Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Формирование четвертичных отложений внутриконтинентальных морей

ВАК РФ 25.00.06, Литология

Автореферат диссертации по теме "Формирование четвертичных отложений внутриконтинентальных морей"

На правах рукописи

Г

Сорокин Валентин Михайлович

ФОРМИРОВАНИЕ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНЫХ МОРЕЙ

Специальность 25.00.06 - литология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2005

Работа выполнена на кафедре литологии и морской геологии геологического факультета Московского государственного университета им.

М.В.Ломоносова

Научный консультант:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Япаскурт Олег Васильевич

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник Левитан Михаил Аркадьевич

доктор геолого-минералогических наук, профессор Полянский Борис Владимирович

доктор геолого-минералогических наук, профессор Чистяков Андрей Алексеевич

Ведущая организация.

Институт океанологии Российской Академии Наук

Защита состоится 11 марта 2005 г. в 14 час. 30 мин. на заседании диссертационного совета Д 501.001.40 при Московском государственном университете им. М.В.Ломоносова, на геологическом факультете, ауд.829

По адресу: 119992, Москва, ГСП-2, Ленинские горы, МГУ им. М.В. Ломоносова, геологический факультет

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова, сектор А, 6 этаж

Автореферат разослан 10 февраля 2005 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

Карнюшина Е.Е.

Введение

Актуальность познания закономерностей осадконакопления во внутриконтинентальных морях, являющихся частью Мирового океана, определяется как недостаточной освещеностью ряда проблем, касающихся собственно образования осадков, так и необходимостью использования полученных результатов для хозяйственного освоения дна морских акваторий и более объективного понимания условий образования осадочных пород в древних морских бассейнах.

Одна из насущных проблем морского седиментогенеза, в том числе во внутриконтинентальных морях, состоит в установлении роли различных факторов природной среды в процессе накопления осадков. Главными факторами, оказывающими решающее влияние на осадочный процесс, являются климат и тектоника. К настоящему времени наиболее полно изучена роль климатического фактора (Страхов. 1960-1962; Лисицын, 1974, 1978, 1991, 2001; Айбулатов. 1990; Богданов, 1980; Емельянов. 1982; Емельянов и др., 1975; Конюхов. 1987; Левитан. 1975. 1992; Мурдмаа. 1987; Павлидис. 1999; Романкевич. 1977; Свальное. 1983. 1991: Щербаков. 1983 и др.). С момента установления климатической зональности исследования морских и океанских осадков проводятся почти исключительно под этим углом зрения.

Роль тектонического фактора (тектонических обстановок) практически не изучалась, а лишь декларировалась. По-видимому, это объясняется кажущейся очевидностью влияния тектоники на осадочный процесс. Поэтому применительно к изучению современного морскою се-диментогенеза не показано в какой форме, в каких признаках осадков и осадочных толщ. на каких временных отрезках проявляется влияние тектонического режима различных по структурно-морфологическому типу впадин, вулканизма, сейсмичности и т.д. и к каким результатам оно приводит. Очевидно, что сделать это можно лишь при сравнительном изучении осадкообразования, во-первых, в различных тектонических обстановках и. во-вторых, на более длительных, чем позднечетвертичный отрезках геологического времени. Однако, именно эти аспекты в научной литературе освещены слабо. Необходимость изучения роли тектонического фактора в образовании осадков также вызывается интенсивным развитием в последние десятилетия учения об осадочных (седиментационных) бассейнах (Брод, 1964; Вассоенич и др.. 1970; Кузнецов. 1993; Леонов. Волоша. 2004; Литодинамика.... 1998; Никишин, 1999, 2002: Allen, Allen. 1990; Bally. Snelson. 1980; Einsele. 1992; Miall. 1990).

Внутриконтинентальные моря являются прекрасным объектом для изучения роли тектонического фактора в седиментогенезе. потому что они расположены в контрастных по строению, тектоническом) режиму и истории развития, впадинах земной коры. Анализ огромною числа публикаций, посвященных изучению процессов осадконакопления. покалывает, что исследования, во-первых, проводились в рамках климатической парадигмы и. во-вторых, в них рассмотрены, в основном, позднечетвертичные осадки и процессы в конкретных морских бассейнах; крайне маю внимания уделено анализу осадконакопления для всего четвертичного периода (Белое море: Девдариани. 1985: Невесский и др., 1977: Рыбалко, 1998: Чувардинский.

1970 и др.: Балтийское море: Блажчишин, 1998: Геологическая история.., 1984; Геология.., 1976. 1991; Геохимия... 1986; Осадкообразование в Балтийском море, 1981; Пустельников, 1974; Рыбалко. 1998: Emelyanov. 1995: Tulkki, 1977 и др.; Черное море: Айбулатов. Щербаков. 2001; Архангельский. Страхов. 1938: Геологическая история... 1980; Геология... 1979: Геолого-геофизические исследования... 1980: Геология шельфа.., 1983, 1985; Крыстев. 1990; Куприн. 1988; Митропольский и др. 1982: Невесский, 1967; Осадконакопление... 1978; Сорокин. 1977; Старо-войтов, 1985; Страхов и др., 1954; Тримонис, 1972; Шимкус и др., 1975; Degens, Ross. 1974; Ivanov et al.. 1992; lvanov. Limonov, 1997; Limonov, Ivanov, 1994; Ross et al., 1978 и др.; Каспийское море: Лебедев и др., 1978, 1988, 1990; Маев, 1964; Осадки.., 1973: Палеогеография.., 1991; Страхов и др.. 1954; Холодов, Лисицына, 1989; Хрусталсв, 1978, 1989; Шлыков, 1973 и др.; Средиземное море: Емельянов и др., 1979; Лотфи, 1984; Шимкус, 1981; Limonov, Ivanov. 1993. 1995; Hsu et al.: 1978 и др.; Ryan et al.. 1973; Stanley, 1972; Красное море: Кутузова, 1998; Металлоносные осадки... 1986; Щербаков и др., 1979; Degens. Ross, 1969; Purser, Bosеnce. 1997; Whitmarsh et al., 1974: Персидский залив: Purser. 1973).

Исходя из вышеизложенного очевидно, что накопленный обширный фактический материал по четвертичным отложениям отдельных внутриконтинентальных морей нуждается в теоретическом осмыслении. Назрела необходимость его синтеза на базе сравнительного изучения се-диментогенеза в различных физико-географических и тектонических обстановках и выявления общих законом ерноетей формирования четвертичной осадочной толщи.

Цель работы. Настоящая работа посвящена выявлению закономерностей четвертичного седиментогенеза в различных тектонических обстановках внутриконтинентальных морей и установлению характера связи седиментогенеза с тектоническим режимом.

В работе решались следующие основные задачи: I. Типизация тектонических обстановок осадконакопления 2 Выявление закономерностей нозднечетвертичного седиментогенеза на базе сравнительною и {учения строения, состава и условий накопления осадков. 3. Анализ особенностей строения и состава толщи четвертичных отложений но данным морского бурения и сейсмоакустического профилирования 4. Отражение эволюции осадочного процесса в формировании четвертичных отложений. 5. Выявление влияния тектонических обстановок на осадочный процесс.

Фактический материал и личный вклад автора В основу работы положены результаты многолетних исследований автора но проблеме седиментогенеза во внутриконтинентальных морских бассейнах, выполненных в лаборатории морской геологии кафедры литологии и морской геологии геологического факультета Московского государственного университета им. М.В.Ломоносова в период с 1969 года по 2003 год. Исследования проводились в рамках всесоюзной программы ГКНТ и АН СССР «Мировой океан», реализованной в межфакультетских госбюджетных темах «Комплексные исследования природы Мирового океана». «Комплексные исследования Каспийского моря», госбюджетной темы «Эволюция процессов и условий мор-

ского осадко- и породообразования в кайнозойских внутри- и окраиннконтинентальных бассейнах» (№ госрегистрации 01.200.1 13437 47). ФЦП «Интеграция» («Балтийский учебно-научный центр» и «Северо-западная часть Большого Кавказа - объект для подготовки геологов. Эволюция бассейнов осадко- и породообразования Восточного Паратетиса в истории Земли и особенности формирования осадочных полезных ископаемых»), грантов РФФИ: «Современное карбо-натонакопление во внутриконтинентальных морях (96-05-65627)» и «Закономерности изменения вещественною состава терригенных пород в процессе седиментогенеза (97-05-64222)» Результаты аналитической обработки фактического материала обобщены автором или при его участии и изложены в 120 публикациях.

Защищаемые положения. 1. Характерные черты четвертичных отложений во впадинах внутриконтинентальных морей различаются в платформенных, орогенных и рифтовых тектонических обстановках.

2. Особенности осадконакопления в платформенных обстановках выражены в: а) фа-циальной и минералогической неоднородности, многообразии вещественно-генетических типов осадков: б) развитии хемогенной седиментации; в) чередовании морского и континентального режимов седиментации на шельфах, приводящем к формированию маломощных континенталь-но-морских толщ: г) развитии на платформенных окраинах крупных конусов выноса платформенных рек. а вне их - маломощных биогенно-терригенных и биогенных комплексов четвертичных отложений.

3. Особенности осадконакопления в обстановках ороогенных впадин Альпийскою складчатого пояса выражены в: а) упорядоченной фациальной зональности и однообразии вещественно-генетических типов терригенных осадков, б) максимальной мощности. в) полимиктовом составе обломочного материала и однородном составе глинистого вещества; а) широком развитии гравитационных процессов и формировании многочисленных глубоководных конусов выноса горных рек: д) образовании мощных терригенных комплексов заполнения впадин

4. Особенности осадконакопления в рифтовых обстановках выражены в: а) широком развитии вулканогенной седиментации и формировании в рифтовых зонах специфических вул-каногенно-осадочных и металлоносных отложений; б) изменении осадков контактным метаморфизмом; в) зональности седиментогенеза вкрест простирания рифтов, г) образовании маломощных осадочно-вулканогенных комплексов.

5. Циклическое строение четвертичных толщ во внутриконтинентальных морях определяется многократными изменениями климата и уровня морей в ледниковый период. При этом специфичность, отмеченная в положениях 1-4. сказывается на формационном облике формирующихся под влиянием разных тектонических режимов отложений, обладающих внутренним единством строения, состава и условий образования.

Научная новизна, теоретическая и практическая значимость. Впервые выполнено теоретическое обобщение, в результате которого установлены закономерности формирования

четвертичных отложений в платформенных, орогенных и рифтовых тектонических обстановках современных внутриконтинентальных морей. В рамках проведенных исследований с использованием новейших материатов по строению и составу позднечетвертичных осадков впервые сделан детальный сравнительный анализ процессов позднечетвертичного осадконакопления в разнотипных седиментационных бассейнах; изучены особенности строения, состава, условий и истории накопления всей толщи четвертичных отложений. На этой основе выявлен характер влияния тектоническою фактора на четвертичный осадочный процесс. Использованный подход, основанный на установлении связи между осадконакоплением во внутриконтинентальных морях и тектоническим режимом вмещающих впадин, позволил охарактеризовать три кардинально различающихся типа осадочного процесса (платформенного, орогенного и рифтового) и проследить в их рамках влияние других физико-географических факторов.

Выводы по особенностям строения, состава и мощностям неконсолидированных осадков на шельфах могут использоваться при хозяйственном освоении акваторий: проектировании строительства и защитных сооружений, прокладке трасс трубопроводов, бурении разведочных скважин и т.д. Результаты сравнительного изучения генезиса рассеянного органическою вещества в осадках могут найти применение в нефтяной геологии для изучения седиментогенеза нефтегазоматеринских пород. Теоретические положения работы и представленный фактический материал могут быть использованы в учебном процессе в ВУЗах при подготовке специалистов по литологии и морской геологии.

Апробация. Материалы, легшие в основу диссертационной работы, представлялись на международных, всесоюзных, российских научных совещаниях: Всесоюзное совещание «Минералогии. петрографии и геохимии осадочных пород и руд» (Керчь. 1976); IV Всесоюзный семинар «Осадочные бассейны и их нефтегазоносность» (Москва, 1981); II, III Съезды океанологов (Ялта. 1982; 1987); VII Всесоюзный семинар «Органическое вещество в современных и ископаемых осадках» (Ташкент. 1982); 5. 6, 8, 9 Всесоюзные школы морской геологии (Геленджик. 1982. 1984. 1988, 1990): XI Конгресс ИНКВА (Москва, 1982); Междуведомственная конференция «Палеогеография Каспийского и Аральского морей в кайнозое» (Москва. 1983); XV Всесоюзный семинар: «Эволюция нефтегазообразования в истории Земли» (Москва, 1984); 1 Всесоюзная школа «Стратиграфия и литология мезозойско-кайнозойского осадочного чехла Мирового океана» (Одесса, 1984); 27. 30 Международные Геологические Конгрессы (Москва, 1984; Китай. 1995); V Всесоюзный семинар «Формации осадочных бассейнов» (Москва. 1985); VI Всесоюзное совещание по изучению четвертичного периода (Кишинев, 1986); Всесоюзное совещание-школа «Флиш и флишоидные комплексы в различных структурных зонах Земной коры» (Москва 1990); Ежегодные научные конференции «Ломоносовские чтения» (Москва, 1995. 1996, 1999): Уральское литологическое совещание (Екатеринбург, 1996); XII. XIII, XIV Международные школы морской геологии (Москва, 1997, 1999. 2001); Международное совещание «Геология Черного и Азовского морей» (Киев, 2000).

По теме диссертации опубликовано более 120 научных работ. Основные результаты содержатся в 70 публикациях.

Структура. Работа состоит из введения, 6 глав и юключения объемом 322 страниц, включает 222 рисунка, 37 таблиц и список литературы из 504 наименований.

Благодарности. Настоящая диссертационная работа не могла быть выполнена без помощи и поддержки. Прежде всею автор благодарен П.Н.Куприну, под руководством которого долгие годы работал. 11.11.Тимофееву. В.Т.Фролову, О.В.Япаскурту. которые оказали помощь при подготовке рукописи консультациями, ценными советами и замечаниями. Автор искренне благодарен коллегам, с которыми тесно сотрудничал при получении и обработке фактическо! о материала, к которым обращался за консультациями и советами: Е.В. Бабак. Ю.К. Бурлину. В.1 Гайнанову. H.A. Девдариани. В.Н. Ефремову. М.К. Иванову. В.В. Калинину. А.И. Конюхову. В.Г. Куренковой, Т.Н. Лазиной, Е.С. Ларской, А.Ф. Лимонову. В Л. Лукше, В.И Мысшвцу. Л.Г. Пирумовой. A.C. Полякову. Л.И. Потаповой, А.Г. Рослякову. В.Н. Соколову. H.A. Соловьевой, A.B. Старовойтову. Е.В. Филинковой. В.Н. Холодову, М.Б. Чернышовой. Т.А. Шарлано-вой. Н. Шарнауд, В.Г. Шлыкову. В.В. Юцису.

Глава I. Тектонические обстановки осадконаколления

Современные вн> грикоитинентальные морские седиментационные бассейны занимаю i впадины, различающиеся по своему строению, происхождению и истории развития, т.е тем. что в целом именуется "тектоническим режимом" или "геодинамическими обстановками" и чю составляет основу тектонических обстановок осадконакопления. Анализ многочисленных литературных данных по тектонике впадин и смежных областей суши дает основание объединить их в несколько типов с выделением платформенных (ПО), рифтовых (РО) обстановок и обаановок впадин орогенного этапа развития Альпийскою екмалчакио пояса (OBACII) (Альпийская 1еодинамика...1978: Белоусов. 1991: Белоусов. Вольвовский. 1989. Богданов. 1988; Гео.Ю1ическая история... 1980: Геология Балтийского моря. 1976. 1 со. toi ия СССР. 1958: 1960: 1964. 1968. 1969: 1988: Гончаров и др.. 1972: Девдариани. 1985: Земная кора и исшрия...1975: 1982, Земная кора окраин... 1975; История геологическою.. 1988: Книппер, 1975: Короновск-ий. 1994; Куприн и др.. 1984: 1985; Лебедев и др. 1978: 1988. 1990, Левин. 1979; 1984: Летавин. 1978. 1980; Лимонов, 1999; Маловицкий, 1968; 1970; 1978. Милановский. 1968; 1991; Международная 1екюническая карта... 2003; Милановский. Хаин. 1963. Милановский, Короновский. 1973; Моргунов и др.. 1981; 1983: Муратов, 1973: Никишин, 2002. Никишин и др.. 1998; 2001; Николаев. 1986; Сомов и др.. 1975; Тектоника... 1980: Тектоническая карта Европы, 1998: Гуюлесов и др., 1985; Фролова. 1995; 1997; Хаин. 1977: 1984: 2001. Хаин. Ломизе. 1995: Alteriis. Aiello. 1993; Anastasakis. Kalling, 1991; Andeleir et al.. 1982: Chase. 1969. Coleman, 1974: Curray et al., 1982: Davies. Tramorttini, 1970; Degens. Ross, 1969; Dixon. Robertson. 1996; Drake. Gildler. 1964: l'airhead. 1970; Gott et al., 1977; Hsü et al., 1978; Lallemant et al.. 1998: Lawyer. Williams. 1979; Másele et al.. 1986; 1990; Purser. Bosence, 1997; Robinson. 1997. Robs.

Mascle et al., 1986; 1990; Purser. Bosence, 1997; Robinson, 1997; Ross, 1973; 1977; 1978; Ryan et al., 1972, 1973; Stanley. 1972; Taymaz et al.. 1990; Whitmarsh et al., 1974: Woodside. 1977 и др.). Их характеристики приведены в приложении 1. Платформенные обстановки присущи морским бассейнам, лежащим во внутренних впадинах Восточно-Европейской платформы (Балтийское и Белое моря) или являющимся краевыми частями других типов бассейнов, расположенным на окраинах Восточно-Европейской, Африканской. Аравийской и Скифской платформ (северо-западная часть Черного моря, северная часть Каспийского моря, южная часть Восточного Средиземноморья, юго-западная часть Персидского залива). Обстановки OBACII свойственны Черноморской (за исключением северо-западной области), Средне-. Южно-Каспийской, Южно-Ад-риагической. Родосской. Южно-Критской впадинам, впадинам западной части Эллинского желоба, Анталья, северной окраине Алжиро-Прованского бассейна. Они располагаются в пределах Средиземноморского Альпийского складчатого пояса, и их развитие тесно связано с его тектонической эволюцией. Несмотря на различное положении в его структуре, происхождение и тектоническую историю (задуговые, преддуговые, междуговые бассейны), в четвертичное время впадины характеризуются близкой структурно-геоморфологической позицией, что позволяет рассматривать и\ в качестве моделей седиментационных бассейнов со сходными чертами осадконакопления. Обстановка рифтовой впадины присуща Красному морю, являющемуся частью Мировой рифтовой системы.

Глава 2. Стратиграфия и палеогеография четвертичных отложений

2.1 Стратиграфия

На основании изучения собственных и многочисленных литературных данных в разрезах изученных морских бассейнов выделены и скоррелированы отложения ранне-, средне- и верхнечетвертичные отложения (приложение 2). Расчленение произведено на основе смены комплексов моллюсков, бентосных и планктонных фораминифер, кокколиигофорид, птеропод, диатомовых, состава пыльцы и спор, изотопных данных, определений абсолютного возраста. 2.2. Палеогеография

Развитие оледенений в четвертичный период определило закономерное изменение палеогеографической обстановки в изученных бассейнах, носящее циклический характер. Прежде всею это касается климатических условий (температуры и влажности), водною баланса и колебаний уровней морей, солености вод и режима связи между бассейнами и океанами. Последовательность событий и их межрегиональная корреляция представлены в приложении 2

Глава 3. Формирование отложений в платформенных обстановках

Платформенное осадконакопление в современных внутриконтинентальных морях протекает как во внутриплатформенных впадинах (Балтийское, Белое моря), так и на окраинах платформенных областей (северо-западная часть Черного моря, северная часть Каспийского моря, южная час гь Восточного Средиземноморья, аравийская часть Персидского залива).

1 Фациальная характеристика позднечетвертичных осадков

Стратиграфический объем, строение, состав, особенности площадного распространения и происхождение толщи позднечетвертичных осадков в рассматриваемых бассейнах различаются, что определяется широкими различиями в обстановках осадконакопления: рельефе дна. климатическом положении, солености вод, газовом режиме, колебании уровня моря и тд В разделе приводится подробная характеристика выделенных фаций

Позднечетвертичные отложения платформенных бассейнов характеризуются большим фациальных разнообразием, определяемым климатическими различиями. В Балтийском и Ье-лом морях (холодная гумидная зона) морские фации представлены своими крайними членами мелководными песками и алевритовыми илами (фация прибрежного мелководья и авандельто-вая фация) и глубоководными тонкозернистыми илами (фация шельфовых впадин), отличающимися наибольшей мощностью Промежуточные глубины заняты реликтовыми песками и маломощными илами (фация реликтовых осадков и фация замедленной седиментации и эрозии дна). Особенности состава и распределения по дну, а также мощность позднечетвертичных осадков указывают на дефицит осадочного материала, в результате которого значительные площа-ли дна не заняты голоценовыми морскими отложениями В северо-западной части Черного моря и в Северном Каспии (умеренная гумидная и семиаридная зоны) позднечетвергичные морские шельфовые фации сплошным чехлом покрывают дно. В их составе большую роль играют ракушняковые литотипы, слагаемые биогенно-детритусовым материалом с различной примесью терригенного вещества (фация центрального шельфа). Глубоководные фации представлены как тонкозернистыми терригенными. известковыми и сапропелевыми литогинами (мезофация континентальное склона и впадины), так и грубозернистыми литотипами (мезофация глубоководных конусов выноса). В южной части Восточного Средиземноморья (аридная юна) маломощные шельфовые фации слагаются почти исключительно грубозернистыми органогенными литотипами с большой примесью оотитов и криптозернистого карбонатного материала за исключением прибрежных участков и авандельты Нила Среди глубоководных фаций распространены тонкие органогенные известковые илы (мезофация континентального склона и впадины) и грубозернистые песчаные, алевритовые и глинистые илы (мезофация долин и глубоководных конусов выноса) Мелководные платформенные фации Персидского залива (тропическая аридная зона) представлены довольно широким спектром разнообразных карбонатных осадков

1 2 Мощность и скорость осадконакопления

В Балтийском и Белом морях максимальная мощность и скорость накопления морских го-лоценовых осадков свойственны Гданьской впадине. Финскому и Ботническому заливам, внутренней части Двинского залива, т.е. районам, находящимся под влиянием интенсивного терригенного стока и абразии Здесь мощность средне-верхнеголоценовых преимущественно глинистых илов достигает 5-10 м, а скорость их накопления - 50-100 см/тыс. лет и более. В других

впадинах бассейнов мощность составляет 2-3 м. а скорость накопления 20-40 см/тыс.лет. Обширные площади дна (до 50%) в интервале глубин от 30 м до 60-80 м отличаются или крайне низкой мощностью голоценовых осадков (<10-20 см) ИЛИ нулевой скоростью осадконакопле-ния. В платформенной области Черного моря и Северного Каспия отмечается сплошной покров голоценовых отложений, за исключением отдельных участков берегового склона, где обнажаются дочетвертичные породы Максимальная мощность морских осадков и скорость их накопления характерны для авандельты Дуная, Волги. Урала, Днепровского желоба и Уральской бороздины, берегового склона и банок (3-6 м и более и 40-100 см/тыс.лет и более). На обширных пространствах центральной и внешней части шельфов мощность биогенных и глинистых осадков сокращается до 0,2-1 м (реже больше), а скорость накопления редко достигает 10-15 см/тыс. лет. На континентальном склоне и во впадине мощность фоновых голоценвых илов составляет 50-70 см при скорости накопления < 10 см/тыс.лет В отдельных местах подводных долин и каньонов, русел конусов выноса мощность диатомовых илов и турбидитов достигает 3-4 м. а скорость накопления - 50-100 см/тыс.лет. Мощность верхнеплейстоценовых терригенных илов за пределами шельфа повсеестно возрастает в несколько раз. а на конусах скорости осад-конакопления достигают 2-4 м/тыс лет. В Восточном Средиземноморье мощность глубоководных голоценовых глинисто-известковых илов, как правило, колеблется в пределах 20-50 см, а скорость осадконакопления - 2-5 см/тыс.лет. Схожие величины свойственны и шельфовым фациям. В осадках Ливийскою желоба и на Нильском глубоководном конусе выноса мощность достигает значений >3 м. а скорости - >30 см/тыс.лет (МаМопаёо. 81еп1еу. 1976) В разрезе позднечетвертичных отложений за пределами аванделыы Нила и ею глубоководного конуса выноса отмечены колебания в мощности и скорости осадконакопления, но они остаются довольно низкими (Шимкус.1981: Сорокин и др.. 1984, 1985) В пределах Нильского конуса выноса в отдельные интервалы вюрмского времени мощность и скорость то возрастают, то уменьшаются, что связано с изменением палеогеографической обстановки (климата), а также с фаци-альными изменениями. Крайне низкие мощности и скорость голоценового осадконакопления отмечаются для Персидскою залива. Как правило, они не превышают нескольких десятков сантиметров и первых см/тыс. лет Местами на поверхности дна обнажаются осадки с возрастом в несколько тысяч лет и даже доголоценовые образования.

2 Типы седиментации и продукты

Позднечетвертичные отложения рассмотренных морей образуются в результате осаждения различною по происхождению исходною осадочною материала, терригенного, биогенного, хемогенного и др. Качественные и количественные параметры перечисленных компонентов и их соотношения отличаются в пределах изученных бассейнов.

2 1 Седиментация терригенного вещества

Соотношение материала из разных источников и интенсивность его накопления, часто оп-ределяеющая интенсивность осадконакопления в целом, зависит от количества выносимого в

моря вещества, что в свою очередь тесно связано с широтной климатической зональностью. Так. минимальный приход твердого терригенного материал эолового генезиса в аридной зоне Восточною Средиземноморья составляет 5-10 т/км2 площади дна. В Балтийском и Белом морях (зона субарктического гумидного климата) поступление твердого вещества увеличивается до 50-60 т/км2 и складывается из твердого речного стока (5-15 т/км2, в авандельте Сев.Двины - 100 т/км2), абразии (до 30 т/км") (Блажчишин. 1998). ледового разноса (до 15 т/км2) (Чувардинский, 1970). Существенно возрастает питание речным материалом платформенных областей Черного моря и Северного Каспия, водосборы которых расположены преимущественно в умеренном гумидном климате. Усредненная величина твердого стока составляет 300-400 т/км2; на долю абразии приходится до 200 т/км2 (Шуйский. 1974. 1979). Распространение на прилегающей суше стенных и пустынных ландшафтов создает условия для поступления в Черное и особенно в Каспийское моря тонкозернистого эолового материала. Так. по оценкам Ю.П.Хрусталева (1978. 1989) на акваторию Северного Каспия ветрами ежегодно выносится до 300 т/км2 пыли, что немного меньше твердого терригенного стока.

Терригенное вещество является важнейшим осадкообразующим компонентом позднечет-вертичных отложений, причем его содержание изменяется в рассматриваемых бассейнах в широких пределах. В Белом и Балтийском морях количество терригенной составляющей, как правило. >90%. В северо-западной части Черного моря и в Северном Каспии ее содержание колеблется от 5-10% до 90% и более. В южной части Восточного Средиземноморья на долю терри-генного материала приходится <50% и лишь на конусе выноса Нила - 40-90%.

2.1.1.Формирование гранулометрического состава

Распределение терригенного материала на морском дне происходит по закону механической дифференциации в соответствии с гидродинамическими условиями осадконакопления. Однако, в конкретных обстановках рассматриваемых морей эта закономерность нарушается из-за осложняющей роли биогенных остатков, разных масштабов привноса аллювиального материала и т.п.

Сравнительный анализ гранулометрического состава терригенного материала показал сле- -дуюшее. Значение грубозернистых фракций (>0.1 мм) на сравнимых глубинах шельфа уменьшаете» от Белого моря (холодная гумидная зона) к Восточному Средиземноморью (аридная зона). Это связано с распространением на дне в холодной гумидной зоне реликтовых осадков, отличающихся значительной грубозернистостью. и с недостатком песчаного материала в морях аридной зоны. Характер распределения по дну тонкозернистых частиц указывает на уменьшение их роли от умеренной гумидной зоны, где количество их велико и они преобладают в речной стоке, к холодной гумидной и особенно к аридной зоне, где он отсутствует, что свидетельствует о дефиците глинистого вещества в шельфовых осадках Средиземного и Белого морей. Различное поведение алевритовых частиц говорит о более значимой их роли в осадках аридной зоны, что связано с эоловым выносом.

2.1.2. Формирование минералогическою состава

Минералогический состав осадков платформенных морей весьма разнообразен, но отличается от бассейнов других типов некоторыми общими чертами. Его формирование определяется совокупным влиянием состава материнских пород и климатической зональностью выветри ва-ния.

Минералогический состав терригенных осадков западных, северных районов и Финского залива Балтийского моря и северо-западных и северных районов Белого моря тесным образом связан с составом гранитоидов и докембрийских метаморфических пород Балтийского щита, которые слабо изменены выветриванием в условиях субарктического климата. В целом он характеризуется субаркозовым и аркозовым составом с примесью в крупнозернистых фракциях обломков пород. Среди акцессорных терригенных минералов резко преобладают амфиболы при высоком содержании группы эпилога, граната и пироксснов. В осадках юго-восточных и южных районов морей, питаемых за счет палеозойско-мезозойских пород Русской плиты и четвертичных морен отмечается увеличение обломков осадочных пород и кварца, а местами глауконита. Среди акцессорных минералов увеличивается количество ильменита гранатов, рутила, турмалина.

Обломочная часть терригенной фракции осадков северо-западного шельфа Черного моря и Северною Каспия характеризуется олигомиктовым и даже мономинеральным кварцевым составом, что определяется широким развитием на водосборах преимущественно кайнозойских осадочных порол и морен Русской плиты. Отличительной чертой комплексов акцессорных минералов является повышенные содержания ильменита, граната, устойчивых и метаморфических минералов.

Формирование ассоциаций терригенных минералов осадков платформенной окраины Средиземною моря происходит под влиянием состава зрелых осадочных и кристаллических порол северной части Африканской платформы. Поэтому состав обломочной фракции преимущественно кварцевый. Среди акцессорных минералов отмечается преобладание лимонита (пустынное выветривание) и довольно высокое содержание устойчивых видов. Иной минерал огиче-ский состав осадков принильского участка определяется широким развитием на водосборах магматических пород, являющихся источниками полевых шпатов, кварца, слюд, пироксенов. амфиболов.

Особенности формирования состава глинистых минералов осадков рассмотренных бассейнов более тесным образом связаны с климатической зональностью. От субарктической гу-мидной зоны до субтропической и тропической аридной в составе глинистых минералов уменьшается содержание гидрослюд от явно преобладающей компоненты глинистой части осадков до незначительных количеств или даже примеси. Параллельно растет содержание монтмориллонита и смешанослойных образований слюда-монтмориллонитового состава, а в последних -количество монтмориллонитовых пакетов, достигающее 80%. Наибольшее относительное ко-

личество монтмориллонита характерно для глинистых минералов осадков платформенных бассейнов, области питания которых расположены в аридной зоне. Платформенные участки тропиков поставляют в бассейн большое количество каолинита - наиболее устойчивого глинистого минерала, образующегося при формировании ферраллитных кор. Помимо изменения количественных соотношений различных глинистых минералов для различных климатических зон свойственны определенные структурные особенности отдельных минералов. Для гидрослюд осадков всех платформенных бассейнов характерна значительная доля политипа 1М, причем относительное количество однослойных гидрослюд по направлению к югу увеличивается с одновременным ухудшением степени совершенства их структуры. В осадках субарктической зоны диоктаэдрические гидрослюды содержат большее по сравнению с другими зонами количество октаэдрического железа. С увеличением интенсивности химического выветривания в составе гидрослюд возрастает отношение что находит свое отражение в уменьшении пара-

метра "А" их элементарной ячейки. В осадках субарктических бассейнов переслаивание пакетов в смешанослойных образованиях обычно имеет тенденцию к более или менее упорядоченном) тип): в осадках южных бассейнов при большом количестве в составе смешанослойных монтмориллонитовых пакетов переслаивание их со слюдистыми беспорядочное.

2.2. Биогенная седиментация

Карбонатные и кремнистые скелетные остатки, а также ОВ морского и терригенного генезиса в платформенных морях имеют большое иногда решающее значение в формировании вещественного состава осадков. Однако их роль существенно меняется в зависимости oт климатической зональности областей сноса, а также температурного режима и солености морских вод.

2.2.1.Карбонаты

Накопление биогенных карбонатов и их осадкообразующая роль тесно связаны с температурой и соленостью морских вод. Минимальные концентрации, темпы накопления биогенных остатков и их видовое разнообразие свойственны морям субарктической зоны, отличающиеся пониженной соленостью и температурой. Высокие концентрации, максимальные темпы накопления, умеренное видовое разнообразие отмечается в обстановках умеренного гумидного и семиаридного климата с более высокой температурой и пониженной соленостью вод. Максимальные концентрации, средние темпы накопления, наибольшее видовое разнообразие характерны для аридной климатической зоны с максимальной температурой и близкой к нормальной соленостью вод. С увеличением температуры вод минералогический состав биогенных карбонатов изменяется в сторону увеличения роли метастабильных минералов (арагонита и ВМК).

