CC BY
126
Сообщения
Вестник ДВО РАН. 2005. № 1
Ф.РЛИХТ, А В.АЛЕКСЕЕВ. А.Н.ДЕРКАЧЕВ
Нефелоидные осадки как индикатор условий осадкообразования в краевых морях Восточной Азии
Рассматриваются особенности нефелоидного осадкообразования в морях котловинного типа, к которому относятся практически все восточно-азиатские моря, за исключением Желтого. В мелководной области дна в них отчетливо выделяется ряд обстановок нефелоидного осадкообразования. Для глубоководной области дна характерно появление осадков с тонкой, ритмично повторяющейся слоистостью. Подобные образования встречаются среди древних отложений. По характерным признакам современных нефелоидных отложений можно диагностировать подобные типы отложений, которые образовались в древних морских бассейнах.
Nepheloid deposits as indicator of sediment formation in the marginal seas of Eastern Asia. F.R.LIKHT,
A.V.ALEKSEYEV, A.N.DERKACHEV (VI.Il'ichev Pacific Oceanological Institute, FEB RAS, Vladivostok).
Specificity of nepheloid sediment formation in seas of the basin type, to which practically all Eastern Asian seas belong except for the Yellow Sea, is considered. In shallow bottom area, some typical natural environments of the nepheloid sediment formation are clearly discriminated. The special sediments with thin, rhythmically recurred lamination are typical of deep-water bottom area. Analogous formations occur in the ancient deposits. The distinctive features of present nepheloid deposits can be used for diagnosis of similar deposits formed in the ancient seas.
Современные бассейны краевых морей Восточной Азии являются рубежом, разделяющим осадочные процессы континентального и океанического блоков литосферы, поэтому толща осадков на дне этих морей составляет важнейшее звено осадочного чехла литосферы, в котором запечатлена история взаимодействия этих блоков. Изучение закономерностей формирования донных осадков в современных морях открывает возможность ретроспективного воссоздания условий образования отложений, формировавшихся в древних морях на востоке Азии. История бассейнов осадконакопления дает возможность получить объективную информацию о формировании осадочной оболочки Земли.
Благодаря фундаментальным разработкам отечественных и зарубежных исследователей - А.П.Лисицына, П.Л.Безрукова, В.П.Петелина, И.О.Мурдмаа, Е.М.Емельянова, Ф.Шепарда, К.Емери, Г.Менарда, Д.Горслайна и др. учение об
ЛИХТ Феликс Рузикович - доктор геолого-минералогических наук, АЛЕКСЕЕВ Аркадий Владимирович - член-корреспондент РАН, ДЕРКАЧЕВ Александр Никитович - кандидат геолого-минералогических наук (Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, Владивосток).
Представляемая работа поддержана грантом РФФИ 04-05-64692.
осадкообразовании в Мировом океане перешло от эмпирических обобщений к построению общей теории осадочного процесса. Вместе с тем основной интерес был сосредоточен на глубоководных районах, собственно океанических; прилегающие же к материковым окраинам части Мирового океана были изучены (по крайней мере, в отношении осадкообразования) значительно хуже. По определению Д. Саттона, эти области представляли «пояса незнания», поскольку они не охватывались наземными геологическими работами и остались в стороне при широкомасштабных исследованиях дна океана.
Между тем и сегодня справедливо замечание Г.Ф.Крашенинникова о том, что отложения, образующиеся вблизи суши, в противовес отложениям океанических глубин, куда более интересны для сопоставления с древними морскими геологическими разрезами. Принципиальная правомерность сопоставления современных и древних осадочных отложений, образовавшихся в приконтинентальных бассейнах, определяется существенно терригенным составом (т. е. преобладанием материала, сносимого с суши) тех и других. Как в современных, так и в древних при-континентальных бассейнах осадкообразование терригенного материала осуществляется при ведущей роли физических (гидравлических по своей сущности) процессов, определяющих поведение твердых частиц в жидкости, к тому же претерпевающих наименьшую (по сравнению, например, с химическими и биологическими) трансформацию с течением геологического времени. Столь же консервативна и гранулометрия осадков (т. е. аналитические измерения размерности зерен), наиболее полно отражающая эти процессы.
Нефелоидные разности осадочного материала (от греч. нефелос - облако, т. е. самые тонкие частицы, образующие долго не оседающее облако взвеси) значимы во многих аспектах исследований современного и древнего приконтинентального осадкообразования. В качестве нефелоидного рассматривается тонкодисперсный терри-генный материал, находящийся в состоянии взвеси после прохождения так называемого маргинального фильтра Мирового океана [7]. Принадлежность к нефелоидно-му материалу устанавливается достаточно четко - по преобладанию в нем частиц размером менее 0,05 мм, которые не могут переноситься иначе, чем во взвеси [5], однако диапазон условий образования древних нефелоидов пока до конца не ясен. Считается, что нефелоидами выражается особый осадочный процесс, именуемый нефелоседиментацией [21] и выражающийся появлением существенно пелитового (глинистого) состава отложений. Естественно, речь идет об отложениях, которые формировались в приконтинентальных бассейнах, а не в отрытом океане [14].
