Повна версія

Головна arrow Географія arrow Літологія

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   ЗМІСТ   >>

ШЕЛЬФОВІ ФАЦІЇ

За умовами накопичення опадів нерітовую область підрозділяється на дві частини - мілководну і щодо глибоководну.

Мілководні обстановки охоплюють райони шельфу з глибиною 50- 70 м. Для цих відкладень характерні дві особливості. По-перше, на відкритих просторах морів хвилювання поширюється практично до дна, в зв'язку з чим опади часто взмучивают і упорядковано. При цьому відзначаються сліди перемиваючи осаду. Тому в мілководних відкладеннях часто встановлюються сліди місцевих перемиваючи і розмивів. Активне перемішування водної товщі веде до її насичення киснем, тому геохимическая обстановка в придонному шарі практично завжди окислювальна.

Другою особливістю мілководних ситуацій є велика кількість і різноманітність бентосних організмів. У зв'язку з тим, що практично скрізь до дна проникає світло, пишно розвиваються водні рослини, які постачають в воду додатковий кисень. Вищі і одноклітинні водорості забезпечують рясне розвиток різноманітного тваринного бентоса - рухомого, лежачого на дні, що прикріпляється і риє. Бентосні організми часто є породообразующими або в значних кількостях зустрічаються в теригенних відкладеннях.

Найбільш поширеними теригенними типами в мілководних умовах є пісковики, алевроліти і глини.

Форма піщаних тел залежить від кількості надходить уламкового матеріалу (рис. 75). У разі обмеженого надходження піску і рясного надходження мулу (при дуже низькому узбережжя) виникає серія ізольованих лінз пісків, виклінівающіхся до внутрішньої частини басейну і залягають кулисообразно один до одного (рис. 75, а).

При помірному надходження піску і мулу утворюється покровообразное піщане тіло, верхня межа якого представлена серією кулисообразно виклінівающіхся мов (рис. 75, в).

Форма піщаних тел мілководного шельфу, поД.А. Бушу, 1977 [11]

Мал. 75. Форма піщаних тел мілководного шельфу, поД.А. Бушу, 1977 [11]:

а - обмежене надходження піску і рясне надходження мулу; б -помірні надходження піску і мулу; в - рясне надходження піску і помірне надходження мулу

При рясному надходженні піску і обмеженому надходженні мулу утворюються покриви пісковика з террасовіднимі верхньою поверхнею (рис. 75, в).

Пісковики переважно дрібнозернисті з добре обкатаним і відсортованих уламковим матеріалом. Часто зустрічаються зерна хлорита і глауконіту. Шаруватість коса різноспрямована, що чергується з горизонтальною. Серед органічних залишків часто відзначаються залишки донної фауни, сліди життєдіяльності організмів, що риють.

Особливо важливу в практичному відношенні групу мілководних утворень представляють органогенні споруди і рифи. Ці органогенні споруди утворюються при глибинах моря 20-70 м уздовж берегів за відсутності річкового стоку. Схема розвитку різних органогенних утворень показана на рис. 76.

Схема будови органогенних будівель

Мал. 76. Схема будови органогенних будівель: Биострим (а), биогерм (б) і рифів - симетричних куполовидних (в), асиметричних систем (г), по Б. К. Прошлякова і В. Г. Кузнєцову, 1981 [30]. фації:

  • 1 -ядро рифа (біогермних); 2 -предріфового шельфу:
  • 3 - тильно-рифові: 4 - щодо глибоководні межріфовие і перед рифові: 5 -мелководние внеріфовие (внебіогермние); п-лічильник, рідше перші десятки метрів: N - десятки, сотні, іноді перші тисячі метрів

Якщо швидкість утворення споруди дорівнювала швидкості накопичення оточуючих опадів іншого складу або структури, то палеогеоморфологіческіе її формою було плоске морське дно, покрите чагарниками різних організмів. В геологічному розрізі виникає органогенна споруда у вигляді пласта або лінзи, що отримала назву Биострим.

У рельєфі дна при формуванні споруди, швидше, ніж накопичення оточуючих синхронних опадів, утворюється горб, ізольована мілину, підводний виступ. У викопному стані така споруда має вигляд випуклої лінзи і називається биогерм.

