Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геолого-географическая характеристика района исследования 8
1.1. История изучения 8
1.2. Физико-географический очерк. Рельеф и гидродинамический режим северо-восточной части Финского залива 9
1.3. Геологическое строение пород кристаллического фундамента и дочетвертичного осадочного чехла в пределах северо-восточной части Финского залива 15
Глава 2. Методика исследований 20
2.1. Методы сбора и обработки информации 20
2.2. Аналитическая (лабораторная) обработка данных и интерпретация полученных результатов 21
2.3. Обработка и интерпретация данных гранулометрического анализа 24
2.3.1. Обзор методов обработки и интерпретации данных гранулометрического анализа 24
2.3.2. Обработка данных гранулометрического анализа песчаных отложений 28
2.3.3. Обработка данных гранулометрического анализа ал евро-глинистых отложений 30
Глава 3. Состав, строение и происхождение верхненеоплейстоценовых и голоценовых отложений северо-восточной части Финского залива 32
3.1. Общая характеристика покрова четвертичных отложений 32
3.2. Литолого-стратиграфические и генетические особенности верхненеоплейстоценовых и голоценовых отложений северо-восточной части Финского залива 40
Выводы 67
Глава 4. Литология и литолого-фациальный анализ поверхностных осадков северо-восточной части Финского залива 71
4.1. Гранулометрический состав поверхностных осадков 71
4.2. Минералогия поверхностных отложений 75
4.3. Фациальные обстановки современного осадконакопления 80
4.4. Результаты анализа гранулометрических распределений песчаных отложений. Интерпретация данных . 82
4.5. Изучение направлений перемещения осадочного материала в зонах предполагаемого гидротехнического строительства и добычи полезных ископаемых 107
4.6. Изменение современных зон размыва и накопления осадков в связи с естественной геодинамикой и техногенным воздействием 119
4.6.1. Геоэкологические последствия подводной добычи полезных ископаемых 119
4.6.2. Геоэкологическое состояние северо-восточной части Финского залива 120
Выводы 122
Заключение 124
Литература 127
- Геологическое строение пород кристаллического фундамента и дочетвертичного осадочного чехла в пределах северо-восточной части Финского залива
- Литолого-стратиграфические и генетические особенности верхненеоплейстоценовых и голоценовых отложений северо-восточной части Финского залива
- Результаты анализа гранулометрических распределений песчаных отложений. Интерпретация данных
- Изучение направлений перемещения осадочного материала в зонах предполагаемого гидротехнического строительства и добычи полезных ископаемых
Геологическое строение пород кристаллического фундамента и дочетвертичного осадочного чехла в пределах северо-восточной части Финского залива
Финский залив расположен в зоне сочленения кристаллических пород Балтийского щита и платформенных образований Русской плиты, в пределах крупной структурно - денудационной впадины, которая возникла в результате кайнозойских тектонических движений. В четвертичное время площадь, занятая заливом, неоднократно перекрывалась ледником.
В тектоническом плане район характеризуется двухъярусным строением. Нижний ярус сложен комплексами кристаллического фундамента, а верхний -платформенного чехла.
На большей части изучаемой территории породы фундамента не перекрыты платформенными отложениями, так что особенности структуры, состава и морфология поверхности субстрата непосредственно влияют на характер залегания и состав четвертичных отложений.
Кристаллический фундамент в пределах дна акватории представлен глубоко метаморфизированными (преимущественно в амфиболитовой фации), протерозойскими, породами, которые прорваны син-, поздне- и посторогенными (по отношению к свекокарельской складчатости возраста около 1980 млн. лет) интрузиями [Амантов и др. Выполнение экспериментальных работ.., 2000].
Наибольшую площадь в южной части исследуемой подводной территории (до островов Соммерс и Березовых) занимают образования свекокарельской складчатой зоны (Simonen, 1980), представленные глиноземистыми, слюдяными, гранат-биотитовыми, кОрдиерит-гранат-биотитовыми гнейсами раннего Карелия (Ландепохский комплекс, ринтальская и ровненская метаформации) (рис. 1.2). Породы метаморфизированы в амфиболитовой (реже гранулитовой) фации (Пуура, Вахер, Клейн, 1983).