Обстановки нефелоседиментации различны - от мелководных до относительно глубоководных, в то же время сами нефелоидные отложения способны отражать своим обликом обстановки дна бассейна, где они образовались и, тем самым, позволяют судить не только об условиях аккумуляции донных осадков, но и о других особенностях самого осадочного бассейна, в частности, о принципиальных чертах морфологии его дна, которая отражает геодинамические тенденции развития бассейна, т. е. речь идет о морфоструктурных особенностях бассейна. В свою очередь морфоструктура, определяя характер осадочного процесса, позволяет предполагать потенциал формирования рудных концентраций, генетически связанных с осадочным процессом [10]. При этом важно то, что некоторые процессы нефелоседиментации сами способны указывать на характер концентрирования полезных ископаемых [17].
В данном сообщении мы ограничиваемся освещением только тех индикационных свойств нефелоидных разностей, которые позволяют судить о природных механизмах, определяющих поставку в бассейн и распределение в нем осадкообра-
зующего материала, а также конкретных факторов, контролирующих эти механизмы и ответственных за формирование в реальных обстановках устойчивых ассоциаций донных осадков. Эти свойства выявлены в результате многолетних исследований донных осадков в современных восточно-азиатских морях - Охотском, Японском, Желтом, Восточно- и Южно-Китайском с использованием более 20 тыс. гранулометрических, минералогических и иных анализов, что позволило разработать принципиальные модели формирования донных осадков в разных обстановках дна [20].
Корректность выводов о значимости факторов, отражающих корреляционные связи среды осадкообразования со структурно-вещественными свойствами осадков, оценивалась методами многомерной статистики (Q- и R-факторный, кластерный и др. виды анализов). Многомерный статистический анализ позволил наметить ряд закономерностей в распределении осадочного вещества. Прежде всего обращает на себя внимание статистическое разделение размерных спектров осадков на несколько обособленных групп, обусловленное гидрофизическими процессами, ответственными за поступление, распределение и захоронение частиц. Таким образом, такие популяции могут восприниматься в качестве индикаторов энергетики литодинамических процессов окружающей среды.
Морфогеодинамические типы бассейнов как основной фактор, контролирующий приконтинентальное осадкообразование
Главный вывод изучения механизмов седиментации в современных восточноазиатских приконтинентальных бассейнах: несмотря на разные аспекты их различий и, в первую очередь, климатическое положение, принципиальные закономерности формирования осадков в них оказались сходными. Причем основу этого сходства составляют два обстоятельства: 1) преимущественно терригенный профиль осадочного материала во всех морях и 2) принципиальное сходство типов морфоструктур дна.
Влияние климатического фактора существенно и значимо, лишь ограничено некоторыми отличиями в подготовке терригенного материала в областях сноса и, соответственно, отражается в распределении размерных характеристик осадков (их гранулометрических спектров, или гранспектров), а также в изменениях состава и удельного содержания биогенных компонентов осадка. Такие изменения явно второстепенные, подчинены главной особенности - общей для всех приконтинен-тальных бассейнов принципиальной схеме распределения терригенных осадков, определяемой морфоструктурным контролем.
Имеющиеся данные по глубинному строению современных приконтиненталь-ных бассейнов свидетельствуют о его четкой корреляции с морфологией дна, т. е. о морфоструктурной сущности рельефа, которая, в свою очередь, отчетливо отражает тенденции геодинамического развития. Как правило, бассейны котловинного типа выражают тенденции активного погружения морского дна и соответствуют областям интенсивной переработки земной коры, замещения континентального ее типа субконтинентальным, субокеаническим и даже океаническим [12].
Существует два основных морфоструктурных типа современных приконтинен-тальных морских бассейнов, между которыми располагаются промежуточные разновидности [8]. Первый тип представляют бассейны котловинные, в которых широкие выположенные шельфы морфологически отчетливо сочленяются с достаточно круто наклонными материковыми или островодужными склонами. К ним
относятся практически все восточно-азиатские моря, за исключением Желтого. Второй тип - это пологосклонные бассейны, в которых шельф и склон морфологически четко не разделяются, а нередко даже образуют единую поверхность. Примерами таких бассейнов являются Желтое море, Сиамский залив, Пенжинская губа и др. Эти морфоструктурные типы бассейнов имеют принципиальные отличия в распределении областей осадконакопления на дне.
Особенности седиментации в бассейне котловинного типа можно рассмотреть на примере Японского моря по профилю, проходящему от береговой линии в южной части п-ова Муравьев-Амурский через Южно-Приморский шельф, затем через отделенный от него хорошо выраженным уступом (бровкой шельфа) материковый склон и далее в Центральную глубоководную котловину. Аккумуляция терригенного материала, преимущественно нефелоидного, отмечается в двух областях дна.
