36. В области маргинальных фильтров происходит весьма значительное накопление

осадочного материала, под весом которого земная кора прогибается. Следует отметить,

что глобальные колебания уровня моря в недавнем геологическом прошлом переводили

рыхлые отложения шельфа и маргинальных фильтров путем процесса лавинной (т.е. очень

быстрой) седиментации к подножию континентального склона, что подтверждается

глубоководным бурением и геофизическими исследованиями. На основании

многочисленных исследований А.П.Лисицына показано, что за пределы шельфов и

маргинальных фильтров в океан проникает не более 2-16% элементов стока. Почти весь

сносимый с суши материал оседает и улавливается этими участками (фильтрами), поэтому

прежние представления о механическом разносе взвешенных в морской воде частиц,

снесены с суши, в настоящее время не находит подтверждения. Реальный вклад материала

речного стока в осадконакопление в океане оказывается в 10 раз ниже, чем

предполагалось раньше и не превышает 1,5 млрд. т в год. Следует отметить, что примерно

такое же количество материала поступает в океаны за счет эолового и ледового разноса,

ноконцентрируются соответственно в разных климатических аридных и полярных зонах.

37. Уровень океана в настоящее время медленно повышается. Подъем уровня океана

начался около 15000 лет назад, что было связано с усиленным таянием Скандинавского и

Канадского ледниковых покровов. За это время уровень океана повысился на 130 м,

перекрыв те участки суши, которые в настоящее время являются шельфом. В

геологическом прошлом, как сейчас установлено, уровень океана также изменялся, то

понижаясь, то повышаясь. П.Р.Вейл и другие разработали метод определения колебаний

уровня океана, основанный на изучении сейсмопрофилей на пассивных окраинах. Когда

уровень океана понижается, на шельфе происходит эрозия, а когда повышается -

осадочные отложения перекрывают шельф, распространяясь в более мелководные

участки. В разрезе осадочных толщ возникают перерывы, анализ которых на

сейсмопрофилях и позволяет восстанавливать колебания уровня океана в геологическом

прошлом. Поскольку объем воды в океанах за фанерозойское время, т.е. за 575 млн. лет

оставался практически неизменным такие колебания уровня океана называются

эвстатическими, т.е. колебаниями собственно массы океанской воды. Первая кривая

эвстатических колебаний уровня океана за последние 200 млн. лет была построена

П.Р.Вейлом и Матчумом в 1977 г. Самый высокий уровень океана +350 м был в позднем

мелу, а самый низкий - 250- -350 м в олигоцене, 29 млн.лет назад, когда сформировался

Антарктический ледниковый щит, отняв воду из океанов. Повышение уровня океана в

позднем мелу было связано с ростом срединно-океанических хребтов. Изменение емкости

океанических и морских впадин является одной из главных причин колебаний уровня

океана в геологическим прошлом.

Важное значение имеют и гляциоэвстатические регрессии. Во время таяния

последнего позднеплейстоценового ледника, начавшегося 17 тыс. лет назад, уровень

океана за 10 тыс. лет повысился с отметки – 100 м почти до современного, а, начиная с 6

тыс. лет назад до наших дней уровень повышался со скоростью 4-1 м/тыс. лет. Уровень

океана может меняться в результате изменения температуры, солености и плотности воды.

Например, глобальное повышение температуры воды в приповерхностном слое на 4°С

вызовет подъем уровня океана за счет термического расширения на 1 м. Колебания

плотности воды изменяют уровень океана не более, чем на 10 м.

Изучение эвстатических колебаний имеет большое практические значение, т.к.

нефтеносные отложения формировались во время высокого стояния уровня океана, когда

на обширных мелководьях накапливались осадки, богатые органическим веществом за

счет планктона.

38. Турбидные потоки - это суспензия осадочного материала, отличающаяся от

окружающей воды большей плотностью, которая заставляет эту суспензию двигаться в

виде потока при наличии даже незначительного уклона и характеризующегося сильной внутренней турбулентностью. Турбидные потоки переносят огромные массы осадочного

материала с мелководного шельфа в область континентального склона, его подножья и

даже части абиссальных котловин. Турбидный поток возникает в результате оползания

или срыва водонасыщенного, слабо консолидированного осадка. Обладая плотностью в

1,03-1,3 г/см3 поток плотной и тяжелой суспензии начинает двигаться вниз по склону, при

этом в его утолщенной фронтальной части развивается избыточное давление, вызванное

несколько большей скоростью потока в его хвостовой части. Скорость движения

турбидных потоков может достигать 90 км/час, при этом на огромные расстояния

переносится большой объем взвеси, достигающей нескольких кг/м3 на расстояние в

сотню и более км.

Турбидные потоки возникают в результате землетрясений, вызывающих оползание

илов; понижения уровня моря; возникновения гравитационной неустойчивости илов при

накоплении их на склоне и достижения определенной мощности. Часто турбидные потоки

тяготеют к подводным каньонам, прорезающим континентальный склон и являющимися

продолжением речных долин. Турбидные потоки образуют у подножья континентального

склона огромные подводные конусы выноса или фены, распространяющиеся и в область

абиссальных котловин.

