 |
Какие условия необходимы для роста рифов?
|
|
|
|
Литодинамическое равновесие → скорость роста рифа должна соответствовать скорости повышения уровня моря или погружения дна бассейна (Ч.Дарвин).
Трофодинамическое равновесие → автотрофы или продуценты должны производить достаточное количество пищи для гетеротрофов или консументов. Обычно рифы состоят из двух частей, разобщенных в пространстве и альтернативных по своей биологической направленности – продуцирующей и потребляющей (Преображенский, 1986). Продуценты, или автотрофы, располагаются во внешней, наиболее гидродинамически активной зоне рифа и формируют водорослевый волнолом, где происходит наиболее интенсивный биогенный рост за счет максимальной скорости роста Известковых водорослей. Здесь же происходит наиболее активное разрушение рифового массива. Преобладание водорослей связывается с постоянным действием ураганов в пассатной зоне тропической климатической области. Частые ураганы приводят к гибели кораллов, в то время как водоросли сохраняются. Консументы занимают тыловую, более спокойную часть рифа. Энергетическая направленность этой части рифа – гетеротрофная. Внешняя часть рифов и особенно водорослевый волнолом обычно морфологически выражены (Беляева, 2002).
Среди организмов, формирующих рифовый каркас, выделяются: Каркасообразователи - организмы, которые благодаря своему скелету, массивному
и быстро растущему, формируют каркас.
Цементаторы - формы, которые облекают в виде корки базальную часть рифового каркаса и консолидируют его отдельные части в единую прочную структуру.
Пескообразователи - те организмы, чьи карбонатные скелетные остатки формируют неконсолидированный осадок, ассоциированный с рифом. Эти организмы продуцируют в 50 раз больше карбоната, чем все остальные каркасообразователи вместе взятые.
|
|
|
Рис. 9.2 иллюстрирует основные характеристики каркаса и заполнителя в биогермных известняках. Обратите внимание на то, что для образования биогерма зачастую достаточно присутствия в его составе всего 30% каркасных разностей.
Рифовый каркас - это функциональное ядро рифа, сложенное смыкающимися друг с другом фрагментами колоний (коралловых, водорослевых и т.д.), погребенных на месте при взаимном обрастании и консолидированных в устойчивую к волнам структуру с помощью органической и неорганической цементации.
Согласно определениям, приведенным в справочнике «Современные и ископаемые рифы. Термины и определения» (1990), ископаемая органогенная постройка – это обособленные карбонатные тела, происхождение которых связано с жизнедеятельностью организмов, способных аккумулировать и отлагать биогенный карбонатный материал в форме твердых элементов и каркасных структур.
Под термином «ископаемый риф» понимается наиболее сложная органогенная постройка, представляет собой пространственно обособленное тело, состоящее из собственно биогермных частей и заключенных в них сопутствующих отложений, и включающего совокупность характерных рифовых фаций - отложений лагуны, рифового шлейфа, рифового гребня, рифового плато.
Рост рифовой системы во многом определяется топографией дна морского бассейна и наличием морфологически выраженного уступа. Необходимость такого уступа определяется несколькими причинами (Фортунатова, 1997; Беляева, 2002).
Биологическими:глубоководные впадины являются основным поставщиком азота,фосфора и органического вещества, поступающего из глубоких вод, необходимых для того, чтобы автотрофы могли синтезировать продукты питания для гетеротрофов.
Геоморфологическими: уступ необходим для того, чтобы разрушенные во время штормов обломки могли беспрепятственно сбрасываться во впадину, не нарушая рост рифового массива.
|
|
|
Океанологическими: наличие уступа контролирует нормальное распределение теплых и холодных течений в океанах (так, современные теплые течения омывают континенты с востока, где и распространены основные зоны формирования рифов). Факторами, контролирующими латеральное размещение зон повышенной концентрации биогенного СаСО3, являются направление и сила течений, а также направление ветров. Градиент ветровой и гидродинамической нагрузки определяет морфологические различия современных рифов. Широко известен тот факт, что зоны активного роста современных рифостроящих организмов обращены навстречу течению и преобладающему направлению ветров, что вызвано большой скоростью поступления зоопланктона, карбоната и кислорода, а так же скоростью удаления продуктов жизнедеятельности организмов. Такое четкое ограничение оптимальных условий максимальной концентрации СаСО3 приводит к тому, что ширина зон биогермообразования и зон с преобладающей биокластовой седиментацией различается на порядки (1-3 км против сотен км).