Первая располагается на мелководье, вблизи устьев рек и береговой линии, обычно до глубин 25-30 м, реже - до 40-60 м (в зависимости от типа побережья, открытости акватории, динамики водных масс), в ней задерживается до 90-95 % терригенного материала, значительный объем которого составляют нефелоидные разности.
Вторая область аккумуляции таких осадков - глубоководная, расположена у основания материкового склона. Область заиливания начинается при приближении к основанию склона примерно на треть его общей длины и отличается от мелководной значительно более низкими (в Японском море - от 1:1,5 до 1:10) темпами аккумуляции осаждающегося материала. Эти две области соответствуют первому и второму уровням лавинной седиментации А.П. Лисицына [6].
Между указанными областями аккумуляции расположена аседиментогенная область дна, т. е. область практически нулевого осадконакопления, приходящаяся на внешний шельф и верхнюю часть материкового или островодужного склонов. Здесь на поверхности дна обычно залегают донные осадки, генетически не связанные с современным осадочным процессом и обычно именуемые реликтовыми. Они формировались в сравнительно недавнем геологическом прошлом, при ином, чем нынешний, уровне моря. В современных условиях динамика морских вод не в состоянии обеспечить поставку от областей питания суши терригенного материала такой размерности (обычно - песчаной и даже мелкогравийной), которая типична для реликтовых осадков. Гидродинамическая активность способствует лишь переотложению материала на месте, с вымыванием и выносом его нефелоидных частиц.
Подобное распределение областей дна является общим для всех приконтинентальных бассейнов котловинного типа, независимо от их климатического положения, и связано с такими же общими гидрофизическими механизмами, регулирующими потоки поставки и распределения взвешенного терригенного материала.
Итак, почти на всем внешнем шельфе, как и на верхней части склонов, нефелоидного терригенного осадконакопления в морях котловинного типа либо не происходит, либо оно происходит локально и в ограниченных масштабах. Оно осуществляется иногда лишь на небольших площадях дна внутри гидродинамических вихревых структур, а также в ореолах заиливания, которые образуются за счет обильного речного выноса. Примером первой на южно-приморском шельфе Японского моря является небольшое округлое поле нефелоидов, отложившихся на поверхности реликтовых осадков в основании Уссурийского залива, примером второго - шлейф заиливания, протягивающийся от устья р. Туманган на поле реликтовых осадков.
Помимо шельфа и подножья склона, определенные «запретные» условия для осаждения нефелоидного материала обнаружены на вершинах подводных возвышенностей, а также во многих проливах. Но так же, как и на шельфе, специфика местных условий - динамика водных масс, рельеф дна, способ поставки терриген-ного материала - в некоторых случаях позволяет допускать (как исключение) осаждение в небольшом объеме современного нефелоидного материала.
В глубоководной области осаждение материала (в еще большей степени, чем на мелководье нефелоидного) происходит у подножия материковых или островодуж-ных склонов, а также склонов подводных возвышенностей, где преобладает согласное (или квазисогласное) наслоение, последовательность которого нарушается только поступлением материала (в том числе кластогенного, т. е. обломочного) из гравитационных потоков разной плотности, которые рассмотрим ниже.
Во втором, пологосклонном, морфоструктурном типе бассейнов аседименто-генная область дна на шельфе практически не выделяется или выделяется неотчетливо, причем, как правило, в области активной динамики водных масс на мелководье. В более спокойных условиях, особенно в сочетании с выносом значительных объемов терригенного материала, осадконакопление осуществляется на всей полого наклоненной поверхности дна. Еще более активен этот процесс в проливах и заливах, питающихся терригенным материалом со сближенных побережий, например в северной части Татарского пролива.
Существуют переходные разновидности между котловинным и пологосклонным морфоструктурными и, как следствие, седиментационными типами бассейнов. В частности, южная и центральная части того же Татарского пролива в Японском море представляют типичный котловинный тип, а северная - пологосклонный с постепенным переходом между ними [8].
Седиментологические особенности бассейнов разного морфоструктурного типа различны, что позволяет использовать такие же особенности древних отложений (и в первую очередь - пространственное распределение нефелоидных отложений) для воссоздания морфоструктурного облика древнего бассейна. Определяющим признаком является то, что в бассейнах котловинного типа области мелководной и глубоководной седиментации одновозрастных отложений изначально разобщены, между ними на дне залегают разновозрастные древние образования. Точно так же неизбежно были пространственно разобщены мелководные и более глубоководные отложения, накапливавшиеся одновременно в палеобассейне котловинного типа. Между ними на дне палеобассейна находились более древние комплексы шельфа и верхней части материкового склона. Если же по своему латеральному продолжению, т. е. по простиранию, мелководные (неритовые) отложения в геологических разрезах постепенно сменяются одновозрастными относительно глубоководными отложениями, с достаточной уверенностью можно утверждать, что древний бассейн был пологосклонным. Одновременно, как отмечено выше, морфоструктурный облик бассейна позволяет судить о его принципиальных гео-динамических тенденциях.