2.2.2 Кремнезем

Биогенный кремнезем, производимый преимущественно диатомовыми водорослями, является осадкообразующим компонентом в платформенных морях, но его значение противоположно значению биогенных карбонатов. В шельфовых обстановках концентрации и темп нако-

мления уменьшается от бассейнов субарктической зоны к аридной, что связано со снижением продуктивности кремневыделяющих организмов. Анамально высокие концентрации и максимальные темпы накопления биогенного кремнезема наблюдаются в ряде глубоководных обста-новок в Черном море, связанных с развитием апвеллинга. приводящего к высокой продуктивности диатомового планктона.

2.2.3. Органическое вещество

Органическое вещество (ОВ) в позднечетвертичных платформенных отложениях является важнейшим компонентом, имеющим осадкообразующее значение. Его содержание, темны накопления и генетические типы изменяются в широких пределах, что объясняется различной биопродуктивностью бассейнов, количеством поступающего терригенного материала, разными условиями захоронения, большим разнообразием обстановок осадконакопления.

Содержание, темпы накопления и состав ОВ в позднечетвертичных осадках платформенных морей изменяются в широких пределах. Черты сходства и различия связаны прежде всего с климатической обстановкой осадконакопления, которая определяет начальные параметры накопления ОВ, а именно: продуктивность фитопланктона и фитобентоса в самих бассейнах и величину нривноса аллохтонного ОВ, типы осадков и скорости их накопления. Морфологические особенности дна бассейнов, наличие или отсутствие стратификации, влияющей на газовый режим водной толщи, определяют условия захоронения и минерализации ОВ.

Так, в Балтийском и Белом морях, лежащих в зоне холодною и умеренною гумидного климата, отмечается большой сток растворенной и взвешенной органики, образующейся в результате промыва поверхностными водами широко развитых на суше болот и торфяников. Поступление в моря большою количества растворенных веществ обеспечивает относительно высокую продуктивность морских вод. Мелководность бассейнов и активное перемешивание вод волнениями, течениями и приливами приводят к значительной минерализации в условиях нормального кислородного режима наиболее лабильных планктоногенных компонентов ОВ и финальное обогащение осадков стойким к разрушению аллохтонным ОВ. Высокие концентрации С^озникают лишь в терригенных по природе глинистых илах впадин, высокие скорости накопления осадков в которых определяют и высокие темпы накопления ОВ. За пределами впадин концентрации и темны накопления ОВ низкие и оно является смешанным по составу. Наличие в водной толще впадин плотностной стратификации, определяющей возникновение застойных условий, создает благоприятные условия для накопления прежде всего отмершего фитопланктона (так как препятствует его разложению), что приводи г к формированию сапропелевого по составу ОВ в концентрированной форме (сапропель).

В Черном море, питаемом из умеренной гумидной климатической зоны, повышенные концентрации ОВ на шельфе тяготеют к терригенным фациям авандельт и подводных долин и тонкозернистым идам внешнего шельфа. В первом случае в силу высоких скоростей накопления осадков фиксируются максимальные темпы накопления ОВ. Во втором случае из-за минимальных скоростей осадконакопления темпы накопления ОВ также минимальны. ОВ по своему составу в авандельто-

вых фациях из-за привноса большого количества террегенного ОВ является смешанным по составу с преобладанием гумусовой составляющей, а на шельфе - преимущественно сапропелевым (планк-тоногенным) с примесью гумусо-гулюидной компоненты При этом в осадках центральной части шельфа, где широко распространена донная растительность (заросли филлофоры). ОВ имеет водорослевую природу. Голоценовые фации континентального склона и глубоководной впадины из-за низких темпов накопления терригенного и биогенного (карбонатного) материала (малое разбавляющее влияние) и интенсивного накопления остатков фитопланктона (консервирующее действие сероводородного заражения), характеризующегося высокой продуктивностью, отличаются максимальными концентрациями, темпами накопления (в целом) и сапропелевым составом ОВ, особенно в сапропеле. Фации новоевксинского озера-моря, накопившиеся в условиях холодного и засушливого поздне-послеледникового климата из-за низкой продуктивности планктона и повышенного привноса терригенного ОВ отличаются минимальными концентрациями и темпами накопления ОВ. значительной примесью в его составе гумусово-гумоидных компонентов.

В Восточном Средиземноморье, примыкающем к аридным областям суши, в силу ограниченного во времени и пространстве стока с суши и низкой продуктивности морских вод, их высокой температуры и аэрируемостью в карбонатных фациях ОВ накапливается с минимальными темпами при крайне низких концентрациях и оно характеризуется значительной окисленностью. Обогащенные ОВ осадки (сапропели), в том числе и с глубоководного конуса выноса Нила, характеризуются максимальными для Средиземного моря (но в целом минимальными для рассматриваемого ряда морей) концентрациями и темпами накопления ОВ, сапропелевым составом с заметной примесью гумусовых компонентов, что определяется повышенным сносом аллохтонного ОВ и высокой продуктивностью моря, а также консервирующим влиянием застойных вод.

2 3 Хечюгенная седиментация

Накопление в осадкач материала, образовавшеюся в результате химических реакций в на 1- юнной во ie или в самой верхнем толще осадка, является важнейшей составляющей оса-точною процесса в п шформенныч бассейнах, которая шкнда сравнима с терригенной и биогенной седиментацией иш тале в определенных фаниальных постановках доминир^е i Особенности чемогпшой се шчентации во многом зависят oi климатического фактора, который 4epej ишенсивность химическою выверивания определяет масштабы выноса в море химических веществ, а через 1емиерат\р> и гидрохимию (pli. th. параметры карбонатной системы) морских во 1 - состояние и поведение злеменюв и соединений

Процесс чемогенпой сегментации является неотъемлемой чертой осатконакоптения в платформенных обстановках современных морей В них он получаст максимальное рашшие по сравнению с другими гинами рассматриваемых бассейнов. Маслиаб и формы проявления чемогенной седиментации зависят от климатического положения морских бассейнов и закономерно изменяются при переходе от чо юдной > умидной зоны к субтропической и тропической аридной

В условиях No.io.щого и умеренного гумидного климата (Белое и Балтийское моря) при интенсивном питании бассейнов железом и марганцем хемогенная седиментация реализуется в виде широкомасштабного образования Fe-Mn конкреций и корок, которыми нокрьпы огромные площади дна Второстепенной формой, развитой в условиях смены застойного и нормальною газовых режимов в толщи вод в ряде впадин Балтийского моря, является накопление кальциевого родохрозита При этом обстановка его образования рассматривается в качестве модели для объяснения формирования месторождений марганцевых руд.

В зоне умеренного омидною и семиаридного климата (северо-западная часть Черного моря и Северный Каспий) при обильном нос1уплении с речными водами растворенного карбонатного материала ца о i дельных участках дна или в отдельные интервалы времени получил развитие ограниченный по масш габу процесс хемогенного осаждения карбонатов в виде ооли-тов (мелководье) и'или кристаллического ВМК (микрита) (мелководные и 1л>боководные условия). Кроме того, в мелководных обстановках наблюдается карбонатная цементация поверхно-С1ных и захороненных осадков. Помимо седиментации карбона! hoi о материала, в некоторых обстановках (Каламитский залив Черного моря) происходит образование te-Mn конкреций, но масштабы этого процесса значительно уступают гем, которые выявлены в Балтийском море.

В зоне жаркого аридного климата при слабом терригенном питании или при огсузешии такового (южная часть Восточного Средиземноморья, аравийская часть Персидского залива) практически во всех фаци&льных обстановках широко развито хемогенное карбонатоиакопле-ние Оно сравнимо с биогенным процессом или даже превосходящее его по значению. Характерными прод\К1ами яьликмея оолитовые пески, различные по составу и формам выделения мелково шые и глубоководные микритовые карбонаты, известковые конкреции В приливно-огливных обоановках (себкхи Персидского зачива и прибрежных зон Средиземного моря) хе-могенный процесс приводит даже к образованию лваиори твых минералов (арагонит, гипс, доломит).

2.4 В>лканогенная седиментация

В сил\ особенноск'й геыоническою положения платформенные области современных внчтрикошинежальныч морей отличаются слабым участием эшкленното машриала в сложении осадков Влияние оцененных вулканических источников установлено лишь в осадках Вос-¡очною Средиземноморья (Сорокин и др.. 1985: Сорокин. 1999; Keller. 1978) Так. в средне-зюрмском юризонте вблизи африканского побережья обнаружен 0.5-1 см прослой, обтащенный щелочным вулканическим стеклом но состав} близким к материал), образованному при извержении вулканов кампанской группы Италии. В ряде колонок с ыубоководного конуса выноса Нила в голоценовой части разреза определена примесь ву.исанического стекла, источником которого являются вулканы Э1 ейской провинции.

3.1 еиоис иозднечетвертичных отложений

Вещественный состав позднечетвертичных огложений платформенных бассейнов форми-

руется в результате осаждения материала различного происхождения. В целом, им свойственно большое разнообразие вещественно-генетических типов осадков, образующихся в результате сочетания вещества различного генезиса: терригенного, биогенного и хемогенного. Климатическое положение рассматриваемых морей оказывает большое влияние на роль различных источников осадочного материала в формировании осадков, определяя ведущие типы седиментации

3.1. Типы седиментации

В Белом и Балтийском морях (холодная и умеренная гумидная зона) в балансе осадочного материала основное значение имеет герригенный материал, который и играет павную роль в осадочном процессе (терригенная седиментация), генерируя песчано-глинистый состав образующихся осадков Биогенная и хемогенная седиментация играют подчиненную роль, внося разнообразии и терригенные типы осадков (обращенные ОВ алеврито-глинистые и глинистые илы впадин, конкрециесодержащие грубо- и тонкозернистые илы и пески, примесь раковинного материала) В северо-западной части Черного моря и Северном Каспии (умеренная гумидная. семиаридная и аридная климатическая зоны с питанием из гумидной зоны) ведущую роль в осадконакоплении играют терригенная и биогенная седиментация. Хемогенная седиментация имеет второстепенное значение, однако на коротких промежутках времени она может резко возрастать. В Восточном Средиземноморье и аравийской части Персидского залива (жаркий аридный кмима!) ведущая роль в осадконакоплении перехоли! к биогенной и хемшенной седиментации почти на всей плошади дна. Герригенная седиментация имеет основное значение тишь в фациадьныч зонах аваидельты Нила и его глубоководного конуса.

3.2. Генетические типы

Рассматриваемые бассейны характеризуются наибольшим разнообразием механизмов (способов) осаждения почднечетвер] ичных осадков. Поэюму по¡днече! вер* ичные 01 южения платформенных морей отличаются большим разнообразием генетических типов. За основу выделения 1енешческих типов автором взяты классификации А А.Чистякова и Ф.А.Щербакова 1!983) и В. Г.Фро юна (1984). в «кнвеачвии с которыми в морских отложениях усыновлены г-едующне классы генетических типов чеитагенный Минаиическиш объединяющий группы гидродинамических (волновых. 1ечениевых). гравитационных (коллювиалышч). опол¡левых, потоковых и фоновых (нефелоидных) типов: биогеппыи и хеиогеппыи Набор 1енетических типов (генетические комплексы) и их относительная роль в платформенных бассейнах различаются. что. в общем, определяется ведущими типами седиментации

В направлении от субарктической гумидной к субтропической аридной зоне в целом уменьшается относительное значение гидродинамических типов, литологический состав которых изменяется от терригенного до биогенно-хемогенного. Параллельно происходит усиление роти биогенных, биогенно-хемогенных и даже хемогенных типов, что отражает возрастающее значение биогенных и хемогенных процессов. Особым комплексом генетических типов отличаются обширные глубоководные конуса выноса, в образовании которого принимают участие

разнообразные потоки относительно тонкозернистого (песчано-глинисюю) осадочного материала.

4 Строение и состав четвертичных отложений

Строение и coctae толщи четвертичных отложений в платформенных бассейнах изучены с использованием материалов непрерывного сейсмоакустического профилирования (11С11) и морского 6sрения. При этом установлены как общие закономерности, свойственные всем рассмотренным объеюам. так и особенности, присущие каждому из них.

Чеч нертичная осадочная толща в платформенных бассейнах близка по своим свойствам к позднечегвершчным осадкам. Она характеризуется сходным набором лиюлогических. генетических и фациальных типов, вещественным составом, малыми мощностями. Но при этом сохраняются различия, определяемые климатичесческой зональное 1ью (составом и ведущими ih-пами седиментации). В тектонически стабильных шельфовых обстановках во всех климатических зонах в маломощных разрезах четвертичных отложений собственно морские осадки играют второстепенную роль, подчиняясь субаэральным фациям регрессивных эпох, а часто представлены только отложениями последней послеледниковой трансгрессии. 1ак. в Белом и Балтийском морях четвертичная осадочная толща oi личается небольшой мощностью (до 20-50 м) (Блажчишин. 1998; Девдариани. 1985; Рыбалко. 1999; Свиридов, 1975, 1983; Свиридов и др. 1996:. Сорокин и др.. 2000. 2002: Ignatius et а!.. 1980; Köglcr. Larsen. 1979). Она с несогласием перекрывает дочетвертичные коренные породы и включает несколько сейсмос фатиграфи-ческих комплексов, слагаемых моренными отложениями, песчано-ыииисгыми отложениями пресноводных водоемов, различными но составу морскими голоценовыми осадками, мощностью до 10-15 м. Распространение последних на значительных площадях дна прерываются выходами нижележащих комплексов и коренных пород. Чешертичные отложения северо-за-пэдною шельфа Черною моря подстилаются недис.ки тированными. маломощными, мелководными отложениями плиоцена (История дологического развития..., 1988; Mopi \ков и др.. 1981: Осадконакопдсние.... 1978: Туголссов и др..1985; Шнюков и др.. 1984). На его доголоценовую ловср\иос1ь выходят разногенетические континентальные образования времени последней регрессии. Анализ сводных разрезов четвертичных обложений показываеч. что их мощность составляет несколько десятков метров. В составе преобладаю! аллювиальные, эолово-делювиальные. лиманные рарессивные фации постчаудинского, посткарангатското и новоевксинского времени. Морские маломощные пески, глины, алевриты, литифипированные ракуншяки чау-линского. древиеэвксинского и карангатского возраста сохранились локально. Они отличаются "лоску |ным" распространением и вскрыты бурением на о1.чельных банках и структурных поднятиях в прибрежной и центральной зонах шельфа. Более мощные дслыовые фации Дуная и Днепра обнаружены на внешней части шельфа, где их мощность составляет несколько километров. Из-за плохой сохранности отдельных стратиграфических горизонтов сложно представить картину их фациальных и вещественно-генетических особенностей. Аналогичная законе-

мерность свойственна и четвертичным отложениям шельфа Восточного Средиземноморья и Персидского залива

Глубоководные четвертичные отложения отличаются, как правило, непрерывными разрезами, малыми мошностями, сохраняют различия, присущие гумидной и аридной обстановкам. Мощные четвертичные толщи преимущественно терригенного состава накопились на крупных глубоководных конусах выноса платформенных рек (Дунайском и Нильском). В их пределах выделяются соответствующие комплексы генетических типов, образованные в основном отложениями тонкозернистых мутьевых потоков, сочетающихся в разрезе с подчиненными фоновыми осадками

5. Истории осадконакопления и формирование толщи четвертичных отложений

Рассмотренный фактический материал показывает, что формирование толщи четвертичных отложении в платформенных обстановках характеризуется многими общими чертами, которые определяются тектонической стабильностью платформенных шельфов и устойчивым прогибанием смежных глубоководных впадин платформенных окраин Климатические и другие различия в условиях осадконакопления придают осадочному процессу многие своеобразные черты

Формирование четвертичных отложений в платформенных бассейнах протекало циклично, что определялось взаимосвязанными изменениями климата и уровней морей в ледниковые и межледниковыс периоды На шельфах это привело к образованию маломощных (метры - первые десятки метров) осадочных толщ, в разрезе которых наблюдается перестаивание континентальных и морских осадков, отражающее смены природных обстановок в ледниковые эпохи, сопровождавшиеся похолоданием и аридизацией климата и регрессиями (континентальные условия размыв предшествующих морских осадков и накопление различных по генезису суб-аэральных осадков), и межледниковые эпохи - время потепления и увлажнения климата и трансгрессий (морские условия - накопление морских осадков) При этом в ледниковой зоне (Белое и Балтийское моря) в результате эрозионной деятельности ледников в разрезах сохранились лишь отложения последнею ледниково-послеледникового цикла (от морен осташковского оледенения до голоценовых морских осадков). Во внеледниковой зоне (Черное, Каспийское и Средиземное моря) в толще элювиальных, делювиальных, озерно-лиманных, эоловых образовании сохранились фрагментарные остатки морских осадков предшествующих межледниковых эпох: все это перекрыто позднечетвертичными морскими фациями. За пределами шельфов на протяжении четвертичного времени сфомировались маломощные (десятки - первые сотни метров) стратиграфически непрерывные толщи морских осадков, в литологическом составе которых отразились произошедшие изменения обстановок осадконакопления. Здесь же образова-тись мощные (сотни метров - первые километры) и обширные толщи глубоководных конусов выноса, в разрезах которых также нашли отражение изменения уровня морей и климата. Следовательно, четвертичные толщи слагаются маломощным континентально-морским комплексом

отложений на шельфе и морским глубоководным комплексом отложений, а также мощным комплексом глубоководных конусов выноса. Особенности вещественного состава четвертичных отложений, определяемые климатическими различиями. позволяют разделить их на соответствующие климатические подтипы

Глава 4. Формирование отложений в обстановках ОВАСП 1. Фациальная характеристика позднечетвертичных осадков

Несмотря на различия в океанологических и климатических условиях осадконакопления, бассейны рассматриваемого типа не отличаются большим фацильным разнообразием их отложений. В рельефе дна морей, примыкающих к горно-складчатым сооружениям и являющихся котловинными впадинами, выделяется узкие (первые км - 10 км. реже больше) шельфы, узкие и крутые (10-20° и более) континентальные склоны, прорезанные многочисленными подводны-чи каньонами. Их длина измеряется первыми десятками км, ширина - первыми км. глубина вреза - сотнями м. Континентальные склоны довольно резко переходят в глубоководные впадины с ровным (Черное, Средиземное моря, Средний Каспий) или осложненным поднятиями, связанными со складками и грязевыми вулканами (Южный Каспий) дном. В зоне перехода располагаются выраженные в рельефе, небольшие по площади глубоководные конуса выноса.

Сходство обстановок осадконакопления, прежде всего рельефа дна и кружающей суши, определяет однотипный фациальный характер позднечетвертичных отложений с ограниченным набором фаций. Доминирование в балансе исходного осадочною материала терригенной компоненты сказывается на преимущественно терргенном облике образующихся типов осадков. Наблюдаемая на шельфах фациальная зональность выражается в закономерной смене при удалении от берега грубозернистых гравийно-галечных отложений пляжа на алеврито-глинистые илы внешнего шельфа Особенностью осадков континентального склона является сочетание тонкозернистых и грубозернистых литотипов, представляющих фации его выровненных участков и каньонов. Глубоководная фациальная палитра определяется многообразием структурных типов отложений, слагающих глубоководные конуса выноса и смежные участки впадин, и их сочетанием в разрезах позднечетвертичных отложений

Наиболее подробно рассмотрены фациальные особенности позднечетвертичных отложений Черною моря как типичного представителя бассейнов орогенных впадин Альпийскою складчатого комплекса (ОВАСП). В нем выделяется несколько крупных седиментационных об-становок, характеризующихся существенными различиями в строение и составе осадков. Это шельф, континентальный склон, приконтинентальная и центральная части глубоководной впадины

Фациальный комплекс шельфа включает фации пляжа, открытого прибрежного мелководья, авандельтовая, центрального и внешнего шельфа. Фациальный комплекс континентального склона включает фации выровненных участков склона между каньонами, склонов каньонов, русел каньонов и подводных долин. Фациальный комплекс глубоководной впадины включает фа-

ции глубоководных конусов выноса (русел, прирусловых намывных валов, межрусловых у ча-стков и др.) и центральных частей глубоководной впадины.

Особенности фациадьной тональности, выявленные для черноморских отложений, свойственны и одновозрастным отложениям сюадчат ых окраин Средиземного моря (впадина Анта-лья, Родосская ко1.швина. западная часть Эллинского желоба. Южно-Адриатическая впадина, северная чааь Аджиро-Нрованского бассейна) и Каспийского моря (западная и южная облааи) (Клприн и др.. 1972: Лебедев. 1990; Леонтьев и др.. 1976: Маев. 1964: Мае в и др.. 1976: Осадки... 1973: Пале01еофафия... 1991: Поляков. Сорокин, 1983; Сапрунова, Вронский. 1977; Сорокин. 1983: Сорокин и др.. 1982; Сорокин и др.. 1983; Страхов. 1950а; Холодов. Лисицына. 1989: Шимкус. 1981. Klaucke. Cochonat, 1999: Klaucke et al.. 2000: Cattaneo, Trincaidi. 1999; Colantom. Dallignani. 1978: Corregiari et al.. 2001: Ergin et al.. 1992; Fcldhausen. Stanley. 1980: Gensous. Tesson, 1996; Leclair. 1972: Migeon et al.. 2001; Oeitzschner. Sigl. 1970; Stanley. Maldonado. 1981: Straeten. 1967: 1970: Trincardi. Correggiari, 2000: Vittiri et al.. 1981).

1.2. Мощност ь и скорость осадконакопления

Многочисленные данные по стратиграфии позднечетвертичных осадков Черного, Каспийского и Средиземного морей позволяют оценить мощности и скорости их накопления для отдельных горизонтов. Наибольшая мощность голоценового горизонта во внутриконтиненталь-мых морях свойственна мелководным прибрежным фациям открытого шельфа и фациям аван-дельт рек. Так. в районе Куры, Риони, Роны мощность голоценовых осадков достигают 40-60 м. а скорости их накопления - 500-800 см/тыс. лет! Несколько меньшие значения отмечаются для других районов шельфа изученных морей 20-30 м и 200-400 см/тыс. лет. К внешней зоне шельфа мощность уменьшается до 2-4 м. а скорости накопления - до 20-50 см/тыс. лет. Таким образом, практически все шельфы морей ОВАСП можно вслед за А.П.Лисицыным (1982) отнести к областям лавинной седиментации. На континентальных склонах отмечается нерегулярным характер распространения мощностей голоценовых осадков. Это связано с широким развитием оползневых и эрозионных процессов. Тем не менее, мощности голоценовых илов в ненарушенных разрезах достигают 2-3 м и более, а скорости их накопления 20-40 см/ тыс. лет. На глубоководных конусах выноса интенсивность осадконакопления резко возрастает. В Черном море мощность только новочерноморских осадков (0-3 тыс.лет) на конусах выноса у кавказского и западно-турецкого побережий составляют 2-3 м при средних скоростях накопления 60-100 см/тыс.лет. Подобные и даже большие мощности и скорости свойственны и другим изученным регионам. На дистальных частях конусов выноса и в глубоководных впадинах мощность и скорости накопления голоценового горизонта сокращаются до первых метров и десятков см/тыс. лет. Следует отметить, что в целом мощность позднечетвертичных осадков и скорость их накопления уменьшаются от Черного и Каспийского морей к Средиземному морю, что связано со снижением интенсивности питания терригенным осадочным материалом.

2. Типы седиментации и продукты

Отличительная особенность позднсчствертичных осадков морей ОВЛС11 состоит в доминирование |ерригеннот вещества, являющегося основным компонентом в балансе исходного осадочного материала. Биогенный, вулканогенный и. особенно, хемогенный материал играют второстепенную роль, хотя иногда их значение может существенно возрастать.

2.1. Седиментация терригенного вещества

2.1.1 .Формирование гранулометрического состава

Структурные особенности осадков ОВАСП определяются гранулометрическим составом твердых наносов горных рек. в которых наиболее велико значение влекомого грубообломочно-го материала гравийно-галечной размерности, а во взвеси преобладают песчаные и алевритовые частицы, а также интенсивным его переносом в глубоководные обстановки автокинетическими потоками. Распределение терригенного материала наиболее точно следует закону механической дифференциации, особенно на шельфе, чю выражается в закономерной смене песков на алевриты и глинистые илы от берега до бровки шельфа. Отличительной чертой морей ОВАСП является большая роль в осадках грубо и крупнообломочного материала, что выражается в галечном и гравийном размере обломков на пляжах и верхней части берегового склона: распространение в повышенных количествах песчаных частиц до больших глубин, чем в платформенных и рифтовых бассейнах, что связано с приглубым типом берегов и повышенной гидродинамической активностью водной массы: высокой концентрации алевритовых частиц вплоть до формирования алевритовых илов. Континентальные склоны и глубоководные впадины являются областями доминирования глнистых осадков, в которых количество частиц размером <0.005 мм достигает 70% и более. Исключения представляют осадки каньонов и глубоководных конусов выноса. В их пределах отлагаются в виде различных по мощности прослоев грубозернистые частицы размером от чистого алеврита (дистальные части) до песка и крупнее (проксимальные части и каньоны) или смесь частиц различной размерности

2.1 ^.Формирование минералогического состава

В окшчне от платформенных областей суши н пределах альпийских скла. 1чаты\ сооружений широко распространены молодые осадочные, метаморфические и магматические породы. Интенсивное механическое разрушение этих пород в условиях сильно расчлененного горного рельефа препятств\ет глубокому химическому выветриванию. Короткие нуш гранспоршровки продуктов выветривания, представленных обломками пород и неустойчивыми минералами (основными п.ш иоклазами. ромбическими и моноклинными нироксснами. щелочными амфиболами). а также глинистым веществом, слагаемым хорошо окристалдизованными иллитами. монтмориллонитом и хлоритом, также не способствуют существенному минералогическому изменению исходного материала. Особенности морфологии бассейнов, выражающиеся в узости фациальных зон шельфов и континентальных склонов, благоприятствуют выносу обломочного и глинистого материала в глубоководные области, в результате чего формируются терригенно-

минералогические провинции, тесно связанные с конкретными источниками и протягивающиеся перпендикулярно береговой линии от берега в глубоководные впадины.

В целом состав провинций кластогенных терригенных минералов в позднечетвертичных осадках морей и континентальных окраин ОВАСП отражает состав слабо измененных химическим выветриванием разнообразных пород молодых горноскладчатых альпийских сооружений Это выражается в накоплении относительно малоустойчивых к выветриванию минералов (пи-роксенов, амфиболов, минералов гр. эпидота, магнетита), а также характерных минералов метаморфических пород, незначительной роли устойчивых видов. Для осадков характерны повышенное содержание обломков пород, в том числе магматических, полевых шпатов (преимущественно плагиоклазов), слюд, низкие соотношения кварца и полевых шпатов (как правило. <1). В результате формируются граувакковые и лититовые обломочные отложения.

При значительном разнообразии и неодинаковых количественных соотношениях отдельных глииис1ы\ минерелов наиболее характерными чертами их ассоциации является наличие алюминиево-железистых гидрослюд (60% и более от глинистой фракции), машезиалыш-железиетою х.юри!а (до 15%). монтмориллонита и небольшая примесь каолинита. Содержание смгшанослойных образований преимущественно Iидрослюда-смсктитового и хлорит-смекти-швого соаава обычно невелико (<25%). Среди гидрослюд повсеместно преобладают мускови-топодобные (2М|) разности с высокой степенью совершенс] ва сфук|уры. В С1роении смешапо-слойных образований отмечается более или менее выраженная тенденция к упорядоченному переслаиванию I идрос.хюднстых (хлоритовых) и смектитовых пакетов. Детальные исследо-чания. включая и структурные, не выявили отличий отдельных минералов из разных бассейнов. Развитие в питающих горных областях вулканизма приводи! к обобщению осадков монтмо-риллониюм вм.ю1ь до ею доминирования в глинистой фракции, а также примеси селадонито-подобных I идрослюд.

Различия в климатических условиях горных областей суши мало сказываются на минеральном составе формирующихся осадков в пределах выделенных провинций в связи с режим г.оминчрованием физического выветривания над химическим. Имеющиеся отклонения от приведенной схемы связаны в основном с соотношениями типов материнских пород на водосборных площадях.

2.2. Биогенная седиментация

Осадочный материал би01енного происхождения (карбонаты, кремнезем. ОВ) имеет в г.озднечегвершчных отложениях морей ОВАСП подчиненное значение, что предопределяется ин-тененвным накоплением ¡еррженною вещества.

2.2.1. Карбонаты

Карбонаты наиболее распространены среди биогенных компонентов осадков. В поздне-четвертичных отложениях они имеют подчиненное значение, что выражается в их низких содержаниях. В шельфовых фациях карбонаты представлены остатками известьвыделяющих ор-

ганизмов. разнообразие коюрых уменьшается от нормально соленого Среди ¡ем ною моря к Черному и Каспийскому морям с пониженной соленостью вод. Еще более контрастная картина наблюдается в иубоководных фациях, в которых в Черном и Каспийском морях остатки известкового планктона (главного поставщика карбонатов в осадки) или присутствуют на некоторых стра!шрафических уровнях или практически отсутствуют.

2.2.2. Кремне (ем

Биогенный кремнезем. как правило, является резко второстепенным компонентом но'здне-чешертичных осадков. Бго относительное значение возрастает от Средиземного моря к Каспийскому морю вслед за увеличением иродукшвноои диатомового фитопланктона, основного поставщика биогенного опала. В Черном и особенно в Каспийском море остатки диатомовых участвуют в формировании маломощных прослоев диатомитов в фациях внешнего шельфа и фацияч Iиубоководных впадин.

2.2.3. Ор1аническое вещество

ОВ является важным второстепенным компонентом позднечетвертичных осадков ОВАСП. Минимальные его содержания при максимальных темпах накопления отмечены для крупнозернистых фаций прибрежного и центрального шельфа, максимальные при низких темпах (за исключением конусов выноса) - для тонкозернистых глубоководных фаций. В целом масштабы накопления ОВ возрастают от Средиземною моря к Каспийскому параллельно увеличению нродук1Ивности фитопланктона. В составе ОВ отмечается повышенное содержание свежих и преобразованных остатков высшей растительности и водорослей, особенно в фациях шельфа и глубоководных конусов выноса. В ю же время отдельные сапропелевые прослои обогащены (исперсными формами. По своему генезису ОВ позднечетвертичных осадков характеризуется смешанным сос1авом.

2 3 Хемогешшя седиментация

Процессы осаждения в позднечетвертичное время хс.могснного маюриала в морях ОВАСП имеют резко подчиненное геррш еино.му и биогенному процессам значение. Можно .оворшь о 1в>\ типах продуктов, образующихся химическим путем: ссдимешогенных (выпадающих из морских вод) и диагснстичееких. хотя часто довольно трудно провести между ними четкую :раниц\ Наибольшим распространением пользуются хемогенные карбонаты (1оршко-на. 1959: Емельянов и др.. 1979: Митронольский и др.. 1982: Осадки.... 1973: : Осадконаконле-иие....1978: Сорокин и др.. 1984: 1987а: 19876: Сорокин. Шлыков. 1988: Страхов и др.. 1954: Шимкус. 1981: Гримонис. 1972). В рассматриваемых бассейнах Средиземного моря к ним относится ВМК. накапливающийся в юнкозернисгой фракции (<0.01 мм) глубоководных осадков. |де им слагается не более 30% суммы карбонатов (при общей доле в осадке не более 5-10%). Формы нахождения минерала определим» трудно, г.к. здесь концентрируется основная масса биоеннот кальцита. Также трудно решить, является ли ВМК седиментогенным или диагсис-тическим. В осадках Черною и Каспийского морей присутствует небольшое количество кри-

слаиическою кальцита, по-видимому, смешанного генезиса. При этом он тяютеет к межледниковым оиожениям. Заметное значение в позднеплейстоценовых глубоководных отложениях имеют диагенстичсскио моносульфиды железа (гидро1роилит и мелышковит) и пирит. Они находятся преимущественно в отложениях Черного и Каспийского морей в виде стяжений, линз, прослоев, придающих осадкам полосчатую или сплошную черную окраску.