Рисунки 9.3 – 9.6 иллюстрируют примеры разновозрастных рифогенных построек. На эпиконтинентальных платформах рифовый пояс приурочен, как правило, к верхней части континентального склона. Одним из примеров такого пояса является пояс органогенных массивов, протягивающийся на тысячи километров, параллельно западной границы Уральского палеоокеана. Они изучены в естественных обнажениях и представляют собой памятники геологические прошлого. Один из них – риф Бадъя, расположен на Полярном Урале (рис. 9.7) и сформирован цианобактериальными
сообществами (Антошкина, 2000).
Примером современного окаймленного шельфа является шельф Флориды, строение которого детально рассмотрено в работе М.Таккера и П.Райта (Tucker & Wright, 1990). Рифовая кайма в виде приподнятых рифовых и оолитовых отмелей, обозначена Флоридскими банками, за которыми располагается Флоридская бухта, граничащая на севере с болотами Иверглейда. Окраина шельфа Флориды имеет ширину 5-10 км и окаймляется рифовым поясом шириной до 1 км и длиной около 200 км. Перегиб шельфа находится на глубине 8-18 м, от которой склон опускается под углом до 10º до своего выполаживания на глубинах около 1000 м во Флоридском проливе. В забарьерной лагуне накапливаются в основном карбонатные илы, однако на приподнятых участках дна в ее пределах встречаются песчаные отмели и кораллово-водорослевые изолированные рифы.
|
|
|
Тыловая часть рифового пояса состоит из подвижных био- и литокластовых песков, образующих оторочку шириной в несколько километров, располагающуюся субпараллельно рифовому поясу. Вдоль внутренней окраины шельфа, в динамически менее активных областях, дно моря повсеместно занято морскими травами и известковыми водорослями. Наличие замкнутой Флоридской бухты к западу от банок оказывает некоторое влияние на развитие рифов, поскольку рифы хорошо развиты только в областях, не подверженных воздействию воды, вытекающей из бухты. Главное отличительной чертой данного шельфа является множество иловых холмов, состоящих из богатых биокластическим материалом.
Уникальным примером окаймленного шельфа может служить также Восточно-Австралийский шельф в Коралловом море. Здесь в плейстоцене сформировался мощнейшая рифовая система, называемая Большим барьерным рифом Австралии. Наиболее мощные сооружения расположены в пределах внешнего шельфа и обращены к океану.
В западном Техасе имеется пример пермской окаймленной рифами шельфовой окраины. Барьерный пояс, состоящий из рифовых построек и отмелей, изолирует зарифовую лагуну с эвапаритовой седиментацией, где преобладают переслаивающиеся доломитовые мадстоуны, вакстоуны и ангидритовые ламиниты.
Еще одним примером окаймленного шельфа являются верхнедевонские отложения Печорской плиты, где в конце раннефранского времени была сформирована относительно глубоководная внутришельфовая впадина. В течение последующего времени эта впадина вследствие регрессивной направленности развития морского бассейна постепенно заполнялась осадками в сторону палеоокеана. На аккумулятивных террасах (толщах заполнения) зарождались и эволюционировали рифовые системы, состоящие из полигенных биогермных, межбиогермных, шлейфовых и лагунных отложений (рис. 9.8). Они группировались в довольно узкие зоны, маркировавшие границу мелководного шельфа и доманикоидной впадины на определенный период. Каждая более молодая зона была смещена в сторону открытого моря на ширину аккумулятивной террасы. Рифовые постройки на границе мелководного шельфа и относительно глубоководной впадины образовывали барьерную рифовую систему, состоящую из краевых рифогенных тел различного стратиграфического диапазона, местами пространственно сближенных, последовательно смещавшихся относительно друг друга вверх по разрезу и в направлении акватории глубоководной впадины, наращивающих при этом площадь шельфовой лагуны («зарифовой» зоны).
|
|
|
Постройки обычно разделены глинистыми прослоями, простирающимися из мелководной шельфовой лагуны. В фазы падения относительного уровня моря рост биогермных массивов в пределах рифовых систем прекращался. Передовая часть рифового склона и предрифовая часть впадины заполнялись осадками в форме террасы с наклоном различной крутизны в сторону моря. На этих террасах при последующих повышениях относительного уровня моря и возобновлялся рост биогермных массивов.