Основные площади кристаллического фундамента исследуемой территории занимает крупный интрузивный сложный многофазный Выборгский комплекс гранитов-рапакиви - граноанортозитов (1700-1500 млн. лет) (рис. 1.2). Выборгский плутон представляет собой глубинную структуру, площадью 220 км2 и вертикальной протяженностью (по гравиметрическим данным) до 20 км (в среднем 5 км) (Lauren, 1970). По данным А.Б.Великославского (Великославский, Биркис, Богатиков, 1978) магмы гранитов образовались за счет расплавления свекофенской коры. С плутонами анортозитов и рапакиви ассоциируют рои даек одновозрастных с ними диабазов и гранит-порфиров. Особенно четко выражен рой даек северозападного простирания, примыкающий к Выборгскому плутону с северо-запада.
Посторогенные гранитоиды (1550-1700 млн. лет), как уже отмечалось, развиты южнее и восточнее изучаемой площади. В районе островов Гогланд и Соммерс, в пределах небольших отрицательных структур, расположенных по периферии Выборгского массива гранитов-рапакиви, выделены образования хогландской серии, представленные маломощными кварцитовыми конгломератами, перекрывающимися плагиопорфиритами и кварцевыми порфирами [Амантов и др. Выполнение экспериментальных работ..., 2000].
Как и в пределах всего южного склона Балтийского кристаллического щита, в восточной части Финского залива пенепленезированная поверхность кристаллического.... фундамента полого погружается на юг - юго-восток, под платформенный чехол (Амантов, Филиппов, 1989). Рельеф кристаллического фундамента, не перекрытого породами чехла, сильно расчленен, под осадочным чехлом он становится значительно более выровненным.
В пределах изучаемой территории кристаллический фундамент пересекается крупной Выборгско-Тапасской системой разломов, прослеживающейся от устья Выборгского залива через всю акваторию Финского залива и Прибалтику (Геология Финского залива, 1992). В 25 км от о-ва Мощный отмечена более мелкая зона разломов северо-восточного простирания.
В южной части изучаемой территории породы кристаллического чехла перекрыты платформенными отложениями верхнего венда (старорусская и василеостровская (бывшая котлинская) свиты валдайской серии) (рис. 1.2). Далее к западу разрез надстраивается соответственно образованиями нижнего кембрия и ордовика (Геология Финского залива, 1992).
Породы старорусской свиты, залегающие непосредственно на кристаллическом фундаменте, представляют собой конгломераты, гравеллиты, разнозернистые пески, песчаники, алевролиты, аргиллиты, миктиты.
Южнее породы старорусской свиты перекрываются породами василеостровской (котлинской) свиты, представленными соответственно алевролитами, миктитами, глинами и песчаниками нижней подсвиты, переслаиванием глин и алевритов нижней пачки верхней подсвиты и глинами с прослойками алевритов и сидеритовых конкреций верхней пачки верхней подсвиты (рис. 1.2). Останцы венда выделены также, по данным непрерывного сейсмоакустического профилирования (НСП), вдоль границ .платформенного чехла, что свидетельствует о вторичном эрозионном выклинивании чехла.
Осадочные слои венда - нижнего палеозоя залегают моноклинально, со слабым падением к югу- юго-востоку, в соответствии с погружением поверхности фундамента. В зонах нарушений моноклинальное залегание обычно осложняется малоамплитудными флексурами.
В четвертичное время площадь Финского залива неоднократно подвергалось воздействию оледенений, в результате которых происходила экзарация дна и частичное уничтожение более древних образований (Геология Балтийского моря, 1990). На протяжении последней валдайской ледниковой эпохи с достаточной уверенностью предполагается двухкратное превращение дна залива в ложе ледника (Спиридонов, 1989). Однако наличие до верхнеплейстоценовых образований на дне Финского залива лишь предполагается в наиболее глубоких эрозионных врезах, прямые же геологические данные об этих отложениях отсутствуют. Ледниковая история раннего валдая для Финского залива восстанавливается по разрезам прилегающей части суши (Спиридонова, Заррина, Краснов, 1967; Палеогеогафия Европы..., 1982; Четвертичное оледенение на территории СССР, 1987). Разрез четвертичных отложений северо-восточной части Финского залива, покрьшающих дно залива практически сплошным чехлом, начинается ледниковыми отложениями, относящимися к карельской стадии валдайского оледенения. Позднечетвертичные отложения рассмотрены в главе 3 настоящей работы.
