Типы осадков в шельфовой зоне морей
СОДЕРЖАНИЕ: СОДЕРЖАНИЕ ВВЕДЕНИЕ 1. ПОНЯТИЕ ШЕЛЬФА 2. ОСАДКИ НЕРИТОВОЙ ОБЛАСТИ МОРЯ 3. ОСОБЕННОСТИ ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ В МОРЕ 4. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ 5. ДИАГЕНЕЗ И ПОСЛЕДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОДСОДЕРЖАНИЕ
ВВЕДЕНИЕ
1. ПОНЯТИЕ ШЕЛЬФА
2. ОСАДКИ НЕРИТОВОЙ ОБЛАСТИ МОРЯ
3. ОСОБЕННОСТИ ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ В МОРЕ
4. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ
5. ДИАГЕНЕЗ И ПОСЛЕДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
прикладывать Б
ПРИЛОЖЕНИЕ А
ВВЕДЕНИЕ
Тема работы – «Типы осадков в шельфовой зоне морей». Цель работы – изучение типов морских отложений в шельфовой зоне морей.
Актуальность темы работы заключается в том, что основной интерес для изучения и освоения сегодня, естественно, представляют ресурсы углеводородов. Вместе с тем в минерально-сырьевом потенциале шельфовых зон существенную долю составляют твердые полезные ископаемые россыпных (на прибрежной суше и акватории) и коренных (на островах внутри шельфовых бассейнов) месторождений
Шельф (shelf) область мелкого моря (до 200 м), являющаяся затопленной окраиной материка. В результате геологической работы моря образуются морские отложения. Строительные свойства пород морского происхождения определяются условиями их образования. Так, глубоководные отложения, в отличие от мелководных, имеют более выдержанный литологический состав, значительную мощность и однотипные свойства, однородность. Отложения шельфа (прибрежной мелководной зоны) сравнительно устойчивы вдоль напластования, но довольно быстро и резко меняются по вертикали. Породы, рожденные у береговой зоны, переменчивы во всех отношениях.
Массы морских отложений, их состав и распределение на поверхности Земли зависят в первую очередь от тектонического режима и климатических условий. Тектонические движения предопределяют образование морских бассейнов, их конфигурацию, основные черты рельефа дна и прилегающих берегов, обусловливают трансгрессии и регрессии моря, влияют на интенсивность осадконакопления и на мощности накапливающихся толщ морских отложений.
Характер морских отложений в тектонических подвижных геосинклинальных областях и на относительно стабильных платформах существенно различен. Для первых характерны большие мощности, формирование на начальных и заключительных стадиях тектонических циклов глубоководных морских отложений: кремнистых и глинистых пород, туфов и туффитов, мергелей, пелитоморфных пелагических известняков, а также полимиктовых и граувакковых обломочных отложений -- конгломератов, песчаников, алевролитов, ритмично-слоистого флиша, подводно-оползневых отложений, рифовых известняков.
Платформенные морские отложения - мелководные органогенные известняки и доломиты, тонкозернистые терригенные породы (глины, мергели, мелкозернистые песчаники - кварцевые, нередко глауконитовые) накопились преимущественно в эпиконтинентальных морях и отличаются небольшими мощностями.
Морские отложения бывают:
-терригенные, отложенные вблизи берегов, валуны, галька, гравий, пески, а также среди океана различные глины;
-вулканические продукты извержения вулканов, в том числе вулканический пепел;
-органогенные обломки раковин, отмершие планктонные и бентосные организмы в виде илов карбонатных в теплых, диатомовых в холодных морях и др.;
-химогенные различные соли на мелководьях при жарком климате или в результате донных химических реакций; смешанные (полигенные).
Морские отложения по глубине накоплений различают мелководные, батиальные и абиссальные. В процессе нарастания давления на осажденный материал и действия водных растворов превращается в слоистую осадочную горную породу. При тектонических подъемах морского дна над уровнем Мирового океана морские отложения становятся в ряд с континентальными и занимают 75% площади суши.
В морских отложениях заключено большое количество полезных ископаемых: песчаники, горючие сланцы, известняки, доломиты, мергель, опоки (кремнезем пористый), фосфориты, железные и марганцевые руды, различные соли и т. п.
Состав морских отложений закономерно связан с климатической зональностью Земли. Как показывает изучение современных морей, в основных климатических зонах морское осадкообразование протекает по-разному. В морях гумидных зон, в условиях интенсивного выноса реками продуктов выветривания пород суши, как в умеренном, так и в тропическом поясах господствуют терригенные отложения - пески, алевриты, глины. В холодноводных бассейнах умеренного пояса местами накапливаются диатомовые илы. В пределах аридной зоны, в условиях слабого терригенного выноса, более широко развито биогенное карбонатонакопление, образуются ракушечные, мшанковые, фораминиферовые, кокколитовые, птероподовые осадки, а в тёплых водах тропической зоны -- кораллово-водорослевые рифовые комплексы; местами происходит хемогенное карбонатонакопление (оолитовые известковые осадки). В ледовой зоне большое значение приобретают ледово-морские отложения.
1. ПОНЯТИЕ ШЕЛЬФА
Шельф (от англ.) — материковая отмель, представляет собой подводную слегка наклонную равнину (рис. 1). Шельф является выровненная частью подводной окраины материка, примыкающей к суше и характеризующаяся общим с ней геологическим строением. Со стороны океана шельф ограничивается четко выраженной бровкой, расположенной до глубин 100— 200 м (но в некоторых случаях достигает 500—1500 м, например южная часть Охотского моря, бровка Новозеландского шельфа).
Шельф как историко-геологическая категория существовал во все геологические периоды, в одни из них резко разрастаясь в размерах (например, в юрское и меловое время), в другие занимая небольшие площади (Пермь, девон). Современная геологическая эпоха характеризуется умеренным развитием шельфовых морей.
Общая площадь — около 32 млн. Км 2. Наиболее обширны Шельф у северной окраины Евразии, где их ширина достигает 1,5 тыс. км, а также в Беринговом море, Гудзоновом заливе, Южно-Китайском море, у северного побережья Австралии, а в близи Чили ширина шельфа всего 2 км..
Шельф издавна используется в целях рыболовства и промысла морских животных; промышленный лов рыбы в шельфовых водах составляет 92%. Широко развернулись на Шельф работы по поискам и разведке полезных ископаемых, в особенности нефти и газа. В 1975 на долю «морской нефти», добываемой на Шельф, приходилось 20% мировой добычи нефти; ведутся также поиски и эксплуатация россыпных полезных ископаемых (касситерита, титаномагнетита, алмазов, золота и др.).
Происхождение шельфа обычно связывают с эвстатическими колебаниями уровня вод Мирового океана, обусловленными глобальными изменениями климата. В меньшей степени распространены Шельф, образующиеся при отступании берега под действием абразии или при подводном накоплении мощных толщ осадков у края континента.
Современное положение бровки шельфа, за которой начинается континентальный склон, в связи с проявлением вертикальных движений земной коры неодинаково и колеблется в интервале глубин 90-500 м при среднем значении 132 м. Рельеф шельфа свидетельствует о проявлении поверхностных эрозионных процессов - здесь известны речные и ледниковые формы рельефа (подводные русла рек и пролювиальные долины), ископаемые льды и торфяники с остатками мамонтов и других наземных животных, что подтверждает прежнее положение суши на шельфе.
Неровности на поверхности шельфа сохранились с того времени, когда шельфы были подняты выше уровня моря. Таким временем была эпоха четвертичного оледенения, когда значительные массы атмосферной воды были связаны в материковых льдах и уровень Мирового океана стоял ниже современного на 100—150 м. К субаэральным эрозионным формам принадлежат, например, подводные долины на дне Северного моря, о которых уже упоминалось выше. Глубокая подводная долина прорыта в шельфе против устья р. Гудзон на Атлантической окраине Северной Америки, и аналогичные подводные долины обнаруживаются против устьев многих других рек.
Иные неровности на поверхности шельфа связаны с неравномерным накоплением осадков. Но в целом шельф характеризуется чрезвычайно пологим рельефом, что является следствием перемывания осадков волнами и выравниванием их поверхности на уровне базиса действия волн.
Рельеф континентального шельфа свидетельствует о проявление поверхностных эрозионных процессов – сдесь известны речные и ледниковые формы рельефа, ископаемые льды и торфянники с остатками мамонтов, подтверждающих прежнее положение суши на шельфе.
Реконструкция климата и связанных с ним изменений уровня океана свидетельствует о том, что в течение всего фанерозоя (560 млн. лет) не прекращались эвстатические колебания, а в отдельные периоды уровень вод Мирового океана повышался на 300-350 м относительно его современного положения. При этом значительные участки суши (до 60% площади континентов) оказывались затопленными.