2.4. Вулканогенная седиментация

Своеобразной особенностью осадочною процесса в морях ОВАСП является присутствие в иочднече! вертичных отложениях материала эндогенного происхождения, являющегося продуктами вулканической деятельности. Заметное его количество находится в осадках участков морей примыкающих к областям активного четвертичного конгинешальною и морского вулканизма. Наиболее ярким примером являются Южно-Адриатическая впадина и Кригское море (Сорокин. Щербакова. 1995: Сорокин. 1999: Шимкус. 1981; Calanchi et al.. 1998; Keller et al.. 1978: Paterne et al.. 1986: 1988: Vinci. 1985 и др.). По нашим данным в разрезах голоненовых и позднеплейстоценовых отложений, отобранных с континентального склона и 1лубоководной впадины Адриашческого моря установлено до 9 прослоев, состоящих из пирокластичсского материала (тефры) щелочного состава, источником которого являются вулканы Италии. Их мощность K0.ie6.ieiCH oi первых до 10 см. Существенное количество вулканогенного материала находится и в разрезе позднечетвергичных осадков Критского моря и смежных районов восточной части Эллинскою желоба (Vinci. 1985). В этом регионе основная масса пирокластики как в прослоях (мощностью до 10 см и более), так и в рассеянной форме происходи! из вулканов Эллинской вулканической душ. продукты дацилового и риолит-данитовото состава которой нринц.иежа1 к шничнои opoiенной серии. Для других областей Средиземного моря, а также в Черном и Каспийском морс не установлено влияния синседиметационнот вулканита в лозднече1вер;ичных осадках, несмотря на то. что активная вулканическая деятельность оро-генного типа протекала на протяжении плейстоцена и голоцена на обширных пространствах Кавкша и Армянского наюрья (Милановский. 1968). Косвенно это подтверждается минералогическим составом осадков, в котором количественно преобладаю! слабоизмененные продукты ра¡рушения вулканических пород.

3. I енезис иочднече! вер шчны\ отложений

3 КТины седиментации

Рассмофенный в предыдущих разделах материал показывает, что в морях ОВЛС11 на протяжении позднечетвертичного времени ведущую роль в осадочном процессе Hipaei 1ерри-генная седиментация, которая определяв! обломочный и ¡линиаый состав осадков во всех фа-циадьных обегановках. Это связано со следующими причинами. Во-первых, с горных сооружений меткими и кру пными реками, а также в результате абразии выносится большая масса тер-ршешюю вещества, которая доминирует в балансе осадочного материала. В ее структуре значительную часть составляют песчано-гравийно-галечные фракции, которыми слагаются фации

пляжей и подводного берегового склона. Во-вторых, узкие полосы шельфов шириной, как правило. в несколько километров являются, с одной стороны, зоной активной аккумуляции терри-генного материала, чю ныражаеюя в максимальных скоростях осадконакоиления. а с друюй -зоной его транзита. Наконец, многочисленные каньоны и иные подводные долины коптипен-1а-!ьныч склонов, часю врезанные в шельфы вплоть до устьев рек. служат проводящими путями для переноса нлотностными потоками огромных масс терригенного материала к материковым подножиям и в 1 1убоководные впадины, где он слагает I л)боководные конуса выноса.

Биогенный, вулканогенный и. особенно, хемогенный типы седиментации имеют явно подчиненное значение. Их сопутствующая роль или постоянна на протяжении позднечетвер-гичною времени (биогенные карбонаты, вулканогенный материал в Средиземном море) или спорадически проявляется на коротких временных интервалах (кокколитовые и сапропелевые иды в Черном море, седиментогенно-диагенетические карбонаты в Каспийском море)

3.2.1 снстические типы

Отличительной чертой позднечетвертичного осадочного процесса в морях ОВАСП явля-егся ыавешпву ютцая роль терршенной седиментации, связанная с доминироваиием в балансе исходного осадочного материала терригенной составляющей. Этот факт определяет развитие в основном механических (динамических) способов осаждения осадков, что приводит к формированию вполне определенных генетических комплексов отложений. В шельфовых обаанов-ках он вк.иочас! пара1 ене! ] идродинамических генетических типов: волновых, течсписвых и нефелоидного. На крутых континентальных склонах, расчлененных каньонами, комплекс генетических типов сосюит из совокупности обвальных, оползневых, грубооблочпых потоковых и фоновых отложений. В глубоководных обстановках наиболее широкое рашише получил комплекс тлубокоаодных конусов выноса, в коюром сочетается все разнообразие потоковых гене-1нческн\ типов, вктючающее наиболее грубозернистые их разности. Вне конусов выноса наиболее распространен фоновый генетический тип. которому сопутствуют с разной степенью вы-раленноеми шетальные ни)копло1нос1ные |урбиди1ы.

4 СI роение и соешв четвертичных отложений

Интерпретация данных бурения и непрерывною сейсмоакусгическою профилирования с учетом изложенных выше материалов по позднече1вершчным осадкам позволяв! выяви 1ь особенности строения, состава и 1енезиса четвертичных отложений морей ОВАС11. которые принципиально отличаются от того, что наблюдается в других типах бассейнов

Плеисюценовые отложения морей ОВАСП характеризуются теми же основными чертами, что п позднечетвертичные осадки, т.е. состоят из близких по структуре и составу терригенныч шпон, комплексов генетических 1инов и фаций Особенность накопления шельфовых образований состоит в кхной связи с режимом вертикальных тектонических движений и изменениями уровня морей. Непрерывный (или почти непрерывный) осадочный процесс про1екае1 в условиях интенсивною пофужения шельфов (Рионская. Бургасская впадины в Черном море, Куриинская впадина в Каспийском море. Южно-Адриатическая впадина и впадина Иекандерун

риинская впадина в Каспийском море. Южно-Адриатическая впадина и впадина Искандер) н в Средиземном море) в результате чего накапливаются наиболее мощные осадочные комплексы (1-2 км). В условиях последовательных поднятий, обусловленных opoi еническими движениями Альпийских складчатых сооружений (кавказский и турецкий шельфы Черною моря, дагестанский шельф Каспийского моря, алжирский, турецкий, франко-итальянский шельфы Средиземною моря), и циклических изменений уровня морей, приводящих к периодического размыву осадков, четвертичные отложения минимальной мощности (20-50 м) представлены своими верхними горизонтами, накопившимися в последнюю трансгрессивную стадию

Четвертичные отложения континентальных склонов отличаются мозаичным распространением. изменчивой мощностью, стратиграфической неоднородностью и неполнотой Для них характерно присутствие различных по объему оползневых масс, наличие значительных по площади >час!ков размывов, поверхностей скольжения и т.д.

Глубоководные впадины являются областями интенсивного накопления четвертичных осадков, в составе которых ведущую роль играют отложения авюкинежческих потоков и оползней (Геологическая исюрия .. 1980: Геологические явления... 1991; Земная кора .. 1982: Лебедев. 1978. 1990: Лимонов. 2000; Маловицкий. 1978; Моргунов и др.. 1981; Старо вой гон. 1985: Старовойтов и др.. 1993; Туюлесов и др.. 1985; Aksu el al..1992. Alteriis. Aiello, 1993: Anastasakis. Kelling. 1991: Bellaiche et al.. 1984: 1989, DSDP v.13: v.42A. B: Fanucci el al. 1984: Got et al.. 1977; Klaucke. Cochonat. 1999: Klaucke et al.. 2000. Másele et al.. 1986: Másele, Martín. 1990; Menard et al.. 1965: Migeon et al.. 2001: Pautotetal.. 1984: Rangin et al. 2002; Stanley. 1972: Stanley. Penssoratis. 1977: Viuori et al. 1981 ). В замкнутых впадинах (Черное море. Южный Каспий. Южно- Адриатическая. Южно-Ма1апанская. Южно-Критская. Родосская) наблюдается закономерная смена фаций oí приск.юновых к центральным участкам (от опотшевых и потоковых ииейфов к переслаиванию фоновых и иоюковых отложений). Области глубоководных впадин, примыкающих к окраинам складчатых сооружений (Лигурийское море и северная часть Прованского бассейна, впадина Анталья. западная часть Среднею Каспия), шполпены мошными оможеннями i i у ôo комодных конусов выноса. Их фациальная структура, гснстичс-.хие комплексы, история развития хорошо изучены на примере серии конусов вдоль коеючно-.о побережья Франции и Италии. Мощности четвертичных или плиоцен-четвертичных (образующих е щный седи\'ен1ологический цикл) отложений достигают 1-1.5 км. Здесь представлены практически непрерывные разрезы терригенного cociaBa Это в различной степени известковые аленрию-ципистые и глинистые толщи с циклическим строением Горизонты сейсмически слоистых межледниковых юнкозернистых илов и глин с ненарушенным залеганием чередуются с мощными горизонтами, отличающиеся нерегулярным характером сейсмической «ши-си. которые слагаются опо.иневыми отложениями и отложениями различных автокинетических потоков. В глубоководных скважинах им отвечают пачки, в коюрых существенную роль ш-ра-ют глинистые, алевритовые и несчаные турбидиты и которые накопились в тедниковые перио-

ды при низком стоянии уровней морей. По минералогическому составу отложения идентичны позднечетвертичным осадкам и представлены теми же генетическими типами

5. Наори* осадконакопления и формирование толщи четвертичных отложений

В рассмотренных морях, расположенных в глубоководных ОВАСП, образовались однотипные комплексы четвертичных осадочных отложений, характеризующихся сходными чертами строения, состава и историей накопления Интенсивный подъем горных сооружений, заложение I у с I ой гидрографической ссти и. как следствие, активная эрозия слагающих их пород обусловили поступление в моря большого количества тсрригенното вещества К четвертичному времени на континентальных склонах возникли многочисленные каньонныс системы, служившие проводниками осадочного материала в глубоководные впадины В результате к началу четвсртичною времени сформировались три ландшафтные зоны со специфическим протеканием осадочного процесса: шельфы, континентальные склоны и глубоководные впадины, которому. в целом, свойственен терригенный характер седиментации с подчиненной и сильно меняющейся во времени ролью биотеннот о процесса во всех фациальных обстановках.

Осадконакоплснис на узких шельфах, обрамляющих горные области суши, проходило под влиянием взаимодейсшя тектонических движений и крупномасштабных колебаний уровня морей При положительных вертикальных движениях в грасгрессивные межледниковые эпохи при высоком стоянии уровня шельфы покрывались почти сплошным чехлом терригеиных осадков большой мощности, изменяющихся от штяжевых талечников до глинистых илов внешнего шельфа. В последующие регрессивные ледниковые эпохи в условиях глубоких падений уровней морей, по-видимому, совпадавших по времени с подвижками на суше, фиксируемых по лестнице морских террас, на обнажающихся шельфах происходила почти полная эрозия морских осалков предшествующих трансгрессивных эпох. В результате в настоящее время на коренных породах шетьфов залет ает относительно маломощный (первые метры - десятки метров) покров иоинечешертичных осадков, который может быть размыт в относительно недалеком будущем. На непрерывно погружающихся шельфах в условиях обильного речного выноса в трансгрессивные «¡охи накапливались мощные (десятки и первые сотни метров) юлщи песчано-гли-пистых отложений, среди коюрых значительную роль шрали продельтовые и прибрежные фации. Во время последующих регрессий происходила час тишая эрозия морских осадков, про-тралаиия шельфов за счет формирования подводных дельтовых комплексов, наращивание разрезов за счет континентальных отложений. В результате сформировались мощные (до 1.5 км) и относительно страж!рафически полные разрезы преимущественно морских терригенных отло-■жений. раз (еденных перерывами.

Континентальные склоны со сложной морфологией дна являются зонами развития аккумулятивных и зрозионных осадочных процессов, в результате чего здесь наблюдается мозаичная картина распределения четвертичных морских оитожений. Она характеризуется часто хаотической латеральной сменой комплексов отложений, сильной стратиграфической изменчиво-

стью, резкой сменой мощностей одновозрастных горизонтов (от 0 до десятков и первых сотен метров). Эрозия выражается в размыве мутьевыми потоками в каньонах части или всей толщи четвертичных осадков, широком развитии разномасштабных оползневых явлений как в каньонах, так и на крутых участках склонов вне их. Устойчивая аккумуляция преимущественно фоновых типов осадков встречается на относительно выровненных участках континентальных склонов в их средних и нижних частях.

В глубоководных впадинах или их частях, примыкающих к окраинам горно-складчатых сооружений, в условиях некомпенсированного прогибания осадочный процесс в четвертичное время характеризуется непрерывистостью и высокой интенсивностью, что привело к накоплению мощных (до 1.5-2 км) толщ преимущественно терригенных отложений. У подножий континентальных склонов и на прилегающих к ним частях глубоководных впадин сформировались многочисленные глубоководные конуса выноса. Часто они сливаются и образуют линейные пояса. В отличие от крупных конусов выноса платформенных окраин отложения мелких конусов выноса морей ОВАСП характеризуются более грубым составом и максимальным генетическим разнообразием. Осадочные толщи формируются в результате действия разных фавитационных процессов: оползневых, обломочных, зернистых, турбидных потоков. Очевидно, что четвертичные отложения представляют собой своеобразные генетические комплексы глубоководных конусов выноса. Центральные части глубоководных впадин фактически представляют собой наиболее дистальные части конусов выноса. Здесь накапливаются наиболее тонкозернистые отложения как нетурбидитного (преимущественно глинистые терригенные илы), так и турбидит-ного (песчаные, алевритовые и глинистые турбидиты) генезиса. При этом потоковый материал может поступать из перекрестных источников. Четвертичные колебания уровня морей не оказывают столь существенного влияния на седиментогенез. как в платформенных бассейнах или шельфовых областях морей ОВАСП. Действительно, гравитационные процессы оползневого и потокового генезиса проявляются как в регрессивные, так и в трансгрессивные эпохи. В первом случае, когда уровснь моря понижается до края шельфа, в потоковых отложениях доминирует терригенный материал, сбрасываемый по каньонам непосредственно из рек или береговой зоны. Во втором случае, потоковые отложения состоят как из терригенного материала, если каньоны прорезают шельф до устьев рек. так и продуктов размыва и переотложения одновозраст-ных осадков. Более отчетлива связь с регрессивными эпохами комплексов оползневых отложений и терригенных турбидитов центральных частей глубоководных впадин.

Таким образом, главные депоцептры четвертичного осадконакопления формируются в глубоководных впадинах морей ОВАСП. Именно сюда в конечном счете поступает преимущественно первичный терригенный материал с суши и продукт размыва отложений с более высоких гипсометрических уровней, в том числе с шельфа. Четвертичные терригенные отложения максимальной мощности представлены в основном довольно однообразным генетическим комплексом, образованным действием различных гравитационных процессов, прежде всего с муть-

евыми иоюками. Несмотря на различия в климатических и океанологических условиях, в них сформировались схожие по составу и строению осадочные комплексы, которые с определенной оговоркой можно отнести к турбидитной формации. Поскольку основная масса осадочного материала в четвертичное время накапливалась в глубоководных впадинах путем его выноса (инъекции) различными иоюками вещества, постольку данный тип осадочного процесса можно назвать инъекционным.

Глава 5. Формирование отложений в рифтовых обстановках

Типичным представителем современных внутриконтинснтальных рифтовых бассейнов является Красное море. Своеобразие обстановок осадконакоплсния в нем проявляется в следующем: «рифтогенном» характере рельефа дна - узкой и глубокой впадине раскола сплошности земной коры; аридности климата, нормальной солености вод и их высокой температуре, ак-I ивной гидротермальной деятельности. В силу этих причин осадочный процесс существенно отличается от ссдиментогенеза в рассмотренных выше платформенных и орогенных обстановках.

1. Фациальная характеристика позднечетвертичных отложений

Своеобразие обстановок осадконакопдения в Красном море, выражающиеся в особом рельефе дна. аридном климате, высокой солености и температуре воды, поступлении юрячих рассолов определяет своеобразный фациальный состав отложений и накладывают отпечаток на характер пространственного размещения фаций

Особенностью фациальпого спектра позднечетвертичных отложений рифтовой впадины Красного моря является широкое развитие биогенных и вулканогенных фаций ((Атлас.... 1983: Кутузова. 1998: Гурвич. 1998: Металлоносные осадки.... 1986: Сорокин и др.. 1985: Щербаков и тр.. 1979: Degens. Ross. 1969: F.insclc. Werner. 1972: Gevirtz. Friedman. 1966: Milliman et al.. 1969: Purser. Bobcnse. 1998: Taviani. 1998).

Биогенные фации слагаются разнообразными известковыми литотипами (коралловыми, биогешто-детритусовы.ми. раку шпяками. кокколитовыми. фораминиферовыми. птероподовы-\ш). Вулканотсштыс фации представлены обломочными, тефровыми и металлоносными т идро-терчальными осадками. Кроме того характерной чертой красноморских осадков является ирису гствие хемогецных фаций, а также биогенных турбидитов. Подобное ралообразие определяется климатическим положением, характером связи с океаном, особенностью питания терри-I емным материалом, различным проявлением вулканогенного процесса.

1.2. Мощность и скорость накопления осадков

Биострат трафические исследования и данные по определению абсолютного возраста показали. чю мощность и скорость накопления голоценовых и позднештейстоценовых осадков в Красном море изменяются в довольно широких пределах - от десятков см до 7-8 м (Металлоносные осадки ... 1986: Щербаков и др.. 1979: Berggren. 1969; Bracherl. Düllo. 1990; Iiinselc. Wemer. 1972: üeyh. Höhndorf. 1976; Ivanova, 1985; Ku et al.. 1969; Müller. 1976; Risch, 1976).

При этом за пределами рассольных впадин, скорости накопления юлоценовых известковых илов ко |еблю1ся о г ближих к 0 на учааках выхода на дно базальтов в осевом рифте до 10-25 см'тыс. лет в других местах главного трога. Металлоносные осадки накапливались со скоростями до 50-100 см/тыс лет. Вероятно, интенсивность осадконакопление на большей части шельфа при низкой биологической продуктивности и малом поступлении терригенного материала характеризуется крайне низкими величинами. Имеющиеся данные по позднеплейстоце-новым оыожениям юворят как о более высоких, так и о более низких, чем в голоцене скоростях осадконакоптения

2 Типы ее.шметации и продукты

Детальные исследования вешественного состава позднечетвертичных отложений и его генетическая интерпретация показали, что формирование осадков происходи! в резулыа1е взаимодействия процессов терригенной. биогенной, хемогенной и вулканогенной (в широком смысле) седиментации осадочного материала.

2.1. Седиментация терригенного материала

Терригенное вещество в силу особенности питания Красного моря в условиях сочетания аридного ктимата и высокого платообразного рельефа играет резко подчиненную роль. 11а большей гпошади дпа на е1 о долю приходится от 0% до 40-50% от массы осадков..

2.1 1 Формирование гранулометрического состава

Большое влияние на формирование гранулометрического состава позднечетвертичных осадков Красного моря оказывают биогенные процессы. За их счет в осадки поспиакм разнообразные по размерности остатки раковин бенгосных и планктонных организмов, что затушевывает ист;шн\ю картинх распределения но дну фракций терригенного материала. В прибрежных участках шетьфа в зависимое 1И 01 специфики органогенных остатков доминируют песча-пые. гравийные и более крупные структуры. К центральной части бассейна осадки утоняются и сменяются песчано-алевриювыми. иесчано-ислитовыми. алеврито-пелитовыми и пелитовыми Сфукпрами. Но данным Ф.Л.Щербакова с соавторами (1979) в осадках манною гро1а на долю песчаной фракции (>0.05 мм) приходшея 2-18%. алевритовой фракции (0.005-0.05 мм) - 30-68%. нелиювой (<0.005 мм) - 28-57%. Распределение фракций терригенною ма1ериала более упорядочено. Прибрежные терригенные пески характеризуются мслко-ереднсзсрнистым составом. В глубоководных биогенных илах в составе терригенною вещества наибольшим распространением пользукнем 1линис1ые и алевритовые (преобладают) частицы (Сорокин и др. 1985). При ном последние представлены в основном эоловым материалом. Доля песчанораз-черных частиц уменьшайся до 2-7%.

2.1.2. Формирование минералогического сооава

Минералогический сооав осадков Красного моря формируется под влиянием широко распространенных на горной суше слабоизмененных ма! магических и метаморфических пород, а 1акже ноешмения эндоюнного материала в рифтовых зонах (Бутучова. 1998: Гурвич. 1998:

Металлоносные осадки.... 1986: Щербаков и др.. 1979: BischoiT. 1969; GoulariEinsele. Werner. 1972.. 1976. Hot bnne ... 1969: Purser. Bosense. 1997: Schneideret al.. 1976: Stoffers. Ross. 1974 и др) Обломочная фракция осадкой харакюри iveiся полимикювым фаувакковыч соаавом с томинированием магматогепных малоустойчивых акцессорных минералов. В группе пшнистых минералов преобладают смектигы (монтмориллонит и. в меньшей степени, неупорядоченные слюда-монг.мориллониювые смешаноелойные) и диоктаэдрические гидрослюды при ратных их количественных соошошениях. Друтие минералы (иллш. налыторскш. каолипит. хлориi) испытывают количественные изменения как по площади моря, так и в разрезе не только поздне-четвертичных. но и плиоцен-четвертичных отложений. Явный терригенный генезис имеют гидрослюды. каолинит и хлорит в плиоценовых породах скв.228. 2.2. Биогенная седиментация

Вещее 1 во. образующееся в бассейнах седиментации в результате жизнедеятельности морских организмов. яв.1яе!ся основным осадкообразующим компонентом в рифювой обстановке Красно! о моря

2.2 1. Карбонаты

Красное море расположено в зоне аридного тропического климата с бессточными пустынными областями суши Высокие температуры вод благоприятны для развития известкового биоса, являющего одним из основных источников осадочного материала

lax как био!енные карбонаты вносят основной вклад в общую карбонашость осадков, го валовое содержание CaCOi будет отражать их реальное значение. Современные осадки отличаются высокой карбонат нос шо. которая, как правило, изменяется в пределах 50-100% (Бу ту зона. 1998 Металлоносные осадки ..1986, Сорокин и др., 1985; Щербаков и др.. 1979). В разрезе позднечетвертичпых отложений наблюдаются некоторые колебания карбонатпости с ее снижением в сапропелевых идах Низкие концентрации СаСО^ (менее 20%) характерны для металлоносных оса паж рассо 1ьных впадин Bii.ioib до ну иевых шачений.

Нормальная соленость и высокая температура вод определяют большое видовое разнообразие твеоьвыде [Ягоптих бентосных и планктнных ортанишон. CKeieiHbie ociaiKii коюрмх являются источником карбонатов в осадках. В шельфовых фапиях абсолютно доминируют бентосные скелетные ociaiKu: шестилучевые кораллы и их детрит, раковины и детрит моллюсков, мшанки извее1ковые водоросли, игтокожие. серпулы. бентосные фораминиферы В меньших количествах о1мечатотся осштки нланкюнпых фораминифер и цтеропод. По направлению к , >убоководным участкам бассейнов значение всех групп бентосных остатков уменьшается, хотя в турбидитовых песчаных прослоях они могут доминировать вплоть до максимальных iдубин В тонкозернистых глубоководных фациях известковые остатки состоят из камер планктонных фораминифер и птеропод. а также остатков кокколитофорид. В виде примеси часю встречаются бентосные фораминиферы.

Минералотический состав биотенных карбонатов определяется минералотическим соста-

вом скелетов известьвыделяющих организмов. Среди биогенных карбонатов рентгеновским методом определены арагонит, кальцит и ВМК (Сорокин и др. 1985: Fridman. 1965: Gevirlz. Friedman. 1966. Milliman. 1974; Milliman. Ross. 19694 Purser. Bosence. 1997). Арагонит находится в биоморфно-дегритусовых раковинных и коралловых песках, занимающих мелководные участки шельфа. В глубоководных осадках он обнаружен в небольших количествах и генетически связан с птероподами. Наличие небольшого количества кальцита в отложениях шельфа связано с раковинами планктонных фораминифер. В глубоководных фациях кальцит является основным по значению минералом, поступающим за счет планктонных фораминифер и кокколи-тофорид. Биогенный ВМК в максимальных количествах распространен в шельфовых осадках, где генетически связан с остатками перечисленных выше организмов. Небольшое содержание ВМК в глубоководных илах объясняемы присутствием бентоспых фораминифер и перемещенных с шел 1.фа ос I di ков других орнанизмов.

2.2.2. Кремнезем

Позднечетвертичные осадки Красного моря характеризуются крайне незначительным содержанием остатков кремнистого планктона. Это не удивительно, так как высокотемпературные воды обладают высокими pH и щелочное 1ью и являются агрессивными по отношению к биогенному опалу.

2.2.3. Органическое вещееiно

Ор1аническое вещество (OB) является важным компонентом морских осадков рифтовых бассенов. хотя ето количественное значение и соаав существенно различаются

Высококарбонатные позднечетвертичные отложения Красного моря, отличаются низкими содержаниями С1>|4 и Ч,р, (Щербаков и др.. 1979; Атлас Индийского океана. 1986; Металлоносные осадки . 1986). Как правило, они не превышают 0.2-0.5% и 0.05% соо1ве1авенно. Отношение С Л не поднимается выше 6-7. В южной части бассейна в менее карбонатных илах количество С„р, возрастает ло 1-2.15%. а азота - до 0.27%. Соотношение элементов »oipaciaei. но остается <10. В голпценпных и вюрмских сапропелевых илах содержание C„Pi достигает 5-7% I !iprar>olid и тр 1990) В рафезе нсогсн-чствертичных отложений в скважинах глубоководно-.о бурения (DSDP \.23. 1974) количество С„р, остается примерно на юм же уровне Однако в отдельных прослоях в сапропелеподобных илах оно возрастает до 1-8.3%.

Темп накопления OB в позднечетвертичное время, как правило, не превышают в ыубоко-водных осадках 0.2-0.3 |С„рГ'см"/1000 лет. увеличиваясь во время накопления сапропелевых лрос.юев до 0.5 |Сир,'см2'1000 лет.

Состав ОВ в большей части позднечетвертичных осадков Красного моря трудно опреде-

Надежныс данные получены по результатам исследования группового состава сапропеля и обогащенных ОВ осадков южной части бассейна (Королев. Сорокин. 1999: Парнарова и др.. 1990; Файзуллина. Сорокин. 1990; Щербаков и др.. 1979). Результаты изучения керогена и ГК показали, что в образовании ОВ существенную роль

играли процессы полимеризации и конденсации липидов планктоногеиного материала при заметном участии гумусовомумоидного материала.

2 3 Хемогенная седиментация

В Красном море в поздисчствсртичное время О1четливо проявились процессы хемогенно-го накопления в различной форме карбонатов (Атлас....1983: Металлоносные осадки... 1986: Сорокин и др. 1984. Щербаков и др.. 1979: Осут/, Ргес1тап, 1966: МИНтап. 1974). Этими формами являются арагонитовые и кальцитовые ли1ифика!ы и корки, а также микритовый кальцит, рассеянный в юлще осадков

В нриливно-огдивных зонах на побережье и в глубине лагун откладывается арагонит. НМК. ВМК и доломит. Эти минералы участвуют в цементации осадков, а также образует крупные и мелкие стяжения и корки (ЕЬегег. 1980). Литификаты представлены двумя 1ене1иче-скими разновидностями. К первой относятся образования размером до 1 см. лежащие в толще и юв и образованные преимущественно ВМК. Вторая представлена натечными корками, бронирующими поверхность обнажающихся в рифтовой долине базальтов, и плитчатыми образованиями в толще верхневюрмских илов. Основная их масса сложена кристаллическим араюни-том. Микрит из ВМК в значшедьныч количествах находится в толще карбонатных илов преимущественно в глубоководных фациях.

2.4 Вулканогенная седиментация

Красное море - бассейн, в которых ярко проявлены процессы накопления эндогенного материала в виде обломков лав. изливающихся на поверхность дна или в толщу осадков, перемещенного по воздуху или в водной толще ма!ериала вулканических извержений, а также продуктов I идро 1ермалыгой деятельности. В зоне развития океанической коры в осевом троге Красного моря широко распространены обнажения пилоу-лав юлеиговых базальтов, изливавшихся на дно вплоть до голоценового времени. Структурные фор\(ы тавовых потоков весьма разнообразны Изтившисся на дно базатьты в результате действия тектонических напряжений и физико-химических процессов подвергаются интенсивному разрушению с образованием различных но размеру обломков Эти обломки формируют осьшные шлейфы у по шожий ву лкани-ческих построек-, а также встречаются в виде отдельных обломков, внедренных в толщу хюло-дых пела! ичсских осадков.

Активная наземная и подводная вулканическая деятельность в Красном хюре привела к чг.коплснию в юлще осадков прослоев иироклаоическою материала (вулканического стекла и : епла. лию и кристал кжластов. туфов), а также рассеянной примеси (ШОР т.64. 1982: ОЙОР т 23. 1974). В разрезе нозднечетвертичных отложений скв 229. расположенной в области вулканических островов в южной части Красного моря, встречаются многочисленные прослои пепла и туффитов. состоящих из вулканического стекла.

Гиорчтерма /ьные осадки Высокая гидротермальная активность является характерной чертой бассейнов рифговых впадин. В Красном море в рифговой долине к настоящему времени

выявлено более 15 впалин с рудными или металлоносными осадками. Данные многих авторов показываю!, ню по сравнению с морской водой придонные рассолы обогащены Fe. Mn. Si. Ca. Zn. Си. Pb. Co. Ba. Li и рядом редкоземельных элементов (Кутузова, 1998; Гурвич. 1998). По результатам изучения наиболее известной впадины Атлантис II Дж. Бишофф (Bischoff. 1969) выделил в составе осадков несколько фаций, различающихся по составу гидротермальных отложений: обломочную. Fe-\ioH I мориллопитову ю. гститовую и аморфных гидроксидов Fe, сульфидную. маш-а-носидеритовую. ангидритовую и манганитовую. Х.Бакер и Х.Рихтер (Bäcker. Richter. 1973) покачали, что фациатькый состав осадков более разнообразен: фации, как правило, не выдержаны по простиранию. прихотливо чередуются в разрезе и редко встречаются в чистом виде. Г.Ю.Ьутузова (1998) показала. что гидротермальная сос'1ав.шющая вещества металлоносных осадков впадин рифтовой зоны Красного моря представлена весьма разнообразным и сложным комплексом минералов, заметно изменяющимся как в разных впадинах, гак и но разрезу и в одновозрастных горизонтах внутри отдельных впадин. Минсральньый состав гидротермального вещества МО меняется как от впадины ко впадине, так и по вертикали осадочной толщи, и по латерали - внутри каждой впадины Если аморфные гидроксиды Fe u SiOj встречаются почти повсеместно в МО. то некоторые другие минералы, формирующиеся под влиянием гидротермальных процессов, имеют более 01 рапиченпое распространение и встречаются далеко не во всех впадинах. Это прежде всего сульфиды Fe. Си и /.п. оксигидроксидные минералы Мп. сульфаты Ca и Ва и некоторые др>1 ие.

Имеющиеся к настоящему времени материалы указывают также на акшвную 1идротер-мальную дея1елыюс1Ь в пределах хорошо изученной впадины Гуаймае в Калифорнийском заливе, которая проявлена в двух формах: в виде излияния термальных растворов на поверхность дна с формированием рудных uocipocic и отложения металлоносных осадков и в виде изменений вмещающих осадков в м>не внедрения еиллов под влиянием термальных вод (Гурвич. 1998: Campbell et al.. 1988: Gieskes et al.. 1982: Kelts. 1982: Koski et al.. 1985: Lonsdale et al.. 1980: I onsdale. Becker. 1985: iambiev. Demina. 1992: Von Damm et al.. 1985). С внедрением долерито-зь.л еиллов в юлщу че1вертичных отложений связаны гидротермальные изменения вмещяю-ших диатомово-глинистых илов. Ю.Гискес с соавюрами (Gieskes et al.. 1982) выявил два типа таких эффектов: контак1ный мещ.чорфизм как следствие внедрения интрузий и метаморфизм зсленосланцсвой фации в результате гидротермальною изменения осадков при высоких температурах

3 Генезис позднечегвершчных. оможений

Значительное разнообразие источников осадочного материала, офаженное в вещее i пенном составе, и характера нанласювалия. запечатленное в текстурных особенностях позднечет-вертичных отложений, позволяют выявить роль основных механизмов в формировании осадочной толщи и выделить преобладающие генетические типы.

3 1 Типы седиментации

В формировании вещественного состава позднсчствсртичных отложений рифговых бассейнов принимав! участие наиболее генетически разнообразный исходный материал: терриген-ный. биогенный. хемо1 енный и один енный. Хотя масштабы вулканогенной (и гидротермальной) седичен1ации относительно невелики, ее продукты являются ярчайшей чертой осадочного процесса красноморско! о рифш.

3 2 Генетические типы

В морях рифтовых впадин наблюдается большое разнообразие генетических типов позд-нечетвержчных отложений В осадках можно выделить практически все основные группы генетических типов, причем некоторые из них присущи и широко распрос(ранены только в оию-жениях данного типа бассейнов.

Динамические (механогенные) типы. Широко развиты в рифтогенных морях. Среди них выделены ipyniibi 1идрогенных и гравитационных типов. Гидрогенная группа представлены комплексом волновых и течениевых типов. Гравитационная группа включает осыппые, оползневые. автокинетических потоков и нефелоидные (фоновые) типы.

Биогенные типы представлены бснтосной и планктонной группой. Ьсшосиый тип распространен наиболее широко - это коралловые и кораллово-водорослевые рифы и ракушняковые банки. К планктонному типу можно условно отнести глубоководные известковые иды с небольшой примесью герригенного материала. Хотя более точно эти илы можно было бы отнести к смешанному биогсшю-хсмогснпому типу, так как известковый материал в нем почти на 50% сосюиг из криптокристаллического ВМК.