Такой подход позволил, например, воссоздать морфоструктурный облик и тенденции геодинамического развития некоторых древних (меловых) бассейнов по их отложениям, сохранившимся в западном Сихотэ-Алине [11, 12].
Нефелоседиментация проявляется в бассейнах разного морфоструктурного типа, однако структурно-текстурные отличия ее осадков, приуроченные к мелководной и глубоководной аккумулятивным областям дна моря, отмечаются лишь в бассейнах котловинного типа. В пологосклонных бассейнах отличия нефелоидных отложений в разных областях дна неотчетливы.
Нефелоиды мелководной области моря
Поставка нефелоидного материала причинно связывается с разными суспензионными потоками - малой и большой плотности. Первые представлены потоками взвеси на шельфе [16]. Вторые отмечаются на материковых и островодуж-ных склонах. Вместе с тем механизм транзита взвеси через шельф до конца не раскрыт. Вряд ли правомерно связывать его только с деятельностью суспензионных потоков малой плотности. Хотя в них и отмечаются достаточно высокие (для береговой зоны) концентрации взвеси (порядка граммов - десятков граммов на литр), уже за пределами границы вод река-море содержания взвеси на шельфе не превышают 1-10 мг/л. Куда более важно то, что потоки малой плотности способны, на наш взгляд, генерировать в береговой зоне скопления нефелоидного материала чрезвычайно высоких концентраций, близких к кондициям «жидкого дна», как в относительно стабильном состоянии (in situ), так и пребывающие в транзите.
Скопления in situ формируются в приустьевой области мелководья, блокированной от области разгрузки на склоне каньонов аседиментогенной поверхностью широкого шельфа и его бровки, покрытой лишь реликтовыми осадками (как, например, в зал. Петра Великого в Японском море). Помимо них были выделены скопления перемещающегося нефелоидного материала, названные [13] транзитными придонными потоками вещества (ТППВ). Питаясь выносами речной взвеси, ТППВ стекают по линейным понижениям в рельефе дна, трассирующим продолжающиеся с суши и затопленные на шельфе древние долины рек. Они наблюдались на шельфе Японского (в заливах Ольги, Восток, Восточно-Корейском) и Южно-Китайского морей (в виде подводного продолжения палео-Меконга), по спутниковым данным намечаются в других местах. Более отчетливо ТППВ выражены при сохранении на дне фрагментов эрозионных врезов затопленных палеодолин, что, например, наблюдалось нами в Восточно-Корейском заливе Японского моря [1].
Хотя ТППВ, как и мутьевые потоки, относятся к категории гравитационных образований, между ними существует принципиальное различие по механизму седиментации, отражаемое в размерности материала. Мутьевые потоки способны одновременно транспортировать обломочный материал различной крупности, осаждающийся по мере снижения скорости потока, чем определяется их принадлежность к суспензионно-потоковому [19], т. е. горизонтально-направленному, поступлению в бассейн осадочного материала. ТППВ же представляют собой отложения, формирующиеся за счет вертикального осаждения материала по закону Стокса, т. е. «частица за частицей». Последнее и отражает суть нефелоидной седиментации.
В целом же, за исключением ТППВ, перенос терригенного материала, в том числе и нефелоидного, через аседиментогенные поверхности дна широких шельфов в современных условиях резко ограничен. Лишь дистальные, т. е. самые отдаленные, части некоторых ТППВ достигают вершин каньонов, расположенных на материковых (островодужных) склонах. Сюда также втягивается зимой нисходящими охлажденными водами так называемый наилок - маломощный (от 2-3 мм до 1-2 см) слой нефелоидного материала, образующийся на поверхности реликтовых осадков шельфа и состоящий в основном из продуктов сезонной жизнедеятельности организмов.
Уже при прохождении маргинального фильтра (см. выше) начинается дифференциация частиц материала размерностью > 0,05 и < 0,05 мм, определяющая своеобразие нефелоидной седиментации. И хотя нередко отмечается перенос во взвешенном состоянии в придонном слое береговой зоны мелкого и даже среднезернис-
того песка, вряд ли правомерно считать его взвесью - это сальтирующий материал. Частицы > 0,05 мм могут переходить во взвешенное состояние лишь кратковременно, при достаточно высокой подвижности вод, и в современном транзите терригенного материала через шельф практически не участвуют. Более реальным представляется перенос через шельф взвеси со средней гидравлической крупностью 0,01 см/с, что примерно соответствует размерности алевропелита. Такую размерность, в частности, имеют потоки речной взвеси, оставляющие в аседи-ментогенной области шельфа на дне своеобразную «тень» в виде покрова современных алевропелитовых осадков. С «шлейфом» такого нефелоидного материала, генерируемого выносами р. Туманган, связано упоминаемое выше заиливание поверхности реликтовых осадков на внешнем шельфе Восточно-Корейского залива Японского моря.