Шельф (shelf) область мелкого моря (до 200 м), являющаяся затопленной окраиной материка. Процесс формирования рельефа и осадков на шельфе подчиняется в основном географической зональности, хотя присутствуют также азональные фации и формы рельефа (вулканические, тектонические и приливные). Рельеф шельфа в основном выровненный. Шельфовые равнины почти повсюду осложнены различными формами мезо- и микрорельефа тектонического (тектонические ступени, сбросовые уступы), субаэрального (затопленные долины рек, моренные валы, денудационные останцы и гряды и др.), субаквального (образованные волнами и течениями песчаные волны, гряды, рифели, каналы стока компенсационных и разрывных течений) и прибрежно-морского или берегового генезиса (элементы древних береговых линий — абразионные террасы, реликтовые аккумулятивные формы). Специфические формы рельефа Шельфа — подводные каньоны, проблема происхождения которых дискуссионна. Размеры каньонов чрезвычайно велики, некоторые из них начинаются в пределах береговой зоны, пересекают Шельф, прорезают материковый склон и заканчиваются на абиссальных равнинах (например, длина каньонов реки Конго около 800 км, врез в дно 1100 м).
Осадочные отложения на Шельфе представлены мощными толщами терригенных, карбонатных, иногда соленосных, континентальных и прибрежно-морских (пассивные окраины), вулканогенных, морских и прибрежно-морских (активные окраины) отложений возрастом от юры и моложе. Отчасти эти отложения деформированы и, как правило, опущены по сбросам на 1—10 км (Атлантическое побережье США). К новейшим отложениям Шельфа относятся осадки позднего плейстоцена и голоцена. В результате фландрской трансгрессии (17—6 тыс. лет назад) на Шельфе сформировалась сложная толща отложений, состоящая из субаэральных (составляющих 50—70% всех шельфовых отложений), прибрежно-морских (лагунных, лиманных, баровых) и современных морских осадков. В толще этих осадков оказались захороненными реликты берегового рельефа и отложений, образовывающихся на различных гипсометрических уровнях. Субаэральные осадки реликтовые. Существенную роль играют также отложения, обусловленные деятельностью льдов и морских организмов. В результате деятельности различного рода течений и волнения обломочный материал (в основном крупнообломочный) Шельф испытывает постоянное движение, мигрируя к берегу или к бровке. В пределах Шельфа (особенно близ устьев рек) осуществляется процесс «лавинной седиментации», в результате которой накапливается значительное количество обломочного материала.
В четвертичное время на Шельфе проявились процессы, связанные с гляцио-эвстатическими трансгрессиями и регрессиями. Во время регрессии Шельф осушался примерно до глубин 100 м, на осушенной части отлагались субаэральные осадки и формировался субаэральный рельеф. Последующие трансгрессии, амплитуда которых достигла 100—110 м, частично уничтожали осадки и рельеф предыдущих регрессивных эпох. Из-за того, что береговая линия неоднократно мигрировала по верхней части Ш., субаэральный рельеф и осадки раннего и среднего плейстоцена сохранились плохо. В периоды оледенений на Шельфе выносились и накапливались огромные массы обломочного ледникового, флювиогляциального и аллювиального материала. При быстро протекавших трансгрессиях этот материал перерабатывался волнами и значительная его часть выбрасывалась на сушу в приурезовую полосу, а затем формировалась в огромные дюнные массивы и береговые аккумулятивные формы.
2. ОСАДКИ НЕРИТОВОЙ ОБЛАСТИ МОРЯ
К неритовой области относится материковая отмель (шельф) и та часть морского берега, которая заливается водой во время приливов.
Часть берега, заливаемая морем во время приливов и освобождающаяся от воды во время отливов, называется литоралью. Ширина ее достигает иногда 1 —1,5 км.
С морскими осадками неритовой области и широком смысле слова тесно связаны донные образования на низких морских побережьях.
В литоральной области возникают так называемые береговые валы из галек, песка, битой ракуши, напоминающие собой дюны. Часто возле них наносится древесный материал (слюды, корни деревьев). Валы возникают на расстоянии наибольшего набегания волн на низкие морские берега. Их высота 1—5 м, ширина до 10— 12 м.
Между берегом моря и береговым валом располагается различной ширины полоса, называемая пляжем, покрытая песком и илом, получающимся в результате перекатывания, перемывания, перетирания обломочного материала морскими волнами.
На поверхности песчано-илистых отложений нередко наблюдается мелкие параллельные углубления, отражающие волнения воды, называемые рябью (ripple-marks). Такая рябь хорошо известна и ископаемых осадках древних литторальных областей. В этих осадках можно видеть иногда следы животных, птиц, ходы червей, трещины усыхания (на глинистых осадках) и т. д.
К литоральной области морей относятся также низменные побережья в затишных заливах и бухтах, покрытые илом и песками. На таких побережьях и субтропических и тропических областях часто возникают болота со своеобразной растительностью, приспобленной к жизни в зоне периодической смены суши и мори. Примером подобной растительности могут служить мангровые заросли на юго-востоке Азии, островах Океании, Австралии, западном побережье Африки.
Осадки, откладывающиеся ни материковой отмели и на дне моря, можно подразделить па три основных типа:
- обломочные (или терригенные)
- органогенные
- химические.
Среди обломочных осадков имеются такие, которые состоят главным образом из обломков других пород (галек, глыб, гравия, песка, ила и т. д.), но содержат примесь (иногда значительную) материала органогенного происхождения или химического (в виде солей, выпавших из растворов морской воды) либо того и другого одновременно.
Среди органогенных осадков наблюдаются разности, состоящие из органического материала(раковин, остовов, скелетов, панцирей), преимущественно из СаСО3 или SiO2 • nН2О, с примесью (часто весьма значительной) обломочного или химического материала или того и другого одновременно.
Среди химических имеются осадки, состоящие главным образом из разнообразных солей, выпавших из растворов морской воды, и содержащие примесь обломочного или органогенного материала или того и другого.
В пределах шельфа откладывается главная масса осадков, из которых впоследствии возникают осадочные горные породы.
Скорость отложения осадков в области шельфа во много раз больше, чем на континентальном склоне. В пределах шельфа первое место по распространенности, разнообразию и мощности занимают обломочные, второе органогенные, третье химические осадки. Последние в чистом виде откладываются лишь на самых прибрежных участках моря и в лагунах (морских заливах, отделенных от моря подводным барьером).
Обломочные осадки. К обломочным осадкам относятся грубообломочные, песчаные и илистые отложения. Грубообломочные осадки, как правило, располагаются ближе к берегу моря. Дальше идут пески, сперва грубозернистые и крупнозернистые, затем среднезернистые, а потом мелкозернистые. За ними следуют илистые осадки. К обломочным осадкам и особенно к илам примешивается органогенный материал. По мере удаления от берега примесь органогенного материала в илах обычно увеличивается и терригенные или незаметно переходят в органогенные.
Однако описанная общая схема распределения осадков в пределах шельфа нарушается донными течениями различной скорости. Около берега моря иногда откладывается тонкий обломочный материал. Дальше от него — более грубый, а затем — вновь тонкий материал и т. д. Часто изменяется и примесь органогенного материала.
Органогенные осадки. Органогенные осадки занимают примерно 5 % площади шельфа. К ним относятся ракушечники, детритусовые накопления, коралловые постройки и органогенные иды.
Химические осадки. К химическим осадкам относятся отложения углекислого кальцин, окислов железа (бурого железняка или лимонита) и марганца, кремнезема, хлористого натрия, гипса, ангидрита, калийных солей, сульфатов натрия и магния и т. д.
Химические осадки в чистом виде откладываются на некоторых узких участках прибрежного дна, но главным образом в лагунах, и которые не впадают роки и которые расположены в областях с резко выраженным континентальным климатом.
Уровень лагуны, отделенной от моря подводным барьером, вследствие усиленного испарения обычно чуть ниже уровня открытого моря, и поэтому в нее все время поступает морская води. При этих условиях концентрации солен в воде лагуны непрерывно повышается и, когда наступает перенасыщение раствора, из него выпадают на дно лагуны различные соли: NaCl, Na2SO4, CaSO4, MgCO3, CaCO3, SiO2 •H20, FeCO3 и др. Порядок их выпадения зависит от температуры воды, наличия в растворе других солен и их концентрации. Классическим примером лагуны, в которой в настоящее время образуются химические осадки, является Кара-Богаз-Гол.
Полезные ископаемые шельфовой области. Нефть и газ являются важнейшим стратегическим сырьем, от обладания которым будет завысить многое в ближайшем будущем. От цен на нефть и газ зависят экономики многих стран.