На рис. 9.9 приведен образец каркасных известняков из позднефранского биогермного массива, каркасостроителями в котором служили водоросли Renalcis.
В составе осадков, накопившихся в условиях зарифовой лагуны, преобладают микритовые разности, содержащие в том или ином количестве плохо отсортированный пелоидный (рис. 9.11), онколитовый (рис. 9.12), либо биокластовый материал (рис. 9.13).
В видовом составе последнего типичны эвригалинные формы, поскольку изоляция участка акватории приводит к повышению солености вод. Такого рода осадки могут слагать разрез мощностью до 100 м (рис. 9.14).
В зарифовой лагуне, также как и на эпиконтинентльных платформах, подстилающая топография контролирует динамику среды осадконакопления и, соответственно, «отвечает» за распределение в ее пределах микритовых и зернистых осадков. Так, в пределах карбонатных отмелей, осаждаются преимущественно полигенный зернистый материал, состоящий из литокластов, оолитов, пелоидов (рис. 9.15), встречаемый в разрезах в виде грейн- и пакстоунов.
Одним из характерных признаков известняков зарифовой лагуны является наличие в пелоидных известняках фенестр, выполненных эпигенетическим кальцитом (рис. 9.16).
|
|
|
В сторону континента зарифовые лагуны сменяются приливно-отливными равнинами, особенности распределения осадков на которых аналогичны рассмотренным ранее для эпиконтинентальных платформ.
Важными элементами строения карбонатных платформ являются склоны, где накапливаются обломочные отложения, в значительной мере, представляющие собой продукты разрушения рифового комплекса и формирующими передовой шлейф.
Тыловые шлейфы ограничивают рифовые системы со стороны мелководной акватории и формируют песчаные отмели в виде линейных поясов параллельно окраине платформы и отражают топографию подстилающего субстрата. Карбонатные песчаные толщи состоят из оолитовых, пелоидных, лито- и биокластовых разностей (рис. 9.19), распределение которых во многом зависит (помимо топографии) от ориентации относительно преобладающих ветров, волн и амплитуд прилива.
Оолитовый материал более свойственен наветренным открытым окраинам, где перемещение осадка происходит преимущественно в направлении суши. На подветренных окраинах результирующее передвижение осадков направлено в сторону бассейна, т.е. большая его часть переносится из внутренних районов платформы и представлена в основном микритизированными пелоидными, биокластовыми и реже оолитовыми зернами (Tucker, 1985).
«Бассейновые» отложения представлены, как правило, глубоководными разностями, накапливавшимися в условиях недокомпенсации. Для них характерны достаточно глубоководные условия, что препятствует образованию донных карбонатов. Осадконакопление в них зависит от интенсивности работы «фабрики» карбонатов, расположенной на мелководных участках морского бассейна и поставляющей материал в глубоководную область, а кроме того, от количества привносимого глинистого, кремнистого осадка и отмершего планктона. В силу того, что для таких обстановок свойственен недостаток минерального вещества (так называемое «седиментационное голодание»), в накапливающихся осадках велика доля рассеянного органического вещества. Это определяет их специфический вещественный состав, а также особенности отображения на сейсмических разрезах и каротажных кривых (рис. 9.19). Типичными представителями «бассейновых» отложений являются доманикоиды*, представленные переслаивающимися темноокрашенными, сильно битуминозными, кремнисто-глинистыми известняками с прослоями доломитов, аргиллитов и глинисто-кремнистых сланцев, с включениями черных кремней. Развитые в известняках раковины аммоноидей, тентакулитид, радиолярий (рис. 9.20) свидетельствуют о достаточно глубоких (свыше 50-70 м) условиях их накопления.
Изолированные карбонатные платформы морфологически разнообразны.Ониизменяются по размерам от нескольких километров до сотен километров в поперечнике, и на более крупных из них могут образовываться толщи осадков, мощностью в сотни метров.