К хемоюнному генетическому типу в глубоководных обстановках отнесены седиментаци-онные арагонигоные корки, осажденные на твердых породах дна в осевом троге, а также араюнитовые титификагы в толще позднеплейстоценовых осадков. Вулкашленно-осадочные типы прслслав letn.i продуктами разрушения подушечных лав. гефрой и i идро1ермальными метал юносными осадками и гидротермально измененными осадками. Они приурочены к узкой осевой рмфюнои юне. к-\ (а нос miaei jh.ioi енный чшериал из манши. Значение i ене i и чески \ типов данной ipyinibi особенно велико в Красном морс.

4. Строение и состав четвертичных отложений

Анали} разрезов скважин DSDP. пробуренных в центральной зоне Красного моря, позволяет вьпетить 4 осадочных свигы. охватывающие временной интервал с позднего миоцена до голоцена включительно (Staffers. Ross. 1974). Свита I (плейстоцен-ранний пшоцен) представлена преимущественно мя!кими и слабо литифицированными панно и лам и и мелоподобпыми отложениями, обогащенными тонкозернистым карбонатом и алеврито-глинистым материалом. Ее мощное^ составляет 112 м в скв.225. 131 м в скв.227, 195 м в скв 228. >212 м н скв.229 Отложения свиты 1 это в основном нормальные морские осадки с небольшой терригенной примесью В ней имеются прослои темноокрашенного материала (сапропелем), обогащенною

OB. которые имеете с литификатами свидетельствуют в пользу существования застойных и гиперсоленых условий в бассейне. Свита 2 (плиоцен) слагается слабо литифицированными алевритовыми api илличами. обобщенными известковым микритом и кокколитами. а в скв.228 -слабо литифицированными алевролитами. В разрезе довольно многочисленны интервалы с темноокрашенными слоями (салропсли). Высокое содержание в них Сор, и пирита предполагает существование застойных условий. Свита 3 представлена полулитифицированным. темно-серым. доломитистым, алевритовым аргиллитом с высоким содержанием доломита и появлением обильною анальцита. Количество доломита от -10% до >80%. Высокое содержание Сорт и пирита (до 10%) указывают на осаждение свиты в условиях изолированного бассейна. Свита 4 (поздний миоцен) подстилает осадочную толщу и слагается литифицированными соленосными отложениями, представленными ангидритом и галитом и включающими прослои плотных черных сланцев. Рассмотрение вещественного состава вскрытых отложений показывает, что для плиоцен-четвертичной ю.пци он анадот ичен позднечетвертичным осадкам, что говорит об уцаеледовашюм развитии осадконакопления.

Сейсмические исследования в Красном море, выполненные исследователями из разных стран (Атлас... 1983: Davies. Tramontini. 1970; Drake. Gildler, 1964; Purser. Boscnce. 1997: Ross. Schlee. 1973). показам хорошее совпадение выделяемых на профилях ПСП горизонтов и слоев, наблюдаемых в разрезах скважин. Гак. на сейсмоакустических профилях четко выделяется отражающий горизонт (рефлектор S). связанный с поверхностью миоценового эвапоритового комплекса. Он широко распространен в бассейне за исключением осевого трога. Профили НСГ1. полученные ш области распространения горячих рассолов (скв.226), показывают совпадение глубины рефлектора S и уровня рассола. Расположенные выше рефлектора S Nj-Q отложения с субпараллсльпыми отражающими границами в пределах главного трога представлены сильно карбонатными идами или слабо литифицированными образованиями, а на шельфе в их составе существенное значение имеет комплекс рифовых известняков мощностью ог десятков до coieii мефон (Stoffers. Ross. 1974). Их мощность закономерно изменяется от центра моря в сторону oepeia. В осевом рифте, где на поверхность дна выходят базальты, она близка к 0. В главном гроге мощности возрастают, а на шельфе достигают 500 м. Исходя из биостратиграфических данных, скорости четвертичного и позднеплиоценового осадконакопления (сви га 1) оказываются небольшими - менее 10 cm/imc. лет. Исключением являются отложения в южной части Красного моря (скв.229). Скорость их накопления возрастает до >20 см'тыс. дет для верхней части разреза (конец позднею тиейстоцсна-голоцсн) и 58 см/тыс. лет для остальной части позднего плейстоцена. По-видимому, что связано с процессами переотложения осадочного материала.

5. История осадконакопления и формирование четвертичной толщи.

Отличительной особенностью осадочной истории рифтовых морей является то. что морское осадконакоплепие протекато на фоне активного рифтинга и связанных с ним тектониче-

ских процессов на протяжении последних 3-5 млн лет.

Осадочная история Красного моря началась с накопления плиоценовых осадков около 5 млн дет назад В начале раннеплиоценового времени в результате раскола континентальной коры возникла океаническая кора с первыми линейными мш ни i нымн аноматиями. В раннем -позднем плиоцене на фоне продолжающегося спрсдинга дна в осевом рифте в условиях нормальной солености и активного поступления терригенного материала с суши в окраинных зонах бассейна накапливались алевриты и глины с примесью микарба и opranoiснных карбона-юв В центральных областях омшались преимущественно алевритовые глины, в разной степени обогащенные карбонатным материалом (кокколитами, фораминиферами. микарбом). В позднсп жоценовое и четвертичное время в южной части моря продолжала формироваться мо-тодая океаническая кора, причем раздвижение измеряется несколькими десятками кичометров Произошел разрыв соленосной толщи и осадки накапливались непосредственно на излившихся на дно базальтах. При лом возраст подошвы осадочных образований омолаживается, а их мощноеib уменьшается при движении от внутренних ступеней главного трога к осевому трогу парад.ic 1ыю с уменьшением возраста базальтов Позднеплиоценовые и четвертичные отложения формирутот 1енетичсски единую толщу. В пределах тлавною ipoia она слагается преимущественно мягкими или слабо литифицированными карбонатными образованиями, местами обогащенными терригенным алевритовым и 1.шнис1ым материатом. прослоями сапропеля В окраинных частях i лавного трога в разрезе отмечаются прослои терригенных алевритов и глин. На нижних ступенях главного трога и в осевом гроте, особенно в южной части бассейна, плиоценовые отложения oicyiciBytoi Различные торизонты четвертичных осадков моложе 1 млн iei (Бо1 данов и тр. 1983) накапливались здесь на базальтах раздвитающеюся дна. В осевом •■роге че:верп1чиые оса тки представлены своими самыми молодыми горизонтами {позднеплей-¿ицен-голоценовыч). а часто здесь обнажаются голоценовыс базальты. Активная вулканическая дея!е ibHocib способствовала накоплению в повышенных количествах пирокластического материала и формированию туфовых горизонтов. В рассольных впадинах осевою трота в ре-i\ ibiaie jkihhhoh г и тротермальной деятельности, сопровождающей излияния 6а ¡альтов, в конце йот тнего п к'йстоцена и в гоюцене сформировались и. по-видимому, формируются металлоносные осадки В северной чааи Красною моря сотеносная толща лежит без разрыва сплошное I и. Океанические базатьты внедрены в нее в виде силлов. Лишь местами в ней образовашсь тектонические окна - ео lenocm.ie впадины, в коюрых просвечиваю! магматические породы. Т е ситуация напоминает ту. которая была в южной части бассейна па ранних стадиях формирования рифм

На ше 1ьфа\ Красною моря в четверочное время накопился сложный комплекс рифовых и тру I их органогенных отложений, мощность которого достигает первых сотен метров. Имеющиеся литературные материалы не позволяют доказательно оценить влияние на осадочный процесс котебаний уровня моря в четвертичное время. Его следы отмечаются по распростране-

нию реликтовых песчаных и ракушняковых осадков на внешнем шельфе и верхней части кон-шнентального склона, а также, по-видимому, активизации склоновых процессов в регрессивные эпохи, приводящих к увеличению масштабов перемещения грубозернистого материала к подножию континентального склона и во впадины.

Таким образом, за рассмо!ренный промежуюк времени в осадконаконлении в рифювых бассейнах прослеживаются две характерные тенденции. Первая состоит в том. что преимущественно терригенная седиментация в плиоцене сменяется на вулканогенно-биогенную. Согласно вюрой тенденции четвертичная биогенная седиментация на шельфе в области развития континентальной коры сменяеяся на вулканогенно-биогенную седиментацию в осевой рифтовой зоне.

Изложенный материал показывает, что особенностью четвертичного осадкообразования в седимешационных бассейнах рифтовых впадин является широкое участие в нем вулканогенного процесса. Он приводит к накоплению в толще биогенно-терригенных осадков продуктов вулканической деятельности (лав и продуктов их разрушения, иирокластическо!о материала тидротермашных м<маыоносных осадков), а также гидротермальному преобразованию (метаморфизму) вмещающих отложений Можно предположить, что при дальнейшем развитии риф-тогенсза роль вулканизма будет возрастать с формированием более четкой вертикальной зо-нальноаи осаючных разрезов, подобно тому, что наблюдается в осадочном чехле океанов в смежных со срслинно-океаническими хребтами районах (Лисицын, 2001).

Сформированные осадочные юлщи включают своеобразный фациатьный комплекс лиш-ло!ическич и 1 енстичсских типов отложений, формируемый в результате сочетания вулканогенной. биогеннои и терри! енной седимешации. Этот комплекс можно отнести к вулкано! сшю-осадочному.а процесс его формирования - к вулканогашо-осадочному рифтовому типу.

Глава 6. Роль тектонического фактора в четвертичном осадкоиакопление во вн\ ■-риконтинентальных морях

Известно, что климат и тектоника - это важнейшие факторы, определяющие осадочный .фоцесе ' к 1има1 и !екюнический режим являются веема и без всяких исключений факю-рами. безусловно необходимыми и вместе достаточными для течения литотенеза. ...Надо, выяснять. в чем именно, в каких конкрешых чертах сооава и строения пород и их размещения на лике Земли проявляется действие климата и в каких - влияние тектонического режима." (Страхов. 1971. с 401. 569-570) Роль климатического фактора в континентальном и морском осадко-»акоплеиии обеюятельно и всесторонне изучена Н.М. Страховым. А.П.Лисицьшым (Страхов. 1960-1962. Лисицын. 1974. 1977. 1978) и многими их последователями с выделением климатических типов седиментогенеза и литогенеза. Роль тектонического фактора изучена гораздо меньше не ютько н седименютенезе вообще, но и в современном морском (океанском) седи-ментогенезе в частности. Она тибо констатируется, либо сводится к опосредованному влиянию через рельеф (Страхов. 1971). или через влияние вулканизма (Лисицын, 2001: Мурдмаа. 1987).

На самом же деле шачение тектонического фактора более разнообразно в силу различных ею проявдсиий.

На основании проведенных исследований автором предлагается следующая схема, показывающая прямое или опосредованное воздействие разных компонентов тектонического фактора на седименюгенез во внутриконтинснтальных морях и характер их проявления в изученных типах морских бассейнов.

Раьеф суши отражает тектоническое положение окружающих морские впадины водосборных областей. Он определяет параметры химического и физического выветривания и воздействует на осадочный процесс через интенсивность питания морей терригснным материалом, структуру и состав твердого стока, характеризуя, таким образом, терригенную седиментацию. Платформенные моря окружены низменными равнинными ландшафтами, коюрые отличаются довольно низкой интенсивностью выветривания. В структуре твердого речного стока преобладает тонкий алеврито-пшнистый материал, в разной степени измененный химическим выветриванием В зависимости о г климатической зональности терригенная седиментация или доминирует или имеег подчиненное значение. К морям ОВАСП примыкают сильно расчлененные горные облает. Физическое выветривание здесь достигает максимальной силы, а химическое подавлено. Поэтому бурные горные реки переносят слабоизмененное обломочное вещество, в гранулометрическом составе которою особенно велико значение песчаного и более крупного материала.

Высокая интенсивность питания предопределяет доминировании и морских бассейнах терршенной седиментации. Рифговый бассейн Красного моря расположен между горными областями суши с пенепленизированным рельефом. Из-за аридности климата аллювиальный материал практически отсутствует и здесь доминируют другие типы седимен 1ации.

С ос та« пороО питающих провинций суши (петрофош)) определяет минералогический состав морских осадков. Он существенно различен в пределах существующих текюнических структур. 1ак. на платформах распространены преимущественно зрелые осадочные породы, ко-.орь.е прошли песко 1ько циклов осадконакопления. Локально, в пределах щитов, развиты древние метаморфические и магматические комплексы. Современная климатическая зональность оказывает определенное влияние на устойчивость минеральных видов. В пределах торных областей Альпийскою складчатого пояса широко развиты катагенетически измененные осадочные породы, среди которых местами обнажаются древние метаморфические образования фундамента и офиолитовые комплексы. В ряде \ieci на больших площадях распространены молодые вулканические породы (Малый Кавказ. Восточные Ионтиды. Аппенины). Из-за слабости химического выветривания исходные материнские породы в чинерало! ическом отношении изменены очень слабо. Континентальные области, примыкающие к рифтовой впадине, отличаются преимущественным распространением древних метаморфических толщ (Эфиопский и Аравийский шиты) и/или мезозойских и кайнозойских магматических пород при подчиненном уча-

стие осадочных образований, слабо измененных в условиях аридного климата В силу вышеизложенного состав терригенно-минералогических провинций осадков принципиально различен В платформенных морях он преимущественно мономинеральный и олигомиктовый. иногда ар-козовый (северная час i ь Бапийскою моря, западная и северная части Белого моря) или даже подимиктовый из-за транзитного питания (конус выноса Нила) В морях ОВАСГ1 и рифтовых впадин развиты полимиктовые (граувакковые, лититовые, иногда вулканом и кт-овые) осадки

Морфост/пктура впадин является отражением их тектоническою строения и определяется дщддравледшостыо и интенсивностью тектонических движений. Платформенные впадины и широкие шетьфы находящиеся под воздействием эпейрогенических движений, плоские и мелководные Платформеддные окраины, вовлеченные в прогибание, отличаются широкими и пологими континентальными сктонами ОВАСП образовались в результате длительного интенсивного прогибания и поэтому представляют собой глубокие котловины с крутыми и узкими кон-тинентатьными склод1ами Рифтовые впадины, сформировавшиеся в результате раскола земной коры и спрединга. представ тяют собой узкие и глубоководные в центральных частях бассейны.

Особенности ретьефа впадин сказываются, прежде всего, на фациальной структуре осадков и их мощности, разнообразии генотипов, соотношении типов седиментации Так, в платформенных морях преимущественно распространены разнообразные шельфовыс и однообразные глубоководные фации малой мощности, генетические типы отражают различные способы осаждения разного материала, широким развитием пользуются всс типы седиментации за ис-ключеддием ву тканогенной В морях ОВАСП, где доминирует терригенная седиментация, фашд-альная структура довотьно проста Здесь ддаиболее развиты глубоководные фации, среди которых характерны фации глубоководных конусов выноса, отличающиеся значительной мош-чостью. среди генетических типов широко распространены разновидности, образовавшиеся в результате действия склоновых процессов Моря рифтовых впадин отличаются широким набором шетьфовых и т пбоководных фаций различной мощности, в них представлены большинство генотипов по-разному проявлены и сочетаются все типы седиментации

Мигмапппм опрететясг развитие вулкадюдедшой седимнташш. сказывается на образовании ву iKaHoi енпьтх фаций и генетических типов, вносит вклад в формирование минералогического состава осадков Его роль различна в изученных бассейнах В морях дт.та! форменных впадин он практически отсу iciuyei и не влияет на осадконакопление В морях ОВАСП магматические проявтения характерны в основном для суши. Поэтому вчлкаддодешдый материал как тер-ригедшыи окашвает влияние на формирование минералогического и петрографическою состава осадков Наиболее ярко хтагматизм участвует в седимешотецезе в морях рифтовых впадин Обширные тщания мат мы в рифтовых зонах, наземный и подводный вулканизм, ти дротермальная дсятетьность определяют значительную роль вулканогедшой седиментации' развитие различных ву ткатдоденньдх. вулканогенно-обломочных фаций и генетических дипов. формирование минералогического состава осадков и т д

Сейсмичность оказывав! прямое действие на процессы осадконакопления, инициируя перемещение но склонам осадочною материала, участвуя, таким обратом, в формировании МОШНОС1И. фациальной и генетической структуры отложений. Однако ее влияние на седи-ментогснс! в рассматриваемых морях не одинаково. В платформенных бассейнах, расположенных в асейсмичных зонах или зонах слабой сейсмичности, оно практически не проявляется. Моря ОВАСП отличаются сильной сейсмичностью как в горных областях суши, так и на морском дне. Поэтому на крутых континентальных склонах во время землетрясений возникают масштабные гравитационные процессы, приводящие к оползням, обвалам консолидированных и неконсолидированных отложений, а также к возникновению мутьевых потоков. Все это вызывает перераспределение осадочного материала и образование сложного комплекса иолножия континешальнот склона, формирует план мощностей осадков. В рифтовых впадинах сильная сейсмичность вызывает аналогичное воздейовие на формирование осадков, но ее влияние больше проявляется собственно в рифтовой зоне.

Характер тектонических движений (направленность и интенсивность) определяет развития осадочною процесса во времени, его устойчивость, формирование вержкальных и jiaie-ральных рядов фаций, осадочных комплексов и их мощности. Так, шельфовые области платформенных морей отличаются слабыми дифференцированными вертикальными движениями, т.е. являются относительно тектонически стабильными. Поэтому осадочный процесс неуеючив. ¡.к. ему свойственны частые смены морских и континентальных режимов седиментации, невыдержанность фаций во времени и просгранаве. малые мощное i и отложений. Континентальные склоны отличаются хштельным прогибанием и формированием устойчивых осадочных комплексов различной мощности в зависимости от конкретных обстановок. Морям ОВАСП свойственны устойчивые, интенсивные, некомпенсированные про1ибания. Как следс1вие. во впадинах npoieKaei непрерывное унаследованное осадконакопление. приводящее к формированию гнети чески и фаииально однородных и мощных комплексов отложений. Па шельфах в зависимости от шака вер|ика1ьных движений происходит устойчивое осадконакопление или перио-шческий рашыв морских отложений. В морях рифтовых впадин доминируют горичонтальиые 1вижения. приводящие к спредингу дна. но также хорошо выражены и значительные погружения. отраженные в i лубоководной морфолоши бассейнов. По пой причине в разрезах наблю-даеа'я .iatepa.ibHoe смещение одноименных фаций и их погружение в направлении от центров с п рели ига. а также расширение стратиграфического объема и увеличение мощности осадков. На погружающихся шельфах происходит накопление более мощных, чем во впадинах осадочных комплексов.

История тектонического развития морских впадин в конечном счете определяет тип осадочного процесса со веем многообразием его признаков, в результате чею складывается форчационный облик отложений, отражающий взаимосвязь осадконакопления и тектонического режима. 1ак. в платформенных бассейнах реализуется платформенный тип осадочного про-

цесса. приводящий к формированию своеобразных платформенных комплексов осадков. В морях ОВАСП развивается орогенный тип осадочного процесса, в результате которого образуются мощные терршчгнные («гурбидишые») формации Морям рифтовых впадин свойственен рифтовый тип осадочного процесса с формированием вулканогснно-осадочных формаций

Таким образом различные компоненты тектонического фактора прояазяются по-разному Так, в п.шфорченныч морях осадконакопление протекает в стабильных 1ектонических условиях или в «остановках иро1ибания на коншнентальных окраинах, при отсузе1вии проявлений магматизма и сейсмичности, пассивной роли рельефа суши и дна. В морях орогенных впадин на осадконакопление накладывают отпечаток интенсивные вертикальные движения, сейсмичность. контрастный и сильно расчлененный рельеф. В рифтовых впадинах седиментогспсз определяют горизонтальные и вертикальные тектонические движения, активный магматизм и сейсмичнос!ь а 1акже особенная морфосфуктура ,ща Совокупное воздействие тектоническою фактора приводит к тому, что четвертичный осадочный процесс в седиментационных бассейнах внутриконтинентатьных морей приобретает черты, позволяющие отнести ею к трем карди-иалыш от шчаютцихся друг от друга типам В этом проявляется взаимосвязь осадконакоплсния и сопровождающего его тектонического режима. В результате сравнительных исследований и обобщений авюром предложено выделение нлатформеиною. ороюнною и рифтовою типов четвертичного седиментогенеза во внутриконтинентатьных морях и дана их детатьная характеристика (приложения 3-5)

Заключение

В резулыаш выношенных исследований четвертичных отложений во внутриконтинен-1атьныч морях установлено с 1едующее

1 Формирование че1вер[ичных оыожений во впадинах внутрикоптинентальных морей принципиально раз гачается в птатформенных. оро1 енных и рифювых 1екюническич обс!а-новкач Специфичность каждого типа осадочного процесса выражена совокупностью признаков. не иовюряюшихся и ж слабо проявляющихся в друтих 1ипах бассейнов Главной причиной различий является превалирование соответствующих структуры и тектонического режима в каждом из у казанных типов бассейнов

2 Особенности осадконаконления в пла|форменных обстановках характеризуют следующими признаками а) фациальной неоднородностью и многообразием вещественно-генетических шпон осадков, б) аркозовым. олшомиктовым и кварцевым составом обломочтюю ма-¡ериата. в) широким ко 1ебанием сооава 1 линисюю вещеова, 1) разнижем хемо1енной седи-хтентации. д) частой сменой па шельфах морского и континентального режимов осадконакоп-1ения. приво тящей к формированию маломощных континентально-морских юлщ, е) развитием на платформенных окраинах обширных и мощных глубоководных конусов выноса равнинных рек. а вне их - х1атохтощных биогенно-терригенных и биогенных комплексов

3 Особенное! и осадконаконления в обетаповках орогенных впадин ЛСП проявляются в

следующих признаках: а) упорядоченной фациалыюй зональности и однообразии вещественно-1енетических типов осадков преимущественно терригенного состава; б) максимальной мощности: в) лолимиктовом составе обломочного материала и наиболее однородном составе глинистого вещества: г) широком развитии процессов i-равитационного перемещения осадочного материала и формировании многочисленных глубоководных конусов выноса горных рек с наиболее широким набором генетических типов осадков; д) образовании мощных терригенных комплексов заполнения впадин.

4. Особенности осадконаконления в обстановках рифта «красноморското типа» характеризуются следующими признаками: а) широким развитием вулканогенной седиментации и формированием в рифтовых зонах специфических вулканогенно-осадочных и металлоносных отложений: б) изменением осадков контактным метаморфизмом; в) зональностью осадконаконления вкрсст простирания рифтов; г) образованием маломощных осадочно-вулканогенных комплексов.

5. Различия в тектонических обстановках четвертичного осадконакопления приводят к тому. что в каждом из выделенных типов вну гриконтинентальных морей обратуются резко отличающиеся по фациальной структуре, генезису, вещественному составу, мощности осадочные комплексы, отражающие результат взаимодействия осадочного процесса и тектонического режима. Внутреннее, циклическое, строение этих комплексов определяется периодическими изменениями климата и уровней морей в ледниковые и межледниковые периоды. В эюм состоит совместное воздействие тектонического и климатического факторов на четвертичный осадочный процесс во внутрнконтипентальных морях.

Список основных публикаций по теме диссертации (соавторы в скобках)

1. Осадконакопление На континентальной окраине Черною моря. М.. Наука. 1978. 210 с. ¡Щербаков Ф.А.. Куприн П.Н.. Потапова Л.И.. Поляков A.C.. Забелина Э.К.).

2 Нерастворимая часть органического вещества осадков Черного моря. Ли тол. и полезн. ископаемые. 1976. №5. с.35-48. (Куприн П.Н.).

О хемогетшых карбонатах в осадках Черною моря Литол. и полеu!. ископаемые. 1478. ,Vs5. с.87-91

4 Минератошя карбонатов в осадках Южного Каспия. Изв.Вузов. Геол. и разв.1979. №2. с.97-100

5 Сравнительная характеристика нерастворимой части органического вещества осадков. Литол. и полент, ископаемые. 1980. №1. с.40-49. (Куприн H.H.)

6. Основы расчленения и типы разрезов позднечетвертичных осатков континентальной террасы «Геолого-теофизические исследования Болгарского сектора Черною моря». София. Изд-во БА11. 1980. с. 188-202. (Куприн П.Н.. Димитров U.C.).

7. Гемпы накопления осадочного материала на континентальной террасе в позднечетвер-тичное время. «Геолого-т еофизические исследования Болгарского сектора Черною моря». София. Изд-во БАН. 1980. с. 238-245. (Димитров П.С.).

8. Карбонато- и кремненакоплснис на континентальной террасе в шиднечегвертичнос время «Геолого-геофизические исследования Болгарского сектора Черного моря». София. Изд-во БАН. 1980. с.266-275. (Шевченко А.Я.).

9 Го юненоное осадконакоп юние во внутриконтинен1альных морях «Проблемы четвертичной истории шельфов» М 'Иа>ка' 1982 с 33-50 (Куприн ПН Потапова JIИ . Штыков В Г Л>кшаВЛ)

10 Отражение в разрезе четвертичных осадков изменений уровня Черного моря «Изменения уровня моря» Изд-во Моек Ун-та 1982 с 221-226 (Куприн П Н )

11 Позднечетвертичные изменеия кчимата по данным изучения осадков Каспийскою моря Изв Вузов Геол и разв 1983 №6, с 24-29 (Чернышева МБ)

12 Сравнительная нозднечетвертичная палеотеография Черного и Каспийского морей «Палеогеография Каспийского и Аральского морей в кайнозое» Изд-во Моек ун та 1983 ч 1 с 42-52 (Куприн 11 Н Чернышева МБ)

13 Хемогенное карбонатонакопление во внутриконтинентальных морях Литоч и потезн ископаемые 1984 №3 с 113-116 (Соколов В Н , Шлыков В Г )

14 Пакоп 1ение террженного вещества во внутриконтинентальных морях в голоцене Вест Моек ун-та Сер 4 1 еочогия 1984 №4, с 59-74 (ШлыковВ 1 )

15 Сравнение палинотогичсских характеристик позднечетвертичных осадков Средиземного и Черного морей Изв Вузов Геол и разв 1984, №2 с 118-120 (ЧернышоваМБ)

16 Лито югия и ус ювия накоп 1ения сапронелей в Черном, Каспийском и Средиземном морях Лию1 и нолезн ископаемые 1984 №1 с 153-158 (Соколов В Н . Чернышева М Б )

17 Стратиграфия осадков Центрального и Восточного Сретиземноморья Изв АН СССР Сер геологическая 1985 №2 с 59-64 (АфанасьеваМС , Куренкова В Г ЧернышоваМБ)

18 Сравнше 1ьная стратиграфия позднечетвертичных осадков внутренних морей Альпийскою пояса Изв Л.11 СССР Сер геотогическая 1985 №8 с 39-46 (ЧернышоваМБ Курен кова В Г)

19 Соотношение птанов распре 1е1ения мощностей осадков раз шчных этапов четвертичной истории Черною моря «Из\чение геологической истории и процессов современного осад кообразования Черного и Балтийского морей» Тр Межд симпоз Киев 1984 ч1 с 83-89 (К\-нрин П Н Лимонов А Ф )

20 Состав и устовия формирования позднечетвертичных осадков западной части Черного моря «Из\чение геологической истории и процессов современною осадкообразования Черною и Балшйскою морей» Тр Межд симпоз Киев 1984 ч1 с 89 95 (Куприн ПН Лукша В Л Штыков В Г )

21 Позтнечетвертичное карбонатопакоптение в Красном море Изв Вузов 1 со i и разв i985 Л о с 42-М) (Кошохов Л И Щербаков Ф А )

22 1 епетические типы карбонатов в п\боководных осадках Средиземного моря Изв Ву зов I еот и разв 1986 .N з с -<5 59 (Соколов В Н Штыков В Г )

23 1 енешческие ihiiu карбонатов позднечетвертичных осадков Черною моря Литот и потезн ископаемые 1987 №1 с 24-i0 (СокотовВН Штыков В I )

24 Генетические типы карбонатов позднечетвертичных осадков Каспийского моря Ли->от и по езн ископаемые 1987 №3 с 34-43 (СокоювВН ШтыковВГ)

2i С равньтельпый анализ карбонатонакоптения во внлтриконтинентатьных морях в позднечетвертичное время «Эвотюция карбонатонакоптения в истории Земли» М 1988 с 114-125 (ШтыковВГ)

26 Инфракрасная спектроскопия гумиповых кислот осадков внутриконтинентальных мо рей «Накопление и преобразование органического вещества современных и ископаемых осадков» М 1990 с 134 140 (Файзупшга f М )

27 Микрокомпопентный состав органического вещества осадков западной части Черного моря «Геотогическая эволюция западной части Черноморской котловины в неоген-четвертичное время» София 1990 с 538-550 (ЛарскаяЕС Сухова АН Крыстев 1 И )

28 Петрографическая характеристика нерастворимой части органического вещества са-пропетей во вн\триконтинентальных морях Изв Вузов Геол и разв 1990, №7 с 59-66 (Парна-рова Г М Че i верикова ОН)

29 Микрокомпонентный состав органического вещества осадков Бепого и Аральского морей Вест Моек лн та Сер 4 Геология 1991 №2 с 54-61 (ЛарскаяЕС С\ \ова А Н )

30. Микрокомпоненшый состав органического вещеава осадков Каспийского и Средиземного морей. Изв. АН СССР. Сер. iсологическая. 1991, №11. с.128-144. (Ларская Е.С.. Сухова А.Н.).

31. Позднечетвсртичнос осадконакоплеиие на конусс выноса р.Нил (Средиземное морс). Вест. Моск. ун-та. Сер.4. Геология. 1991, №5. с.34-45. (Куприн П.Н., Лотфи М.Ф.).

32 О позднечетвертичных диатомовых осадках Черного моря. Литол. и полезн. ископаемые. 1992. №5. с.113-118. (Лукша В.Л.. Пирумова Л.Г., Соколов В.Н.).

33. Строение верхней части осадочного чехла 1 удаутской банки (Черное море). Вест. Моск. ун-та. Сер.4. Геология. 1992. №6. с.74-80. (Девдариани H.A., Старовойтов A.B.. Калинин ВВ.).

34. Гене i ическая типизация позднечетвертичных осадков восточной окраины Черного моря. Страгшрафия. Геологическая корреляция. 1993. №2. с.45-54. (Соловьева H.A.).

35. Характериаика пепловых прослоев в осадках Адриагическою моря. Вулканоло! ия и сейсмология. 1995. № 3. с.71-80. (Щербакова М.Н.).

36. Провинции тсрригсииых минералов континсцтальтных окраин Средиземного моря. Ли гол. и полезн. ископаемые. 1995, № 5, с.28-43. (Шлыков В.Г.. Лукша В.Л.).

37 Диаюмовая флора из верхнечетвертичных осадков Каспийского моря. Стратиграфия. 1 сологическая корреляция. 1996, г 4. № I. с.15-26. (Лопатина Д.А., Пирумова Л.Г.).

38. О диатомовых осадках Дунайского глубоководного конуса выноса. Литол. и полезн. ископаемые. 1997. № 4. с.415-420. (Куприн П.Н.. Соколов В.Н.).

39. Новые данные о структуре верхней часш Дунайского глубоководного конуса выноса. Литол. и полезн. ископаемые. 1998, №6, с.36-44. (Росляков А.Г.. Юцис В.В.).

40. СIроение верхней части осадочного чехла Аджарского шельфа Черного моря. Вест. Моск. ун-та. Сср.4.1 еология. 1998. №4. с.55-59. (Старовойтов A.B., Девдариани H.A.).

41. Ренгенографическая характеристика гуминовых кислот позднечетвертичных осадков вну фикон шнешатьных морей. Beer. Моск. ун-та. Сер.4. Геоло! ия. 1999. №2 с.28-33. (Королев ЮЛ1.).

42. Позднечетвертичное осадконакоплеиие на Африканской континентальной окраине в Восючном Средиземноморье. Лиюл. и полезн. ископаемые. 1999. №4. с.339-349. (Куприн H.H.. Лукша В.Л.).

43. Новые данные о строении четвертичных отложений в Гданьской впадине Балтийского моря BeciH. Моск. ун-та. Сер.4. Геолспия. 2000. №1. с.25-30. (Росляков А.Г.. Емельянов F..M.. Куприн 11.11.. Сивков В.В.).

44. Распределение минералов тяжелой фракции в древнечерноморских осадках. Межд. совещание «Геолог ия Черно! о и Азовского морей». Киев. 2000, с.74-80. (Соловьева H.A.. Шарда-пона Г А.)

45. Состав и строение верхнечетвертичпых отложений в Гданьской впадине Балтийского vopa. Beci. Моск. ун-та.Сер.4 Геология. 2002. №5. с.26-33. (Куприн П.Н.. Лукша В.Л.. Росля-vOB 4 1 . I мельяиов 1 Д1.)