На шельфах морей и океанов выявлено около 2 тыс. месторождений нефти и газа с суммарными запасами нефти 40 млрд. т и газа 20 трлн. м3; пробурено более 300 тыс. скважин. Почти 100 стран ведут поисковые и эксплуатационные работы в акваториях при глубине воды до 1,5 км. Темпы освоения морских месторождений нефти и газа ежегодно увеличиваются. История морской добычи нефти насчитывает более полутора веков.
3. ОСОБЕННОСТИ ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ В МОРЕ
Море рассматривается как область преимущественного накопления осадков. Однако морское дно также как и суша представляет неоднородную область, где сочетаются как процессы интенсивного осадконакопления, так и размыва или очень слабой седиментации. Однако, в целом морское осадконакопление более устойчивое, чем континентальное, и поэтому морские фации более выдержаны по составу и другим признакам.
Типы морских водоемов (по Крашенникову)
Первый тип - океаны, занимающие две трети современной поверхности земной поверхности. Собственно океанические осадки - это наиболее глубоководные осадки, как правило наименее связанные с материками и имеющие автономный характер. В ископаемом состоянии отложения открытых частей океанов почти неизвестны. Специальный курс по океанам.
Второй тип - открытые в сторону океана моря и заливы, как Бискайский залив, Аравийское море, залив Аляска и др. Особенности - непосредственный контакт с сушей с одной стороны и свободное сообщение с океаном. Поэтому осадконакопление в них тесно связано с океаническим режимом. Наиболее отчетливо выражены трансгрессивные и регрессивные толщи.
Третий тип - окраинные моря, отделенные от океана цепочкой островов - это дальневосточные моря: Охотское, Японское, Восточно-Китайское, а также Мексиканский залив, Карибское море и др. Эти моря обладают определенной спецификой населяющих их организмов и гидрохимического режима.
Четвертый тип - внутриматериковые моря - Красное, Средиземное, Черное. Они глубоко вдаются в сушу, соединяясь с океаном одним или несколькими неглубокими проливами. В результате возникают специфические гидрохимические условия. Достаточно небольшого падения уровня воды, чтобы море превратилось в изолированный бассейн.
Пятый тип - замкнутые и изолированные от океана водоемы (по сути озера): Каспийское и Аральское моря.
Кроме того, морские водоемы различаются по форме поперечного сечения и делятся на котловинные и плоские. Первые характеризуются крутыми склонами при значительных (несколько тысяч метров) максимальных глубинах. Вторые имеют небольшие глубины (до 200-400м) и очень пологие склоны от берега вглубь, т.е. имеют широкие шельфы. К этому типу, вероятно, принадлежали древние эпиконтинентальные моря.
Второй - пятый типы наиболее характерны для шельфовых зон. (Исключая такие моря как Средиземное и Черное). Шельфы, или материковые отмели, являющются подводным продолжением материков, прослеживаются на глубинах до 600м, а в отдельных случаях до 1000м (рис.1). Средний уклон поверхности шельфа равен 7’, т.е. 2м на 1км. С внутренней стороны они ограничены береговой линией, а с внешней - континентальным склоном.
Движение морской воды, источники терригенного материала и физико-химические свойства морской воды .
Осадконакопление в морях определяется соотношением аккомодационоого пространства или пространства, в котором возможно аккумуляция осадков (объем, в котором высота - столб воды от уровня моря до дна) и объемов поступающих терригенных или формирующихся био- и хемогенных осадков. Аккомодационное пространство зависит от соотношения скоростей тектонического погружения (или подъема) и изменения уровня моря (развитие трансгрессиии или регрессиии) в зоне осадконакопления (рис. с различными соотношениями). Объемы поступающих терригенных осадков контролируются рельефом и климатом прилегающей суши. Источником терригенного материала являются большей частью речной сток, вулканические извержения, ветровой и ледяной переносы. Перераспределение терригенного материала происходит за счет собственной работы моря: волнениями и различными видами течений, в том числе приливами и отливами. Наиболее благоприятными для терригенного осадконакопления представляются зоны холодного и умеренного влажного климатов, а также районы с прилегающей гористой местностью (даже в районах с жарким климатом), где интенсивно поступающий терригенный материал подавляет карбонатную седиментацию.
Итак, основные типы движений морской воды, являюшиеся и основными агентами формирования определенных текстурных особенностей пород, представлены волнениями или деятельностью волн, береговыми течениями, приливами и отливами, океаническими течениями, плотностными потоками, глубоководными течениями
Основные физико-химические свойства морской воды связаны с соленостью (средняя 35 промилле), содержанием различных газов, в особенности кислорода, углекислого газа и сероводорода, температурой (определяющей в значительной степени возможность осаждения карбонаатов), светом и другими факторами.
Разнообразие органического мира является одной из основных черт морской среды. По Наливкину может быть суша с морскими организмами, но не может быть моря без морских организмов (или что-то типа этого). Особенности расселения организмов в пределах шельфа и других областей предопредили их особую значимость для фациальных реконструкций.
Фация (facies) (осадочная) совокупность генетических признаков осадков и условий их образования. Среди морских фаций различаются фации прибрежные, мелководные (шельфовый комплекс), глубоководные (комплекс фаций континентального склона и ложа океанов). Наиболее многообразны морские фации . Они зависят от глубины бассейна и разделяются на: 1-прибрежные, 2-шельфа, 3-материкового склона или батиальная,4-абиссальной области (ложа мирового океана) Рассмотрим основные черты этих фаций.
ФАЦИИ ШЕЛЬФА - или мелководная; глубина 70-200 м, резкое различие в гидродинамическом режиме: до 100 м условия аналогичные прибрежной зоне, ниже 100 м -волнения не доходят до дна, нет растительности, условия осадконакопления спокойные. Состав пород- обломочные (песчаник, алевролит, аргиллит), органогенные (коралловые рифы), кремнистые отложения, вулканогенно-осадочные- лавы, туфы и туфопесчаники. Здесь же образуются фосфоритовые и Fe-Mn конкреции и глауконит. Слоистость - горизонтальная. Органические остатки- разнообразные и обильные.
4. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ
Наиболее важным процессом в пределах Мирового океана является аккумуляция донных осадков. Этот сложный процесс называют седиментацией или седиментогенезом . Изучение современных осадков, закономерностей их распространения в различных зонах Мирового океана позволяет восстанавливать палеогеографическую обстановку геологического прошлого. Известно, что в ходе геологической истории поверхность континентов неоднократно покрывалась водами морей и океанов. В них протекали интенсивные процессы аккумуляции осадков, затем преобразованных в осадочные горные породы, покрывающие около 75% поверхностной части материков.
Процесс осадкообразования в океанах начинается с подготовки осадочного материала на материках, являющихся областями преимущественной денудации (сноса). Такая подготовка осуществляется в результате выветривания, деятельности рек, ледников, ветра. Вторым этапом является перенос материала, частичное отложение на путях переноса и поставка основной массы в океаны и моря.
По данным А. П. Лисицына, наибольшая поставка осадочного материала осуществляется речным стоком. При этом около 7 млрд. т/год поставляется реками преимущественно тропических областей: Ганг, Брахмапутра, Хуанхэ, Янцзы, Миссисипи и др. Приблизительно в равных количествах поступает в океаны и моря ледниковый и эоловый материал.
Кроме указанных экзогенных факторов, привноса в океаны и моря различных веществ большое значение в осадкообразовании имеет поступление вулканогенного пирокластического материала, особенно пеплового, разносимого на обширные пространства. Как было сказано, расположение действующих вулканов тесно связано с тектонически-активными зонами земной коры. Наибольшее количество их сосредоточено в обрамлении океанов и в срединно-океанских хребтах. Для многих вулканов островных дуг характерны высокая эксплозивность и выброс пирокластического материала до десятков километров в высоту, что сопровождается тропосферным и стратосферным переносом вулканического пепла. Количественная оценка поступления вулканогенного осадочного материала затруднена и разными авторами указываются величины 1,8-2 млрд. т/год. Важную роль в осадконакоплении играют биогенные процессы, развитие различных организмов, которые строят свои панцири и скелетные части из растворенных солей, поступающих с суши, главным образом из СаСОз и Si02 . Биогенный вклад в баланс осадочного материала в океанах в первом приближении оценивается в 1,7-1,80 млрд. т/год. В Мировой океан поступает и космогенный материал, величина которого ориентировочно оценивается в 0,01-0,08 млрд. т/год. Таким образом, суммарный баланс осадочного материала в Мировом океане составляет около 29-30 млрд. т/год.
| Баланс осадочного материала | млд.т/год |
| Твердый сток рек | 18,53 |
| Сток растворенных веществ | 3,2 |
| Ледниковый сток | 1,5 |
| Эоловый привнос | около 1,6 |
| Абразия берегов и дна | около 0,5 |
| Итого около | около 25,33 |
Генетические типы донных осадков. Вещественный состав донных осадков и закономерности их распределения в различных зонах океана связаны с:
1) глубиной океанов и рельефом дна;
2) гидродинамической обстановкой (волнения, приливы и отливы, поверхностные и глубинные течения);
3) характером поставляемого осадочного материала;
4) биологической продуктивностью;
5) эксплозивной деятельностью вулканов.
