитые железо-марганцевые конкреции. Гидроокислы железа и марганца выпадают непосредственно из воды или образуются в результате поступления вещества из иловых вод в процессе диаганеза осадков. В первом случае конкреции лежат на поверхности дна, а во втором - погружены в донные осадки.
1.3.4. МОРСКОЙ ГИДРОТЕРМНЫЙ РЯД
Он представлен одним генетическим типом - отложениями подводных гидротерм – гидротермитом. Эти отложения не встречаются в пределах шельфов, а распространены преимущественно на дне океанов, в пределах рифтовых долин.
1.3.4.1. Морские гидротермные отложения (гидротермит)
Образование этих осадков, достигающих мощности до десятков метров, связано с поступающими по разломам на морское дно гидротермами. Накапливаются они лишь в гидродинамически спокойной, застойной обстановке, нередко являются рудоносными с высоким содержанием железа, марганца, свинца, меди, цинка и других элементов [Андреев, 2002].
1.3.5. МОРСКОЙ БИОГЕННЫЙ КЛАСС
Относящиеся к этому генетическому классу образования представлены преимущественно скоплениями перемещенных скелетов бескостных организмов, а также накоплениями органического вещества, связанными с жизнедеятельностью водных высших и нижних растений. Они включают в себя один генетический тип морских биогенных образований – морской биогений.
1.3.5.1. Морские биогенные отложения (морской биогений)
В составе морского биогения выделены три группы фаций: биогермная, ракушняковых банок и подводно-луговая, из которых первая имеет наиболее широкое распространение и значение. Биогермные образования создаются прикрепляющимися организмами (кишечно-полостными, губками, мшанками, некоторыми моллюсками фораминиферами, водорослями, отчасти криноидеями), формирующими прочный каркас, достигающий 100 м и более в высоту и распространяющийся прерывисто на сотни и тысячи километров (Большой Берьерный риф Австралии, мезозойские рифы Северной Америки и др.) [Фролов, 1984]. Для образования биогермных построек необходим ряд условий - нормальная соленость воды (27-40 %0) с температурой не ниже +18—+20°, хорошая освещенность (лимитирующая развитие из на глубинах не более 40-50 м), чистота и прозрачность водной массы, испытывающей постоянное движение, обеспечивающее достаточное снабжение рифовых организмов питанием в виде планктона, и усиленный кислородный обмен. Выделяются три разновидности биогерм – береговые, шельфовые (или барьерные рифы) и атолловые [Фролов, 1984]. Первые, образующиеся при восходящих тектонических движениях, морфологически выражены серией («лестницей») рифовых террас. Шельфовые и атолловые биогермные постройки формируются в обстановке тектонического опускания или эвстатических поднятиях уровня Мирового океана. Подводным цоколем атоллов нередко является вулканические конусы. С ископаемыми биогермными образованиями связаны месторождения нефти, газа и воды.
Ракушняковые банки представляют собой скопления раковин, створок или других скелетных остатков одиночных организмов на месте их поселений. В основном это моллюсковые, чаще всего устричные, а также гастроподовые, брахиоподовые и некоторые другие поселения [Фролов, 1984]. Формируются банки преимущественно на небольших глубинах с умеренно-активной гидродинамикой. Температура воды, контролирующая их общую массу и видовой состав, не препятствует образованию банок в северных морях. Морфологически они выражены плоскими возвышениями дна, хотя иногда развиты на одном уровне с другими осадками, отличаясь лишь твердостью субстрата [Фролов, 1989].
Подводно-луговые фации связаны с накоплением органического фитогенного вещества. В ископаемом состоянии они нередко представлены горючими сланцами бентосного происхождения. Современным их аналогом являются заросли водной растительности, распространенные в авандельтах и прибрежных мелководьях лагун с малоактивной гидродинамикой, где создаются условия для неполного окисления и гидролиза органического вещества и частичного перехода его в осадок и захоронение. Как правило, эти образования содержат примесь (иногда значительную) минерального вещества. В состав подводных лугов наряду с низшими растениями (водоросли) входят и высшие [Фролов, 1984]. К рассмотренной группе фаций близки мангровые образования - накопления органического вещества высших растений, преимущественно древесных, растущих в приливо-отливной зоне тропиков и субтропиков, континентальным аналогом которых являются торфяники [Фролов, 1984]. К ним относятся многие угольные пласты древних паралических толщ.
Планктоногенное органическое вещество участвует также, наряду с минеральным, в образовании илов карбонатных фораминиферовых и кокколитовых, кремниевых диатомитовых и радиоляриевых. Состав илов, их размещение контролируется климатической, вертикальной и циркумконтинентальной зональностью [Щербаков, 1984].