46. БиосIратиграфия. строение верхнечетвертичных отложений и некоторые черты палео-eoi рафии Северною Каспия. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2004, том 12. №1. с 114-124 (Безродных Ю.П.. Ро.манюк Б.Ф.. Делия С.В.. Магомедов Р.Д.. Парунин О.Б.. Бабак с В.).

47. Чежертичное осадконакопление во внутриконжнешаиьных морях. Beci. Моск. Ун-i. Сер.4 1 соло! ия. 2004. №2. с. 50-64.

Приложение I Iск гоничсекос положение вналин внутриконгинетпальных морей

Морс част I.

Ьшпийскос Ьетое

1 креи тскнй залив северо Тагил штя _ восто тная ют о западная северная

I ПГ1

«пади

__пы

11В

НО

Тю

ОВАСП

Морфостр\к тура

Шсльфоттос морс

Шельфоиос морс.

Iекюпи тсек тя характеристика оасссинов и прилетающей

Зсчитя корт

котптшеита

1ьн 1я

Т Проявления мат матитма

ОтсутсгвусI

I о же

север Алжн ро-Прованс кого бассейна юг Адриатн ческото моря

Северная части ВС*

ОВАСП

ОВАС П

ОВАСП

Окраина котло винного моря

Котловинное море

Го же

С окрашенная континента

II нчя _

1 о же

Отсутствует

Ра шит на счпе

Южная часть ВС**

Красное

ПО

Г'В

коттсвинные Тоже Ратвит на моря и с\ше и

_ 0КР'1"""________островах_

111ел|фовое континента Отсутствует

морс тьная_______

Щетеви птое ОксанпческаяТ Широко ког ЮЫТ1ТТТОС рашит

»ор<- 1 __^

п татформенная окраина ОВАСП

Гсгт товом поток

Низким

I о же

11овышен

_ныи

Нтпкии

Прсобта I ткшшс тектонические тпиления

С лабпе вертикальные

Слабые вертикальные Интенсивное прот ибанис С табые верт нкальиые

Структура окружающей суши

1 Состав материнских порот суши

11ро1 ибанне

Го же

Низкий

1о же

Прогибание

Повышен ный

Низкий Высокий

Го же

Слаоые

вертикальные_

Ингенсивш к го ри тотальные н вертикальные

Платформа

шит

11 татформа АСТ) ~

Платформа

~АоГ II 1а гформа

АСП

АСП

АСП

АСП

11 татформа

Щц[

Широкое ратвитие древни), мета морфи теских и мим ттических пород Ьалтииского и Араинйско

то щитов______

Осаючные < + ) мета'иорфиче-ские ( > матматические(+-) Магматические ( •"■) мс-ычор фические (*■ ) осадочные (т ^) Осадочные(+ ские (-* )

) метаморфи те

Осадочные{т ские ( ->)

-) метаморфичс

Магматические ( ) осадоч

ные (• ) метаморфические (т г)

Метаморфические (— ) осалоч ные(•4 ) магматические(+|

Осадочные (++ ) магматичес кие (++) метаморфические ( *)

Метаморфические ( ) осаао чные<г< ) магматические( )

Осадочные () метаморфи ческие ( ) магматические ( )

Магматические (-+О метамор фические ( < <) осадоч ные(+)

ПВ п татфорченная впа тина ПО н татформенная окраина ОВАС П оротенные впадины А 1ытийското сктадчатото пояса (АСП) РВ рифювыс впадины окра инная часть глубоководная в связи с формированием ОВАС II прогибание в краевых частях на континентальном склоне ++-> преобладают ++ пользуются ши роким распространением второстепенны * Носючное Средиземноморье (впа тины Май пан Южно Критская Родосская Анталья Кмликийская) ** обширные шетьфовые участки от [униса то лелт 1Ы Пила

Приложение 2 С леча корреляции чс i вер i ичных собьпий во нпу i рикон i инен ильных морях и на окружающей суше

CipaiHi рафи- Peí иональные шкалы ледникового период«) Средиземное морс Черное морс Каспийское море

ческля шкала Алышиская Восючно-Ьвроиейская

1олоцен 1 о юценовое межледииковье Ф ыплрекая фанирсссия Черноморская грани рессия Мовокаснийская rpanci рессия

« § W, )s « Oci ашковское оледенение 7 i Peí рессия ^ ! JL к * 3 s Ново нжсинская трансгрессия Маш ыш 1акская peí рессия Пот 1нсхвальшская транс-Iрессия

я А О - cj «j с. — — — у и Транс! рессия £■ 1ÍOBO jBKCHHChajt регрессия Ннотаевская peí рессия

x /• с. cl 2 ffl W,j Молого-шекснинский межстадиал С>рожская |рани рессия Раннехвалынская трансгрессия

x 1» о сс W. а Калининское оледенение 1 Peí рессия Поикарашагская рецессия Ательская регрессия

о R-W Микулинское межледниковье Тирренская трансгрессия Карашатская гране!рессия Поэднехазарская транс!рессия

ьч R» Московское оледенение Peíрессия Посту змыарская peí рессия Черноярскам peí рессия

о 5 ег К, , Одинцовское межледниковье 1 рансгрессия Древне )вксин->1)нларская трансгрессия

et R] _ Днепровское оледенение Peíрессия Peíрессия Ранехамрская трансгрессия

: tu с. и о- M-R Лихвинскос межледниковье Ilajieoi ирренская транс! рес сия Дреш 1еэвкси i i-i lajieoy iy н-ларская транс! рессия

Нижний Миндель (М) Окское оледенение Peíрессия 1 loci чаудинская peí рессия Син! ильская регрессия

I юнц-мин-дсль Сицилийская фане!рессия По^цнечау минская транс-|рессия Бакинская трансгрессия

">оп юйсто- ! юнц Беловежские стадии }ми шанская peí рессия Раннечау шнекая peí рессия 1 юрканекая peí рессия

цен Дунай-i юнц „Дунай Калабрии 1 урнй Апшсрон

Приложение 3. Основные черты човергичши и осадочном» процесса во вну1риконгинешальных морях

к

S

3

с

Позлнечетвертичное осадконакон шние

Выветривание материнских пород j

мех денудация I хим денудация)

Характер седи-мешации

РЙ

ВАС11

I Ше<ьф чередование ! морскою и континен-I ' тальното релимов

ГнпокошЮьс чоре-кой режим____

5-10

ПВ

Oí <1 до>1 в ¡ависимоети от клима<а

Ше 1ы/> - чередование мореко! о и кон гинеи-тально! о режимов Гп6оково<1ы* - морской режим

Ше ¡ьф - чередование морского и коти инен-тального режимов ГпОоков/Юы море режим

С корости накопления см/гыс iei 1ерригениая седиментация* Ьиогенная седиментация

Роль 1 Роль i Содержание. . ___________! % _._. Состав

Ше /ьф <10 Ftyoohu-Во<Ы>- 0-20 Ре зко подчиненная Доминирующая Карбонаты 50-90 Кремнезем <1 ОВ-О-Ю Карбонаты - разнообразный Кремнезем - диатомовые радиолярии спикулы ОВ - планктонный, смешанный

Нкчьф 20-500 rivóoKtmo-' rí ы< -20-100 Доминирующая Подчиненная Карбонаты 0-40 Кремнезем ОВ 0/1 -5 Карбонаты - различная степень разнообразия в зависимости от солености Кремнезем - диатомовые, реже радиолярии ОВ -терригенный, планктонный, смешанный

IUeibi¡>-1-10 1 IVOokoim <>i.e - 2-100 От доминирующей до резко подчиненной От доминирующей до подчиненной Карбонаты 0-100 Кремнезем 0^1 -10 ОВ 0,л -20 Карбонаты - различная степень разнообразия в зависимости от солености Кр - диатомовые, спикулы ОВ - от терригенною ю п 1ап-ктонного

* - минералогичеекии состав сч при кмсише 4

продолжение приложения 3

I !оз шсче i пер i ичное осадкоиакоп таше |

* 5 1 Хемотелная седиментация Ву iKaiioi синая ссдимешация Л итоги пы осадков

Роль ' Состав Роль Сое i ан I

РВ Значительная Седимепг01см ные, диагене тическне карбонаты До Юминиру ющей 11родуК 1ы И1ЛИЯНИЙ ив iiv.iKainuM.i, г идротермальнме проявления 1 Преобладают мелконотные и глубоководные биогенные (ракушня-ково-мшанковые кораллово-водорослевые, кокколитово-фораминифе-ровые форачиниферовые, птероподовые), биогенно-хемогенные (микрито-планшонные), хемогенные (кальцитовые и арагонитовые титификаты) карбонатные металлоносные, вулканогенные, резко подчиненные ме !ководные песчаные и глубоководные глинистые

BACII OrcvTctBvt;r незначитель мая Седмченкмсн ные mai енс ГИЧССКИС карбонаты В i орос re ценная 11ролук1Ы вулканизма I алечные, гравийные, песчаные, алевритовые, глинистые и смешанные террш еннме, редко смешанные биогенно-терригенные на шепьфе прсимущес1венио ыинистыс алевритовые, песчаные и бо ice |рубо зернистые геррнгениые редко хемогенные и хемогенно-терригенные биогенные и вулканогенные в глубоководных впадинах

ИВ Отсутствует-значите 1ьная Седиментаен ные inai енс-•шческие кар бонаты со 1и Fe-Mn конкреции Прпктичес ки огсмст-mei Максимальное разнообразие литотипов терригенные (песчаные, алев-риювые 1Линисгые), биогенные (из скелетных остатков бентосных и птанктонных организмов сапропели), хемогенные (родохрозитовые кальцитовые и арагонитовые илы, оолиты, известковые и Fe-Mn конкреции соли) и смешанные (биогенно-терригенные, биогенно-хемо-1 енные)

Окончание приложения 1

Гип впадин 1 Позднечегвершчное осадкошконление Харак1ерис1ика четвертичной голщи

I еногипы осадков Доминирующий 1и11 накопления Мощное! ь Состав Осадочные комплексы

РВ Бентогенные, планкюмо! енные ор| а-ногенные; пелагические хемогенно-ор|ант енные: вулканогенно-оса-дочные, гидротермальные, меча-ногенные (волновые, течений, чуть-евы\ потоков) Ву п-агюг енно-осадо-чный, биогенный, че-мо1енно-биогенный, герригенно-биогеч-ный О"! 0 м в осевой зоне риф га до первых сотен м на шельфе Карбонатный, глинисю-карбо-натный, вул каши енно-осадоч-ный, редко тер-ригенный Маломощные вулканог енно-осадоч-ные глубоководные рифтовые, осадочные (преимущественно карбонатные биогенные и хемогенно-биоген-ные)

ВАСП Механогенные (волновые, штормо-вые, течений, чутьевых потоков, не-фелоидные, оползневые, обвальные, осыпные, аллювиальные авандель-товые); планктоне! енные органогенные: вулканогенно-осадочные, смешанные Механо1 енно-герри- 1синын Десятки м - первые км на шельфах; до 1 - 2 кч в глубоководных впадинах Терригенный Мощные глубоководные терригенные ("турбидитные"), терригенные шель-фовые

ПВ Механогенные (волновые, штормовые, приливных, поверхностных и донных течений, аллювиальные аван-дельтовые, оползневые, мутьевых потоков, палимпсеетовые). биогеи-ные (бен югенные, планктоног енные. апвеллинговме), хемогенные (активно- и тиховодные, себхи), хемогенно-био1 енные (пелагические) Механогенно- герри-генный, биогенный, хемогенный Десятки м на шельфах. десятки -первые согни м на континентальных склонах, до 1-1.5 км (на глубоководных конусах выноса) Герригенный, терригенно-кар-бонагный, карбонатный (биогенный, биоген-по-хемогенный. хемогенный), реже кремнистый Маломощные континентально-морс-кие, разнообразные по составу (силикатные, карбонатные, реже кремнистые) шельфовые и морские глубоководные, мощные терригенные обширных глубоководных конусов выноса

Приложение 4. Характеристика 1срри1спного вещества рсчпо! о стока и осадков внутри континентальных морей

Реки 1 всрдь й ст ок рек Минерале!ический состав ¡ерритенной части осадков

Твердый сток, млн. т! модуль твердого сюка фракции, мм Тяжелые Глинисгые минералы (в скобках содержание в%) Море (залив, район, чааь) I яжелые минералы Легкие минералы Глинистые минералы (в скобках структурный тип)

>0.05 >0.01 <0.01 минералы

С. Двина 5,8/16 Преобладают А, Э,У ГС (45). ММ. К. X Белое Кандалакшски й А, Г, Э, П, С ПШ, Кв, ОП,С ГС(1М), ССО. ММ, К, X

Онега 0,2/5 Преобладают - ГС (50). X. К, ММ Двинский Г, Э, А, П Кв, ПШ, ОП,С ГС, ССО+ММ, К. X

Нева 0,5/1,7 0 83 17 А, У, Э, П ГС. К, X и о « о IX X Ь (3 1С Северная А, Э, С, Г, П Кв, ПШ, С ГС(1М), X, ММ, В, к

Даугава 0,5/5,5 14 79 7 - -

Неман 0,8/1,7 0 85 15 - -

Висла 2.5/13 Преобладают ГС, ММ, X, к Южная А, Г, Э,С, П, У Кв, ПШ, С ГС(1М), ССО+ММ, К, X

Нил 120/40 Преобладают П. А, Э, У ММ, ГС, к Средиземное Восточная КрР, ЧР, А, С, Э Кв, ПШ, С ССО, ГС (2М| + 1М), ММ, К, ПГ

Эбро - Преобладают - - Балеарское Р, А, Э. П, У Кв, ПШ ГС (2М1), ССО, К, X

По 16'200 Преоб- | ладают А, П, Э, У ГС. ММ. X, к Адриатическое П. А, Э. У Кв, ПШ, ОП.С ГС (2М|), ССО. ММ, х,к

Лигурийское А. П, Э. Р. С. У Кв, ПШ. С, ОП ГС (2М|). X, ММ. ССО, к

Альборан П. А. Э, У Кв, ПШ, С ГС (2М,), ССО, X, К, ММ

Приапжирский Э, А, У, П. С Кв, ПШ, ОП ГС (2М(), К, ММ, Х,ПГ

Днепр 2,1/5 13 21 66 У. О, А I С (50), ММ. К, X У, А. Э, Кв ГС (2М|+1М),

Дунай 83/103 I1рсоб- ладаки У. 'X А 1 С (70). ММ. К, X 1 С (60). ММ, X. К____ Северо- запад Мм ССО, К. мм.х

Риони 8,3/620 42 53 5 11. А .'). У у § о.

Чорох 15/700 Преобладают II. А, '),У ММ (72). I С. X, __К___д ММ (45). I С. X, К ММ (60). 1С, х/ К К)! . Ю| о-вос-гок 11. А. 0. У ои,иш. ММ. ГС (2М|). X,

Кизил-Ирм ак Сакарья ---- Преобладаю! " Преобладаю! 11,0, А. У А. П, Г).~У Кв к

Волга 26/18 15 22 63 О. Р. У 1 С.ССО^ММ. X, К и о X Северная У. Э, А, Мм Кв, ПШ ССО. ГС (2М|+1М), к, ММ. ПГ

Терек 25/570 20 19 61 П, Р. Хл, У — 1 С (60). ММ. X, к «8 в Средняя Э. А. П. У Кв, ПШ, ОП ГС (2М,), X, ССО, к

Кура 36/190 19 4 77 П, А, Э. У ГС (50). ММ. X, к а Южная П, А, Э. С, У, Р ПШ, Кв, ОП ГС (2М(+1М). ССО. ММ. X, к

Шатг-эль-Араб 1000/1000 Преобладают Э, А. П. У X, ГС, мм. к Персидский А. П, Г, Мм, Э Кв. ПШ, Д ГС. X, ММ. ССО, к. ПГ

Примечание. А - амфиболы, II - пироксены, Э - минералы группы ¡пилота. У - устойчивые минералы, Мм - минералы метаморфических пород, Хл - хлорит, С - слюды, Г - грана!, КрР - красные рудные. ЧР - черные рудные, Кв - кварц, ПШ - полевые шпаты, ОП - обломки пород, Д - доломит, ГС - г идрослюды, ММ - мон гмориллонит. ССО - смешан ослойныс, К - каолинит, X - хлорит, ПГ - палыгорскш

Приложение 5. Характерна и ка карбонат нот о вещества восадках впутрикоптиненгальных морей

Тип опалин Со ясность. %о Фациальная юна Климат ическая юна Генетические типы карбона гон Карбонатные минералы Типы карбонатных отложений

8-26 Шельф Субарктическая и умеренная Биогенные, терриген-ные А. К Редкие ракушняки, биогенно-дегри-т усовые пески

а 2 Шельфовые впадины 1умидная Хемо1епные, герритен-нме 1'- к.д Известковые прослои в толще илов

3 с «о з 10-18 Шельф Умеренная гу-мидная и семи- Ьио1 енные, хемоген-ные, терригенные А. К, ВМК. Д Ракушняки, биогенно-детригусовые пески, оодигы, литификаты

2 1 « Континенталь-ный склон аридная Ьиот енные, террит енные, хемот енные К. А, ВМК Кокколитовые илы

? в ь, о ■в- и ее 38-40 Шельф Суб фоническая и тропическая аридная Биогенные, хемот енные. герригенные Л. ВМК, К, Д Ракушняки, коралловые рифы, ооли-*1 ы. 1теллетовые и арагонитовые илы. биогепно-детритусовые пески

¡3 Континентальный склон Биот енные, хемот енные ВМК. К, Л Фораминиферо-кокколитово-микри-говые. арагонитовые илы. ли гифи-каты

; Орогенные | впадины АСГ1 1 10-38 Шельф (Умеренная, субтропическая) 1 у-мидная и аридная Биот енные, черрш енные, хемот енные К. А. ВМК, Д Редкие ракушняки, оолитовые пески

1 лубоковод-ная впадина (Умеренная, субтропическая) гу-мидная и аридная Биот енные, террит етт- | К, А. ВМК. Д ные. редко хемогенные Редкие прослои кокколитовых, фора-миниферо-кокколитовых илов

и _ з £ ас Е 38-40 Шельф [ропическая аридная Биот енные, хемотенные ' ВМК, А. К. 1 Ьиогенно-дегритусовые пески, коралловые рифы, банки, фораминиферово-кокколитовые илы

•в* § £ « Глубоководная впадина Ьиот енные, хемот енные ВМК. А. К Фораминиферово-кокколитовые илы. литификаты

Рифтовая зона Биогенные, хемогенные А. ВМК, К Арат ониговые литификаты. фораминиферово-кокколитовые илы

Отпечатано в отделе оперативной печати Геологического ф-та МГУ Тираж ISO экз- Заказ № 4

2-5,00

38

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Сорокин, Валентин Михайлович

Введение

Глава 1. Тектонические обстановки осадконакопления во внутриконтинентальных морях

Глава 2. Стратиграфия и палеогеография четвертичных 40 отложений

1. Стратиграфия

2. Палеогеогрфия

Глава 3. Формирование отложений в платформенных 64 обстановках . >, ■

1. Фациальная характеристика позднечетвертичных 64 отложений

1.2. Мощность и скорость осадконакопления

2. Типы седиментации и продукты

2.1. Седиментация терригенного вещества

2.1.1. Формирование гранулометрического состава

2.1.2. Формирование минералогического состава

2.2. Биогенная седиментация

2.2.1. Карбонаты

2.2.2. Кремнезем

2.2.3. Органическое вещество

2.3. Хемогенная седиментация

2.4. Вулканогенная седиментация

3. Генезис позднечетвертичных отложений

3.1. Типы седиментации

3.2. Генетические типы

4. Строение и состав четвертичных отложений

5. История осадконакопления и формирование 266 толщи четвертичных отложений

Глава 4. Формирование отложений во впадинах орогенного 275 этапа развития Альпийского складчатого пояса

1. Фациальная характеристика позднечетвертич- 275 ных отложений

2. Типы седиментации и продукты 323 2.1. Седиментация терригенного вещества

2.1.1. Темпы накопления

2.1.2. Формирование гранулометрического состава

2.1.3. Формирование минералогического состава

2.2. Биогенная седиментация

2.2.1. Карбонаты

2.2.2. Кремнезем

2.2.3. Органическое вещество

2.3. Хемогенная седиментация

2.4. Вулканогенная седиментация

3. Генезис позднечетвертичных отложений

3.1. Типы седиментации

3.2. Генетические типы

4. Строение и состав четвертичных отложений

4.1. Шельф

4.2. Континентальный склон и впадины

5. История осадконакопления и формирование 420 толщи четвертичных отложений

Глава 5. Формирование отложений в рифтовых 427 обстановках

1. Фациальная характеристика позднечетвер- 427 тичных отложений

2. Типы седиментации и продукты

2.1. Седиментация терригенного материала

2.2. Биогенная седиментация

2.2.1. Карбонаты

2.2.2. Кремнезем

2.2.3. Органическое вещество

2.3. Хемогенная седиментация

2.4. Вулканогенная седиментация

3. Генезис позднечетвертичных отложений

4. Строение и состав четвертичных отложений

5. История осадконакопления и формирование 470 четвертичной толщй

Глава 6. Роль тектонического фактора в четвертичном осад- 476 конакоплении во внутриконтинетальных морях

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Формирование четвертичных отложений внутриконтинентальных морей"

Актуальность. Изучение процессов образования осадков и формирования их толщ в современных морях и океанах - важнейшее в теоретическом и практическом аспектах направление литологии и морской геологии. Актуальность познания закономерностей осадконакопления во внутриконтинентальных морях, являющихся частью Мирового океана, определяется как недостаточной освещенностью ряда проблем, касающихся собственно образования осадков, так и необходимостью использования полученных результатов для практических целей при освоении акваторий и более объективного понимания условий образования осадочных пород в древних морских бассейнах.

Одна из насущных проблем морского седиментогенеза состоит в установлении роли различных факторов природной среды в процессе накопления осадков. Главными факторами, оказывающими решающее влияние на осадочный процесс, являются климат и тектоника. Н.М.Страхов (1971) считал, что они являются одинаково важными и вне их влияния осадки образовываться не могут.

К настоящему времени наиболее полно изучена роль климатического фактора. На базе сравнительно-литологического метода Н.М.Страховым выделены ледовый, гу-мидный и аридный типы седиментогенеза (литогенеза), основные черты которых рассмотрены на примере континентальных областей суши и некоторых внутриконтинентальных и окраинных морей (Страхов, 1960-1962). Установлено, что наиболее ярко климатическая зональность современного осадконакопления проявляется на суше. Она определяется особенностями протекания процессов химического и физического выветривания в разных климатах, интенсивность которых возрастает от высоких широт к тропикам и от областей равнинного ландшафта к горным сооружениям. Образующиеся отложения контрастны и маркируют выделяемые типы седиментогенеза. Это комплекс ледниковых образований в условиях нивального климата, коры выветривания и угли в условиях гумидного климата, комплекс пустынных осадков^ и эвапоритов в условиях аридного климата и т.д.

А.П.Лисицын (1974, 1978, 1991, 2001) обосновал выделение климатических типов седиментогенеза в океанах и установил закономерности осадконакопления в ледовых, умеренных и тропическом гумидных и аридных поясах, которые, с одной стороны, связаны с зональностью питания океанов терригенным материалом, а с другой - с широтной зональностью развития океанского биоса. В рамках климатической зональности подробно изучены особенности формирования осадков и проанализирован характер влияния на седиментогенез других физико-географических и океанологических факторов (Айбулатов, 1990; Безруков, 1962; Богданов, 1982; Конюхов, 1987; Левитан, 1975, 1992; Лисицын, 1982; Мурдмаа, 1987; Павлидис, 1999; Романкевич, 1977; Свальнов, 1983, 1991; Щербаков, 1983 и др.). С момента установления климатической зональности исследования морских и океанских осадков проводятся почти исключительно под этим углом зрения.

Роль тектонического фактора (тектонических обстановок) практически не изучалась, а лишь декларировалась. По-видимому, это объясняется кажущейся очевидностью влияния тектоники на осадочный процесс. Поэтому применительно к изучению современного морского седиментогенеза не показано в какой форме, в каких признаках осадков и осадочных толщ, на каких временных отрезках проявляется влияние тектонического режима различных по структурно-морфологическому типу впадин, вулканизма, сейсмичности и т.д. и к каким результатам оно приводит. Очевидно, что сделать это можно лишь при сравнительном изучении осадкообразования, во-первых, в различных тектонических обстановках и, во-вторых, на более длительных, чем позднечетвер-тичный, отрезках геологического времени. Однако, именно эти аспекты в научной литературе освещены слабо; исключением являются исследования по позднечетвертич-ным осадкам гляциальных шельфов А.Е.Рыбалко (1998) (Балтийское и Белое моря) и Ю.П.Хрусталева (1989) по морям аридной зоны (Азовское, Каспийское и Аральское).

Влияние тектонического фактора на осадконакопление комплексное, прямо или косвенно обусловливающее геологическую жизнь впадин морских бассейнов, развитие и результат процессов формирования осадочных толщ. Его прямое воздействие, по мнению автора, осуществляется через геологическую историю эволюционирования земной коры впадин, их морфоструктуру, характер тектонических движений, сейсмичность, вулканизм. Все это определяет тип впадины, ее тектонический режим и создает фон осадконакопления. Опосредованное влияние проявляется через рельеф водосборных областей, состав материнских пород, что, в конечном счете, сказывается на количественных характеристиках и качественном составе поступающего в бассейны исходного осадочного материала.

Необходимость изучения роли тектонического фактора в образовании осадков во внутриконтинентальных морях также вызывается интенсивным развитием в последние десятилетия учения об осадочных (седиментационных) бассейнах (Брод, 1964; Вас-соевич и др., 1970; Кузнецов, 1993; Леонов, Воложа, 2004; Лито динамика., 1998; Никишин, 1999, 2002; Allen, Allen, 1990; Bally, Snelson, 1980; Einsele, 1992; Miall, 1990). В основе бассейнового анализа лежит выделение на тектонической основе седиментационных и/или осадочных бассейнов, детальное изучение стратиграфии выполняющих их отложений, проведение всесторонних литологических и иных исследований.

Седиментационные бассейны являются прототипами осадочных бассейнов. Именно в них закладывается взаимодействие тектоники и осадочного процесса, приводящее к образованию осадочных формаций. По мнению П.П.Тимофеева (1986) выделяется несколько проблем в изучении седиментационных бассейнов, связанных с выявлением их специфических черт в разные периоды развития Земли, в том числе в четвертичный, и с корреляцией седиментационных бассейнов различных структурно-тектонических и климатических зон. С точки зрения бассейнового анализа внутриконтинен-тальные моря можно считать седиментационными бассейнами, которые являются прекрасными моделями для изучения характера влияния тектонического фактора на седи-ментогенез. Действительно, они расположены во впадинах земной коры различной тектонической природы и в большинстве случаев образуют замкнутые системы со своеобразным развитием осадочного процесса.

Осадконакопление во внутриконтинентальных морских бассейнах занимает промежуточное положение между континентальным и собственно океаническим осадкона-коплением. Поскольку моря практически окружены сушей, а площади их акваторий значительно меньше площадей водосборных областей, постольку и влияние суши на осадочный процесс оказывается существенно более значимым, чем в океанах. Водосборные области и сами морские бассейны как конечные водоемы стока образуют единые седиментационные бассейны, в которых осуществляется подготовка исходного осадочного материала, его транспортировка и осаждение в морской среде.

История изучения процессов осадконакопления во внутриконтинентальных морях исчисляется многими десятилетиями. За это время в научной литературе появилось огромное количество нового разнообразного фактического материала, суммированного в многочисленных публикациях и обобщениях по Белому (Девдариани, 1985; Невес-ский и др., 1977; Рыбалко, 1998; Чувардинский, 1970 и др.), Балтийскому (Блажчишин, 1998; Геологическая история., 1984; Геология., 1976, 1991; Геохимия., 1986; Осадкообразование в Балтийском море, 1981; Пустельников, 1974; Рыбалко, 1998; Emelyanov, 1995; Tulkki, 1977 и др.), Черному (Айбулатов, Щербаков, 2001; Архангельский, Страхов, 1938; Геологическая история., 1980; Геология., 1979; Геолого-геофизические исследования., 1980; Геология шельфа., 1983, 1985; Крыстев, 1990; Куприн, 1988; Митропольский и др., 1982; Невесский, 1967; Осадконакопление., 1978; Сорокин, 1977; Старовойтов, 1985; Страхов и др., 1954; Тримонис, 1972; Шимкус и др., 1975; Degens, Ross, 1974; Ross et al., 1978 и др.), Каспийскому (Лебедев и др., 1978, 1988, 1990; Маев, 1964; Осадки., 1973; Палеогеография., 1991; Страхов и др., 1954; Холодов, Лисицына, 1989; Хрусталев, 1978, 1989; Шлыков, 1973 и др.), Средиземному (Емельянов и др., 1979; Лотфи, 1984; Шимкус, 1981; Stanley, 1972; Ryan et al., 1973; Hsü et al.; 1978 и др.), Красному (Бутузова, 1998; Металлоносные осадки., 1986; Щербаков и др., 1979; Degens, Ross, 1969; Whitmarsh et al., 1974; Purser, Bosence, 1997) морям и Персидскому (Purser, 1973) заливу. Анализ опубликованных материалов перечисленными и многими другими авторами показывает, что исследования, во-первых, проводились в рамках климатической парадигмы и, во-вторых, в них рассмотрены, в основном, позднечетвер-тичные осадки и процессы в конкретных морских бассейнах. Крайне мало внимания уделено анализу осадконакопления для всего четвертичного периода.

Исходя из вышеизложенного очевидно, что накопленный обширный фактический материал по четвертичным отложениям отдельных внутриконтинентальных морей нуждается в теоретическом осмыслении. Назрела необходимость его синтеза на базе сравнительного изучения седиментогенеза в различных физико-географических и тектонических обстановках и выявления общих закономерностей формирования четвертичной осадочной толщи.

Цель работ. Настоящая работа посвящена выявлению закономерностей четвертичного седиментогенеза в различных тектонических обстановках внутриконтинентальных морей и установлению связи седиментогенеза с тектоническим режимом вмещающих их впадин и смежных областей суши.

В работе решались следующие основные задачи:

1. Типизация морей по тектоническим обстановкам осадконакопления.

2. Выявление закономерностей позднечетвертичного седиментогенеза на базе сравнительное изучение строения, состава и условий накопления осадков.

3. Анализ строения и состава толщи четвертичных отложений по данным морского бурения и сейсмоакустического профилирования.

4. Отражение эволюции осадочного процесса в формировании четвертичных отложений.

5. Выявление влияния тектонических обстановок на осадочный процесс во внутриконтинентальных морях

Фактический материал и личный вклад автора. В основу работы положены результаты многолетних исследований автора по проблеме седиментогенеза во внутри-континентальных морских бассейнах, выполненных в лаборатории морской геологии кафедры литологии и морской геологии геологического факультета Московского государственного университета им. М.В.Ломоносова в период с 1969 года по 2003 год. Исследования проводились в рамках всесоюзной программы ГКНТ и АН СССР «Мировой океан», реализованной в межфакультетских госбюджетных темах: «Комплексные исследования природы Мирового океана», «Комплексные исследования Каспийского моря», госбюджетной темы «Эволюция процессов и условий морского осадко- и породо-образования в кайнозойских внутри- и окраиннконтинентальных бассейнах» (№ госрегистрации 01.200.1 13437 47), ФЦП «Интеграция» («Балтийский учебно-научный центр» и «Северо-западная часть Большого Кавказа - объект для подготовки геологов. Эволюция бассейнов осадко- и породообразования Восточного Паратетиса в истории Земли и особенности формирования осадочных полезных ископаемых»), грантов РФФИ: «Современное карбонатонакопление во внутриконтинентальных морях (96-0565627)» и «Закономерности изменения вещественного состава терригенных пород в процессе седиментогенеза (97-05-64222)».

Во время многочисленных экспедиционных работ автором получены и описаны более 1500 разрезов позднечетвертичных осадков Черного, Каспийского, Средиземного, Белого, Балтийского, Аральского, Азовского морей. Результаты аналитической обработки фактического материала обобщены автором или при его участии и изложены в 120 публикациях. Они основаны на нескольких тысячах определений гранулометрического, химического, минералогического (обломочная и глинистая фракции) состава, СаСОз, Сорг, ЭЮг аморф., более 1000 описаниях шлифов, более 100 электронно-микроскопических исследованиях карбонатов, кремнистого, органического вещества, десятках микрозондовых исследований карбонатов, Ре-Мп образований, вулканического стекла, нескольких сотнях рентгеновских определений минералогического состава карбонатов, нескольких десятках исследований гуминовых кислот и нерастворимой фракции органического вещества методами органической геохимии (элементный, ИКС, рентген, термика, углепетрография, гельхроматография). Корреляции разрезов осадков основаны на многочисленных палеонтологических определениях комплексов моллюсков, микрофауны и флоры, выполненных автором и Е.В.Бабак (Президиум РАН), В.Г.Куренковой, Л.Г.Пирумовой, М.Б.Чернышовой (Геологический ф-т МГУ). Кроме того, автор участвовал в получении и интерпретации материалов непрерывного сейсмоакустического профилирования совместно с В.Г.Гайнановым, Н.А.Девдариани, В.Н.Ефремовым, Л.М.Кульницким, А.Г.Росляковым, A.B. Старовойтовым (Геологический ф-т МГУ).