По генезису выделяются следующие основные группы осадков:
1) терригенные (от лат. терра - земля);
2) органогенные (биогенные);
3) полигенные (красная глубоководная глина);
4) вулканогенные;
5) хемогенные Закономерности распределения указанных групп донных осадков и их соотношения в различных зонах океанов и морей определяются, по данным А. П. Лисицына см. Приложение Б:
1) климатической зональностью;
2) вертикальной зональностью, связанной с изменением глубин;
3) циркумконтинентальной зональностью - степенью удаленности от континента или крупных островов.
Терригенные осадки образуются из обломочного или пелитового материала, приносимого с континентов различными экзогенными факторами, указанными при характеристике баланса осадочного материала, и особенно широко развиты в гумидных зонах (умеренные и экваториальные пояса). Наибольшая часть терригенных осадков, приносимых с суши, откладывается в пределах подводной окраины материков - в области шельфа, континентального склона и его подножья.
При поступлении осадочного терригенного материала в Мировой океан в ряде случаев происходит его механическая дифференциация , заключающаяся в приспособлении приносимых взвешенных и влекомых частиц к существующим динамическим условиям, глубинам и расстояниям от суши, рассортировке их по размерам зерен. Часто она выражена в постепенной смене осадков - от грубых песчано-гравийно-галечных в прибрежной (литоральной) мелководной части через песчаные и песчано-алевритовые в более глубоких частях шельфа (в сублиторальной или неритовой зоне), затем алевритопелитовые в батиальной зоне - до самых тонких пелитовых в абиссальной (в ложе океана). Такая картина наблюдается в умеренных гумидных зонах у приглубых берегов. На отмелых берегах с менее активной динамической средой, на пляже и подводном береговом склоне накапливаются различные по зернистости пески, сменяющиеся по мере увеличения глубины песчано-алевритовыми, алевритовыми и алевритопелитовыми осадками.
Указанная в схеме механическая осадочная дифференциация осложняется многими факторами:
1) неровность рельефа в области шельфа (остатки субаэрального рельефа);
2) принос реками в различных климатических зонах неодинакового по составу осадочного материала;
3) действие течений;
4) гравитационные подводные процессы - оползни и мутьевые потоки.
Крупные подводные оползни возникают периодически на материковом склоне, в результате чего в его нижней части и особенно в пределах материкового подножья образуются мощные оползневые тела с холмисто-западинным рельефом.
Мутьевые (суспензионные) потоки являются мощным динамическим фактором подводного перемещения осадочного материала. Это разжиженные иловые осадки, которые устремляются вниз в виде придонных потоков по подводным долинам и каньонам, прорезающим материковые склоны, а местами и части шельфа (см. рис. 10.1). По мере движения мутьевые потоки производят донную и боковую эрозию, а ближе к низовой части каньонов начинается аккумуляция переносимых ими осадков, усиливающаяся на подножье материкового склона. В результате у подножья склонов и в прилежащей части ложа океана образуются обширные конусы выноса и среди тонких пелитовых или органогенных осадков глубоководной части появляются менее отсортированные алевритовые и песчаные илы континентального склона или даже бровки шельфа с характерной градационной слоистостью (внизу более крупные частицы, вверху более тонкие). Отложения мутьевых потоков называют турбидитами . По данным В.П. Петелина и П.Л. Безрукова, такие отложения обнаружены и в глубоководных желобах - Курило-Камчатском, Японском и др.
Существенные отклонения от дифференциации осадочного материала, связанные с климатической зональностью, наблюдаются в следующих зонах:
1) приантарктической и отчасти северной полярной, где А.П. Лисицыным выделен особый подтип - айсберговые (ледовые) осадки;
2) экваториально-гумидной, с присущей ей поставкой специфического осадочного материала реками-гигантами.
Айсберговые (ледовые) осадки особенно широко развиты в Приантарктической части Мирового океана. Ледники Антарктиды при своем движении производят интенсивную экзарацию, и захват в придонной части различного обломочного материала, который выносится шельфовыми льдами и айсбергами на далекое расстояние от континента. При постепенном перемещении и таянии айсбергов обломочный материал, заключенный в них, выпадает на дно. Характерной особенностью этих осадков является широкое распространение в них валунно-щебнистого материала и дресвы, местами песчано-алевритового и даже алевритопелитового. Айсберговые (ледовые) осадки окаймляют берега Антарктиды почти сплошным поясом шириной от 300 до 1200 км при средней ширине 500-700 км. Они развиты не только в пределах шельфа и континентального склона, но и в прилежащих частях ложа океана, где грубообломочный моренный материал накладывается по пути движения айсбергов на более тонкие слабокремнистые осадки, а затем на 60-65 o ю.ш. сменяются кремнистыми диатомовыми илами. Современные айсберговые осадки развиты также близ Гренландии.
Осадки северной ледовой зоны существенно отличаются от айсберговых Приантарктиды. Грубообломочный материал, свойственный ледовому разносу на севере, характеризуется сортированностью, наличием хорошо окатанных, отполированных галек, подобно галечникам морских пляжей. По-видимому, основной грубообломочный гравийно-галечный материал ледники захватывали с морских пляжей, галечных берегов и отмелей. В ледовых зонах Севера, а также поблизости от водосборов, где развита мерзлота, реки привносят преимущественно песчано-алевритовый и алевритовый материал. По данным А. П. Лисицына, в Беринговом море, в северной части Атлантического океана, также широко распространены песчано-алевритовые осадки.
Осадки экваториальной гумидной зоны существенно отличаются от айсберговых. Для этой зоны характерно развитие в пределах континентов мощных кор выветривания с преобладанием глинистых минералов - монтмориллонита, каолинита и др. Поэтому реки здесь выносят преимущественно тончайший пелитовый материал. Примером тому является вынос материала реками Амазонка, Ориноко, Ганг и Брахмапутра, Иравади, Нигер, Инд и др. В этих условиях непосредственно близ берегов от устьев рек протягиваются пелитовые осадки, почти не встречаемые на шельфах умеренных зон. Заканчивая краткую характеристику терригенных осадков, следует еще раз подчеркнуть сложность их состава и распределения в океанах и морях. Вместе с тем важно иметь в виду, что терригенные осадки составляют основной фон в самых различных частях Мирового океана, встречаясь в том или ином количестве в других генетических типах морских осадков.
Органогенные (биогенные) осадки широко распространены в Мировом океана и тесно связаны с природной зональностью, определяющей развитие той или иной биогенной продукции. Среди органогенных планктогенных осадков выделяются два основных типа: 1) карбонатные, состоящие более чем на 30 % из СаСОз; 2) кремнистые - более чем на 30% из аморфного кремнезема.
Карбонатные планктогенные осадки имеют наибольшее площадное распространение. В Тихом океане они составляют около 36 %, в Индийском - около 54 и в Атлантическом - около 68 %. По преобладанию захороненных остатков организмов карбонатные осадки подразделяются на фораминиферовые, кокколитофоридовые и птероподовые.
Фораминиферовые осадки состоят из раковин простейших одноклеточных организмов - фораминифер с известковым скелетом или их обломков. Размеры раковин фораминифер от 50 до 1000 мкм. Планктогенные фораминиферы обитают в верхних слоях океанических вод с максимальным распространением до глубин 50-100 м. Отмирая, фораминиферы медленно опускаются на дно, образуя различные по гранулометрическому составу осадки в зависимости от размеров и сохранности раковин. Это главным образом песчано-алевритовые или алевритопелитовые карбонатные осадки, в которых количество СаСОз колеблется от 30 до 90 и даже 99 %. При хорошей сохранности отмерших раковин фораминифер образуются преимущественно песчаные осадки, а на больших глубинах, близких к критическим, алевритопелитовые и пелитовые. Они распространены преимущественно на глубинах от 3000 до 4500-4700 м. Ниже, в холодных недонасыщенных СаСОз водах океана фораминиферовые илы растворяются, не достигая дна, и сменяются кремнистыми или полигенными осадками. Глубины 4500-4700 м названы А.П. Лисицыным критическими для карбонатного осадконакопления. Планктогенные фораминиферовые осадки являются одним из основных видов осадков Мирового океана. Относительно малое значение имеют бентогенные осадки на глубинах шельфа, состоящие из бентосных фораминифер.