При тривалому розвитку биогерм, коли він піднімається до рівня моря, і одночасно з ростом відбувається його часткове руйнування хвилями, виникає підводний або надводна скеля, оточена продуктами свого руйнування - риф. Це складне геологічне утворення, що виникло в результаті життєдіяльності колоніальних або наростаючих організмів.

Ріфостроящімі організмами в сучасну епоху служать різні групи: корали, мшанки, водорості. Найхарактернішими ріфообразователямі сучасності є шестипроменеві і восьмипроменеві корали (рис. 77). Вони розвиваються при нормальній або майже нормальної солоності води, середній річній температурі не нижче 18 ° С, на глибині до 10-50 м.

У великих органогенних рифах виділяються зри основні частини: остов рифа, його схил, звернений до відкритого моря, внутрішня лагуна (рис. 78).

Корали-рифостроители

Мал. 77. Корали-рифостроители

Загальна схема будови биогенного рифового комплексу відкладень. поГ.Ф. Крашенинникову, 1971

Мал. 78. Загальна схема будови биогенного рифового комплексу відкладень. поГ.Ф. Крашенинникову, 1971:

I - остов рифа; 2 - уламкові накопичення:

3 - опади мілководній лагуни; 4 - глибоководні опади

Остов рифа є складне утворення. Прикріплені колоніальні організми утворюють скелет, або остов, на якому формуються своєрідні біоценози. Особливо багатий в них світ водних рослин: вапняні зелені, бурі і синьо-зелені водорості; поселяються численні тварини: двостулкові молюски, гастроподи, великі донні форамініфери, морські їжаки та інші голкошкірі, губки, краби і риються в мулі організми, а також риби (рис. 79).

Підводний світ коралового рифу

Мал. 79. Підводний світ коралового рифу

На поверхні рифів, що піднімається вище рівня моря, широко розвинені різноманітні уламкові накопичення, що формуються з викидаються хвилями уламків рифа. Тому на зовнішньому схилі широко представлені різноманітні уламкові типи вапняків.

Внутрішня лагуна розташовується між рифом і берегом всередині рифу. Тут накопичуються тонкі вапняні мули, часто зустрічаються вапняні водорості, іноді - фауна.

Таким чином, риф являє собою карбонатний масив, складений залишками організмів в прижиттєвому положенні і продуктами їх руйнування, височів в період свого формування над дном і досягає рівня моря. Потужність рифа завжди більше потужності синхронних відкладень.

Рифові обстановки характеризуються мілководністю, нормальної солоністю, високою середньою температурою води, її прозорістю, інтенсивної гідродинаміки. Для рифів в цілому характерні: куполовидна форма масиву, дуже чистий карбонатний склад, часте розвиток органогенних структур з прижиттєвим положенням органічних залишків, наявність уламкових вапняків, масивне неслоістимі будова і різні плямисті текстури, виразна фаціальні зональність, нерідко інтенсивний розвиток процесів перекристалізації і доломітізація.

Виникнення рифів часто починається на локально підвищених ділянках морського дна (акумулятивних формах рельєфу, тектонічних поднятиях, затоплених вулканічних конусах і т. Д.), В мілководних умовах при глибинах не більше перших десятків метрів. В цьому випадку утворюються поодинокі ізольовані рифи, щодо симетричні в поперечному перерізі. Крім того, рифи часто виникають на перегині морського дна, при зміні мілководних обстановок більш глибоководними. В цьому випадку формуються протяжні уздовж цього уступу, асиметричні в поперечному перерізі рифові системи.

Відомо чотири основні типи рифових масивів.