Методика исследований состояла в следующем. На первом этапе на основе анализа собственного и литературного материала проведено детальное сравнительное изучение строения, состава и условий накопления позднеплейстоценовых и голоценовых осадков Балтийского, Белого, Красного, Каспийского, Средиземного, Черного морей и Персидского залива в разрезах, вскрываемых грунтовыми трубками. На втором этапе проанализированы имеющиеся данные по строению и составу четвертичных отложений в разрезах мелководных и глубоководных скважин, а также материалы сейсмоаку-стического профилирования. На третьем этапе на базе совместной интерпретации результатов прослежена эволюция четвертичного осадконакопления и выявлены особенности его протекания в различных тектонических обстановках. На четвертом этапе проведена оценка влияния тектонического фактора на формирование четвертичной осадочной толщи и охарактеризованы разновидности седиментогенеза, свойственные разным тектоническим обстановкам.

Защищаемые положения. 1. Формирование четвертичных отложений во впадинах внутриконтинентальных морей принципиально различается в платформенных, орогенных и рифтовых тектонических обстановках. Специфичность каждого типа осадочного процесса выражена совокупностью признаков, не повторяющихся или слабо проявляющихся в других типах бассейнов.

2. Особенности осадконакопления в платформенных обстановках выражены в: а) фациальной и минералогической неоднородности, многообразии вещественно-генетических типов осадков; б) развитии хемогенной седиментации; в) чередовании морского и континентального режимов седиментации на шельфах, приводящем к формированию маломощных континентально-морских толщ; г) развитии на платформенных окраинах крупных конусов выноса платформенных рек, а вне их - маломощных биогенно-тер-ригенных и биогенных комплексов четвертичных отложений.

3. Особенности осадконакопления в обстановках ороогенных впадин Альпийского складчатого пояса выражены в: а) упорядоченной фациальной зональности и однообразии вещественно-генетических типов терригенных осадков; б) максимальной мощности; в) полимиктовом составе обломочного материала и однородном составе глинистого вещества; г) широком развитии гравитационных процессов и формировании многочисленных глубоководных конусов выноса горных рек; д) образовании мощных терригенных комплексов заполнения впадин.

4. Особенности осадконакопления в рифтовых обстановках выражены в: а) широком развитии вулканогенной седиментации и формировании в рифтовых зонах специфических вулканогенно-осадочных и металлоносных отложений; б) изменении осадков контактным метаморфизмом; в) зональности седиментогенеза вкрест простирания рифтов; г) образовании маломощных осадочно-вулканогенных комплексов.

5. Циклическое строение четвертичных толщ во внутриконтинентальных морях определяется многократными изменениями климата и уровня морей в ледниковый период. При этом специфичность, отмеченная в положениях 1-4, сказывается на форма-ционном облике формирующихся под влиянием разных тектонических режимов отложений, обладающих внутренним единством строения, состава и условий образования.

Научная новизна, теоретическая и практическая значимость. Впервые выполнено теоретическое обобщение, в результате которого установлены закономерности формирования четвертичных отложений в платформенных, орогенных и рифтовых тектонических обстановках современных внутриконтинентальных морей. При этом в рамках проведенных исследований с использованием новейших материалов по строению и составу позднечетвертичных осадков впервые проведен детальный сравнительный анализ процессов позднечетвертичного осадконакопления в различных по строению и условиям накопления морях, изучены особенности строения, состава, условий и истории накопления всей толщи четвертичных отложений. На этой основе выявлен характер влияния тектонического фактора на четвертичный осадочный процесс. Использованный подход, основанный на установлении связи между осадконакоплением во внутриконтинентальных морях и тектоническим режимом вмещающих их впадин, позволил охарактеризовать три кардинально различающихся типа осадочного процесса (платформенный, орогенный и рифтовый) и проследить в их рамках влияние других физико-географических факторов. Выявленные закономерности четвертичного седиментогенеза во внутриконтинентальных морях позволяют рассматривать его в качестве моделей для изучения осадконакопления в соответствующих типах древних седиментационных бассейнов.

Выводы по особенностям строения, состава и мощностям неконсолидированных осадков на шельфах могут использоваться при хозяйственном, освоении акваторий: проектировании строительства и защитных сооружений, прокладке трасс трубопроводов, бурении разведочных скважин и т.д. Результаты сравнительного изучения генезиса рассеянного органического вещества в осадках могут найти применение в нефтяной геологии для изучения седиментогенеза нефтематеринских пород. Теоретические положения работы и представленный фактический материал будут использованы в учебном процессе в ВУЗах при подготовке специалистов по литологии и морской геологии.

Апробация. Материалы, легшие в основу диссертационной работы, представлялись на международных, всесоюзных, российских научных совещаниях: Всесоюзное совещание «Минералогии, петрографии и геохимии осадочных пород и руд» (Керчь, 1976); IV Всесоюзный семинар «Осадочные бассейны и их нефтегазоносность» (Москва, 1981); II, III Съезды океанологов (Ялта, 1982; 1987); VII Всесоюзный семинар «Органическое вещество в современных и ископаемых осадках» (Ташкент, 1982); 5, 6, 8, 9 Всесоюзные школы морской геологии (Геленджик, 1982, 1984, 1988, 1990); XI Конгресс ИНКВА (Москва, 1982); Междуведомственная конференция «Палеогеография Каспийского и Аральского морей в кайнозое» (Москва, 1983); IV Всесоюзный семинар: «Эволюция нефтегазообразования в истории Земли» (Москва, 1984); I Всесоюзная школа «Стратиграфия и литология мезозойско-кайнозойского осадочного чехла Мирового океана» (Одесса, 1984); 27, 30 Международные Геологические Конгрессы (Москва, 1984; Китай, 1995); V Всесоюзный семинар «Формации осадочных бассейнов» (Москва, 1985); VI Всесоюзное совещание по изучению четвертичного периода (Кишинев, 1986); Всесоюзное совещание-школа «Флиш и флишоидные комплексы в различных структурных зонах Земной коры» (Москва, 1990); Ежегодные научные конференции «Ломоносовские чтения» (Москва, 1995, 1996, 1999); Уральское литологическое совещание (Екатеринбург, 1996); XII, XIII, XIV Международные школы морской геологии (Москва, 1997, 1999, 2001); Международное совещание «Геология Черного и Азовского морей» (Киев, 2000).

По теме диссертации опубликовано более 120 научных работ. Основные результаты содержатся в 70 публикациях.

Структура. Работа состоит из введения, 6 глав и заключения объемом 310 страниц текста с 37 таблицами, включает 222 рисунка и список литературы из 504 наименований.

Основньгее понятия. Применительно к анализу четвертичного осадконакопления во внутриконтинентальных морях автор использует ряд основополагающих терминов, вкладывая в них следующий смысл.

Тектоническая обстановка осадконакопления (тектонический фактор) - структурно-морфологические особенности области седиментации и окружающей суши и их тектонический режим (характер тектонических движений, вулканизм, сейсмичность и т.д.).

Седиментационный бассейн — морской бассейн (или крупная его часть), расположенный в пределах обособленного структурного элемента земной коры с длительной историей развития и характерным тектоническим режимом, характеризующийся особенностью питания осадочным материалом, с отличным комплексом присущих ему осадочных образований.

Тип осадка (литотип) — вещественно-генетическая разновидность осадков, обладающая комплексом первичных признаков, отличающих его от других разновидностей в рамках вещественно-структурных классификаций. В гранулометрической классификации выделены группы песков (>50% фракции 0,05-2 мм), алевритов или алевритовых илов (>50% фракции 0,05-0,005 мм) и глинистых илов (>50% фракции <0,005 мм). В их границах градация отдельных типов основана на количестве примеси - <10%, 10-30% и 30-50%. В рамках вещественной классификации выделены группы терриген-ных (>50% обломочного и глинистого вещества), известковых (карбонатных) (>50% СаСОз), кремнистых (>50% БЮг аморф.), органических (>50% ОВ) и т.д. осадков. В их границах градация отдельных типов основана на приведенной выше количественной примеси. Таким образом, название осадку дается в результате сочетания структурных и вещественных параметров.

Генотип - литотип с комплексом признаков, указывающих на способ (механизм) его образования. При выделении генотипов автор использовал классификации В.Т.Фролова (1984) и А.А.Чистякова и Ф.А.Щербакова (1983).

Фации - разновидности осадочного слоя (литотипы), сформированные в разных обстановках седиментационного бассейна, отраженных в их признаках.

Мезофация - совокупность фаций, отвечающих части морфострукторной зоны бассейна седиментации. Фациалъный комплекс или макрофация - парагенез фаций, отвечающих крупной морфоструктурной зоне бассейна седиментации.

Обстановка осадконакопления — совокупность компонентов природной среды в бассейне седиментации. Ландшафт - совокупность обстановок осадконакопления, принадлежащих крупной морфоструктурной зоне (шельф, континентальный склон, глубоководная впадина) бассейна седиментации.

Генетический комплекс - парагенез генетических типов, выделяемых в пределах крупной морфоструктурной зоны бассейна седиментации.

Осадочный комплекс — совокупность фациальных комплексов, сформировавшихся в однотипном бассейне седиментации за время его существования.

Благодарности. Настоящая диссертационная работа не могла быть выполнена без помощи и поддержки. Прежде всего автор благодарен П.Н.Куприну, под руководством которого долгие годы работал, П.П.Тимофееву, В.Т.Фролову, О.В.Япаскурту, которые оказали помощь при подготовке рукописи консультациями, ценными советами и замечаниями. Автор искренне благодарен коллегам, с которыми тесно сотрудничал при получении и обработке фактического материала, к которым обращался за консультациями и советами: Е.В. Бабак, Ю.К. Бурлину, В.Г. Гайнанову, H.A. Девдариани, В.Н. Ефремову, М.К. Иванову, В.В. Калинину, А.И. Конюхову, В.Г. Куренковой, Т.И. Лази-ной, Е.С. Ларской, А.Ф. Лимонову, В.Л. Лукше, В.И. Мысливцу, Л.Г. Пирумовой, A.C. Полякову, Л.И. Потаповой, А.Г. Рослякову, В.Н. Соколову, H.A. Соловьевой, A.B. Старовойтову, Е.В. Филинковой, В.Н. Холодову, М.Б. Чернышовой, Т.А. Шардановой, Н. Шарнауд, В.Г. Шлыкову, В.В. Юцису.

Заключение Диссертация по теме "Литология", Сорокин, Валентин Михайлович

Выводы. История формирования четвертичной осадочной толщи происходит на фоне рифтинга в процессе образования океанической коры. В Красном море преимущественно терригенная седиментация в раннем плиоцене позднее сменилась на биогенную, причем все это сопровождалось излияниями базальтов на дно или в толщу осадков. В первом случае это привело к широкому развитию гидротермальных процессов и образованию металлоносных осадков, во втором — гидротермальному изменению вмещающих осадков. По мере спрединга дна происходшо омоложение донных отложений от периферических к центральным частям РВ вплоть до голоценового их возраста.

Сочетание собственно осадочных и вулканогенных процессов привело к формированию в осевых частях бассейнов вулканогенно-осадочных комплексов отложений, являющихся отличительной чертой четвертичного осадконакопления в РВ, поэтому процесс можно классифицировать как вулканогенно-осадочныйрифтовый.

ГЛАВА 6. РОЛЬ ТЕКТОНИЧЕСКОГО ФАКТОРА В ЧЕТВЕРТИЧНОМ ОСАД-КОНАКОПЛЕНИИ ВО ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНЫХ МОРЯХ

Известно, что климат и тектоника — это важнейшие факторы, определяющие осадочный процесс. В одной из своих работ Н.М.Страхов писал: ". климат и тектонический режим являются всегда и без всяких исключений факторами, безусловно необходимыми и вместе достаточными для течения литогенеза. .Надо. выяснять, в чем именно, в каких конкретных чертах состава и строения пород и их размещения на лике Земли проявляется действие климата и в каких - влияние тектонического режима." (Страхов, 1971, с.401,569-570).

Роль климатического фактора в континентальном и морском осадконакоплении обстоятельно и всесторонне изучена Н.М. Страховым, А.П.Лисицыным (Страхов, 19601962; Лисицын, 1974, 1977, 1978) и их последователями с выделением климатических типов седиментогенеза и литогенеза. На этом фоне роль тектонического фактора в современном морском (океанском) седиментогенезе исследована гораздо слабее. Она либо констатируется, либо сводится к опосредованному влиянию через рельеф (Страхов, 1971), либо через влияние вулканизма (Лисицын, 2001; Мурдмаа, 1987). На самом же деле значение тектонического фактора более разнообразно в силу различных его проявлений.

Современные представления свидетельствуют о наличии тектонической зональности Мирового океана, которая носит общепланетарный характер. С ней связана зональность седименто- и литогенеза, выражающаяся в особенностях протекании осадочного процесса в разных тектонических обстановках и приводящая к формированию обособленных комплексов осадочных образований (формаций) в рифтовых зонах, океанических платформах, континентальных окраинах и т.д. (Безруков, Мурдмаа, 1971; Лисицын, 2001; Конюхов, 1987).

Внутриконтинентальные морские бассейны являются частью Мирового океана. В силу своего положения они заполняют впадины, возникновение и развитие которых тесно связано с геологическими процессами в пределах различных геоструктурных элементов примыкающих областей суши. Эти процессы определяют тип строение земной коры и историю ее возникновения и развития, характер тектонических движений, сейсмичность, магматическую активность, морфологию впадин и рельеф суши, интенсивность денудации материнских горных пород и т.д. Каждый из перечисленных факторов сопутствует седиментогенезу и определенным образом влияет на четвертичный осадочный процесс.

На основании проведенных исследований автором предлагается следующая схема, показывающая прямое или опосредованное воздействие составляющих тектонического фактора на четвертичный седиментогенез и характер его проявления в изученных типах внутриконтинентальных морских бассейнов (таблица 34).

Рельеф суши отражает тектоническое положение окружающих морские впадины водосборных областей. Он определяет параметры химического и физического выветривания и воздействует на осадочный процесс через интенсивность питания морей терригенным материалом, структуру и состав твердого стока, влияя, таким образом, на терригенную седиментацию.

Платформенные моря окружены равнинными ландшафтами, которые отличаются довольно низкой интенсивностью выветривания. В структуре твердого речного стока преобладает тонкий алеврито-глинистый материал, в разной степени измененный химическим выветриванием. В зависимости от климатической зональности терригенная седиментация или доминирует или имеет подчиненное значение. К морям ОВАСП примыкают сильно расчлененные горные области. Физическое выветривание здесь достигает максимальной силы, а химическое подавлено. Поэтому бурные горные реки переносят слабоизмененное обломочное вещество, в гранулометрическом составе которого особенно велико значение песчаного и более крупного материала. Высокая интенсивность питания сказывается на доминировании в морских бассейнах терригенной седиментации. Рифтоеый бассейн Красного моря расположен между горными областями суши с пенепленизированным рельефом. Интенсивность его питания терригенным материалом в условиях аридного климата крайне низка, т.к. речной сток практически отсутствует; здесь доминируют другие типы седиментации.

Состав пород питающих провинций суши (петрофонд) определяет минералогический состав морских осадков. Он различен в пределах существующих тектонических структур. Так, на Восточно-Европейской, Северо-Африканской, Аравийской и Скифско-Туранской платформах распространены преимущественно зрелые осадочные породы, которые прошли несколько циклов осадконакопления. Локально, в пределах щитов, развиты древние метаморфические и магматические комплексы (Балтийский, Украинский, Нубийский щиты). Современная климатическая зональность оказывает определенное влияние на устойчивость минеральных видов. В горных областях Альпийского складчатого пояса широко развиты катагенетически измененные осадочные

507 Заключение

В результате сравительного изучения процессов^четвертичного осадконакопления во внутриконтинентальных морях установлено, что:

1. Формирование четвертичных отложений принципиально различается в платформенных, орогенных и рифтовых тектонических обстановках. При этом специфичность каждого вида осадочного процесса выражена совокупностью признаков, не повторяющихся или слабо проявляющихся в других типах бассейнов. Главной причиной различий является превалирование соответствующих структурь/и тектонического режима в каждом из указанных типов бассейнов.

2. Осадконакопление в платформенных обстановках характеризуется следующими особенностями:

- фациальной неоднородностью, выраженной в изменчивости и многобразии вещественно-генетических типов осадков от чисто терригенных до биогенных и хемоген-ных, что определяется разнобразием физико-географических условий осадконакопления, прежде всего климатических, и источников питания бассейнов исходным осадочным материалом;

- низкой интенсивностью седиментогенеза, проявляющейся в малых мощностях, скоростях накопления и абсолютных массах осадков и их компонентов, что связано с низкой интенсивностью питания бассейнов осадочным материалом, прежде всего терри-генным;

- различным сочетанием терригенного, биогенного и хемогенного видов седиментации в зависимости от климатической зональности;

- мономинеральным кварцевым и олигомиктоэым кварц-полевошпатовым составом обломочных минералов с высокой долей устойчивых акцессорных минералов и значительным колебанием состава глинистых минералов;

- различным содержанием и широким спектром морфологического и минерального состава карбонатного и кремнистого биогенного материала, а также рассеянного органического вещества; У

- высокой интенсивностью осаждения хемогенного вещества разного состава;

- генетическим разнообразием осадков, определяемым различными источниками вещества и действующими процессами его осаждения;

- чередованием на шельфах морского и континентального режимов осадконакопления, вызванным периодическими колебаниями уровня морей в четвертичный период и приведшим к сложному сочетанию в разрезах морскими континентальных отложений;

- формированием маломощных, изменчивых в пространстве и во времени платформенных осадочных комплексов, разнообразие которых определяется климатической зональностью осадконакопления, а также обширных и мощных глубоководных конусов выноса крупных равнинных рек.

3. Осадконакопление в обстановках впадин орогенного этапа развития Альпийского складчатого пояса характеризуется следующими особенностями:

- фациальной однородностью, выраженной в однообразии и обедненном наборе различных по структуре терригенных вещественно-генетических типов осадков, что связано с доминированием в питании морей разнозернистого терригенного материала вне зависимости от климатических условий;

- высокой интенсивностью седиментогенеза, проявленной в максимальных мощностях, скоростях накопления и абсолютных массах осадков, что определяется максималь ной интенсивностью поступления терригенного материала с активно размываемых горных областей суши;

- доминированием терригенной седиментации независимо от климатических условий осадконакопления;

- полимиктовым (граувакковым, лититовым, иногда вулканомиктовым) составом обломочного материала и наиболее однородным составом глинистого вещества;

- привносом в бассейны с суши продуктов синхронных осадконакоплению извержений вулканов складчатых областей;

- доминированием механогенных способов осаждения осадочного материала и соответствующего комплекса генетических типов; широким развитием генетического комплекса глубоководных конусов выноса, формируемого совокупностью разнообразных потоков осадочного вещества;

- формированием в глубоководных впадинах в условиях устойчивого прогибания и морского режима седиментации мощных терригенных комплексов, значительная часть которых представлена отложениями глубоководных конусов выноса.

4. Осадконакопление в рифтовой обстановку «красноморского» типа характеризуется следующими отличительными признаками:

- широким развитием вулканогенной седиментации и формированием в рифтовых зонах специфических вулканогенно-осадочных и металлоносных отложений;

- малыми мощностями и скоростями осадконакопления;

- полимиктовым минералогическим составом осадков, отражающим широкое развитие вулканизма; ^

- изменением осадков контактным метаморфизмом;

- зональностью осадконакопления вкрест простирания рифтов;,

- образованием маломощных осадочно-вулканогенных комплексов.

5. Различия в тектонических обстановках четвертичного осадконакопления приводят к тому, что в каждом из выделенных типов внутриконтинентальных морей образуются резко отличающиеся по фациальной структуре, генезису, вещественному составу, мощности осадочные комплексы, отражающие результат взаимодействия осадочного процесса и тектонического режима. Внутреннее, циклическое^ строение этих комплексов определяется периодическими изменениями климата и уровней морей в ледниковые и межледниковые периоды плейстоцена. В этом состоит совместное воздействие тектонического и климатического факторов на четвертичный осадочный процесс во внутриконтинентальных морях. у У У у У

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Сорокин, Валентин Михайлович, Москва

1. Абрамова Т. А. Результаты палеоботанического исследования четвертичных отложений западного побережья Каспийского моря. «Комплексные исследования Каспийского моря». М., Изд-во МГУ. 1972, вып. 3, с.134-146.

2. Авилов Н.К. Мощности современных осадков и послеледниковая история Белого моря. Тр. Гос. Океанографического института. Вып.31. 1956, с.51-60.

3. Айбулатов H.A. Динамика твердого вещества в шельфовой зоне. Л., 1990.

4. Айбулатов H.A., Новикова З.Т., Юркевич М.Г. Процессы современного осадкона-копления на шельфе северо-восточной части Черного моря. «Проблемы четвертичной истории шельфа». М., 1982, с. 98-100.

5. Айбулатов H.A., Щербаков Ф.А. Черное море. «Геоэкология берегов и шельфов морей России». М., 2001, с. 166-213.

6. Алексин O.A., Бражникова A.B. Сток растворенных веществ с территории СССР. М., 1964.

7. Альпийская геодинамика Большого Кавказа. М., 1978.

8. Андрусов Н.И. Некоторые результаты экспедиции «Черноморца». Известия Русского географического общества. 1892, т.28, вып.4.

9. Апухтин Н.И., Саммет Э.Ю. Псковская, Новгородская и южная часть Ленинградской области. «Геология четвертичных отложений северо-запада Европейской части СССР». Л., с.169-192.

10. Артамонов В. И. Позднечетвертичные комплексы двустворчатых моллюсков дагестанского шельфа Каспия. «Комплексные исследования Каспийского моря». М., Изд-во МГУ. 1976, вып.5, с. 82-86.

11. Архангельский А. Д., Страхов Н. М. Геологическое строение и история развития Черного моря. М.-Л., 1938.

12. Атлас Индийского океана. М., 1986.

13. Атлас подводных фотографий Красноморского рифта. М., 1983.

14. Бабак Е.В., Стойков С.С. Комплексы позднечетвертичных моллюсков морских отложений континентальной террасы. «Геолого-геофизические исследования болгарского сектора Черного моря». София, 1980, с.203-213.

15. Батурин В. Д. Петрографический анализ геологического прошлого по терри-генным компонентам. М. Л., 1947.

16. Безродных Ю.П., Романюк Б.Ф., Делия С.В., Магомедов Р.Д., Сорокин В.М. и др. Биостратиграфия, строение верхнечетвертичных отложений и некоторые черты палеогеографии Северного Каспия. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2004, т. 12, № 1,с.114-124.

17. Безруков П.Л. Некоторые проблемы зональности осадкообразования в Мировом океане. Тр. Океанографической Комиссии. 1962, т. 10, вып.З с.3-9.

18. Безруков П.Л., Мурдмаа И.О. Осадочные формации океанов. «История Мирового океана». М., 1971, с.107-127.

19. Белогорская E.B. Распределение фитопланктона в Тирренском море. «Основные черты геологического строения, гидрологического режима и биологии Средиземного моря». М., 1965, с.150-159.

20. Белоусов В.В. Тектоносфера Земли. Взаимодействие верхней мантии и коры. М.,1991.

21. Белоусов В.В., Вольвовский Б.С. (ред.). Строение и эволюция земной коры и верхней мантии Черного моря. М., 1989.

22. Блажчишин А.И. Геологическое строение и донные осадки Балтийского моря. Автореф. дис. канд. г.-м. наук. М., 1971.

23. Блажчишин А.И Палеогеография и эволюция позднечетвертичного осадкона-копления в Балтийском море. Калининград. Янтарный сказ. 1998.

24. Богданов H.A. Тектоника глубоководных впадин окраинных морей. М., 1988. Богданов H.A., Хаин В.Е., Чехович В.Д. и др. Объяснительная записка к тектонической карте Средиземного моря масштаба 1:5000000. М., 1994.

25. Богданов Ю.А. Пелагический осадочный процесс в Тихом океане. Автореф. докт. диссертации. М., 1980.

26. Брод И.О. Основы учения о нефтегазоносных бассейнах. М., 1964. Бурлин Ю.К., Лямин B.C. Геологические нефтегазоносные формации как природные системы. "Формации осадочных бассейнов". М., 1986, с. 44-51.

27. Бутузова Г.Ю. Карбонаты в донных отложениях Черного моря. Литол. и полезн. ископаемые. 1971, №3, с. 18-26.

28. Бутузова Г.Ю. К минералогии осадков Черного моря. Литол. И полезн. Ископаемые. 1971, №4, с. 15-22.

29. Бутузова Г.Ю. Гидротермально-осадочное рудообразование в рифтовой зоне Красного моря. Труды ГИН. Вып.508. М, 1998.

30. Вассоевич Н.Б., Архипов А.Я., Бурлин Ю.К. и др. Нефтегазоносные бассейны -основной элемент нефтегеологического районирования крупных территорий. Вестн. МГУ, сер. 4, геология. 1970, № 5, с.13-23.

31. Вишневская Е.М., Клейменова Г.И., Болдырев В.Л. Новые данные спорово-пыльцевого и диатомового анализов донных отложений юго-восточной Балтики. Вестн. ЛГУ, 1974, №12, с. 53-64.

32. Вольвовский Б.С. Сейсмичность. «Строение и эволюция земной коры и верхней мантии Черного моря». Под ред. В.В.Белоусова и В.С.Вольвовского. М., 1989, с.85-97.

33. Вронский В. А. Маринопалинология южных морей. Изд-во Ростовского университета, 1976.

34. Габлина С.С., Сорокин В.М. Палеоэкологические особенности позднечетверти-чных диатомей з.Саллум (Средиземное море). Бюлл. МОИП, отд. геологический. 1994, т.69, вып.З, с.105-111. .

35. Геологическая история Черного моря по результатам глубоководного бурения. Под ред. Ю.П.Непрочнова. М., 1980.

36. Геологическая история и геохимия Балтийского моря. Под ред. А.П.Лисицына. М., 1984.

37. Геологические явления в сейсмических волновых полях и прогноз неантиклинальных ловушек. Центральная геофизическая экспедиция. М., 1991.

38. Геология Балтийского моря. Под ред. В.К.Гуделиса и Е.М.Емельянова. Вильнюс, 1976.

39. Геология и геоморфология Балтийского моря. Под ред. A.A. Григялиса. Л.,

40. Геология и гидрология западной части Черного моря. София, 1979. Геология СССР. Т.5. 1958.

41. Геология СССР. Т.8. М., 1969.

42. Геология СССР. Т. 9. М., 1968.

43. Геология СССР. Т. 10. М., 1964.

44. Геология СССР. Т.27. М., 1988.

45. Геология СССР. Т.37. М., 1960.

46. Геология шельфа УССР. Твердые полезные ископаемые. Киев, 1983.

47. Геология шельфа УССР. Стратиграфия. Киев, 1984.

48. Геология шельфа УССР. Литология. Киев, 1985.

49. Геолого-геофизические исследования болгарского сектора Черного моря. София, 1980.

50. Геохимия осадочного процесса в Балтийском море. Под ред. Емельянова Е.М. и Лукашина В.Н. М., 1986.

51. Глаголева З.А., Новикова З.Т. Терригенные минералы поверхностного слоя осадков Белого моря. «Морфолитогенез и позднечетвертичная история прибрежной шель-фовой зоны». М., 1978, с. 53-64.

52. Говберг Л.И. Распределение моллюсков в толще голоценовых осадков Белого моря. «Океанология», 1970, т.10, вып.5, с. 324-329.

53. Говберг Л.И., Медведев B.C., Невесский E.H. К вопросу биостратиграфического расчленения осадочных толщ Белого моря и основных этапах развития бассейна в голоцене. Бюлл. МОИП, отд. Геология. 1974, T.XLIX (2), с. 23-34.

54. Гончаров В.П., Непрочнов Ю.П., Непрочнова А.Ф. Рельеф дна и глубинное строение Черноморской впадины. М., 1972.

55. Горшкова Т.Н. Органическое вещество донных отложений Балтийского моря. «Химические процессы в морях и океанах». М., 1966.

56. Горшкова Т.Н. Условия накопления органического вещества в современных осадках морей СССР. «Природа органического вещества современных и ископаемых осадков». М., 1973, с.60-67.

57. Гудялис В. Лито- и биостратиграфия донных отложений Балтийского моря. Вильнюс, 1985.

58. Гурвич Е.Г. Металлоносные осадки Мирового океана. М., 1998.

59. Давыдова H.H. Диатомовые водоросли голоценовых отложений глубоководных впадин Балтийского моря. Микропалеонтология морей и океанов. М., 1974. с. 161-172.

60. Дацко Б.Г. Органическое вещество в водах южных морей СССР. М., 1959.

61. Девдариани H.A. Геологическое строение Беломорской впадины. Автореф. канд. дисс. М., 1985.

62. Девдариани H.A., Сорокин В.М., Старовойтов A.B., Калинин В.В. Строение верхней части осадочного чехла Гудаутской банки (Черное море). Вест. Моск. ун-та. Сер.4. Геология. 1992, №6, с.74-80.

63. Джиноридзе Р.Н., Кириенко Е.А., Калугина Л.В. и др. Стратиграфия верхнечетвертичных отложений северной части Белого моря. «Позднечетвертичная история и седиментогенез окраинных и внутренних морей». М., 1979, с.34-38.

64. Долотов Ю.С., Жаромскис Р.Б., Кирлис В.И. Дифференциация осадочного материала и слоистость прибрежных отложений. М., 1982.

65. Емельянов Е.М. Минералогический состав осадков Средиземного моря. «Океанологические исследования» № 26. М., 1979, с.61-108.

66. Емельянов .М. Седиментогенез в бассейне Атлантического океана. Под ред. А.П.Лисицына. М., 1980.

67. Емельянов Е.М. Аллюмосиликатный карбонатно-марганцевый литолого-геохи-мический район Готландской и Ландсортской впадин. «Осадкообразование в Балтийском море». М., 1981, с.127-136.

68. Емельянов Е.М. Барьерные зоны в океане. Калининград, 1998.

69. Емельянов Е.М., Букстрем К., Тримонис Э.С. и др. Стратиграфия и состав опорной колонки из Готландской впадины (Балтийское море). Океанология. 1995, т.35, №1, с.108-113.

70. Емельянов Е.М., Лисицын А.П., Ильин A.B. Типы донных осадков Атлантического океана. Калининград, 1975.

71. Емельянов Е.М., Митропольский А.Ю., Шимкус K.M., Мусса A.A. Геохимия Средиземного моря. Киев, 1979.

72. Жаковщикова Т.К. Диатомеи из четвертичных отложений Среднего и Южного Каспия. «Микропалеонтология океанов и морей». М., 1974, с.179-186.

73. Жузе А.П., Мухина В.В. Стратиграфия верхнекайнозойских отложений по диатомеям. "Геологическая история Черного моря". М., 1980, с.52-65.

74. Жузе А.П., Коренева Е.В., Мухина В.В. Палеогеография Черного моря по данным изучения диатомей и спорово-пыльцевого анализа глубоководных отложений. "Геологическая история Черного моря". М., 1980, с. 77-86.

75. Закутский В.П., Виноградов К.А. Макрозообентос. «Биология северо-западной части Черного моря». Киев, 1967.

76. Земная кора и история развития Черноморской впадины. М., 1975.

77. Земная кора и история развития Средиземного моря. М., 1982.

78. Зенкевич Л.А. Биология морей СССР. М., 1963.

79. Зенкович В. П. Основы учения о развитии морских берегов. М., 1962.

80. История геологического развития континентальной окраины западной части Черного моря. Под ред. П.Н.Куприна. М., 1988.

81. Кабайлене М, Кондратене О., Лукошявичюс Л. И др., Палеоботаническая и лито-логическая характеристики позднечетвертичных отложений глубоководных впадин средней и южной частей Балтийского моря. Тр. АН Литовской ССР, сер. Б, 1978, т.6 (109), с. 111-123.

82. Калиненко В.В., Ратеев М.А., Хеиров М.Б., Шевченко А.Я. Глинистые минералы в осадках Белого моря. Литол. и полезн. ископаемые. 1974, №4.

83. Квасов Д.Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних морей Восточной Европы. Л., 1975.

84. Кессел Х.Я., Давыдова H.H., Блажчишин А.И. Пыльца и диатомовые из колонок глубоководных впадин Балтики. Изв. АН Эстонской ССР. Сер. химия, геология. 1973, № 4, с. 345-353.

85. Киселева М.И. Сравнительные данные о развитии бентоса в морях Средиземноморского бассейна. «Вопросы биоокеанографии». Киев, 1967, с.84-89.

86. Киселева М.И., Чухчин В.Д. Некоторые данные о количественном развитии макро- и мезобентоса в восточной части Средиземного моря. «Основные черты геологического строения, гидрологического режима и биологии Средиземного моря». М., 1965, с. 192-197.