Литолого-стратиграфические и генетические особенности верхненеоплейстоценовых и голоценовых отложений северо-восточной части Финского залива
Моренные отложения (g III os)
Моренные отложения, по данным геолокации, широко развиты вблизи самой поверхности дна описываемой части залива (рис. 3.5). Однако при геологическом пробоотборе данный горизонт был непосредственно вскрыт лишь небольшим числом колонок (80-356,80-366, 81-482, 84-401,86-461, 86-460) в открытой части исследуемой площади, что объясняется как физическими свойствами морены (высокая плотность, большое содержание грубообломочного материала), так и наличием бронирующего валунно-галечного чехла на поверхности подводных обнажений морены.
Описываемые отложения представлены плотными песчаными глинами и глинистыми песками коричневого цвета, насыщенными многочисленными обломками кристаллических пород гравийной, галечной и валунной размерности. Характерным является наличие валунов «утюгообразной формы» с ледниковой штриховкой, что является одним из диагностических признаков моренных отложений. В петрографическом составе обломков преобладают граниты-рапакиви. Возраст морены по косвенным данным относится к карельской стадии валдайского оледенения (14-13 тыс.лет) (Spiridonov, Rybalko et al. 1988).
Мощность морены, в среднем, достигает 10 м, а в ряде случаев до 2.0-30 метров.
Как уже отмечалось, ледниковые отложения на изучаемой площади, являются трудно доступными для непосредственного опробования. Поэтому данные о гранулометрическом и минеральном составе морены, основанные на небольшом количестве анализов, нельзя считать исчерпывающими.
Гранулометрический состав морены крайне неоднороден. Содержание грубообломочного материала может составлять до 30%, состав фракции 2.0 мм трехкомпонентный - ал евро-глинисто-песчаный. Сортировка отложений очень плохая.
Валовое содержание тяжелой фракции сравнительно высокое (1.3-1.6%). В тяжелой фракции преобладают рудные минералы, амфиболы (обыкновенная роговая обманка), эпидот. Также встречаются гранаты (пироп-альмандинового ряда) и циркон. Второстепенными минералами являются сфен, рутил, лейкоксен, апатит.
В отдельных колонках в ледниковых отложениях отмечено присутствие аутигенных карбонатных конкреций, однако необходимо отметить, что по сравнению с более западными районами Финского залива (Блажчишин, 1998; Геохимия осадочного процесса..., 1986) их содержание невелико, что объясняется отсутствием карбонатных пород в породах ложа ледника. Отложения местных приледниковых озер (озера Рамсея) (Ig III os).
Отложения местных приледниковых озер (IV ЛСК), представленные коричнево-серыми ленточными глинами или ленточным переслаиванием глин и песчано-глинистых алевритов, образовались в пределах приледниковых бассейнов, куда разгружались продукты таяния ледника, и имеют возраст 13-12 тыс. лет. Эти отложения широко распространены в пределах описываемой территории, вскрыты большим количеством колонок как в открытой части залива, так и вблизи берегов (рис. 3.5).
Благодаря наличию четких границ (нижняя - по контакту с мореной, верхняя - по резкому скачку плотности) и слоистой текстуре, данный комплекс отчетливо выделяется на геолокационных профилях.
Отложения IV ЛСК имеют характерный литологический облик, связанный с особенностями их происхождения. Наиболее яркой чертой их является слоистость. Она имеет двучленное, реже трехчленное строение, слои залегают горизонтально, контакты достаточно отчетливы. Повторяемость слойков приближается к ритмичной. Слойки, сложенные более грубым материалом, в свою очередь имеют очень тонкую субгоризонтальную слойчатость. Мощность ритма обычно составляет 1-1.5 см, достигая в пачках грубослоистых глин 5-6 см. Иногда между ритмами имеются небольшие перерывы, а пачки тонкослоистых глин могут подстилать более крупнослоистые осадки.