Окраины изолированных платформ обычно имеют наклон более 15°. Крупные изолированные платформы, такие как Великая Багамская банка, имеют плоскую верхнюю часть, где осадок отлагается в толще воды глубиной менее 10 м. Окраина платформы может окаймляться биогермными или оолитовыми песчаными отмелями, тогда как во внутренней части в условиях внутририфовой лагуны могут накапливаться карбонатные илы (рис. 9.21).
Рис. 9.21. АТОЛЛЫ С ВНУТРИРИФОВОЙ ЛАГУНОЙ
Высокий потенциал роста краевых частей изолированной платформы и их ранняя цементация приводят к тому, что они обычно вырастают немного выше внутренней части платформы, образуя волнозащитные валы. Окраинные отмели, пляжи и эоловые дюны наветренных окраин могут осушаться и цементироваться, образуя «отмели» и острова, которые существуют длительное время и изменяют седиментацию в пределах платформы. Они также могут служить положительными формами, необходимыми для последующего роста рифов и развития отмелей. Поскольку изолированные платформы окружены более глубоководными областями со всех сторон (см. рис. 9.1), на них сильно влияет ориентация преобладающих ветров, волновых и приливных течений.
Карбонатный рамп
это слабонаклоненная поверхность с углом склона менее 1°. В его пределах зона волнового перемешивания находится близко к берегу, а не на перегибе шельфа на некотором расстоянии в сторону моря от береговой линии, как в случае окаймленных шельфов.
По морфологии рампы подразделяются на два вида (Read, 1985): гомоклинальные (homoclinal carbonate ramp), представляющие собой монотонный склон от береговой линии к бассейну, и периферийно-крутые (distally steepened ramp), имеющие перегиб склона в его глубоководной части (рис. 9.22). В зависимости от преобладающих процессов седиментации рамповый профиль подразделяется на три зоны (Burchette, Wright, 1996): внутреннюю, среднюю и внешнюю, различающиеся степенью волновой, приливной и штормовой деятельности. Внутренний рамп - это зона выше нормального волнового базиса, где деятельность волн и течений практически непрерывна, средний рамп - зона, расположенная между нормальным волновым и штормовым базисами и характеризующаяся преобладанием штормовых процессов, и внешний рамп - зона ниже нормального штормового базиса.
Существует множество примеров современных и древних рампов, детально рассмотренных в работах зарубежных и седиментологов (Purser, 1973; Mullins, Gardulski, Hinchey, 1988; Burchette, Wright, 1992, 1996; Tucker, Wright, 1996 и другие). Наиболее типичны рамповые обстановки осадконакопления для раннего карбона. Одной из возможных причин этого явилось исчезновение к концу позднедевонской эпохи многих рифообразующих организмов (Wright, Faulkner, 1990). Так, нижнекаменноугольные известняки юго-западной Британии представляют собой типичную рамповую осадочную серию, образующую тело в виде клина. Это тело слагают в основном иловые карбонатные осадки внешнего рампа и илово-зернистые биокластические отложения с многочисленными остатками криноидей и брахиопод среднего рампа. К внешнему рампу приурочены также одиночные постройки (так называемые уолтсортские рифовые холмы),
высота которых на отдельных участках превышает 200 м (Lees, Miller, 1985). Рамповые комплексы не менее характерны и для карбонатных толщ палеозоя северо-востока Европейской платформы, например, к ним относятся верхнепалеозойские карбонатные толщи (рис. 9.23 – 9.27).
Термин «затопленная платформа» применяется для обозначения мелководной карбонатной платформы, которая была погружена настолько глубоко, что ее рост прекратился, и она была захоронена под относительно глубоководными осадками. Прекращение развития платформы обусловлено влиянием целого набора факторов, как напрямую связанных с увеличением глубины бассейна седиментации (быстрый подъем уровня моря или резкое погружение края платформы), так и косвенных. Наиболее распространен при формировании затопленных платформ тот вариант, когда затопляется лишь часть платформы, а область максимального накопления карбонатов смещается в сторону суши. Кроме того, затопление платформы не всегда прекращает ее рост полностью, а лишь замедляет бентосное карбонатообразование, т.е. оно отражает частичное или раннее затопление, как это имеет место, к примеру, на Кэт Айленд на Багамах (Wright, Burchette, 1995).
|
|
|