87. Китовани Т.Г., Китовани Ш.К., Имнадзе З.А., Торозов Р.И. Новые данные по стратиграфии чаудинских и более молодых отложений Гурии (Зап.Грузия). "Четвертичная система Грузии". Тбилиси, 1982, с.25-39.

88. Китовани Т.Г. О чаудинских и древнеэвксинских отложениях Черноморского бассейна. Тр. ВНИГНИ, вып. CXV. М., 1971.

89. Клейменова Г.И., Хомутова В.И., Вишневская Е.М. Палинологический и диатомовый анализ донных отложений Балтийского моря. «Позднечетвертичная история и седиментогенез окраинных и внутренних морей». М., 1979, с.40-45.

90. Кленова М.В. Взвешенные вещества р.Куры. «Современные осадки Каспийского моря». М., 1956.

91. Книппер A.JI. Океаническая кора в структуре Альпийской складчатой области. М., 1975.

92. Кондратьева Т.М. О продукции фитопланктона в Средиземном море. «Основные черты геологического строения, гидрологического режима и биологии Средиземного моря». М., 1965, с. 160-164.

93. Конюхов А.И. Осадочные формации в зоне перехода от континента к океану. М, 1987.

94. Конюхов А.И., Иванов М.К., Кульницкий JI.M. Глубоководный конус выноса Дуная и фации слагающих его осадков. Вестник МГУ. Сер. Геология. 1988, №4, р.28-39.

95. Конюхов А.И., Иванов М.К. Глубинное строение и осадки подводного конуса выноса р.Дунай. Докл АН СССР. 1989. Т.305, №1, р.171-175.

96. Коренева E.B. Палинологические исследования позднекайнозойских отложений. "Геологическая история Черного моря". М., 1980, с.65-70.

97. Королев Ю.М., Сорокин В.М. Ренгенографическая характеристика гуминовых кислот позднечетвертичных осадков внутриконтинентальных морей. Вест. Моск. ун-та. Сер.4. Геология. 1999, №2, с.28-33.

98. Короновский Н.В. Геодинамическая обстановка проявления позднекайнозой-ского вулканизма Эгейского, Анатолийского, Кавказского регионов. Вест. МГУ. Сер.4. Геология. 1994, № 1, с.35-48.

99. Крыстев Т.И. (ред.). «Геологическая эволюция западной части Черноморской котловины в неоген-четвертичное время». София, 1990.

100. Крыстев Т.И., Калинин В.В., Лимонов А.Ф., Старовойтов A.B. Новые данные о строении Бургасской впадины. «Геолого-геофизические исследования болгарского сектора Черного моря». София, 1980, с.74-80.

101. Кузнецов В.Г. Анализ осадочных бассейнов одно из направлений современной западной седиментологии. Литол. и полезн. ископаемые. 1993, №4, с. 126-130.

102. Куприн П.Н., Багиров В.И. К познанию условий формирования отложений Среднего и Южного Каспия. «Комплексные исследования Каспийского моря». Вып.2. М., 1972, с.91-114.

103. Куприн П.Н., Георгиев В.М., Чочов С.Д. и др. Литофациальная характеристика и расчленение разрезов верхнечетвертичных осадков континентального склона западной и восточной части Черного моря. Океанология. БАН. 1985, 13; С.37-51.

104. Куприн П.Н., Лимонов А.Ф., Сорокин В.М. Олигоцен-плейстоценовый этап унаследованной седиментации в Черном море. Ргос. Reports of the XIII th Congress of Carpatho-Balcan Geol. Assoc. Cracov. 1985, p.II.

105. Куприн П.Н., Сорокин В.М. Нерастворимая часть органического вещества осадков Черного моря. Литол. и полезн. ископаемые. 1976, №5, с.35-48.

106. Куприн П.Н., Сорокин В.М. Сравнительная характеристика нерастворимой части органического вещества осадков. Литол. и полезн. ископаемые. 1980, №1, с.40-49.

107. Куприн П. Н., Сорокин В. М. Отражение в разрезе четвертичных осадков изменений уровня Черного моря. «Изменение уровня моря». М.: Изд-во МГУ, 1982, с.221-226.

108. Куприн П.Н., Сорокин В.М., Димитров П.С. Основы расчленения и типы разрезов позднечетвертичных осадков континентальной террасы. «Геолого-геофизические исследования Болгарского сектора Черного моря». София, 1980, с. 188-202.

109. Куприн П.Н., Сорокин В.М., Потапова Л.И. и др. Голоценовое осадконакоп-ление во внутриконтинентальных морях. «Проблемы четвертичной истории шельфов». М., 1982, с.33-50.

110. Куприн П.Н., Шатов A.C., Шлыков В.Г. Некоторые черты современного осад-конакопления на западном склоне Южнокаспийской впадины. «Комплексные исследования Каспийского моря». Вып.З. М., 1972, с.155-166.

111. Куприн П. Н., Щербаков Ф. А., Куренкова В. Г., Афанасьева М. С. К стратиграфии позднечетвертичных осадков центрального бассейна Средиземного моря. Вестн. МГУ. Сер. 4, Геология, 1977, № 1, с. 72-79.

112. Куприн П. Н., Щербаков Ф. А, Поляков A.C. Влияние литологического состава на физико-механические свойства плиоцен-четвертичных отложений. «Геологическая история Черного моря по результатам глубоководного бурения». М., 1980, с. 166-173.

113. Ларская Е.С., Сорокин В.М., Сухова А.Н. Микрокомпонентный состав органического вещества осадков Белого и Аральского морей. Вест. Моск. ун-та. Сер.4. Геология. 1991а, №2, с.54-61.

114. Ларская Е.С., Сорокин В.М., Сухова А.Н. Микрокомпонентный состав органического вещества осадков Каспийского и Средиземного морей. Изв. АН СССР. Сер. геологическая. 1991 б, №11, с.128-144.

115. Лебедев Л.И. Строение и нефтегазоносность современных гетерогенных депрессий. М., 1978.

116. Лебедев Л.И. (ред.). Каспийское море: Вопросы геологии и геоморфологии. М.,1990.

117. Лебедев Л.И., Крылов H.A. и др. Нефтегазоносные бассейны континентальных окраин. М., 1988.

118. Левин Л.Э. Геология окраинных и внутренних морей. М., 1979.

119. Левитан М.А. Биогенный кремнезем как источник вещества для образования кремней в осадках Тихого океана. Автореф. канд. диссертации. М., 1975. .

120. Левитан М.А. Палеоокеанология Индийского океана в мелу-неогене. М., 1992.

121. Леонов Ю.Г, Волоша Ю.А. (редакторы). Осадочные бассейны: методика изучения, строение и эволюция. М., 2004.

122. Леонтьев О. К., Каплин П. А., Рычагов Г. И. и др. Новые данные о четвертичной истории Каспийского моря. «Комплексные исследования Каспийского моря». Вып.5. М.: Изд-во МГУ, 1976, с.49-63.

123. Лимонов А.Ф. Тектоника Восточного Средиземноморья в неоген-четвертичное время. Автореф. докт. диссертации. М., 1999.

124. Лисицын А. П. Осадкообразование в океанах. М., 1974.

125. Лисицын А. It. Процессы океанической седиментации. М., 1978.

126. Лисицын А.П. Лавинная седиментация. «Лавинная седиментация в океане». Ростов-на-Дону, 1982.

127. Лисицын А.П. Процессы терригенной седиментации в морях и океанах. М.,1991.

128. Лисицын А.П. Литология литосферных плит. Геология и геофизика. 2001, т.42, №4, с.522-559.

129. Литодинамика и менерагения осадочных бассейнов. Под ред. А.Д.Щеглова. С.-П., 1998.

130. Лопатин Г.В. Наносы рек СССР. М., 1952.

131. Лопатина ДА., Пирумова Л.Г., Сорокин В.М. Диатомовая флора из верхнечетвертичных осадков Каспийского моря. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1996, т 4, № 1, с. 15-26.

132. Лотфи М.Ф. Литология современных осадков и динамика'морского края дельты Нила. Автореферат канд. дисс. М., 1984.

133. Лохин М.Ю., Маев Е.Г. Морфология дна и структура верхних горизонтов осадков западной части крымского шельфа. «Геология континентальной террасы окраинных и внутренних морей». М., 1989, с.105-114.

134. Львович М.М. Реки СССР. М., 1971.

135. Маев Е.Г. Донные отложения южной части Каспийского моря. Автореф. дисс. к г.-м. наук. М., 1964.

136. Маев Е.Г., Артамонов В.И., Абрамова Т.А., Поротов A.B. Стратиграфия и условия формирования^мелководных осадков дагестанского шельфа Каспийского моря. «Комплексные исследования Каспийского моря». Вып.5. М., 1976.

137. Максимова М.П. Органическое вещество и биогенные элементы в водах Белого моря. Дисс. . к г.-м. наук. Петрозаводск, 1960.

138. Маловицкий Я.П. Тектоника дна Средиземного моря. М., 1978.

139. Малясова Е.С. О стратиграфии донных осадков Белого моря (по палинологическим данным). «Голоцен». М., 1969, с.53-61.

140. Марков К. К., Величко А. А. Четвертичный период. (Ледниковый период ан-тропогеновый период). М.: Недра, 1967, т. 3.

141. Медведев B.C., Невесский E.H., Говберг Л.И. и др. О строении и стратиграфическом расчленении донных отложений Белого моря. «Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое». Л., 1970, с. 73-84.

142. Международная тектоническая карта Каспийского моря и его обрамления масштаба 1:2500000. Объяснительная записка. М., 2003.

143. Мельник В.И., Олышынская А.П. Стратиграфия донных осадков Черного моря по диатомовым водорослям. «Изучение геологической истории и процессов современного осадкообразования Черного и Балтийского морей». Киев, 1984, ч. 2, с.34-40.

144. Металлоносные осадки Красного моря. Под ред. А.П.Лисицына и Ю.А.Богданов. М., 1986.

145. Милановский Е.Е. Геология СССР. Часть 3. Средиземноморский и Тихоокеанский подвижные пояса. Заключение. М., 1991.

146. Милановский Е.Е., Хаин В.Е. Геологическое строение Кавказа. М., 1963.

147. Милановский Е.Е. Новейшая тектоника Кавказа. М., 1968.

148. Милановский Б.Б., Короновский Н.В. Орогенный вулканизм и тектоника Альпийского пояса Евразии. М., 1973.

149. Митропольский А.Ю., Безбородов A.A., Овсяный Е.И. Геохимия Черного моря. Киев, 1982.

150. Михайлов O.B. Рельеф дна Средиземного моря. «Основные черты геологического строения, гидрологического режима и биологии Средиземного моря». М., 1965, с.10-19.

151. Моргунов Ю.Г., Калинин A.B., Калинин В.В. и др. Геологическое строение верхней части платформенного чехла в заливе Сидра (Средиземное море). Океанология. 1978, t.XVIII, вып.З, е.496-500.

152. Моргунов Ю.Г., Калинин A.B., Калинин В.В. и др. Тектоника и история развития северо-западного шельфа Черного моря. М., 1981.

153. Моргунов Ю.Г., Крыстев Т.И., Щербаков Ф.А. Неотектонический этап развития глубоководной впадтны Черного моря. Geologica Balcanica, 13.3. 1983. С.345-357.

154. Мурдмаа И.О. Фации океанов. М., 1987.

155. Мяконин B.C., Тураев И.А. Литолого-стратиграфическая характеристика и особенности строения четвертичных отложений северо-западной части Каспийского моря. Комплексные исследования Каспийского моря. Изд-во Моск. Ун-та. 1970, вып.1, с. 149159.

156. Невесская Л. А. Позднечетвертичные двустворчатые моЛлюски Черного моря, их систематика и экология. Тр. Палеонт. ин-та, 1965, т. 105.

157. Невесский E.H. Процессы осадкообразования в прибрежной зоне моря. М., 1967.

158. Невесский E.H., Медведев B.C., Калиненко В.В. Белое море. Седиментогенез и история развития в голоцене. М., 1977.

159. Невесский E.H., Щербаков Ф.А. Особенности литологии, накопления и распределения осадков в авандельте Северной Двины. «Геоморфология и литология береговой зоны морей и других крупных водоемов». М., 1971, с. 118-123.

160. Никишин A.M. Геоисторический и геодинамический анализ осадочных бассейнов. М., 1999.

161. Никишин A.M. Тектонические обстановки. Внутриплитные и окраинноплитные процессы. М., 2002.

162. Никишин А.М, Коротаев М.В., Болотов С.Н., Ершов A.B. Тектоническая история Черноморского бассейна. Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 2001. Т.76, вып.З, с. 3-17.

163. Николаев В. Г. Лабигенные структуры западной части Альпийской складчатой области. Изв. АН СССР. Сер. геол. 1986, № 1., с.64-79.

164. Новикова З.Т. Особенности литодинамики осадков шельфа северо-запада Черного моря в голоцене по терригенным компонентам в связи с вопросами россыпеоб-разования. Дисс. . кг.-м. наук. М., 1973.

165. Океанографическая энциклопедия. Л., 1974.

166. Осадки Каспийского моря. М., 1973.

167. Осадконакопление на континентальной окраине Черного моря (Щербаков Ф.А., Куприн П.Н., Потапова Л.И., Поляков A.C., Забелина Э.К., Сорокин В.М.). М., 1978.

168. Осадкообразование в Балтийском море. Под ред. А.ПЛисицына и Е.М.Емельянова. М., 1981.

169. Отчет по объекту 30/85. Опытно-производственная съемка масштаба 1:200000 шельфа и континентального склона Черного моря. Фонды ПО «Южморгеология». 1985.

170. Отчет по объекту 30/88. Опытно-производственная съемка масштаба 1:200000 шельфа и континентального склона Черного моря. Фонды ПО «Южморгеология». 1988.

171. Отчет по объекту 30/92. Опытно-производственная съемка масштаба 1:200000 шельфа и континентального склона Черного моря. Фонды ПО «Южморгеология». 1992.

172. Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М., 1999.

173. Палеогеография и геоморфология Каспийского региона в плейстоцене. М., 1991.

174. Парпарова Г.М., Сорокин В.М., Четверикова О.П. Петрографическая характеристика нерастворимой части органического вещества сапропелей во внутриконтинен-тальных морях. Изв. Вузов. Геология и разведка. 1990, №7, с.59-66.

175. Пахомова A.C. Органическое вещество в донных осадках Каспийского моря. Тр. ГОИНВып.69. 1961, с.58-85.

176. Пилипчук М. Ф., Соколова Е. Г., Головина М. С. Первые геохимические данные по предновоевксинским глубоководным отложениям Черного моря. Литол. и полезн. ископаемые, 1980, № 3, с. 143—146.

177. Поляков A.C., Сорокин В.М. Физико-механические свойства отложений Каспийского моря как показатель условий их накопления. «Палеогеография Каспийского и Аральского морей в кайнозое». 4.2. М., 1983, с.88-96.

178. Потапова Л.И., Сорокин В.М., Ермакова В.И. Органическое вещество осадков внутренних морей. Тез. докл. VII Всесоюзного семинара «Органическое вещество в современных и ископаемых осадках». Ташкент, 1982. С.141-142.

179. Пустельников О.С. Геологическая характеристика бассейна и механизм формирования донных осадков Балтийского моря. Автореф. канд. дисс. Вильнюс, 1974.

180. Пустовалов Л.В. Петрография осадочных пород. 4.1,2. М.-Л., 1940.

181. Ратеев М.А., Емельянов Е.М., Хеиров М.Б. Особенности формирования глинистых минералов в современных осадках Средиземного моря. Литол. и полезн. ископаемые. 1966, №4, с .24-36.

182. Романкевич Б.А. Геохимия органического вещества в океане. М., 1977.

183. Рухин Л.Б. Основы литологии. Л., 1969.

184. Рыбалко А.Е. Позднечетвертичный седиментогенез внутренних морей гляциа-льных шельфов северо-запада России. Автореф. докт. дисс. С.-Петербург, 1998.

185. Рычагов Г.И. Плейстоценовая история Каспийского моря. Автореф. докт. дисс.М., 1977.

186. Сапрунова Н. И., Вронский В. А. Биостратиграфическая характеристика четвертичных отложений юго-западного Прикаспия. Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода АН СССР, 1966, №32, с. 114-121.

187. Сапрунова Н.И., Вронский В.А. Новые данные к биостратиграфии донных отложений Бакинского архипелага Каспийского моря. Бюл. Комис. по изуч. четвертич. Периода АН СССР. 1977, № 47, с. 59-65.

188. Свальнов В.Н. Четвертичное осадкообразование в восточной части Индийского океана. М., 1983.

189. Свальнов В.Н. Динамика пелагического литогенеза. М., 1991.

190. Свиридов Н.И. Строение верхней части осадочного чехла Балтийского моря. Геологическая история и геохимия Балтийского моря. М., 1984, с. 54-62.

191. Свиридов Н.И., Сивков В.В., Руденко М.В., Тримонис Э.С. Геологические следы придонных течений в Готландской впадине Балтийского моря. Океанология. 1997, т.37, №6, с.928-935.

192. Свиридов Н.И., Тримонис Э.С., Бережной Б.Д. Четвертичные отложения Финского залива Балтийского моря. Океанология. 1996, т.36, №6, с.919-925.

193. Свиточ A.A., Янина Т.А. Четвертичные отложения побережий Каспийского моря. М., 1997.

194. Соловьева H.A., Сорокин В.М. Генетическая типизация позднечетвертичных осадков восточной окраины Черного моря. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1993, №2,с.45-54.

195. Соловьева H.A., Сорокин В.М., Шарданова Т.А. Распределение минералов тяжелой фракции в древнечерноморских осадках. Материалы Межд. совещания «Геология Черного и Азовского морей». Киев, 2000, с.74-80.

196. Сорокин В.М., Куприн П.Н., Щербаков Ф.А. Карбонатонакопление на континентальной террасе северной части Черного моря. Вест. Моск. ун-та. Серия геологическая. 1975, №6, с.103-105.

197. Сорокин В.М. Формирование состава позднечетвертичных осадков северной части Черного моря. Дисс. канд. геол.-минер. наук. М., 1977.

198. Сорокин В.М. О хемогенных карбонатах в осадках Черного моря. Лито л. и полезн. ископаемые. 1978, №5, с.87-91.

199. Сорокин В.М. Минералогия карбонатов в осадках Южного Каспия. Изв. Вузов. Геология и разведка. 1979, №2, с.97-100.

200. Сорокин В.М., Димитров П.С., Лукша В.Л. Типы позднечетвертичных осадков на континентальной террасе. «Геолого-геофизические исследования болгарского сектора Черного моря». София, 1980, с.230-237.

201. Сорокин В.М., Шевченко А.Я. Карбонато- и кремненакопление на континентальной террасе в позднечетвертичное время. «Геолого-геофизические исследования болгарского сектора Черного моря». София, 1980, с.266-275.

202. Сорокин В.М. Темпы накопления органического вещества во внутриконти-нентальных морях в голоцене. Тез.докл. II Съезда океанологов. Вып.7, ч.2. Севастополь, 1982, с.58-59.

203. Сорокин В. М., Куприн П. Н., Чернышева М. Б., Куренкова В. Г. Корреляция разрезов позднечетвертичных осадков Средиземного, Черного и Каспийского морей. Тез. докл. XI конгресса ИНКВА. Т. 1. М., 1982, с.239-240.

204. Сорокин В.М., Конюхов А.И., Назаревич И.А. Минеральный состав песков и алевритов глубоководных районов Средиземного моря. Тез. докл. 5 Всесоюзной школы морской геологии «Геология морей и океанов». Т.1. М., 1982, с. 111-113.

205. Сорокин В.М., Чернышова М.Б. Позднечетвертичные изменеия климата по данным изучения осадков Каспийского моря. Изв. Вузов. Геология и разведка. 1983, №6, с.24-29.

206. Сорокин В. М., Куприн П. Н., Чернышева М. Б. Сравнительная позднечет-вертичная палеогеография Черного и Каспийского морей. «Палеогеография Каспийского и Аральского морей в кайнозое». 4.1. М., 1983, с.42-52.

207. Сорокин В.М. Распределение Сорг в позднечетвертичных осадках внутренних морей. Тез.докл. IV Всесоюзного семинара «Эволюция нефтегазообразования в истории Земли». М., 1984, с.292-293.

208. Сорокин В.М. Аморфный кремнезем в позднечетвертичных осадках внутренних морей. Тез.докл. I Всесоюзн. школы «Стратиграфия и литология мезозойско-кайно-зойского осадочного чехла Мирового океана». Т. II «Литология». М., 1984, с.84.

209. Сорокин В.М., Соколов В.Н., Шлыков В.Г. Хемогенное карбонатонакопление во внутриконтинентальных морях. Литол. и полезн. ископаемые." 1984, №3, с.113-116.

210. Сорокин В.М., Шлыков В.Г. Накопление терригенного вещества во внутри-континентальных морях в голоцене. Вест. Моск. ун-та. Сер.4. Геология. 1984, №4, с.59-74.

211. Сорокин В.М., Чернышова М.Б., Куренкова В.Г. Сопоставление разрезов позд-нечетвертичных осадков морей Альпийского пояса. Тез .докл. 6 Всесоюзной школы морской геологии «Геология океанов и морей». T.l. М., 1984, с.77-78.

212. Сорокин В.М., Афанасьева М.С., Куренкова В.Г., Чернышова М.Б. Стратиграфия осадков Центрального и Восточного Средиземноморья. Изв. АН СССР. Сер. геологическая. 1985, №2, с.59-64.

213. Сорокин В.М., Конюхов А.И., Щербаков Ф.А. Позднечетвертичное карбонато-накопление в Красном море. Изв. Вузов. Геология и разведка. 1985, №5, с.42-50.

214. Сорокин В.М., Чернышова М.Б., Куренкова В.Г. Сравнительная стратиграфия позднечетвертичных осадков внутренних морей Альпийского пояса. Изв. АН СССР. Сер. геологическая. 1985, №8, с.39-46.

215. Сорокин В.М., Соколов В.Н., Шлыков В.Г. Генетические типы карбонатов в глубоководных осадках Средиземного моря. Изв.Вузов. Геология и разведка. 1986, №5, с.55-59.

216. Сорокин В.М., Соколов В.Н., Шлыков В.Г. Генетические типы карбонатов позднечетвертичных осадков Черного моря. Литол. и полезн. ископаемые. 1987, №1, с.24-30.

217. Сорокин В.М., Соколов В.Н., Шлыков В.Г. Генетические типы карбонатов позднечетвертичных осадков Каспийского моря. Литол. и полезн. ископаемые. 1987, №3, с.35-43.

218. Сорокин В.М., Шлыков В.Г. Сравнительный анализ карбонатонакопления во внутриконтинентальных морях в позднечетвертичное время. «Эволюция карбонатонакопления в истории Земли». М., 1988, с.114-125.

219. Сорокин В.М., Куприн П.Н., Лотфи М.Ф. Позднечетвертичное осадконакоп-ление на конусе выноса р.Нил (Средиземное море). Вест. Моск. ун-та. Сер.4. Геология. 1991, №5, с.34-45.

220. Сорокин В.М., Соколов В.Н. О цикличности осадконакопления в Черном море в позднечетвертичное время. Литол. и полезн. ископаемые. 1992, №3, с.115-120.

221. Сорокин В.М., Лукша В.Л., Пирумова Л.Г., Соколов В.Н. О позднечетвертичных диатомовых осадках Черного моря. Литол. и полезн. ископаемые. 1992, №5, с.113-118.

222. Сорокин В.М., Щербакова М.Н. Характеристика пепловых прослоев в осадках Адриатического моря. Вулканология и сейсмология. 1995, № 3, с.71-80.

223. Сорокин В.М., Шлыков В.Г., Лукша В.Л. Провинции терригенных минералов континентальтных окраин Средиземного моря. Литол. и полезн. ископаемые. 1995, №5, с.28-43.

224. Сорокин В.М., Куприн П.Н., Соколов В.Н. О диатомовых осадках Дунайского глубоководного конуса выноса. Лит. и полезн. ископаемые. 1997, № 4, с.415-420.

225. Сорокин В.М., Росляков А.Г., Юцис В.В. Новые данные о структуре верхней части Дунайского глубоководного конуса выноса. Литол. и полезн. ископаемые. 1998, №6, с.79-85.

226. Сорокин В.М., Старовойтов A.B., Девдариани H.A. Строение верхней части осадочного чехла Аджарского шельфа Черного моря. Вест. Моск. ун-та. Сер.4. Геология. 1998, №4, с.55-59.

227. Сорокин В.М., Куприн П.Н., Лукша В.Л. Позднечетвертичное осадконакоп-ление на Африканской континентальной окраине в Восточном Средиземноморье. Литол. и полезн. ископаемые. 1999, №4, с.339-349.

228. Сорокин В.М. Марганцевые прослои в позднечетвертичных осадках внутрикон-тинентальных морей. Тез.докл. XIII Межд. школы морской геологии. T.II. М., 1999.

229. Сорокин В.М. Основные черты осадочного процесса в различных по тектоническому положению внутриконтинентальных морях. Тез.докД. XIII Межд. школы морской геологии. T.II. М., 1999, с.209.

230. Сорокин В.М., Росляков А.Г., Емельянов Е.М. и др. Новые данные о строении четвертичных отложений в Гданьской впадине Балтийского моря. Вестн. Моск. ун-та. Сер.4. Геология. 2000, №1, с.25-30.

231. Сорокин В.М., Куприн П.Н., Лукша В.Л. и др. Состав и строение верхнечетвертичных отложений в Гданьской впадине Балтийского моря. Вест. Моск. ун-та. Сер.4. Геология. 2002, №5, с.26-33.

232. Сорокин В.М. Четвертичное осадконакопление во внутриконтинентальных морях. Вест. Моск. Ун-та. Сер.4. Геология. 2003, №3, с.50-64.

233. Старовойтов A.B. Структура плиоцен-четвертичных отложений и гравитационные процессы на континентальном склоне и подножии в Черном море. Дисс. канд. г.-м. наукМ., 1985.

234. Старовойтов A.B., Иванов М.К., Кульницкий Л.М. и др. Строение и история формирования подводного конуса выноса Дуная. «Геологическая эволюция западной части Черноморской котловины в неоген-четвертичное время». София, 1990, с.610-617.

235. Страхов Н.М. Осадкообразование в Каспийском море. «Образование осадков в современных водоемах». М., 1954, с. 137-179.

236. Страхов Н.М. Осадкообразование в Черном море. «Образование осадков в современных водоемах». М., 1954, с.81-136.

237. Страхов Н. М. Типы осадочного процесса и формации осадочных пород. Ст. 1 и 2. Изв. АН СССР, серия геол. 1956, № 5, с.3-21; № 8, с.29-61.

238. Страхов Н. М. Основы теории литогенеза. Т. I-III. М., 1960-1962.

239. Страхов Н.М. Развитие литогенетических идей в России и СССР. М., 1971.

240. Тектоника Средиземноморского пояса. М., 1980.

241. Тектоническая карта Европы. М., 1998.

242. Тимофеев П.П. Юрская угленосная формация Южной Сибири и условия ее образования. М., 1970.

243. Тимофеев П.П. Проблемы изучения осадочных формаций. "Формации осадочных бассейнов". М., 1986, с. 3-9.

244. Тимофеев П.П. Аспекты развития учения об осадочных формациях (к теории формационного анализа). Литол. и полезн. ископаемые. 1994. №6, с.3-22.

245. Тимофеев П.П. Роль седиментологии в решении некоторых проблем геологии. Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1998, №6, с.15-22.

246. Тримонис Э.С. Современное осадкообразование в Черном море. Диссканд. г.м. наук. М., 1972.

247. Туголесов Д.А., Горшков A.C., Мейснер Л.Б. и др. Тектоника мезокайнозойских отложений Черноморской впадины. М., 1985.

248. Файзуллина Е.М., Сорокин В.М. Инфракрасная спектроскопия гуминовых кислот осадков внутриконтинентальных морей. «Накопление и преобразование органического вещества современных и ископаемых осадков». М., 1990, с.134-140.

249. Федоров П. В. Плейстоцен Понто-Каспия. М.: Наука, 1978.

250. Фролов В.Т. Генетическая типизация морских отложений. М., 1984.

251. Фролов В.Т. Литология. Кн.З. М., 1995.

252. Фролова Т.И. Магматизм и происхождение тафрогенных впадин. «Проблемы эволюции тектоносферы». М., 1997. С.299-318.

253. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Европа и Западная Азия. М., 1977.

254. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Альпийский Средиземноморский пояс. М., 1984.

255. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов. М., 2001.

256. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М., 1995.

257. Холодов В.Н., Лисицина H.A. Каспийское море. Проблемы седиментогенеза. М.,1989.

258. Хомутова В.И. Стратиграфическое расчленение донных отложений центральных и юго-восточных районов Балтийского моря. «Маринопалинологические исследования в СССР». М., 1974, с.83-92.

259. Хрисчев X. Г., Шопов В. Л. Морской плейстоцен Бургасского залива и проблема соотношния узунларских и карангатских слоев. Geol. Balcanica, 9.2. Sofia, Jun. 1979, p.69-84.

260. Хрусталев Ю.П. Закономерности современного осадконакопления в Северном Каспии. Ростов на Дону, 1978.

261. Хрусталев Ю.П. Закономерности осадконакопления во внутриконтинентальных морях аридной зоны. Л., 1989.

262. Цейслер В.М. Введение в тектонический анализ осадочных формаций. М., 1977.

263. Церетели Д.В. Плейстоценовые отложения Грузии. Тбилиси, 1966.

264. Чернышова М.Б. Палинологические исследования донных осадков на континентальной террасе. "Геолого-геофизические исследования болгарского сектора Черного моря". София, 1980, с. 213-222.

265. Чернышова М.Б., Сорокин В.М. К палинологической характеристике позднече-твертичных отложений Средиземного моря. Изв. Вузов. Геология и разведка. 1984, №5, с.125-129.

266. Чернышова М.Б., Сорокин В.М. Сравнение палинологических характеристик позднечетвертичных осадков Средиземного и Черного морей. Изв. Вузов. Геология и разведка. 1984, №2, с.118-120.

267. Четвертичная система. Стратиграфия СССР. М., 1982.

268. Чистяков A.A., Щербаков Ф.А. Современные представления о генетической классификации морских четвертичных отложений и возможности ее использования при картировании материковых окраин. М., 1983.

269. Чувардинский В.Г. Дрифтовые и абразионные процессы в Белом море и их значение в формировании валунных отложений и рельефа. Дисс. к. г.-м. наук. М., 1970.

270. Шамов Г.И. Гранулометрический состав наносов рек СССР. Тр.ГОИН. Вып. 18.1951.

271. Шатский Н.С. Геологические формации и осадочные полезные ископаемые. Изб. Труды. Т.З. М., 1965.

272. Шельфы Евразии в мезозое и кайнозое. Атлас палеогеографических карт. Том 2. Карты. М., 1994.

273. Шимкус К. М. Осадкообразование Средиземного моря в позднечетвертичное время. М., 1981.

274. Шимкус К. М., Емельянов Е.М., Трнмоннс Э.С. Донные отложения и черты позднечетвертичной истории Черного моря. «Земная кора и история развития Черноморской впадины». М., 1975, с.138-163.

275. Шимкус К.М., Мухина В.В., Тримонис Э.С. О роли диатомей в позднечетвер-тичном осадкообразовании Черного моря. Океанология. 1973,,т.ХШ, вьш.6, с.1066-1071.

276. Шлезингер А.Е. Региональная сейсмостратиграфия. М., 1998.

277. Шлыков В.Г. Глинистые минералы отложений Каспийского моря. Дисс. канд. г.-м. наук. М., 1973.

278. Шлыков В.Г., Лукша B.JL, Сорокин В.М. Глинистые минералы осадков морей Альпийского складчатого пояса. Тез.докл. I Всесоюзн. школы «Стратиграфия и литология мезозойско-кайнозойского осадочного чехла Мирового океана». Т. II «Литология». М., 1984, с.90-91.

279. Шлыков В.Г., Сорокин В.М. Особенности современного глинонакопления в эпиплатформенных морских бассейнах. Тез.докл. 6 Всесоюзн. школы морской геологии «Геология океанов и морей». Т.З М., 1984, с.155-156.

280. Шнюков Е.Ф. и др. Каламитское поле конкреций. Киев, 1973.

281. Шуйский Ю.Д. Процессы и скорости абразии берегов Черного и Азовского морей. Изв. АН СССР. Сер.геогр. 1974, №6, с.83-89.

282. Шуйский Ю.Д. Питание обломочным материалом северо-западного и крымского районов шельфа Черного моря. «Исследования динамики рельефа морских побережий». М., 1979, с.203-215.

283. Щербаков Ф.А. Материковые окраины в позднем плейстоцене и голоцене. М.,1983.

284. Щербаков Ф.А., Митропольский А.Ю., Мельник В.И. и др. Позднечетвертичные отложения Красного моря. Киев, 1979.