Важной особенностью ленточной слоистости является более резкий нижний и достаточно постепенный верхний контакт грубого слойка, а также наличие внутри грубых элементов ритма нормальной градационной слоистости. Кроме того, данные послойных гранулометрических анализов выявляют интересную закономерность - более высокое содержание пелитовой фракции (менее 0.005мм) в грубом слойке, по сравнению с тонким. Это может свидетельствовать о захвате тонких частиц более грубым материалом. В грубом слойке отмечается и основная масса переотложенной пыльцы, однако это не обязательно должно свидетельствовать о времени отложения грубого слойка, так как частицы пыльцы также входят во фракцию размером менее 0.005 мм (Рябчук, 1992).
Глинистые слойки обычно окрашены в бурые и коричневые тона, а алевритовые имеют серую или голубовато-серую окраску. В целом преобладают коричневые цвета, что связано с низким содержанием органического вещества и окислительными условиями осадконакопления в ледниковом водоеме.
Для этих отложений характерны различные дислокации и нарушения, вызванные постседиментационными процессами. Они могут быть подразделены на следующие группы:
- нарушения сплошности слойков, представляющие собой микросбросы с амплитудой 7-15 мм, вызванные, по-видимому, диагенетическим уплотнением осадка;
- пластические деформации, представленные изгибами слоистой толщи, вплоть до образования лежачих складок течения и нагнетания. Это связано с процессами подводного оползания, на что указывает также приуроченность подобных разрезов к ледниковому грядовому рельефу, иногда, возможно, с проседанием масс, обусловленным таянием погребенных под слоем осадка глыб мертвого льда или выдавливанием ледниково-озерных отложений надвигавшимся с севера ледником;
- текстуры обвала или блоковые текстуры, в виде блоков, обломков или катунов более древних пород в более молодых отложениях. Эти текстуры наиболее часты там, где активно в четвертичное время проявлялись блоковые тектонические движения фундамента (Спиридонов, 1989). Описанные выше текстурные особенности позволяют классифицировать генезис ледниково-озерных отложений как гляциотурбидитовый, то есть связанный с одновременным, "залповым", поступлением в бассейн седиментации разнородного в гранулометрическом отношении материала и его дальнейшим осаждением. Основным источником обломочного материала служат потоки талых вод, при этом не является обязательным, чтобы на год приходился только один пик таяния ледника, таким образом слоистость ленточных глин Финского залива нельзя считать строго говоря "годичной".
Характерным для описываемых отложений является также невыдержанность ленточной слоистости по площади. Так, типично бассейновые отложения по площади в отдельных местах сменяются образованиями, сформировавшимися, по-видимому в условиях приледникового осадконакопления. Примером этому могут служить колонки 84-536 и 80-316 соответственно (рис. 3.9).
Гранулометрические анализы осадков данного ЛСК показывают, что тонкие ритмиты ленточной слоистости сложены алевроглинами (медиана от 0.0008 мм до 0.004 мм). Содержание глинистой фракции, составляет в среднем около 50% или чуть более, алевритовой от 10 до 30%, песчаной не превышает 20%. Являющиеся показателями параметров среды осадконакопления медиана и содержание частиц менее 0.01 мм и менее 0.001 мм, по разрезу ленточных глин практически не изменяются. В различных колонках эти значения несколько отличаются, что связано с латеральной изменчивостью условий осадконакопления в приледниковых озерах, которые располагались во впадинах сильно расчлененного ледникового рельефа, осложненных, кроме того, останцами тающего льда, являвшимися источниками осадочного материала, поступавшего в бассейны седиментации с разных сторон. В качестве примеров можно привести разрезы колонок 84-536 и 80-316. В колонке 84-536 Md=0.0008 мм, содержание частиц 0.01 мм - 85%, 0.001 мм - 45-63%. В колонке 80-316 Md=0.0025-0.004 мм, 0.01 мм - 65-75%, 0.001 мм - 21-34%. Важно подчеркнуть, что указанные параметры остаются постоянными на значительной мощности в каждом из разрезов. В первом случае ленточные глины откладывались в более спокойных условиях водоема, на больших глубинах. Это подтверждается также расчетами, произведенными по методике предложенной Б.Пеллетиером (Pelletier, 1973), который предложил использовать соотношение процентных содержаний алевритовой и глинистой фракций для фациального анализа осадков. В колонке 84-536 это соотношение составляет 0.22-0.24, а в колонке 80-316 оно составляет 0.39-0.61. Во втором случае гидродинамика была значительно более активной, что может указывать на меньшие глубины и близость к источнику осадочного материала (краю ледника).