По сопоставлению с обстановкой современного мелководья можно наметить следующие генетические типы древних мелководных нефелоидных толщ [1]:
а) приустьевой, накапливающийся in situ, отличающийся значительными мощностями и сравнительно широкой региональной распространенностью в геологических разрезах, сочетанием алевропелитового материала с более крупнозернистым;
б) транзитно-линейный, соответствующий современным ТППВ, от предыдущего отличающийся в первую очередь меньшими (более чем на порядок) мощностями, локально-линейной распространенностью в разрезах, выдержанным алевропели-товым составом; в) шлейф заиливания, представленный на ограниченных площадях в разрезах древних отложений сериями чередующихся маломощных алевропе-литовых разностей осадков со значительно более мощными песчаными.
Нефелоиды глубоководной области моря
В глубоководную область моря основной объем нефелоидного материала поступает с так называемыми суспензионными потоками большой плотности. Среди них наиболее известны мутьевые потоки (они же - автосуспензионные, ав-токинетические, гравитационные и др.), которым посвящена обширная литература, причем не столько самим потокам, сколько формируемым ими отложениям -турбидитам, особенно древним, известным как флишевая формация, или флиш. Происхождение флиша, конкретные механизмы его образования до сих пор вызывают споры, несмотря на более чем 180-летнюю историю его изучения. Гипотеза, причинно связующая ритмичную слоистость флиша с периодикой колебательных движений (осцилляций) земной коры, вызывающих изменения глубин бассейна и положения береговой линии [3], после работ Ф.Кюнена, Б.Хизена, А.Боума, Р.Баг-нольда и других исследователей уступила место реально существующим в природе и воспроизведенным в лабораторных условиях подводным мутьевым потокам (turbidity curents), продуктами которых и являются турбидиты. Наиболее примечательная особенность последних - их ритмичная схема повторяющейся градационной слоистости (graded bedding), выражающаяся закономерным уменьшением обломочного материала снизу вверх внутри флишевого ритма [22].
Сегодня представление о механизмах, формирующих флиш, существенно уточнилось. Нам известно, что типичные для турбидитов разновидности донных осадков обусловлены автокинетическим (гравитационным) подводным транспортом осадочного материала в потоках разной плотности - от высококонцентрированных (пастообразных), отличающихся не только значительной плотностью, но и вязкостью, до суспензионных потоков, плотность которых больше плотности водной массы, но меньше плотности, при которой движущаяся суспензия теряет турбу-
лентность. Продукты первых, или флуксотурбидиты («дикий флиш»), отличает флюидно-пластичная существенно глинистая масса, в разной степени обводненная и разжиженная, которая благодаря значительной плотности и скорости движения перемещает даже такие крупные включения, как валуны и галька. Для вторых -турбидитов - наиболее распространенной является преимущественно песчано-алевропелитовая размерность материала и градационная его упорядоченность, повторяемая в ритмических напластованиях от простых до сложных, что указывает на циклическое восстановление условий и процессов седиментации, которыми характеризуется каждое индивидуальное наслоение.
Турбидиты известны в современных приконтинентальных бассейнах, где они помимо подножий материкового или островодужного склонов приурочены также к глубоководным конусам выноса терригенного материала, котловинам, трогам и желобам. В подобных условиях (кроме желобов) они отмечались в Японском море. Вместе с тем было показано [13], что в настоящее время турбидиты, как правило, не образуются, накапливаются только сравнительно однородные алевропелито-вые осадки. Турбидиты на дне Японского моря формировались в основном 1В-20 тыс. лет назад, во время последней (поздневюрмской, или сартанской) фазы четвертичного оледенения, когда уровень моря был ниже современного примерно на 110-130 м. В это время прибрежная зона, в которую поставлялся снесенный с суши разнородный и разнозернистый материал, располагалась у бровки современного шельфа. Здесь же находились вершины подводных каньонов, по которым этот терригенный материал сносился мутьевыми потоками к подножию склона, порождая разные типы турбидитов.
Послеледниковый подъем уровня моря переместил береговую линию (а вместе с ней и прибрежную зону) в сторону суши. Тем самым оказались пространственно разобщенными (аседиментогенной зоной с реликтовыми осадками) на широких шельфах Японского моря (как и практически во всех приконтинентальных морях Мирового океана) ранее непосредственно связанные зоны накопления терригенного материала (прибрежная) и его разгрузки (вершины каньонов), что привело к прекращению формирования турбидитов. Глобальный характер этой закономерности подтверждают наблюдения за глубоководными конусами выноса 22 крупнейших рек мира [24]. Установлено, что все они являются отмершими образованиями устьев современных рек, поскольку фактически «отрезаны» от источников питания терригенным материалом.
Ныне в вершины каньонов попадает лишь отмеченный выше нефелоидный материал ТППВ вместе с «наилком», по размерности мало отличимый от взвеси, поступающей с суспензионными потоками малой плотности. Весь этот материал, как пылесосом, втягивается в вершины каньонов нисходящими потоками охлажденных вод, который затем оседает в нижней части склона и у его подножья, слагая довольно однородную толщу современных осадков.