Кокколитофоридовые осадки образуются за счет скопления пластинок известковых водорослей кокколитофорид микроскопических размеров - от 5 до 50 мкм. В большинстве случаев образуются смешанные кокколитофоридово-фораминиферовые или фораминиферово-кокколитофоридовые осадки с различным соотношением кокколитофорид и фораминифер.
Птероподовые и птероподово-фораминиферовые осадки состоят из остатков пелагических планктонных моллюсков - птеропод, обитающих в теплых тропических и экваториальных водах океанов, Средиземного и Красного морей до глубин первых сотен метров. Раковины птеропод состоят из арагонита (легко растворимой формы СаСОз), вследствие чего при отмирании они не проникают глубже 200-2200 м. Типичные птероподовые осадки встречаются редко и занимают небольшие площади в виде отдельных пятен на подводных поднятиях. В большинстве же случаев распространены смешанные птероподово-фораминиферовые осадки.
Кремнистые планктогенные осадки - диатомовые и радиоляриевые. Диатомовые осадки образуются в результате накопления кремнистых панцирей диатомовых водорослей (диатомей), имеющих наибольшее развитие в холодных, приполярных областях. Как видно на рис. 10.8, диатомовые осадки образуют огромный непрерывный пояс вокруг Антарктиды шириной до 300 и 1200 км. В этом поясе отмечается и наибольшее содержание кремнезема, достигающее 70-72 %. Малые размеры диатомей и их разрушение определяют гранулометрический состав. Это обычно алевритоглинистые и глинистые илы. В Северном полушарии диатомовые осадки не образуют сплошного пояса, а выражены лишь в виде отдельных ареалов в северной части Тихого океана, обычно с меньшим содержанием SiO2 , которое только в пределах Охотского моря достигает 50 %. Особым подтипом являются так называемые этмодисковые диатомовые осадки экваториальной зоны, состоящие из крупных панцирей теплолюбивых диатомей - этмодискусов, встречающиеся в западной тропической части Тихого океана в виде отдельных пятен, залегающих ниже критических глубин 4500-4700 м и встреченных даже в глубоководном Марианском желобе.
Радиоляриевые осадки состоят из простейших планктонных организмов - радиолярий, скелетные части которых построены из кремнезема. Местами совместно с радиоляриями наблюдаются остатки теплолюбивых диатомей. Такие кремнистые осадки называются радиоляриево-диатомовыми или диатомово-радиоляриевыми (в зависимости от соотношения). В большинстве случаев это слабо кремнистые осадки, в которых содержание аморфного кремнезема редко превышает 30 %. Они образуют отдельные ареалы в зоне экваториальной дивергенции в Индийском и Тихом океанах, отличающейся высокими биомассами фито- и зоопланктона. По гранулометрическому составу (в зависимости от степени сохранности скелетов радиолярий и панцирей диатомей) - это алевритопелитовые или пелитовые илы. Радиоляриевые и радиоляриево-диатомовые осадки встречаются преимущественно на дне котловин ниже критических глубин карбонатного осадкообразования. В ряде мест радиоляриевые илы чередуются с красными глубоководными глинами. В экваториальных зонах местами развиты смешанные карбонатно-кремнистые осадки - диатомово-фораминиферовые или радиоляриево-фораминиферовые.
К бентогенным осадкам относятся органогенные рифы, обобщенно называемые коралловыми рифами , образующимися за счет кораллов и водорослей, извлекающих из морской воды СаСО3 для построения своих скелетных частей. Фактически это кораллово-водорослевые рифы, в биоценоз которых входят также различные моллюски, бентосные фораминиферы, иглокожие. Роль различных организмов биоценоза коралловых рифов в накоплении карбонатного материала, по данным А. П. Лисицына, различна. На первом месте стоят известковые водоросли (30-50 %), на втором - рифовые кораллы (10-30 %), далее - различные моллюски (10-20 %) и на четвертом-фораминиферы (1-10 %). Современные коралловые рифы распространены исключительно в тропических и субтропических водах Тихого и Индийского океанов, в Карибском море. Критическими температурами, при которых кораллы не развиваются, являются, с одной стороны, 18-19 o , с другой - 34 - 35 o С. Наилучшие условия для развития биоценоза коралловых рифов наблюдаются при среднегодовой температуре воды 23 - 25 o С. Нижний предел глубины для рифообразующих организмов от 50 - 60 до 70 - 80 м. Максимальная биомасса сосредоточена в поверхностных слоях воды на глубине от 10 до 15 м, особенно это касается водорослей.
5. ДИАГЕНЕЗ И ПОСЛЕДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ
ОСАДОЧНЫХ ПОРОД
Под диагенезом (греч. диагенезис - перерождение) понимается изменение осадков, их перерождение и превращение в осадочные горные породы. Как было сказано, осадки Мирового океана образуются в различных климатических и гидродинамических условиях. Первичный рыхлый морской осадок в большинстве случаев представляет многокомпонентную систему, в состав которой могут входить: иловые частицы; химически осажденные соединения; органические вещества; реликтовые (остаточные) воды, заполняющие поры. Кроме того, в определенных условиях возможны примеси пирокластического материала. В целом морской осадок является разнородной смесью реакционноспособных соединений.
При этом равновесие отсутствует как между разнородными частицами осадка, так и у частиц осадка с придонными водами океана. Уже в самой начальной стадии существования осадка начинается взаимодействие отдельных его частей друг с другом, с остаточными иловыми водами и средой их накопления.
|
| Рис. 1. Схема диагенеза (по Н.М. Страхову) |
По данным Н.М. Страхова, в преобразовании осадков в горные породы участвуют многие факторы (рис. 1).
1. Высокая влажность осадков, имеющая огромное значение в перераспределении отдельных элементов в осадке и обусловливающая диффузное перемещение вещества в вертикальном и горизонтальном направлениях, что способствует взаимодействию различных составляющих и образованию новых диагенетических минералов.
2. Наличие многочисленных бактерий, главная масса которых сосредоточена в верхних первых сантиметрах осадков. Бактерии играют различную роль в преобразовании вещества. В одних случаях они разлагают углеводороды и органические соединения, создают новые реактивы и изменяют химизм среды. В результате деятельности различных бактерий происходят сложные процессы - окисление закисных соединений и чаще, наоборот, перевод окисных соединений в закисные. В других случаях бактерии служат главным источником накопления органического вещества в верхней части слоя.
3. Иловые растворы воды, пропитывающие осадок, существенно отличаются от состава наддонной воды океана более высокой минерализацией, уменьшенным содержанием сульфатного иона, присутствием железа, марганца и других элементов. Различие состава иловых растворов и придонной океанской воды вызывает обмен веществ между ними. При большой концентрации ряда веществ в иловых растворах в осадке образуются новые диагенетические минералы.
4. Органическое вещество, большое скопление которого в осадке вызывает дефицит кислорода, появление углекислого газа и сероводорода, т. е. создает восстановительные условия.
5. Окислительно-восстановительный потенциал зависит от содержания органического вещества и от гранулометрического состава осадка. В мелководных зонах, где преобладают хорошо водопроницаемые пески с отсутствием или ничтожным содержанием органического вещества, создаются окислительные условия среды, наблюдающиеся и в глубине осадка. В этом случае возможны единичные новообразования гидроксидов железа или бурых корок вокруг зерен песка. В более глубоководных тонких илах, богатых органическим веществом и бактериями, окислительные или нейтральные условия создаются лишь в самой верхней части осадка мощностью около 10-15 (20) см, с которой связано образование гидроксидов железа и марганца, ниже располагается восстановительная зона, где возможно образование серного колчедана (пирита). В результате сложные и длительные процессы диагенеза приводят, в конце концов, к превращению осадков в горные породы.
К главным изменениям осадков при диагенезе могут быть отнесены:
1. Обезвоживание и уплотнение, возникающие под давлением накопившихся новых слоев осадка.
2. Цементация, происходящая из-за наличия различных химических соединений, заполняющих поры и пустоты и цементирующих частицы осадка. Цементирующими веществами чаще всего являются кремнезем, оксиды железа, карбонаты и другие, что в ряде случаев находит отражение в названиях горных пород, например железистый песчаник, известковистый песчаник и т. п.
3. Кристаллизация и перекристаллизация, особенно проявляющиеся в мелкозернистых и иловых хемогенных и органогенных осадках, состоящих из легко растворимых минералов. Это может приводить к переходу опала в халцедон, а затем кварц. Из аморфных гелей образуются кристаллические формы глинистых и других минералов. Очень быстрая кристаллизация характерна для органической основы коралловых рифов, преобразующейся в кристаллические известняки.