Таким образом, анализ гранулометрических коэффициентов, соотношения алеврит/глина и формы кумулятивных кривых (рис. 3.10, 3.11) выявляет интересную особенность этих отложений - вверх по разрезу они практически не изменяются, в то время как по площади - сильно варьируются, что связано с условиями седиментации в приледниковых озерах. Этим же можно объяснить невыдержанность по площади ленточной слоистости.
Результаты анализа гранулометрических распределений песчаных отложений. Интерпретация данных
В ходе данной работы были предприняты попытки использования в целях фациального анализа ряда методов, описанных в главе 2.3. Построение генетических диафамм Р.Пассега, а также диаграмм в координатах Ma -So, Ma -Е, A-So не дали положительных результатов. Точки на диафаммах распределились хаотично (рис. 4.4,4.5,4.6). Таким образом, нами подтверждается вывод ряда авторов (гл.2.3.1) о неприменимости генетических диафамм для разделения отложений одной генетической группы на генетические типы.
Для всех образцов были построены кривые распределения, позволяющие определять тип распределения и выделять модальные фракции. В то же время, кривые распределения, в большей степени, чем кумулятивные кривые отражают индивидуальные особенности образца и маскируют, таким образом, наличие общих закономерностей.
Наилучшие результаты были получены при использовании для анализа фанулометрических распределений кумулятивных кривых, построенных по методу Вишера (Visher, 1969) в вероятностном масштабе. Было исследовано 250 гранулометрических распределений образцов песчаных осадков. Построенные кумулятивные кривые подразделяются на 5 основных типов и ряд подтипов.
Кумулятивные кривые первого типа - состоят из двух отрезков - (рис. 4.7а) с перегибом около точки с абсциссой 10 Ґ, что соответствует 0.1 мм. Ими описываются несортированные трехкомпонентные (крупно-мелко-средние, средне-мелкозернистые и мелко-крупно-среднезернистые) полимодальные осадки.
Второй тип кумулятивных кривых характеризуется резким крутым начальным отрезком и очень пологой частью в области тонких фракций. Разновидностью этого типа являются кривые 2Ь, в целом аналогичные 2а, но несколько усложненной формы в области средне-мелкозернистых песков (рис. 4.76, 4.8а). Кривые этого типа описывают грубо-крупно, крупно-грубо-и грубозернистые пески (2а) и средне-грубо-крупно и крупно-грубо-зернистые (2в).
Пески, описываемые 2 типом кумулятивных кривых, характеризуются хорошей-средней (2а, 2с) или плохой сортировкой. Это двух- или трехкомпонентные разновидности, в зависимости от характера исходного материала от грубо- и грубо-крупнозернистых (2а) до средне-крупнозернистых (2в) песков.
Эти кривые соответствуют описанным в литературе кумулятивным кривым Mi и Мг типа (по классификации Ван Анделя) (Andel van and Postma, 1954).
Кривые третьего типа обладают характерной формой (рис. 4.86), (кривые MF-типа по классификации Ван Анделя). Кривые этого типа описывают моно и бикомпонентные, одномодальные, хорошо сортированные пески от тонкозернистых до среднезернистых размерностей.
Кривые четвертого типа представляют собой субгоризонтальные прямые линии, и описывают распределения совершенно несортированных полимодальных, трехкомпонентных образований (рис. 4.9а). Они соответствуют В-типу по классификации Ван Анделя.
Кумулятивные кривые пятого типа представляют собой наклонные, близкие к прямым линии, обычно ограниченные в области тонких фракций (рис. 4.96). Кумулятивные кривые этого типа описывают одномодальные крупногрубозернистые осадки, с хорошей - средней степенью сортировки. По классификации Ван Анделя это кривые F-типа.