Деятельность мутьевых потоков и формирование турбидитов в современных условиях существует в тех немногих регионах, где шельф предельно узок, а вершины каньонов заходят в прибрежную зону, находясь в области активной аккумуляции терригенного материала. При этом образуются флуксотубидиты и турбидиты, т. е. разности флиша, обусловленные особым, инъективным, режимом седиментации [19], который выражается практически мгновенным (в геологическом смысле) поступлением накопившегося в мелководной обстановке разноразмерного терригенного материала в глубоководную область дна. Так работают, например, известные каньоны Калифорнии Ла-Холла и Скриппс, наши черноморские каньоны в районе Пицунды и др. В Японском море можно, вероятно, относить к совре-
менным самую верхнюю часть плейстоцен-голоценовых турбидитовых отложений, вскрытых скважиной 299 глубоководного бурения [25], поскольку материал для них поставляется из современной береговой зоны Японии по подводной долине-трогу Тояма [26, 27] .
Хотя условия для образования разнозернистых турбидитов в Японском море сегодня ограничены, тем не менее здесь в глубоководной области дна установлены донные осадки с тонкой повторяющейся слоистостью, обусловленной чередованием светлых и темных слойков алеврито-глинистой размерности и группирующейся в ритмы разных порядков [13]. Первые - существенно органогенные, с остатками кремнистых (в основном диатомей) микроорганизмов; вторые - существенно терригенные, глинистые, с повышенным содержанием органики. По всем признакам эти тонкослоистые осадки отвечают ритмитам [2, 15].
Тонкослоистые ритмиты Японского моря, состоящие преимущественно из не-фелоидного материала, были подняты сначала трубками в глубоководной (свыше 2,5 тыс. м) устьевой части дна Татарского пролива [9, 13], а затем обнаружены и детально изучены в керне скважин глубоководного бурения [28]. Материал бурения позволил хорошо изучить вещественные и структурно-текстурные особенности тонкослоистых ритмитов, а также различные климатические и гидрологические явления, отражающиеся на соотношении биогенной (преимущественно кремнистой) и терригенной составляющих осадков, при этом в качестве самых короткопериодных упоминались муссонные события. Они же могли контролировать изменения содержания в водах биогенных элементов, вызывающие другой вид чередования тонких слойков - кремнистого и карбонатного органогенного материала. Правомерность такого предположения подтверждает обнаруженная ранее еще одна разновидность тонкослоистых ритмитов Японского моря - талассиотриксовые илы [4] - глинисто-кремнистые диатомовые эоплейстоценовые осадки. Их образование связывается с ритмически изменяющейся продуктивностью вод и, как следствие, столь же изменяющимся количеством планктонных организмов.
Уже при первом ознакомлении с япономорскими ритмитами в колонках прямоточных трубок было высказано предположение [13], что их тонкая слойчатость обусловлена пульсационным режимом изменений содержания поставляемого в бассейн нефелоидного материала - в обычном состоянии и после его «залповых» выбросов реками в паводки, сопровождающих тропические тайфуны. Основанием для этого вывода явились результаты наблюдений за содержанием нефелоидного материала в речных выносах бухты Ольги (Японское море) во время прохождения тайфуна «Джуди» летом 1989 г. Пиковая нагрузка превышала меженное содержание более чем на три порядка. Примерно через 2,5 суток после прохождения тайфуна количество взвеси в прибрежных водах стало близким к нормативному.
Несмотря на аномальный характер поставки нефелоидного терригенного материала в открытую часть моря во время тайфунов, он осаждается не из латеральнонаправленного суспензионного потока повышенной плотности, как при образовании турбидитов, а по схеме нормального вертикального осаждения «частица за частицей», хотя и в ускоренном темпе. Используя терминологию С.И.Романовского [18, 19], такой режим седиментации можно отнести к инъективно-хроногенному.
Подобные ритмично-слоистые донные осадки вероятно следует именовать не-фелоидными ритмитами. В геологических разрезах они отражают частые, резкие и достаточно равномерно повторяющиеся изменения поставки терригенного материала, связанные не только с прохождением тайфунов, но и с другими сезонными метеоклиматическими явлениями (например, ликвидация снежно-ледового покрова). Не исключается, что и ритмичная слойчатость упомянутых выше талассиот-
риксовых илов может быть обусловлена таким же циклически повторяющимся ра-зубоживанием биогенных веществ в зонах апвеллингов в результате поступления экстремального объема пресных речных вод в период прохождения тайфуна.
Отметим еще один признак япономорских нефелоидных ритмитов: на дне Татарского пролива они ничем не отличаются (естественно, за исключением степени литификации) от тонкоритмичного миоценового флиша, обнаженного в береговых обрывах о-ва Сахалин у г. Корсаков. Следовательно, есть основание предполагать сходство механизмов образования современных и древних тонкослоистых нефело-идных ритмитов, что позволяет говорить о расширении диапазона генетических разновидностей флиша - помимо традиционных турбидитов, формирующихся за счет поставки материала в суспензионных потоках повышенной плотности, в составе флиша правомерно рассматривать нефелоидные ритмиты («нефелоидный флиш»). Последний образуется при нормальном («частица за частицей»), но ускоренном осаждении из вод, переобогащенных взвесью.