4. Образование конкреций. В процессе диагенеза формируются различные новообразования, отличающиеся друг от друга по составу и форме нахождения. Некоторые из них бывают рассеяны по всей толще осадка, например глауконит, пирит, сидерит и другие минералы. Но часто новообразования концентрируются вокруг каких-либо центров и образуют конкреции шаровидной, почковидной, лапчатой, вытянутой формы. Размеры их от нескольких миллиметров до больших конкреционных линз, протягивающихся на несколько метров. При значительной концентрации фосфорных, железистых и других конкреций они становятся объектом промышленных разработок.
Всю совокупность сложных процессов образования осадков (седиментогенез) и осадочных горных пород (диагенез) Н.М. Страхов предложил называть литогенезом (греч. литос - камень), являющимся объектом изучения науки литология.
К последиагенетическим изменениям осадочных горных пород относятся: катагенез (греч. ката - вниз); метагенез (греч мета - после); гипергенез (выветривание). Одним из важнейших факторов, определяющим последиагенетические изменения горных пород, является различная направленность и характер тектонических движений земной коры.
 |
| Рис. 2. Диаграмма изменения пористости и объемной массы глин в зависимости от глубины их погружения (по Н.Б. Вассоевичу) |
Под катагенезом понимаются процессы, протекающие при прогибании территории, когда горные породы оказываются погруженными на значительные глубины, где испытывают влияние повышенных давлений и температур, а также минерализованных подземных вод. Чем больше температура и давление вышележащих слоев, тем больше происходят уплотнение и изменение осадочных горных пород. Особенно большое уплотнение наблюдается в глинах. При прогибании до 4,5-5,0 км пористость глин изменяется от 49-50 % (изначальная) до 5 % и менее (рис. 10.12) и они превращаются в аргиллиты. Высокие температура и давление, и наличие минерализованных вод способствуют процессам растворения, образованию новых вторичных минералов, частичной перекристаллизации вещества. Существенные преобразования претерпевает органическое вещество.
В условиях катагенеза образуется каменный уголь высокой степени преобразования (углефикации), содержащий до 82-90 % углерода и антрацит-свыше 95 %. Со средними и поздними стадиями катагенеза Н. Б. Вассоевич и другие исследователи связывают образование нефти и газа за счет планктонных животных и растительных организмов. Некоторые углеводороды в рассеянном виде образуются из органического вещества еще в осадках на дне водоемов при их захоронении и последующем диагенезе. Подтверждаются слова В.И. Вернадского о том, что нефть зарождается в самом живом веществе.
 |
| Рис. 3. Структуры, благоприятные для скопления нефти и газа |
Установлено, что больше всего микронефти находится в горных породах, формировавшихся в восстановительной обстановке и содержащих сапропелевое вещество. Такие породы, обогащенные сапропелевым веществом, называются, возможно, нефтематеринскими. Это преимущественно глинистые и алевритоглинистые породы, местами мергелистые и др. Образование собственно нефти и ее крупных скоплений возможно при значительном тектоническом прогибании земной коры, сопровождающемся накоплением новых мощных осадков, захороняющих прежние. В позднем катагенезе, когда нефтематеринские породы оказываются на глубинах 3 - 4 км, в условиях повышенных давлений и температур (80-150 o ) происходят выжимание и миграция углеводородов в хорошо проницаемые песчаные или трещиноватые горные породы, называемые коллекторами (лат. коллектор - собирающий). Такая миграция происходит до встречи с водонепроницаемыми породами, под которыми при благоприятных условиях накапливается нефть, формируются залежи. Места скопления нефти называются ловушками. Они могут возникать при различных условиях залегания горных пород: в свободной части антиклинальных складок, при моноклинальном залегании и др. Некоторые из них показаны на рис. 10.13. Углеводородные газы возникают из того же органического вещества, сопутствуя и завершая образование нефти. Они также мигрируют в коллекторе и накапливаются в ловушках.
Под метагенезом понимаются дальнейшие преобразования горных пород, близкие к начальным стадиям метаморфизма. Они протекают, когда горные породы оказываются на большей глубине и при более высоких температурах. По данным Н.В. Логвиненко, метагенез в геосинклинальных областях происходит при мощности осадочной толщи свыше 7 - 8 км, вызывающей высокое давление при температуре 200 - 300o и наличии минерализованных растворов. В этих условиях протекают процессы растворения, перекристаллизации, взаимодействия циркулирующих растворов и минералов, в результате происходит метасоматоз - процесс замещения одних минералов и горных пород другими. В стадии метагенеза образуются глинистые сланцы, кремнистые сланцы, кварцитовидные песчаники и др.
В заключение следует отметить значительную длительность катагенетических и метагенетических процессов во времени. Здесь рассмотрены диагенез, катагенез и метагенез применительно к морским осадкам, но такие же явления имеют место и в других осадках, оказывающихся в соответствующих условиях.
Под гипергенезом понимаются изменения, происходящие с горными породами, приподнятыми к поверхности в результате тектонических движений. В этом случае они подвергаются интенсивным процессам выветривания, или гипергенеза.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Шельф (shelf) область мелкого моря (до 200 м), являющаяся затопленной окраиной материка. ОСАДКИ ШЕЛЬФОВЫЕ - shelf sediments. Осадочные породы, образующиеся на шельфовых склонах из материалов, сносимых с материка. Делятся на терригенные и карбонатные.
Терригенные осадки образуются из песка, глины и других материалов, сносимых в океан с материков. В них преобладает кремнезём (SiO2). Терригенные осадки образуются из обломочного или пелитового материала, приносимого с континентов различными экзогенными факторами, указанными при характеристике баланса осадочного материала, и особенно широко развиты в гумидных зонах (умеренные и экваториальные пояса). Наибольшая часть терригенных осадков, приносимых с суши, откладывается в пределах подводной окраины материков - в области шельфа, континентального склона и его подножья
Карбонатные осадки состоят преимущественно из карбоната кальция (CaCO3). В их образовании принимают активное участие морские организмы, прежде всего планктонные водоросли.
Участки шельфа с преобладанием того или иного типа осадков предоставляют донным животным разные условия жизни. Терригенные осадки обычно мягкие и рыхлые, в них удобно закапываться. Карбонатные осадки более твердые, в них труднее зарываться, зато есть к чему прикрепиться неподвижным животным.
Объемы поступающих терригенных осадков контролируются рельефом и климатом прилегающей суши. Источником терригенного материала являются большей частью речной сток, вулканические извержения, ветровой и ледяной переносы. Перераспределение терригенного материала происходит за счет собственной работы моря: волнениями и различными видами течений, в том числе приливами и отливами.
К неритовой области относится материковая отмель (шельф) и та часть морского берега, которая заливается водой во время приливов. Осадки, откладывающиеся ни материковой отмели и на дне моря, можно подразделить па три основных типа:
- обломочные (или терригенные)
- органогенные
- химические.
ФАЦИИ ШЕЛЬФА - или мелководная; глубина 70-200 м, резкое различие в гидродинамическом режиме: до 100 м условия аналогичные прибрежной зоне, ниже 100 м -волнения не доходят до дна, нет растительности, условия осадконакопления спокойные. Состав пород - обломочные (песчаник, алевролит, аргиллит), органогенные (коралловые рифы), кремнистые отложения, вулканогенно-осадочные- лавы, туфы и туфопесчаники. Здесь же образуются фосфоритовые и Fe-Mn конкреции и глауконит. Слоистость - горизонтальная. Органические остатки - разнообразные и обильные.
СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
· Зейболд Е., Бергер В. Дно океана (введение в морскую геологию)/ Пер. с англ. М.,1984.
· Кеннет Дж.П. Морская геология. Т. I, II/ Пер. с англ. М., 1987.
· Леонтьев О.К. Морская геология. М., 1982.
· Лисицын А.П. и др. Биогеохимия океана. М., 1983.
· Лисицын А.П. Лавинная седиментация в океане// Литология и полезные ископаемые. М., 1984.
· Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации. М., 1978.
· Логвиненко Н.В. Морская геология. М., 1980.
· Фролов В.Т. Генетическая типизация морских отложений. М., 1984.
· Шопф Т. Палеоокеанология. М., 1982.