Гранулометрические коэффициенты для кривых всех типов приведены в табл. 4.4.
Анализ гранулометрических распределений по методике Вишера позволяет сделать ряд выводов о связи их с гидродинамикой среды седиментации.
Кривые 4 типа представляют собой гранулометрические распределения осадков, практически не испытавших процессов размыва и переотложения (по данным Лидера (Лидер, 1986) это осадки, не испытавшие в своем развитии стадии транспортировки). Обращает на себя внимание значительное содержание в этих осадках тонких фракций (15-20% частиц менее 0.01 мм).
Кривые 1 типа характеризуют, по-видимому, те же осадки, подвергающиеся в настоящее время слабо проявленным процессам подводного размыва. Это также трехкомпонентные, плохо сортированные пески, однако в них отмечается значительно меньшее содержание алевроглинистого материала (около 5 % частиц менее 0.01 мм).
Кривые 2 типа, по литературным данным, соответствуют осадкам, испытывающим процессы интенсивного размыва. В то же время усложненная форма большинства кривых указывает на разнообразие и разнонаправленность процессов, оказавших влияние на осадки, описываемые этим типом кривых, на различных этапах их развития.
Кривые 3 типа описывают наиболее хорошо сортированные осадки с четкой модой в области мелких и тонких фракций. Это указывает на интенсивное гидродинамическое воздействие на осадок. Как по литературным данным (Рыбалко, 1973), так и по данным автора (Рябчук, 2001), такие кривые описывают осадки приурезовой части и отложения пляжей, то есть конечные продукты дифференциации обломочного материала в прибрежной (волновой зоне). Кривые 5 типа, описывающие как правило одномодальные осадки с дефицитом в области тонких фракций, по литературным данным соответствуют потоковым отложениям.
При рассмотрении всех типов распределений обращает на себя внимание наличие точки перегиба в интервале около 0.1 мм, что по Вишеру является граничной размерностью между частицами, транспортируемыми водным потоком различными способами - перекатыванием (волочением) и сальтацией. Формы кривых гранулометрических распределений хорошо согласуются с литературными данными и, как показано далее, достаточно четко коррелируются с положением исследуемых осадков на батиметрическом профиле и гидродинамическими особенностями среды седиментации.
Анализ пространственного расположения песков, характеризующихся каждым из описанных типов кумулятивных кривых, показывает их четкую связь с формами рельефа и гидродинамическими условиями среды седиментации. Образцы, гранулометрические распределения которых описываются тем или иным типом кумулятивных кривых, четко группируются, очерчивая зоны воздействия на осадок тех или иных гидродинамических факторов (рис. 4.10).
Образцы, гранулометрические распределения которых описываются кумулятивными кривыми четвертого типа, располагаются, в основном, в подводных ложбинах и открытой части залива (глубже изобаты 20 м) (за исключением нескольких образцов, отобранных в непосредственной близости от берега или между островами). Пески этого типа залегают в зонах, недоступных воздействию волнений и течений, и лишь эпизодически затрагиваемых влияниями сильных штормов (рис. 4.10). Эти осадки представлены "реликтовыми" песчаными телами небольшой мощности (до 1 м), залегающими в непосредственной близости от зон современной бассейновой аккумуляции, сложенных алевроглинистыми осадками. По определению К.О.Эмери (Emery, 1968), реликтовыми называются осадки современного шельфа, образовавшиеся в результате деятельности волновых, абразионных, аллювиальных или гляциальных процессов на заключительной стадии плейстоценового оледенения на значительно меньших глубинах, чем они располагаются сегодня, и не имеющие таким образом, ничего общего современными условиями седиментации. В восточной части Финского залива образование "реликтовых" песков, по-видимому, происходило около 10 тыс. лет назад, в период наиболее низкого уровня воды в результате прорыва вод Балтийского ледникового озера (Рыбалко, 1985). Определить генезис этих осадков достаточно трудно, можно предположить, что в гораздо более активной, чем современная, гидродинамической среде происходил размыв песчанистых фаций ледниково-озерных отложений, что обусловило формирование маломощных плохо сортированных песчаных осадков.