Нельзя не отметить сходство нефелоидных ритмитов, их структурно-текстурных и вещественных особенностей, с контуритами - отложениями, образовавшимися в результате разноса материала придонными течениями, движущимися параллельно контурам подножий склонов. По некоторым представлениям [15] конту-риты являются дистальными разностями турбидитов. Для контуритов типично переслаивание тончайших слойков хорошо отсортированного алеврита или мелкого песка с алевритово-глинистым или глинистым илом.
Критерии различия структурно-текстурных характеристик нефелоидных рит-митов, контуритов и турбидитов пока лишь намечены [25, 29]. Однако уже сейчас очевидно, что для первых и вторых характерна преимущественно алевропелитовая размерность материала, преимущественно слоистая по типу варв (так называется специфическая слоистость с чередованием однотипной пары слойков), а не градационная слоистость с постепенным изменением слоев по крупности и цвету материала, присущая турбидитам. Нижний контакт парнослойного ритма по типу варв обычно довольно резкий, внутри ритма смена прослойков достаточно отчетлива, но грани перехода размыты, что отвечает последовательности, отмечаемой для тонкозернистых и тонкослоистых турбидитов, сопоставимых с древними флише-выми осадками [30].
Изложенное позволяет высказать некоторые соображения о непосредственном причинном механизме, формирующие упорядоченную флишевую ритмичность, споры о происхождении которой ведутся до сих пор. По логике, этот механизм требует проявления таких же ритмичных и одинаковых по интенсивности воздействия процессов, вызывающих образование чередующихся однотипных слоев. В природе подобные процессы могут быть отражением только сезонно-метеокли-матических событий, проявляющихся поставкой больших объемов терригенного материала. Если в современных условиях этот пусковой механизм является причиной правильной ритмики нефелоидного флиша, то почему он не мог быть и причиной образования турбидитов? Ведь возникновение мутьевых потоков происходит в результате такого же экстремального, залпового выноса терригенного материала, но не только нефелоидного, но и разнозернистого, подобного тому, который можно наблюдать и сегодня после прохождения тайфунов в устьевых частях рек. Эти выносы способствуют сходу уже накопившихся нестабильных масс осадков в вершинах каньонов и на склоне с последующей их инъективной поставкой к основанию склона.
Естественно, нельзя исключать возможность того, что такой периодически повторяющийся пусковой механизм схода к подножьям склонов накопившихся масс
осадков мог дополняться и тектоническими толчками. Последние, будучи эпизодическими, конечно же, могли быть причиной формирования хаотически-оползне-вых разностей флиша - флуксотурбидитов, зерновых потоков или дебритов (реализованы в лабораторных экспериментах), однако трудно представить эти толчки правильно чередующимися во времени и примерно равного уровня интенсивности. В ином случае они были бы неспособны порождать такие упорядоченно-ритмичные (и часто тонкоритмичные) разности отложений, как турбидиты, нефелоидные ритмиты и контуриты или дистальные турбидиты.
Изложенное приводит к выводу о том, что влияние тектонического фактора в качестве единственной причины образования мутьевых потоков, вероятно, сильно переоценивалось. Достаточно сопоставить правильную периодику турбидитовых ритмов с эпизодичностью землетрясений, их различной интенсивностью (а следовательно, и различными, в смысле образования ритмики слоистости, результатами воздействия). Кроме того, статистика показывает, что основное количество землетрясений составляют малоамплитудные, которые вряд ли способны быть пусковым моментом для схода суспензионных потоков. Так, например, непосредственные наблюдения за осадками, накопившимися и готовыми к сходу в верховьях упомянутых выше каньонов Ла-Холла и Скриппс показали, что толчки силой даже 5, 5,8 и 6,3 балла по шкале Рихтера не только не вызвали их движения и образования мутьевых потоков, но вообще не произвели сколько-нибудь существенного смещения накопившихся масс [23].
Заключение
Поступающий с суши нефелоидный терригенный материал определяет достаточно характерный элемент осадочного процесса - нефелоседиментацию, продукты которой в геологическом прошлом образуют толщи преимущественно глинистого состава. Условия их образования до конца не выяснены, однако кор -ректному воссозданию древних обстановок образования нефелоидных отложений в палеобассейнах могут способствовать сведения об условиях аккумуляции нефелоидного материала в современных приконтинентальных морях.
ЛИТЕРАТУРА
1. Алексеев А.В., Лихт Ф.Р. Нефелоидный терригенный материал в мелководной области моря // Докл. РАН. 2000. Т. 370, № 2. С. 257-260.
2. Ботвинкина Л.Н. Ритмит - особый тип породы смешанного состава // Литология и полезн. ископаемые. 1996. № 5. С. 3-16.