ПРИЛОЖЕНИЕ А
МОРСКИЕ ФАЦИИ
| Фации | Состав пород | Слоистость | Органические остатки | Другие признаки |
| Прибрежные(зона приливов и отливов) | Конгломераты, песчаники, алевролиты. Ракушечник, редко угли | Пологонаклонная, перекрестная | Толстостенные раковины и их обломки | Трещины усыхания, знаки ряби, ходы илоедов |
| Мелководные(70-200 м) шельф | Органогенные известняки, горючие сланцы. Песчаники с глауконитом, алевролиты, аргиллиты. Хемогенные - кремнистые, карбонатные, конкреции-Fe, Mn, P | горизонтальная | Разнообразные и многочисленные | |
Умеренно-глубоководная до 500 м |
Преобладают глинистые, реже алевролиты и песчаники. Органогенные - редко мел и др. Хемогенные кремнистые, карбонатные, пластовые фосфориты | Тонкая горизонтальная | Хрупкие, тонкостенные раковины моллюсков,малочисленные | Слабое движение придонных вод |
Глубоководные до 3000 м |
Глинистые, кремнистые, карбонатные илы | Редкие радиолярии, фораминиферы | В ископаемом состоянии редкая фация | |
| Больших глубин 3000 м | Современные красные глины и илы | Ископаемые фации неизвестны |
ПРИЛОЖЕНИЕ Б
 |
Рис.2. Донные отложения мирового океана (по О. Леонтьеву): вулконогенные), а также айсберговые отложения, 4-фораминиферовые и другие карбонатные пелагические отложения, 5-диатомовые отложения, 6-радиорялевые и дитомово-радиорялевые отложения, 7-полигенные отложения (красная глина). |
| Шельфовые зоны арктических и дальневосточных морей России – элементы субплатформенных осадочных бассейнов, окаймляющих Евроазиатский континент, – включают собственно шельф окраинных морей, острова и прибрежную часть суши. Основной интерес для изучения и освоения сегодня, естественно, представляют ресурсы углеводородов (УВ). Вместе с тем в минерально-сырьевом потенциале шельфовых зон существенную долю составляют твердые полезные ископаемые (ТПИ) россыпных (на прибрежной суше и акватории) и коренных (на островах внутри шельфовых бассейнов) месторождений (рисунок), ресурсная база которых была сформирована в результате проведенных в 70-80-х гг. прошлого века геолого-разведочных работ. |
| Россыпные месторождения |
| Среди полезных ископаемых россыпных месторождений шельфовых зон наибольший интерес представляют золото и олово (касситерит). |
| Золото. Преобладающая часть запасов и прогнозных ресурсов россыпного золота шельфовых зон сосредоточена в пределах арктических шельфовых зон. Потенциал золотоносности связан главным образом с Таймыро-Североземельской золотороссыпной провинцией, охватывающей архипелаг Северная Земля и северную часть п-ова Таймыр. В основном золотороссыпном районе провинции – о-ве Большевик – оконтурены пять золотоносных узлов с 28 россыпями, из которых пять разведаны (средние и мелкие месторождения). Россыпи преимущественно приповерхностные, аллювиальные с содержанием золота от 1,0-1,5 до 2,5-3,5 г/м3. Суммарные запасы золота составляют здесь 61,3 % запасов всех шельфовых зон России, прогнозные ресурсы категорий P1 и Р2 – соответственно 54,1 и 27,7 %*. |
| · * Здесь и далее цифры по золоту приводятся без учета разведанных и в основном отработанных объектов Рывеемского узла на Приморской низменности. |
| На побережье п-ова Челюскин и дне пролива Вилькицкого (Челюскинский золотороссыпной район) выявлены три золотоносных узла с россыпями широкого возрастного диапазона (от эоцена – миоцена до голоцена), как правило, погребенными; мощность торфов изменяется от первых метров до 20-25 м; содержания золота – от 0,7-0,8 до 1,5-2,0 г/м3. Главные геолого-промышленные типы россыпей – долинный аллювиальный (64 % ресурсов), депрессионный полигенный (24 %) и прибрежно-морской (11 %). Прогнозные ресурсы золота категорий P1 и Р2 составляют 19,5 и 6,7 % суммарных ресурсов соответствующих категорий всех шельфовых зон. |
 |
Восточнее, на побережье и акватории пролива Лонга, выделен Валькарайский район россыпной золотоносности, представляющий собой северный фланг известного уникального по масштабу запасов Рывеемского золотоносного узла. Из четырех разведанных в районе россыпей одна – крупная с высоким содержанием золота. Разведанные запасы золота в районе составляют 10,5 % запасов всех шельфовых зон, прогнозные ресурсы категорий P1 и Р2 – соответственно 6,0 и 45,7 %. В дальневосточных шельфовых зонах россыпи золота сосредоточены в Южноприморском, Пришантарском, Джугджурском и Большерецком (Западная Камчатка) золотоносных районах и принадлежат к двум основным типам – аллювиальному и пролювиальному на дне акватории и прибрежно-морскому. Россыпи плейстоцен-голоценовые, приповерхностные или неглубоко погребенные; содержания золота, как правило, низкие (доли грамма на 1 м3). Основным золотоносным районом является Южноприморский (24,1 % запасов всех шельфовых зон, 11,3 % прогнозных ресурсов категории P1 и 10,4 % – категории Р2). В целом суммарные запасы и прогнозные ресурсы золота в шельфовых зонах Арктики и Дальнего Востока сопоставимы с его ресурсами в крупных золотоносных районах континентальной части страны. Разведанные запасы золота шельфовых зон соотносятся с его прогнозными ресурсами категорий P1, Р2 и Р3 как 1,0:0,7:1,7:14,0, что свидетельствует о возможностях значительного прироста запасов. Следует также отметить, что в Арктике запасы и прогнозные ресурсы золота сосредоточены преимущественно на прибрежной суше и островах, тогда как на Дальнем Востоке значительная их доля (69 % запасов и 43 % прогнозных ресурсов) находится на дне акватории. |
Олово. Общий потенциал россыпного олова шельфовых зон России сосредоточен главным образом в Восточной Арктике и сопоставим с запасами в россыпях наиболее крупных оловоносных провинций страны. В Восточной Арктике расположена крупная оловоносная провинция – Восточноарктическая, включающая Ляховский, Чокурдахско-Святонос- ский, Чаунско-Киберовский и Валькарайский оловоносные районы. Наиболее значительным потенциалом олова характеризуется Ляховский район. Запасы металла составляют в нем 77 % запасов провинции (в Чаунско-Киберовском – 12 %, в Чокурдахско-Святоносском – 9 %), прогнозные ресурсы – 25 %. Из 13 россыпей олова оценены 7 (в том числе три крупные и две средние). В целом же суммарные запасы россыпного олова в указанном районе почти вдвое превышают запасы крупнейшей Тирехтяхской россыпи в Республике Саха (Якутия); учитывая наличие трех крупных месторождений и еще десяти средних и мелких россыпей, район можно отнести к категории уникальных. В Чокурдахско-Святоносском, Чаунско-Киберовском и Валькарайском районах выявлено 15 россыпей, которые по своим масштабам варьируют от средних до мелких. Геолого-промышленные типы россыпей: подводных береговых склонов (более 50 % суммарных запасов), древних поверхностей выравнивания (23 %) и палеодепрессий. Россыпи характеризуются высокими (от сотен граммов до первых килограммов на 1 м3) содержаниями олова. Большинство из них – погребенные, с мощностью торфов, достигающей 30-50 м. Возраст россыпей – от палеоцена до голоцена. Подавляющая часть разведанных запасов (65 %) и прогнозных ресурсов (P1 – 95 %, Р2 – 85 %, Р3 – 56 %) олова Восточной Арктики связана с подводными россыпями: Чокурдахской (в Ванькиной губе моря Лаптевых), Прибрежной, Валькумейской, Техногенной и Южной (в Чаунской губе), Кутт-шельф, Этерикан, Западной и Боруога в Ляховском районе (пролив Этерикан), четырьмя россыпями близ мыса Биллинса. Соотношение разведанных запасов и прогнозных ресурсов категорий P1, Р2 и Р3 выражается рядом 1,0:0,15:0,2:0,85. Запасы олова в Чокурдахском россыпном месторождении (Ванькина губа) и россыпях Прибрежная и Техногенная (Чаунская губа) приняты ГКЗ. Часть запасов Куттинского поля (Ляховский район) включена в отраслевой баланс. |
Прогнозные ресурсы титаномагнетитовых песков подсчитаны в трех россыпях Рейдовского месторождения и одной россыпи на о-ве Кунашир; экспертная оценка ресурсов выполнена еще на 14 россыпях Курильской гряды. На продолжении Ручарского и Рейдовского месторождений на дне залива Простор оценены прогнозные ресурсы песков с титаномагнетитом до глубины 50 м (при мощностях продуктивного слоя 1,9-3,0 м и средних содержаниях Feобщ 7,4-7,6 %). Ожидается обнаружение аналогичных скоплений в донных осадках вокруг других островов архипелага. В Восточнокамчатском районе прогнозные ресурсы магнетитовых песков оценены в пляжевых россыпях Жупановской и Кроноцкой; перспективны площади пляжей и подводного берегового склона в заливах Карагинском и Камчатском, бухтах Оссора и Авачинской. В Татарском проливе (Восточноприморский район) оценены россыпи титаномагнетитовых песков на пляже и подводном береговом склоне до глубин 30-50 м в трех узлах. Содержание TiO2 – 0,7-0,9 %; присутствуют циркон, соединения ванадия, скандий, редкоземельные элементы. В Южном Приморье (Хасанский узел) в пляжевой россыпи определены прогнозные ресурсы песков с магнетитом, ильменитом, цирконом, сфеном. Известны площади с повышенными концентрациями минералов титана, циркония и редкоземельных элементов в других участках Южного Приморья (залив Петра Великого), в Пришантарье, вдоль побережий Белого и Баренцева морей (Терско-Кандалакшский, Онежский, Канино-Тиманский районы). |