  • 1. Берегові рифи, що тягнуться вздовж берега на невеликій відстані від нього і в мілкій воді. Такі, наприклад, багато рифи, розташовані уздовж берегів Червоного моря.
  • 2. Площадні рифи, що займають великі плоскі простори в дрібному море. Прикладом служать великі рифові споруди в морях Малайського архіпелагу, де вони з давніх часів служать причиною загибелі судів.
  • 3. Бар'єрні рифи, що тягнуться вздовж берегів і відходять іноді від них на значну відстань (до 200 км). Між рифами і берегом можуть бути глибини до декількох сотень метрів. Великий бар'єрний риф Австралії має наступні параметри: довжина 2000 км, ширина 200 км і потужність близько 400 м.
  • 4. Атоли, розташовані у відкритому океані у вигляді ізольованих островів. Глибина моря навколо них може досягати тисяч метрів. Щодо глибоководні обстановки шельфу розташовуються на

його зовнішньому краю від глибин 50-70 м і далі до материкового схилу, т. е. в середньому до глибини 130-200 м. На відміну від мілководній частині шельфу, тут відсутнє постійне хвилювання. Донні течії також зазвичай нс дуже активні, а головне, просторово обмежені. Тому основний перенос матеріалу і його розподіл по площі відбувається в підвішеному стані у верхній, схильною до хвилювання, частини водної товщі. Умови в придонному шарі відрізняються значним сталістю в часі і просторі.

Органічний світ щодо глибокого шельфу різко збіднений. З донних організмів частіше зустрічаються кремінні губки, морські їжаки, поодинокі корали, окремі групи пелецінод, гастропод. Раковини, навіть при великих розмірах, тонкостінні, зі слабкою скульптурою. Зате зростає кількість залишків нектонних і планктонних організмів - форамініфер, діатомей, радіолярій, риб.

Спокійна гідродинамічна обстановка, способи надходження осадового матеріалу зумовили накопичення тонкоотмученних глинистих опадів. Піщано-алевритові опади зустрічаються значно рідше

і головним чином в зонах течій. Серед інших утворень поширені пелітоморфних вапняки, а в зонах холодного клімату - крем'янисті освіти (спонголіти, опоки).

ГЛИБОКОВОДНІ ФАЦІЇ

Глибоководні відкладення формуються в двох фаціальних зонах - батіальних (континентальний схил) і абісальної (ложе Світового океану) (див. Рис. 68). Обстановки і характеризують їх опади у обох областях багато в чому подібні.

Для обох зон характерні слабка рухливість водної товщі і відсутність хвильових рухів. Рух води здійснюється тільки різного роду течіями. Осадовий матеріал розноситься вітром, а також поверхневими і донними течіями. Поряд з терригенним переважно глинистих матеріалом присутні біогенні (органогенні) опади. Вони утворюються за рахунок планктону, носять назву планктоногенних, а за складом поділяються на вапняні і крем'янисті.

Вапняні опади утворюються за рахунок скелетів форамініфер, кокколітофорид і крилоногих молюсків (птеропод). Крем'янисті біогенні глибоководні опади складаються з опалових раковинок діатомей, радіолярій.

Характерною особливістю глибоководних опадів морів є присутність в них вулканогенного матеріалу у вигляді шматочків пемзи, попелу і мінералів вулканічного походження.

Описані опади утворюються як в батіальних, так і абісальної областях морів і океанів. Разом з тим є опади, які характерні для кожної з цих зон.

Батіальних фації поширені на глибинах від 200 до 3000-3500 м. На континентальному схилі часто виникають суспензійні (мутьевие) потоки, завдяки яким в нижніх частинах континентального схилу утворюються піщано-алевритові відкладення з глауконитом і поступової слоистостью. Середні і верхні частини схилу покриті алеврітово- глинистими мулами, часто вапняними.

Для спокійних гідродинамічних умов батіальних області характерним осадом є синій (блакитний) мул - глинистий, слабо ізвестковістого осад.

Абісальні опади поширені на глибинах понад 3000 м. Абісальна зона охоплює величезні простори, рельєф дна дуже різноманітний - існують глибоководні жолоби, улоговини, високі океанічні хребти, окремі гори і острови.

Крім органогенних опадів, в абісальної зоні накопичуються специфічні опади - червона глибоководна глина, яка містить подводновулканіческіе продукти. У цих опадах відзначається підвищений вміст заліза і марганцю, а також малих елементів (З, N1, Сі, Мо, РЬ). У червоних глибоководних глинах зустрічаються цілі поля залізо конкрецій, що утворюють багаті рудні поклади.

 
<<   ЗМІСТ   >>