Кривые четвертого типа соответствуют совершенно несортированным, полимодальным песчаным образованиям. В таких образцах отмечается значительное (15-20%) присутствие тонкозернистого материала (менее 0.01 мм), что указывает на отсутствие в настоящее время процессов размыва. Гистограммы и кривые распределения для этих осадков приведены на рис. 4.11, 4.12.
В отличие от этих осадков, реликтовые пески, описываемые первым типом кумулятивных кривых, частично затронуты процессами слабоинтенсивного подводного размыва. Они располагаются на меньших глубинах (рис. 4.10) (около 20 метров), где воздействие гидродинамики не достаточно активно для значительной переработки этих осадков, но оказывает на состав песков определенное влияние. Это также трехкомпонентные плохо сортированные пески, распределение из полимодального становится бимодальным. Обращает на себя внимание меньшее ( до 5-7%) содержание тонких фракций ( 0.01 мм). Форма кумулятивных кривых также указывает на вынос тонких фракций (начиная с тонкозернистых песков). Гистограммы и кривые распределения этих осадков показаны на рис. 4.13,4.14.
Осадки, описываемые кумулятивными кривыми второго типа, располагаются либо на подводных возвышенностях, либо вблизи берегов, в обоих случаях в непосредственной близости от залегающих выше грубообломочных отложений, которые бронирующим чехлом покрывают вершины подводных возвышенностей и подводные береговые склоны мысов. Эти осадки располагаются в настоящее время в зонах размыва, на их формирование оказывают влияние процессы разнообразного и разнонаправленного воздействия волн и течений. Степень переработки осадков крайне неоднородна. По-видимому, сложностью гидродинамического воздействия на осадок объясняются указанные выше различия между айв подтипами кривых этого типа
Изучение направлений перемещения осадочного материала в зонах предполагаемого гидротехнического строительства и добычи полезных ископаемых
Патриком Мак Лареном (1985) была предложена методика определения направлений траспортировки осадочного материала на основе анализа гранулометрических распределений осадка. Методика основана на многочисленных экспериментах, в результате которых были разработаны седиментологические модели (Мак Ларен, 1985). В то же время, она проста в применении, так как оперирует доступными всем литологам статистическими характеристиками (такими как среднее, стандартное отклонение и асимметрия). Им было произведено большое количество экспериментов по изучению процессов перемещения осадочного материала различной размерности в условиях потоков разной силы, построены функциональные зависимости (sediment transfer function), определены последовательные изменения гранулометрических распределений и статистических характеристик в процессе транспортировки осадка потоками низкой и высокой энергии. Далее Мак Лареном была предложена Методика использования модели в реальных условиях на основе статистических характеристик. Эксперименты показали, что в зависимости от режима потока возможны два варианта изменения статистических характеристик осадка в процессе транспортировки:
1. Осадок становится тоньше, лучше сортированным и асимметрия становится более отрицательной.
2. Осадок становится грубее, лучше сортированным, асимметрия положительнее (MacLaren, 1985).
Остальные варианты изменения гранулометрических коэффициентов не отвечают процессу транспортировки осадка. Значительное усложнение процесса в природе по сравнению с лабораторными условиями, по мнению Мак Ларена, учитывается статистическим характером модели (необходимо не менее 8-9 образцов, отобранных последовательно в направлении транспортировки материала, воздействие потока на осадок должно быть достаточно длительным и постоянным).
Наличие или отсутствие процесса транспортировки определяется по формуле: x - количество случаев изменения гранулометрических коэффициентов в соответствии с одним из двух описанных выше вариантов, отвечающих процессу транспортировки, р = 0.125 ( коэффициент вероятности равный одной восьмой, так как число возможных вариантов изменения трех параметров - среднего, сортировки и асимметрии - равно восьми), q=l-p=0.875. Направление транспортировки существует с уровнем значимости 0.05, если Z 1.645, и с уровнем значимости 0.01, если Z 2.33 (Spiegel, 1961). Данная модель бьша опробована Мак Лареном как на собственных данных, так и на данных ряда других исследователей. Кроме того, в литературе есть ссылки на успешное применение модели другими авторами.