В целом в шельфовых зонах Дальнего Востока можно прогнозировать обнаружение еще 12-15 россыпей платиноидов, по масштабу близких Феклистовской. |
Алмазы. Перспективы россыпной алмазоносности шельфовых зон России изучены слабо. Находки зерен алмазов в сочетании с ореолами рассеяния их спутников (пиропы, хромшпинелиды, пикроильменит) на пляжах и в устьях рек известны на побережье Белого моря. Коренными источниками являются кимберлитовые тела и промежуточные коллекторы в толщах палеозоя и, возможно, мезозоя. Вдоль побережья моря Лаптевых встречаются мелкие зерна алмазов и их спутники совместно с золотом; коренные источники алмазов здесь не установлены. |
| Янтарь. Помимо хорошо известных крупных месторождений янтаря на побережье Балтийского моря, находки его широко распространены в устьях рек и на пляжах в западном секторе Арктики, Хатангской губе, на севере Яно-Индигирской низменности, в Пенжинской губе; на о-ве Сахалин имеются небольшие месторождения янтаря, связанные с размывом угленосных толщ палеогена – неогена. |
| Мамонтовая кость. Скопления экзотического сырья – ископаемой мамонтовой кости, в отложениях едомного комплекса (плейстоцен) и продуктах его размыва образуют обширный ареал в арктических приморских низменностях и на островах. Суммарные ресурсы категорий P1 и Р2 только для островов и побережья Восточно-Сибирского моря оцениваются величиной около 160 т; наиболее крупные скопления кости обнаружены на островах Большой Ляховский и Новая Сибирь. Несомненно, что истинные масштабы ресурсов этого вида сырья очень велики, при этом основные перспективы масштабного развития добычи связываются с россыпями мамонтовой кости на шельфовом мелководье морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. Суммарные потенциальные ресурсы Североякутской костеносной провинции, выделенной в указанном регионе, составляют 450 тыс. т, в том числе на суше – 184 тыс. т, на акватории – 266 тыс. т. |
| Коренные месторождения |
Свинец и цинк. Основные ресурсы этих металлов связаны со свинцово-цинковой карбонатной формацией на архипелаге Новая Земля. Наиболее крупный объект – Безымянский (Павловский) рудный узел на Южном острове с многоэтажной структурой рудных блоков, позволяющей прогнозировать оруденение на глубину 150-200 м. Суммарные прогнозные ресурсы свинца и цинка, оцененные по категории Р2 при средних содержаниях металлов в рудах соответственно 2,5 и 4,5 %, составляют несколько десятков миллионов тонн (более 60 % общего потенциала этих металлов на архипелаге). Остальная часть ресурсов, представленная объектами меньших масштабов с более бедными по содержанию свинца и цинка рудами, также локализована в пределах Южного острова. |
По общим масштабам прогнозных ресурсов марганцевых руд архипелаг Новая Земля может быть отнесен к крупным марганценосным провинциям. Однако из-за низкого качества руд, прежде всего по содержанию в них марганца, в ближайшей перспективе трудно ожидать начала их промышленного освоения. |
| Флюорит замыкает ряд главных ТПИ, определяющих общий ресурсный потенциал коренных месторождений архипелага Новая Земля. Его основные ресурсы сосредоточены на Южном острове, где локализованы три флюоритоносных узла. Флюорит может быть использован как сырье для технической плавки; имеются разности, пригодные для выращивания оптических монокристаллов. Прогнозные ресурсы флюорита, оцененные по категории Р3, не превышают 10 млн т. |
| Олово. На о-ве Большой Ляховский (Новосибирские острова) выявлены проявления коренных руд олова, предположительно являющихся источником известных оловоносных росссыпей. При превалирующем штокверково-прожилковом типе оруденения и невысоких (0,5-1,5 %) содержаниях прогнозные ресурсы вряд ли могут быть оценены величиной, превышающей 150 тыс. т олова (на уровне экспертной оценки). |
| Золото. Значительные ресурсы коренных руд золота можно ожидать только на о-ве Большевик (архипелаг Северная Земля), где развиты черносланцевая и золотокварцевая золоторудные формации. Наиболее рудоносными являются площади их совмещения. Имеющиеся данные позволяют оценить возможные ресурсы золота в 200 т (экспертная оценка). |
| Прочие полезные ископаемые. В арктических морях России весьма широко распространены скопления шельфовых железомарганцевых конкреций и корок (ШЖМК). Аналогичные образования в Финском заливе Балтийского моря находятся в стадии промышленной разработки для нужд металлургической промышленности (ферромарганец). Значительные площади развития ШЖМК в Арктике, относительная легкость их добычи и способность к регенерации делают ресурсы этого вида сырья практически неисчерпаемыми. |
| *** |
| Приведенные данные свидетельствуют о том, что минерально-сырьевой потенциал шельфовых зон России характеризуется широким спектром видов ТПИ. Главным полезным ископаемым россыпных месторождений является золото, второстепенными – минералы титана, циркония и редкоземельных элементов. Несомненны перспективы шельфовых зон в отношении россыпной алмазо- и платиноносности. |
| Наиболее значительным минерально-сырьевым потенциалом характеризуются арктические шельфовые зоны, где сосредоточены основные ресурсы россыпного олова и золота, а также масштабные скопления металлических (марганец, полиметаллы, золото) и неметаллических (флюорит) полезных ископаемых. Характерно наличие крупных и уникальных россыпных и коренных объектов. В сочетании с высоким нефтегазоносным потенциалом это позволяет относить шельфы Российской Арктики по масштабам ресурсов и разнообразию видов минерального сырья к числу ведущих регионов России и мира. |
Титан. Железо. Минералы титана и железа образуют скопления в дальневосточных шельфовых зонах, включающих Курильский, Карагинский, Восточнокамчатский, Большерецкий, Южно- и Восточноприморский районы развития россыпей. К настоящему времени разведаны четыре месторождения титаномагнетитовых песков: Ручарское и Рейдовское на о-ве Итуруп, Халактырское на юго-востоке и Озерновское на юго-западе п-ова Камчатка. Продуктивные пласты нa пляжах и в дюнных комплексах имеют протяженность от 5,5 до 13,9 км при ширине в десятки метров и мощности 3-10 м. Содержание суммы минералов титана и железа в песках колеблется от 5-10 до 16-17 %, TiO2 – от долей процента до 2,6 %; в ряде случаев отмечается повышенное содержание V2O5, иногда – редкоземельных элементов.
Платина и хромит. Единственная известная пока в пределах российского шельфа россыпь платины с хромитом находится на побережье о-ва Феклистова (архипелаг Шантарские острова) и прилегающем подводном склоне. Источником питания россыпи служит небольшая интрузия гипербазитов. Масштабы прогнозных ресурсов платины невелики. Протяженность продуктивного пласта на дне акватории составляет около 1500 м, его средняя мощность – 2,3 м. Содержания платины колеблются от 0,02 до 0,5 г/м3. В россыпи присутствует хромит, образуя ореол рассеяния площадью около 50 тыс. м2.
Марганец. Прогнозные ресурсы марганца в основном связаны с карбонатными рудами в пермских отложениях двух районов архипелага Новая Земля – Рогачевско-Тайнинском на Южном острове и Сульменевском на Северном. В пределах Рогачевско-Тайнинского района оконтурена значительная площадь (800 км2), охватывающая три участка развития родохрозитовых руд марганца. Содержание марганца в рудах варьирует от 11 до 24 %. Прогнозные ресурсы руд, оцененные до глубины 500 м по категории Р1 при средних содержаниях 13-14 %, составляют более 3 млрд т. Ограниченно развитые окисленные руды, представленные криптомелан-пиролюзитовыми разностями с содержаниями марганца от 10 до 50 %, составляют незначительную часть общих ресурсов (1,7 млн т). Сульменевский район характеризуется, при близком качестве руд, значительно меньшими оцененными ресурсами (9 млрд т по категории Р3).