Из турбидных суспензионных потоков образуются осадочные отложения,

называемые турбидитами, игравшими исключительно важную в геологическом

прошлом и образующими мощные ритмично построенные т.н. флишевые толщи пород,

широко развитые на пассивных континентальных окраинах.

Наиболее важным свойством турбидитов является их градационная слоистость,

образующаяся при постепенном осаждении из суспензии сначала крупных частиц, а затем

все более и более мелких, вплоть до глинистых, размером в 0,01 мм (рис. 14.6.5). Таким

образом формируется цикл Боума или ритм (рис.14.6.6). При новом турбидном потоке

цикл повторяется и так может происходить сотни тысяч раз, в результате чего образуется

флишевая толща пород с многократно повторяющимися ритмами.

39. Турбидные потоки - это короткоживущие мощные гравитационные течения разбавленной суспензии осадочного материала , повышенной по сравнению с водой плотности. Движение турбид-ных потоков определяется внутренней тур булентностью. Турбидные потоки являются главными агентами транспортировки терригенных осадков в глубоководные районы океанов. При отложении осадков из турбидных потоков образуются турбидиты, характеризующиеся градационной слоистостью, хорошей сортировкой и седиментационными текстурами. Минимальная скорость турбидного потока составляет около 13 см/с, а максимальная 870 см/с. В общем турбидные потоки могут двигаться со скоростью свыше 90 км/час, перенося до 3 кг/м3 осадков на расстояние более 100 км от источника (Кеннет, 1987), однако Хизен и Юинг (Heezen, Ewing, 1952) указывают на перемещение турбидного потока в районе отмели Большой Банки на расстояние более 720 км от своего источника.

Турбидные потоки создают в устьях подводных каньонов мощные конусы (фены), рассеченные одним или несколькими каналами с прирусловыми валами, которые в ряде случаев заполняются мелководными осадками, снесенными сюда турбидными потоками. Основной и единственной эрозионной формой рельефа, созданной и моделируемой турбидными потоками, являются подводные каньоны и каналы конусов выноса. Подводные каньоны служат главными проводниками терригенного осадочного материала с континентов в глубоководные бассейны. Эти образования имеют крутые борта, извилистые русла, Y-образный поперечный профиль, ступенчатое неровное дно. Большинство каньонов берут начало на шельфе, обычно против устья крупных рек, ориентированы по нормали к краю шельфа или следуют вдоль тектонических линий, рассекают континентальный склон до основания и выходят в пределы континентального подножия в виде каналов, врезанных в отложения конусов выноса. По оценке Шепарда и Дилла (Shepard, Dill, 1966), каньоны Мирового океана имеют среднюю длину около 50 км, при этом самый длинный каньон (370 км) обнаружен в южной части Берингова моря. Средний уклон дна каньонов составляет 58 м на 1 км, но у длинных каньонов уклон дна, как правило, меньше и варьирует от 8 до 13 м на 1 км (Shepard, Dill, 1966). Достигнув устьевой части каньона, мутьевые потоки растекаются, образуя густую и сложную сеть русел. Характерной морфологической особенностью этих русел является их обвалованность, что связано с массовым выпадением взвешенного материала по бортам русла при его переполнении турбидным потоком. Глубина вреза этих русел составляет 100-150 м, но протяженность может достигать, как, например, главная долина Бенгальского конуса, более 2700 км.

Наиболее четко выраженные в рельефе и быстро растущие конусы выноса суспензионных потоков или турбидитные фены встречаются против устья крупных рек и подводных каньонов. Рупке (Rupke, 1978) предложил классификацию турбидитных фенов по источникам поступления материала, в которой следует выделить глубоководные фены, образованные у устьев каньонов, ,например конус у каньона Монтерей размером до 300 км и мощностью до 1 км; абиссальные конусы у дельт крупных рек, например Бенгальский конус длиной до 3000 км и мощностью осадков 12 км (Curray, Moore, 1971); и фены континентального подножия, формирующиеся под влиянием контурных течений, переотлагающих осадки (например, континентальное подножие восточного побережья Северной Америки). Кроме того, Рупке выделил фены смешанного типа.

В морфологии, структуре и характере осадков многих конусов выноса, развивающихся в разных географических и геологических условиях, имеется определенное сходство. В их пределах выделяется три зоны, различающиеся по морфологии, характеру долинной сети и особенностям осадконакопления. Это - верхний, средний (супрафен) и нижний конус, развитие которых определяется скоростью поступления и крупностью наносов (Normark, 1978). Подобная чувствительность глубоководных фенов и абиссальных конусов выноса к объемам осадочного материала особенно ярко проявлялась в ледниковые эпохи в связи с приближением источников снабжения осадками к краю шельфа (в связи с падением уровня океана) и при отступлении ледников и трансгрессиях океана, когда источники питания осадочным материалом отдаляются.

Канальные отложения.