Нами была предпринята попытка использования методики Мак Ларена для определения направления транспортировки песчаного материала в районе северного побережья восточной части Финского залива (от Березовых островов до мыса Песчаный).
В ходе были работы получены следующие результаты:
Район мыс Флотский - мыс Песчаный.
На этом участке параллельно берегу залива расположены карьеры, где на протяжении долгого времени производилась промышленная добыча песков. Толща песков слагает затопленную террасу с перепадом глубин около 10 метров (глубины 10-20), образовавшуюся в ходе регрессии Анцилового озера и начале литориновои трансгрессии. В настоящее время рельеф участка полностью изменен техногенными процессами. Большая часть террасы имеет грядовый рельеф. В зависимости от характера выработки карьера он представляет собой либо сплошную "траншею", либо имеет характерный пилообразный облик (Москаленко, 1989). В бережной части карьера располагается крутой склон, мористый край представляет собой современную аккумулятивную поверхность (глубины около 20 метров). Участок находится под воздействием ветров западного направления, береговой склон между берегом и уступом карьера подвержен воздействию волн, достигающих высоты 2.4-2.9 м. При ветрах западных румбов вдоль берега наблюдается стоковое течение р.Невы западного направления. По данным Л.К.Баркова (Барков, 1989; 1990) на мелководье здесь наблюдается поток наносов в восточном направлении.
В нашем распоряжении, к сожалению, не было достаточного количества анализов образцов прибрежных (5-10 м) осадков. Применение методики Мак Ларена для образцов, отобранных на дне песчаного карьера показало отсутствие определенного направления транспортировки осадочного материала. Измерения по мористому краю карьера (глубины 15-20 м) дали следующие результаты
Таким образом, можно сделать вывод о существовании потока транспортировки осадочного материала с уровнем значимости 0.01 в западном направлении вдоль берега залива, по мористой кромке песчаного карьера, на глубинах 15-20 м (рис. 4.23). Этот процесс можно объяснить воздействием стокового течения р.Невы, которое проходит в западном направлении вдоль северного берега залива, и в условиях поверхностного нагона воды в Невскую губу как бы «ныряет» на глубину.
Был исследован также район Стирсуденских банок, представляющих собой вытянутую вдоль северо-западного побережья залива подводную гряду длиной около 14 км (рис. 4.23). На основании произведенных здесь исследований, происхождение банки трактуется как флювиогляцильное (затопленный оз) (Спиридонов, 1989). Гребень банки имеет асимметричную форму с крутым северо-восточным и пологим юго-западным склонами. Большая часть гребня банки (выше изобаты 10 м) покрыта валунно-галечными образованиями. Ниже расположены плохо- и средне сортированные пески, склоны банки сложены преимущественно хорошо сортированными песками среднезернистой размерности.
Был произведен анализ возможных путей транспортировки осадочного материала. В направлении к берегу через западный край банок транспортировка отсутствует. Для восточного края банок были получены следующие результаты
Полученные данные указывают на то, что в этом случае преобладающего направления транспортировки нет. Первый вариант (осадок становится грубее, лучше сортирован, асимметрия положительнее) отмечен для противоположных направлений. Мак Ларен описывает аналогичные случаи, объясняя их переменными во времени, разнонаправленными процессами.
Пролив Бьеркезунд (рис. 4.23) расположен между островами Северный Березовый, Западный Березовый и Большой Березовый с одной стороны и берегом с другой стороны, протягиваясь с юго-востока на северо-запад. Донные отложения центральной части пролива (глубже изобаты 10 метров) представлены алевроглинистыми осадками, ближе к берегу и островам залегают пески, для которых и были произведены вычисления, показавшие наличие транспортировки осадочного материала
Имеющиеся результаты могут быть объяснены наличием стокового течения через пролив Бьеркезунд, возникающего при нагоне воды в мелководный Выборгский залив.
Анализ прибрежных песков (изобаты 5-6 метров) был произведен на участке от пролива Бьеркезунд до мыса Кюррениеми (рис.4.23). При этом установлено наличие потока наносов вдоль берега, в северо-восточном направлении.
Похожие диссертации на Литология верхненеоплейстоценовых и голоценовых отложений северо-восточной части Финского залива