3. Вассоевич Н.Б. Условия образования флиша. Л.; М.: Гостоптехиздат, 1951. 216 с.
4. Казарина Г.Х., Мурдмаа И.О., Свальнов В.Н., Скорнякова Н.С. Талассиотриксовый ил - новый тип кремнистых диатомовых осадков // Литология и полезн. ископаемые. 1989. № 3. С. 128-131.
5. Котельников Б.Н. Транспортировка обломочного материала - основной фактор в формировании структур песчаных осадков // Вестн. Ленингр. гос. ун-та. 1974. Геология и география. Вып. 3. С. 35-39.
6. Лисицын А.П. Лавинная седиментация и перерывы в осадконакоплении в морях и в океанах. М.: Наука, 1988. 309 с.
7. Лисицын А.П. Маргинальный фильтр океанов // Океанология. 1994. Т. 34, № 5. С. 735-747.
8. Лихт Ф.Р., Деркачев А.Н., Боцул А.И. Литодинамическая дифференциация донных отложений в седиментационных бассейнах разного морфоструктурного типа // Условия образования донных осадков и связанных с ними полезных ископаемых в окраинных морях. Владивосток: Дальнаука, 2002. С. 5-24.
9. Лихт Ф.Р., Берсенев Ю.И. О конседиментационных нарушениях первичных структур осадков Японского моря // Периокеанический седиментогенез. Владивосток, 1989. С. 31-39.
10. Лихт Ф.Р. Рудные концентрации в приконтинентальном осадочном процессе. Владивосток: Дальнаука, 2000. 158 с.
11. Лихт Ф.Р Седиментологические особенности меловых бассейнов Западного Сихотэ-Алиня // Тихоокеан. геология. 1997. № 6. С. 92-101.
12. Лихт Ф.Р Современное приконтинентальное осадкообразование и реконструкции однотипных обстановок в геологическом прошлом Азии. Владивосток: Дальнаука, 1993. 238 с.
13. Лихт Ф.Р. Современный приконтинентальный седиментогенез и типы флиша в Япономорском бассейне // Тихоокеан. геология. 1991. № 6. С. 46-53.
14. Лонгинов В.В. Литодинамика материковой окраины // Лавинная седиментация в океане. Ростов н/Д: Изд-во Ростов. ун-та, 1982. С. 129-136.
15. Мурдмаа И.О. Фации океанов. М.: Наука, 1987. 303 с.
16. Пыхов Н.В. Возникновение и движение на шельфе суспензионных потоков малой плотности // Литодинамика, литология и геоморфология шельфа. М.: Наука, 1976. С. 36-51.
17. Резник В.П., Федорчук Н.А. Тонкое золото в морских и океанических осадках // Литология и полез. ископаемые. 2000. № 4. С. 240-245.
18. Романовский С.И. Динамические режимы осадконакопления (циклогенез). Л.: Недра, 1985. 263 с.
19. Романовский С.И. Физическая седиментология. Л.: Недра, 1988. 240 с.
20. Современное осадкообразование в окраинных морях Востока Азии (статистические модели). Владивосток: Дальнаука, 1997. 302 с.
21. Чистяков А. А., Щербаков Ф.А. Современные представления о генетической классификации четвертичных отложений и возможности ее использования при геокартировании материковых окраин (обзор ВИЭМС). М., 1983. 57 с.
22. Bouma A.H. Methods for the study of sedimentary structures. N.Y.: Wiley, 1969. 458 p.
23. Dill R.F. Earthquake effects on fill on Scripps submarine Canyon // Bull. Geol. Soc. Amer. 1980. Vol. 80, N 2. P. 321-327.
24. Gibbs R. Sites of river-derived sedimentation in the Ocean // Geology. 1981. Vol. 9, N 2. P. 77-80.
25. Initial reports of the Deep Sea Dilling Project. Washington: US Gov. Print. Off., 1975. Vol. 31. 927 p.
26. Nakajima T. Climatic fluctuations recorded in turbidites along the Toyama deep-sea channel, Japan Sea // Deep water processes in modern and ancient environments. Barselona & Ains, 15-19 Sept. 2003. P. 31.
27. Nakajima T., Satoh M., Okamura Yu. Channel-levee complex, terminal deep-sea fan and sediment wave fields associated with Toyama Deep-Sea Channel System in the Japan Sea // Marine Geol. 1998. Vol. 147. P. 25-41.
28. Ргосееdings of the Ocean Drilling Program. Sci. Res. 1992. Vol. 127/128. Pt 1. 776 p.; pt 2. 1478 p.
29. Stow D.A. Distinguishing between fine-graned turbidites and conturites on the Nova Scotian deep-water margin // Sedimentology. 1979. Vol. 26, N 3. P. 371-387.
30. Stow D.A., Shanmugan G. Sequence of structures in fine-grained turbidites: Comparison of recent deep-sea and ancient flish sediments // Sediment. Geol. 1980. Vol. 25, N 1-2. P. 23-42.