285. Янина Т.А. Морские плейстоценовые моллюски дагестанского побережья Каспия, их стратиграфическое и палеогеографическое значение. Автореф. канд дисс. М., 1981.

286. Aksu А.Е., Calon T.J., Piper D.J.W. et al. Architecture of late orogenic Quaternary basins in northeastern Mediterranean Sea. Tectonophysics. 1992 (210), p. 191-213

287. Aksu A.E., Ulug A., Piper D.J.W. et al. Quaternary sedimentary history of Adana, Cilicia and Iskenderun Basins: northeast Mediterranean Sea. Marine Geology. 1992, v. 104, p.55-71.

288. Alavy S.N., Ediger V., Ergin M. Recent sedimentation on the shelf and upper slope in the bay of Anamur, southern coast of Turkey. Marine Geology. 1989, v. 89, p.29-56.

289. Algan O., Gokasan E., Gazioglu C. et al. A high-resolution seismic study in Sakarya Delta and Submarine Canyon, southern Black Sea shelf. Continental Shelf Research. 2002, 22, p.l 15-127.

290. Allen Ph.A., Allen J.R. Basin analysis principles and applications. Blackwell Sci. Publ. 1990.

291. Alteriis G., Aiello G. Stratigraphy and tectonics offshore of Puglia (Italy, southern Adriatic Sea). Marine Geology. 1993, v.l 13, p.233-253.

292. Anastasakis G., Kelling G. Tectonic connection of the Hellenic and Cyprus arcs and related geotectonic elements. Marine Geology. 1991, v.91, p.261-277.

293. Angeleir J., Lyberis N., Le Pichon et al. The tectonic development of the Hellenic Arc and the Sea of Crete: a synthesis. Tectonophysics. 1982, v.86, p.159-196.

294. Bäcker H., Richter H. Die rezente hydrothermalsedimentäre Lagerstätte Atlantis-II Tief im Roten Meer. Geol. Rundschau. 1973. Bd. 62. H.3, p.231-245.

295. Bally A.W., Snelson S. Realms of subsidence. «Facts and Pribciples of World Petroleum Occurrence» (Ed. By A.D.Miall). Can.Soc.petrol.Geol.Mem 1980, 6, p. 1-99.

296. Bartolini C., Malesani P.G., Manetti P., Wezel F.C. Sedimentology and petrology of Quaternary sediments from the Hellenic trench, Mediterranean ridge and Nile cone, DSDP Leg 13 cores. Sedimentology. 1975, v.22, p.163-175.

297. Beilaiche G., Droz L., Coutellier V et al. Detailed morphology, structure and main growth pattern of the Phone deepsea fan. Marine neology. 1984, v.55, p. 181-193.

298. Bellaiche G., Coutellier V., Droz L. Detailed morphology, sedimentary structure and evolution of the continental margin of the western Provencal basin (south of France) since the Late Miocene. Marine Geology. 1989, v.89, 259-268.

299. Berggren W.A. Micropaleontologic investigations of Red sea cores summation and synthesis of results. «Hot brines heavy metal deposits in the Red Sea». N.Y. Springer Verlag, 1969, p.329-335.

300. Berggren W.A., Boersma A. Late pleistocene and holocene planktonic foraminifera from the Red sea. «Hot brines heavy metal deposits in the Red Sea». N.Y. Springer Verlag, 1969, p.282-298.

301. Bischoff J.L. Red Sea geothermal brine deposits: their mineralogy, chemistry and genesis. «Hot brines heavy metal deposits in the Red Sea». N.Y. Springer Verlag, 1969, p.368-401.

302. Bizon G., Cita M.B., Müller C., Wright R. DSDP Leg 42A biostratigraphic range charts. "Initial reports of the DSDP". 1978, v.XLII, p.l, p.1095-1138.

303. Blechschmidt G., Cita M. B., Mazei R., Salvatorini G. Stratigraphy of the Western Mediterranean and Southern Calabrian ridges, Eastern Mediterranean. Marine Micropaleon-tology, 1982, v. 7, №2, p. 101-134.

304. Bouma A.H. Sedimentology of some flysch deposits. Amsterdam, Elsevier, 1962.

305. Brachert Th., Düllo W-Ch. Correlation of deep sea sediments and forereef carbonates in the Red sea: an impotent clue for basin analysis. Marine. Geoljgy. 1990, v.92, p.255-267.

306. Buczynski C., Chafetz H.S. Habit of bacterially precipitates of calcium carbonate and the influence of medium viscosity'on mineralogy. J. Sediment. Petrol. 1991, v.61, n.2, p.386-400.

307. Bush P. Some aspects of the diagenetic history of the sabkha in Abu Dhabi, Persian Gulf. «The Persian Gulf» (Ed. Parser B. H.) N. J., Springer, 1973, p. 342-358.

308. Calantoni P., Gallignani P. Quaternary evolution of the continental shelf off coast of Bari (South Adriatic Sea): shallow seismic, sedimentological and faunal evidences. Geol. Mediter. 1978, t.V, n.3, p.97-110.

309. Calanchi N., Cattaneo A., Dinelli E. et al. Tephra layers in Late Quaternary sediments of central Adriatic Sea. Marine geology. 1998, v. 149, p.245-259.

310. Camerlenghi A., Cita M.B., Hieke W., Riccinto T. Geological evidence for mud diapi-rism on the Mediterranean Ridge accretionary complex. Earth Planet. Sei. Letts. 1992, n.109, p.45-57.

311. Campbell A.C., Gieskes J.M., Lupton J.E., Lonsdale P.F. Manganese geochemistry in the Guaymas Basin, Gulf of California. Geochim. Cosmochim. Acta. 1988, v.52, p. 186-193.

312. Carter R.M. A discussion and classification of subaqueous mass-transport with particular application to grain-flow, slurry-flow, and fluxoturbidites. Earth-Science Reviews. 1975, n.ll, p.145-177.

313. Chase R.L. Basalt from the axial trough of the Red sea. In: Degens E.T., Ross N.Y. (ed.). Hot brines and recent heavy metal deposits in the Red sea. N.Y. Springer-Verlag. 1969, 342-347.

314. Chen C. Pteropods in the hot-brine sediments of the Red sea. «Hot brines heavy metal deposits in the Red Sea». N.Y. Springer Verlag, 1969, p.313-316.

315. Cita M. B., D'Onofrio S. Climatic fluctuation in submarine cores from the Adriatic Sea (Mediterranean). Progress Oceanogr. 1967, v. 4, p. 161-178.

316. Cita M.B., Chierici M.A., Ciampo G. et al. Quaternary record in the Ionian and Tyrrenean dasins of the Mediterranean sea. Initial reports of DSDP. 1973, v.13. US Government Printing Office, Washington, D.C. P.1263-1340.

317. Cita M. B., Vergnaud-Grazzini C., Chamley H. et al. Paleoclimatic record of a long deep-sea core from the eastern Mediterranean. Quaternary Res., 1977, v. 8, p. 205-235.

318. Cita M.B., Beghi C., Camerlenghi A. et al. Turbidites and Megaturbidites from the Herodotus Abyssal Plain (eastern Mediterranean) unrelated to seismic events. Marine Geology. 1984, v.55,p87-94.

319. Cita M.B., Aghio F.S., Arosio S. et al. Bacterial colonels and manganese micronodules related to fluid escape on the crest of the Mediterranean Ridge. Riv. Hal. Paleontol. Stra-tigr. 1989, 95 (3), p.76-85.

320. Colantoni P., Gallignani P. Quaternary evolution of the continental shelf off the coast of Bari (South Adriatic Sea): Shallow seismic, sedimentology and faunal evidences. Geologie Mediterraneene. 1978, t.5, n.3, p.327-338.

321. Coleman R.G. Geologic background of the Red sea. «Initial reports of the DSDP». 1974, v.23, p/813-819.

322. Correggiari A., Trincardi F., Langone L., Roveri, M. Styles of failure in late Holocene highstand prodelta wedges on the Adriatic shelf. J. Sediment. Res. 2001, v.71, p.352-367.

323. Curray J.R., Moore D.G. et al. Initial Reports of DSDP. 1982, v.64.

324. Damuth J.E., Kumar N. Amazon Cone: morphology, sediments, age and growth. Bull. Geol. Soc. Amer. 1975, v. 86, p.863-878.

325. Davies D., Tramontini C. The deep structure of the Red sea. Phil. Trans. Roy. Soc. London A. 1970, v.267, p. 145-178.

326. Degens E.T., Ross D.A. (eds.). Hot brines and recent heavy metal deposits in the Red sea. N.Y. Springer-Verlag. 1969.

327. Degens E.T., Ross D.A. (eds.). The Black sea Geology, Chemistry and Biology. Am. Assoc. Pet. Geol. Mem., v.20. Tulsa, Oklahoma, USA, 1974.

328. Demirbag E., Goka^an E.,,Oktay F. et al. The last sea level changes in the Black sea: evidence from the seismic data. Marine Geology. 1999, v.157, p.249-265.

329. Deuser W.G., Degens E.T. 018/016 and C13/C12 rations of fossils from the hot-brine deep area of the central Red sea. «Hot brines heavy metal deposits in the Red Sea». N.Y. Springer Verlag, 1969, p.336-347.

330. Dixon J.E., Robertson A.H.F. (eds.). The geological evolution of the Eastern Mediterranean. Geol. Soc. Spec. Publ. London, 1996.

331. Dott R.H., Shaver R.H. (Eds.). Modern and ancient geosinclinal sedimentation. Soc. Econ. Paleontologists Mineralogists Spec. Pub. 1974, n.19.

332. Drake C.L., Gildler R.V. A geophysical study of the Red sea. Geophys. J. Roy. Astron Soc. 1964, v.8, p.35-49.

333. Ediger V., Okyar M., Ergin M. Seismic stratigraphy of the fault-controlled submarine canyon/valley system on the shelf and upper slope of Anamur Bay, Northeastern Mediterranean Sea. Marine Geology. 1993 (115), p.129-142.

334. Einsele G. Sedimentary basins. Evolution, facies and sediment budget. Berlin: Springer. 1992.

335. Einsele G., Werner F. Sedimentary processes at entrance Gulf of Aden/Red Sea. "Meteor" For sch.-Ergebnisse. R.C. 1972, n.10,263-284.

336. Eliezer G. Recent sabkhas marginal to the southern coasts of Sinai, Red sea. «Hypersaline brines and evaporitic environments». Developments in sedimentology." 1980, v. 28, p.233-251.

337. Elwakeel S.K., Elsayed M.Kh. The texture, mineralogy and chemistry of bottom sediments and beach sands from the Alexandria Region, Egypt. Marine Geology. 1978, v. 27, p.137-160.

338. Emelyanov E.M. Principial types of recent sediments of The Mediterranean sea. «The Mediterranean sea: A natural sedimentation laboratory». 1972.

339. Emelyanov E.M. Baltic sea: geology, geochemistry, paleoceanology, pollution. Kaliningrad, 1995.

340. Emiliani C. Pleistocene temperature variations in the Mediterranean. Quaternaria, 1955, v. 2, p. 87-98.

341. Ergin M., Okyar M., Timur K. Seismic stratigraphy and late Quaternary sediments in inner and mid-shelf areas of eastern Mersin Bay, Northeastern Maditerranean Sea. Marine Geology. 1992 (104), p.73-91.

342. Evamy B. D. The precipitation of aragonite and its alteration to calcite on the Trucial coast of the Persian gulf. «The Persian Gulf» (Ed. Parser B. H.) N. Y. Springer, 1973, p.329-341.

343. Fabricius F. H., Berdau D., Munnich K. O. Early holocene ooides in modern littoral sands reworked from a coastal terrace, southern Tunisia. Science. 1970, v. 169, p.757-760.

344. Fabricius F. H., Schmidt-Thomé P. Contribution to recent sedimentation on the shelves of the southern Adriatic, Ionian and Syrtic seas. «The Mediterranean sea .». 1972, p.279-284.

345. Fairhead J.D., Girdler R.V. The seismicity of the Red sea. Phil. Trans. Roy. Soc. London A. 1970, v.267, p.125-138.

346. Fanucci F., Fizpo M., Piccazzo M., Mirabile L. Le Plio-Quaternaire de la mer Ligure: epaisseurs et conditions d'accumulation. Marine Geology. 1984 (55), p.365-378.

347. Feldhausen P.H., Stanley J. Hellenic trench sedimentation: an approach using terrigenous distributions. Marine Geology. 1980, v.38, p.21-30.

348. Friedman G.M. Occurrence and stability relationships of aragonite, high-magnesian calcite and low-magnesian calcite under deep-sea conditions. Bull. Geol. Soc. Amer. 1965, v.76, p.856-862.

349. Foose R., Manheim F. Geology of Bulgaria: a rewiew. Bull. AAPG. 1971, v.59 n.2, p.542-575.

350. Gevirtz J.I., Friedman G.M. Deep-sea carbonate sediments of the Red sea and their implications on marine lithification. J. Sed. Petr. 1966, v.36, p.143-151.

351. Gensous B., Tesson M. Sequence stratigraphy, seismic profiles and cores of Pleistocene deposits on the Rhone continental shelf. Sedimentary Geology. 1996 (105), p. 183-190.

352. Geyh M.A., Hohndorf A. The contribution of complementary 14C and Th/U analyses to the stratigraphy of the Red Sea sediments. Geologisches Jahrbuch. R.D. 1976 H.17, p.79-91.

353. Gheorghian M. Micropaleontological investigations of sediments from sites 379, 380 and 381 of Leg 42B. "Initial reports of the DSDP'. 1978, v.XLII, p. 2, p.783-788.

354. Gieskes J.M., Kastner M., Einsele G., Kelts K. Hydrothermal activity in the Guaymas basin, Gulf of California: a synthesis. DSDP 1982. V.64 p.2, p.573-586.

355. Got H., Stanley D.J., Sorel D. Northwestern Hellenic arc: concurent sedimentation and deformation in a compressive setting. MarineGeology. 1977 (24), p.21-36.

356. Goulart E. Different smectite types in sediments of the Red Sea. Geologisches Jahrbuch. R.D. 1976 H. 17, p.259-264.

357. Gripenberg S. A study of the sediments at the North Baltic and adjoining seas. Helsinki. 1934.

358. Hartman M. Zur Geochemie von Mangan und Eisen in der Ostsee. Meyniana. 1964, Bd.14, n.53, p.3-20.

359. Herman Y. Quaternary Eastern Mediterranean Sediments: Micropaleontology and Climatic Records. In: The Mediterranean Sea A Natural Sedimentation Laboratory. Straudsburg, 1972, p. 129—147. '

360. Hsu K. J., Montadert L. et al. Initial reports of DSDP. 1978." V.42, pt. 1.

361. Hsu K.J., Montadert L. et al. Initial reports of DSDP. 1978. V.42, pt.l. Shipboard studies (site reports), p.27-358.

362. Hsu K.J. Stratigraphy of the lacustrine sedimentation in the Black sea. "Initial reports of the DSDP'. 1978, v.XLII, p. 2, p.509-524.

363. Jakobsen R., Postma D. Formation and solid solution behavior of Ca-rhodochrosites in marine muds of the Baltic deeps. Geoch. et Cosmochimic Acta. 1989, v.53, p.2639-2648.

364. Jipa D.C. Graded bedding in recent Black sea turbidites: a textural approach. «The Black Sea: Its geology, chemistry and biology». Tusia, Oklahoma, USA, 1974, p.467-679.

365. Jones G.A., Garnon A.R. Radiocarbon chronology of Black sea sediments. Deep-Sea Res. 1994, v.41 n.3,p.531-557.

366. Jouse A.P., Mukhina V.V, Diatom units and the paleogeography of the Black sea in the Late Cenozoic (DSDP, Leg 42B). "Initial reports of the DSDP'. 1978, v.XLII, p. 2, p.903-950.

367. Keller J., Ryan W. B. P., Ninkouich D., Altherr R. Explosive volcanic activity in the Mediterranean over the past 200000 years as recorded in deep-sea sediments. Geol. Soc. Amer. Bull., 1978, v. 89, № 4, p.591-604.

368. Kelts K. Petrology of hydrothermally metamorphosed sediments at deep sea drilling site 477, southern Guaymas basin rift, Gulf of California. DSDP 1982. V. 64, p.2, p793-832.

369. Kidd R.B., Cita M.B., Ryan W.B.F. Stratigraphy of Eastern Mediterranean sapropel sequences recorded during DSDP Leg 42A and their paleoenvironmental significance. "Initial reports of the DSDP". 1978, v.XLII, p.l, p.421-443.

370. Klaucke I., Cochonat P. Analysis of past seaflow failures on the continental slope off Nice (SE France). Geo-Marine Letters. 1999 (19). P.245-253.

371. Klaucke I., Savoye B., Cochonat P. Patterns and processes of sedimentary dispersal on the continental slope off Nice, SE France. Marine Geology. 2000 (162). P.405-422.

372. Koreneva E.V., Kartashova G.G. Palinological study of samples from holes 379A, 38OA, Leg 42B. "Initial reports of the DSDP'. 1978, v.XLII, p. 2, p.951-992.

373. Koski R.A., Lonsdale P.E., Shanks W.C. et al. Mineralogy and geochemistry of sediment-hosted hydrotermal sulfide deposits from the Southern Trough of Guaymas Basin, Gulf of California. J.Geophys.Res. 1985, v.90, n.8, p.462-476.

374. Kôgler F., Larsen B. The West Bornholm basin in the Baltic Sea: geological structure and Quaternary sediments. Boreas. 1979, 8, p. 1-22.

375. Maldonado A., Stanley D.J. Nile cone lithofacies and definition of sediment sequences. Proc. IX Intern. Congr. Sediment. Nice, 1975, v.6. P.281-296.

376. Maldonado A., Stanley D.J. The Nile cone: submarine fan development by ciclic sedimentation. Marine Geology, 1976, v.20, 27-40.

377. Maldonado A., Stanley DJ. Nile cone depositional processes and patterns in Late Quaternary. «Sedimentation in submarine canyons, fans and trenches». Snanley D.J., Kelling G. (eds). Dowden, Hutchinson and Ross, Stroudsburg, Pa. 1978. P.473-496.

378. Mange-Raj etzky M.A. Sediment Dispersal From Source to Shelf on an Active Continental Margin, S. Turkey. Marine Geology. 1983 (52), p. 1-26.

379. Mascle J., Cleac'h A., Jongsma D. The Eastern Hellenic margin from Crete to Rhodos: example of progressive collision. Marine Geology. 1986 (73), p.145-168.

380. Mascle J., Martin L. Shallow structure and recent evolution of Aegean Sea: A synthesis based on continuous reflection profiles. MarineGeology. 1990(94), p.271-299.

381. Miall A.D. Principles of sedimentary basin analysis. N.J.: Springer Verlag. 1990 2 ed.490 p.

382. Middleton, G.V. (1993) Sediment deposition from turbidity currents. Annu. Rev. Earth Planet. Sei. 1993,21. P.48-59.

383. Middleton, G.V. and Hampton, M.A. Sediment gravity flows: mechanics of flow and deposition. In: Turbidity and Deep Water Sedimentation (Eds G.V. Middleton and A.H. Bou-ma). SEPM, Pacific Section, Short Course Lecture Notes. 1973. P.385-399.

384. Milliman J.D., Ross D.A., Ku T-L. Precipitation and lithification of deep-sea carbonates in the Red sea. J. Sed. Petrol. 1969 v.39 n.2. P.1054-1063.

385. Milliman J. D. Recent sedimentary carbonates. Pt. I. Marine Carbonates. N. Y. Springer, 1974.

386. Mulder T., Alexander J. The physical character of subaqueous sedimentary density flows and their deposits/ Sedimentology. 2001, v.48, p.269-300.

387. Mulder T., Cochonat P. Classification of offshore mass movements. J. Sed. Res. 1996, 66. P.384-405.

388. Müller C. Nannoplankton Gemeinschaften aus dem Jung-Quartäe des Golfes von Aden und Roten Meers. Geologisches Jahrbuch. 1976, r.D, h.17, p.33-37.

389. Müller G., Stoffers P. Mineralogy and petrology of Black sea basin sediments. «The Black Sea: geology, chemistry and biology». Tulsa, Oklahoma, USA, 1974, p.200-248.

390. Oeltzschner H., Sigl W. Sedimentologische Untersuchungen in Golf von Manfredonia (Sudadria). Geol. Rundschau. 1970. v.60, p.340-365.

391. Okyar M., Ediger V., Ergin M. Seismic stratigraphy of the southeastern Black sea shelf from high resolution seismic records. Marine Geology. 1994, v.121, p.213-230.

392. Parker F. L. Eastern Mediterranean foraminifera. Rep. Swedish deep-sea Expedition 1947-1948,1958, v. 8, №2, p. 217-283.

393. Paterne M., Guichard F., Labeyrie J. et al. Tyrrehenian sea tephrochronology of the oxygen isotope record for the past 60 000 years. Marine geology. 1986, v.72. P.276-292.

394. Pautot G., Cann Ch., Coutelle A., Mart Y. Morphology and extension of the evaporitic structures of Liguro-Provencal basin: new sea-beam data. Marine Geology., 1984(55), p.387-409.

395. Pigorini P. Sources and Dispersion of Recent Sediments of the Adriatic Sea. Marine Geology. 1968 (3), p. 187-229.

396. Piper, D.J.W. Turbidites, muds and silts on deep-sea fans and abyssal plains. In: Sedimentation in Submarine Canyons, Fans and Trenches (Eds D.J. Stanley and G. Kelling). Dowden, Hutchinson and Ross, Stroudsburg, PA. 1978. P.538-557.

397. Popesku I., Lericolais G., Panin N., Wong H.K., Droz L. Late Quaternary channel avulsions on the Danube deep-sea fan, Black Sea. Marine Geology. 2001 (179), p.25-37.

398. Purser B.H. (Ed.) The Rersian gulf. Holocene carbonate sedimentation and diagenesis in a shallow epicontinental sea. Berlin-Heidelberg-New Jork. Springer-Verlag.1973.

399. Purser B.H., Bosence D.W.J. (Eds). Sedimentation and Tectonics in Rift Basins: Red Sea, Gulf of Aden. Chapman & Hall, London, 1997.

400. Rangin C.,Bader A., Pascal G. et al. Deep structure of the Mid Black Sea High (offshore Turkey) imaged by multi-channel seismic survey (BLACKSIS cruise). Marine Geology. 2002, v.182. P.265-278.

401. Ridente D., Trincardi F. Eustatic and tectonic control on deposition and lateral variability of Quaternary regressive sequences in the Adriatic basin (Italy). Marine Geology. 2002 (184). P.273-293.

402. Risch H. Microbiostratigraphy of core-sections of the Red Sea. Geologisches Jahrbuch, 1976, r.D, h.17, p.3-14.

403. Robinson A.G. (ed.). Regional and petroleum geology of the Black sea and surrounding areas. AAPG Mem. 68. 1997.

404. Ross D.A. Summary of results of Black sea drilling. "Initial reports of the DSDP'. 1978, v.XLII,p. 2, p. 1149-1175.

405. Ross D.A., Schlee J. Shallow structure and geologic development of the Southern Red sea. Geol. Soc. Amer. Bull. 1973, v.84, n.12. P.743-765.

406. Ross D.A., Uchupi E. Structure and srdimentary history of the south-eastern Mediterranean sea Nile cone area. AAPG Bull. 1977, v.61, p.274-289.

407. Ross D.A., Neprochnov Y.P. et al. Initial reports of DSDP. Washington, 1978, v.42p.2.

408. Rossignol-Strick M. Pollen analysis of some sapropel layers from deep-sea floor of the Easterm Medditerranean. Initial reports of DSDP. 1973, v.13. US Government Printing Office, Washington, D.C. P.971-982.

409. Ryan W.B.F. Stratigraphy of late Quaternary sediments in the Eastern Mediterranean. «Mediterranean Sea: a natural sedimentation laboratory». Stroudsburg, 1972, p.149-160.

410. Ryan W.B.F., Hsu K.J., Cita M.B. et al. Initial reports of DSDP. 1973, v.13. US Government Printing Office, Washington, D.C.

411. Ryan W.B.F., Hsu K.J., Cita M.B. et al. Site 120-132. Initial reports of DSDP. 1973, v.13. US Government Printing Office, Washington, D.C. P. 19-464.

412. Sacc E., Weiler Y., Katz A. Recent sedimentation and oolite formation in the Ras Ma-terma Lagoon, gulf of Suez. «The Mediterranean Sea.» (Ed. Stanley D. J.) Stroudsburg, 1972, p.279-292.

413. Savoye B., Piper D., Droz L. Plio-Pleistocene evolution of the Var deep-sea fan off the French rivers. Marine Petrol. Geol. 1993, v.10, p.550-571.

414. Schneider W., Koch G., Lange G. Vulkanische glâser in sedimenten des Roten Meeres. Geologisches Jahrbuch. 1976, R.D, H.17. P.297-306.

415. Shanmugam G. 50 years of the turbidite paradigm (950s 1990s): deep-water proesses and facies models - a critical perspective. Marine and Petroleum Geology. 2000,-17. P.285-342.

416. Schoell H., Risch H. Oxygen and Carbon isotope analyses on planktonic foraminifera of core VA-01-188P (southern Red sea). Geologisches Jahrbuch, 1976, r.D, h.17, p.15-32.

417. Shaw H.F. The clay mineralogy og the recent surface sediments from the Cilicia basin, northeastern Mediterranean. Marine Geology. 1978, v.26, p.51-58.

418. Shaw H.F., Bush P.R. The mineralogy and geochemistry of the recent surface sediments of the Cilicia basin, northeast Mediterranean. Marine Geology. 1978, v.21, p. 115136.

419. Shimkus K.M., Trimonis E.S. Modern sedimentation in Black sea. «The Black Sea -geology, chemistry and biology». Tulsa, Oklahoma, USA, 1974, p.249-279.

420. Shukry N.M., Phylip G., Said R. The geology of the Mediterranean coast between Rosetta and Bardia. Bull. Inst. Egipt, 37, 1955.

421. Sorokin V.M., Afanasieva M.S., Kurenkova V.G., Chernyshova M.B. Stratigraphy of the Late-Quaternary sediments in Eastern Mediterranean. Intern Geol. Rev. 1985, v.5. P.965

422. Stanley D J. (Ed.) The Mediterranean sea: A natural sedimentation laboratory. Dow-den, Hutchinson Ross. Inc. Stroudsburg, 1972.

423. Stanley D.J. Southeastern Mediterranean (Levantine basin-Nile cone) sedimentation and evolution. Nat. Geogr. Soc. Res. Reports. 1983, v. 15.

424. Stanley D. S., Maldonado A. Nile Cone: late Quaternary stratigraphy and sediment dispersal. Nature, 1977, v. 266, № 5598, № 10, p. 129-135.

425. Stanley D.J., Maldonado A. Depositional models for fine-grained sediment in the western Hellenic trench, Eastern Mediterranean. Sedimentology. 1981, v.28. P.174-197.

426. Stanley D.J., Swift D.J.P. eds. Marine sediment transport and environmental management. New York, Wiley, 1976.

427. Stanley D.J., Perissoratis C. Aegean sea ridge barrier-and-basin sedimentation patterns. Marine Geology. 1977 (24). P.86-109.

428. Stanley D.J., Knight R.J. "Giant" mudflow deposits in submarine trenches: Hellenic basins and slopes in eastern Mediterranean. Bull. AAPG. 1979, v.63, p.532-553.

429. Stoffers P., Degens E.T., Trimonis E.S. Stratigraphy and suggested ages of Black sea sediments cored during Leg 42B. "Initial reports of the DSDP'. 1978, y.XLII, p. 2, p.483-488.

430. Stoffers P., Ross D.A. Sedimentary history of the Red sea. In: Whitmarsh R.B., Weser O.E., Ross D.A. et al. Initial reports of the DSDP. Wash. US, Gov.print. Off. 1974, v.23, p.849-865.

431. Stoffers P., Ross D.A. Late pleistocene and holocene sedimentation in the Persian Gulf Gulf of Oman. Sed. Geology. 1979, v.23, p. 181 -208.

432. Stoffers P., Summerhayes C.P., Dominik J. Recent pelletoidal carbonate sediments off Alexandria, Egipt. Marine Geology. 1980 (34). M1-M8.

433. Stow D.A.V., Piper D.J.W. Deep-water fine-grained sediments: facies models. In: Fine-Grained Sediments: Deep-Water Processes and Facies (Eds D.A.V. Stow and D.J.W. Piper), Geol. Soc. London Spec. Publ. 1984,15, p.611-645.

434. Straaten Van L. M. J. U. Turbidites, ash layers and shell beds in the bathyal zone of southeastern Adriatic Sea. Rev. Geogr. Phys. Geol. Dyn. 1967, V.9.P.39-45.

435. Straaten Van L. M. J. U. Holocene and Late-Pleistocene sedimentation in the Adriatic Sea. Geol. Rundschau. 1970, v.60., p. 106-131.

436. Summerhayes C.P., Sestini G., Misdorp R., Marks N. Nile delta: nature and evolution of continental shelf sediments. Marine Geology. 1978 (27), p.43-65.

437. Taymaz T., Jackson J., Wesway R. Earthquake mechanisms in the Hellenic trench near Crete. Geophys. J. Int. 1990,102.

438. Thunell R. S., Williams D. F., Kennett J. P. Late Quaternaiy Paleoclimatology, Stratigraphy and sapropel history in Eastern Mediterranean deep-sea sediments. Marine Micropale-ontology, 1977, v. 2, № 4, p. 371-378.

439. Thunell R., Federman A., Sparks S., Williams D. The age, origin and volcanological significance of the Y-5 ash layer in the Mediterranean. Quatern. Research. 1979, v. 12, №2, p. 241-253.

440. Tulkki P. The bottom of the Bothnian bay. Geomorphology and sediments. Merentut-kimuslait. Julk.Havsforskningsinst. Skr. No. 241 (1977). P.l-67.

441. Venkatarathnam K., Biscaye P.S. Origional and Dispersal of Holocene Sediments in the Eastern Mediterranean Sea. «The Mediterranean Sea A Natural Sedimentation Laboratory». Strausburg: Dowden. Hutchinson and Ross. Inc. 1972, p.455-469.

442. Vergnaud-Grazzini C., Herman-Rosenberg Y. Etude paleoclimatique d'une carotte de Mediterranee orientale. Revue Geographic, Physique Geol. Dynamique, 1969, v. 11, №3, p. 279-292.

443. Vergnaud-Grazzini C., Ryan W.B.F., Cita M.B. Stable isotopic fractionation, climate change and episodic stagnation in the Eastern Mediterranean during the late Quaternary. Marine Micropaleont. 1977, v. 2, №4, p.3 53-370.

444. Vinci A. Distribution and chemical composition of tephra layers from Eastern Meditarranean abyssal sediments. Marine geology. 1985, v.65. P.765-788.

445. Vittori J., Got H., Quellec P. et al. Emplacement of the recent sedimentary cover and processes of deposition on the Matapan trench maegin (Hellenic arc). Marine Geology. 1981 (41), p.l 13-135.

446. Von Damm K.L., Edmond J.M., Measures C.J., Grant B. Chemistry of submarine hydrothermal solutions at Guaymas Basin, Gulf of California. Geochim. et Cosmochim. Acta. 1985, v.49, n.ll.

447. Wall D., Warren J.S. Dinoflagellates in Red sea piston cores. «Hot brines heavy metal deposits in the Red Sea». N.Y. Springer Verlag, 1969, 317-328.

448. Wells A. J., Illing L. V. Present-day precipitation of calcium carbonate in the Persian gulf. «Deltaic and shallow marine deposits». Developments in sedimentology. Pt I. Amsterdam, Elsevier, 1963, p.429-435.

449. Whitmarsh R.B., Weser O.E., Ross D.A. et al. Initial reports of the DSDP. Wash. US, Gov.print. Off. 1974, v.23.

450. Whitmarsh R.B., Weser O.E., Ross D.A. et al. Initial reports of the DSDP. Wash. US, Gov.print. Off. 1974, v.23. Sites 226-230, p.595-820.

451. Whitmarsh R.B., Ross D.A., Ali S. et al. Site 225. 'Initial reports of the DSDP". 1974< v. XXIII, p.539-594.

452. Winguth C., Wong H.K., Panin N. et al. Upper Quaternary water level history and sedimentation in the northwestern Black sea. Marine neology. 2000, v. 167, p.127-146.

453. Wong H.K., Winguth C., Panin N. et al. The Danube and Dniepr fans: morphostructure and evolution. GeoEcoMarina. 1997, №2, p.77-102.

454. Woodside J.M. Tectonic elements and crust of the eastern Mediterranean. Mar.Geo-phys. Res. 1977, n.3, p.317-354.

455. Woodside J.M., Williams S.D. Geophysical data report of Eastern Mediterranean sea: RRS Shacklton cruises 3/72, 5/72, 1/74. Cambridge. 1977.

456. Woodside J.M., Ivanov M.K., Limonov A.F. Neotectonics and fluid flow through seaflow sediments in the Eastern Meditettanean and Black sea. Parts 1, 2. IOC technical series. № 48. UNESCO 1997.