Шило Н.А. Учение о россыпях. Теория россыпеобразующих рудных формаций и россыпей
Подождите немного. Документ загружается.
IV
морснаМ
ПIIТОFЕНЕ3
11
РОССIIIПЕО&РА30ВАНIIЕ
15.
СУБМАРИННО
Е
РОССЫПЕОБР
А
ЗОВАНИ
Е
15.1.
Общие
замечания
Ч
итатель,
п
о
-видимому,
обратил
внимание
на то
что
анализ
россыпеобразования,
развивающегося
в
суб
ма
р
инных
условиях,
был
ограничен
рассмотрением
процессов
в
области
ли
торали,
где
динамика формирования
россыпей
более
или
менее
полно
изуче
на.
Г
еологические
о
с
о
бенности
месторождений
этой
зоны
позволяют
отно
сить
их
к
образованиям,
кото
р
ые
непосредственно
связаны
с
континенталь
ным
литогенезом.
Н
о
существуют
россыпи
различных
полезных
ископаемых,
которые
о
бнаруживаются
на
шель
ф
е
за
пределами
литорали.
Условия
их
об
разования
изучены
слабо
поэтому
оценка
масштабов
развития
такого
рода
месторождений
не
имеет
однозначного
решения.
О
дни
авторы
отрицают
воз
можность
присутствия
сколько-нибудь
интересных
промышленных
объектов
на
мелководном
шельфе,
другие,
напротив,
считают
шельфы
исключительно
интересной
и
перспективной
частью
акватории,
причем,
по
представлениям
некоторых
исследователей,
здесь
могут
быть
россыпи
широкого
спектра
по
лезных
ископаемых.
Данные,
полученные
в
настоящее
время
при
изучении
шельфов
различ
ных
морей,
позволяют
ответить
на
некоторые
вопросы
о
роли
собственно
морского
литогенеза
в
образовании
россыпей,
иногда
встречающихся
на
дос
таточном
удалении
от
берега
.
Задачу,
по-видимому,
можно
свести
к
выявле
нию
особенностей
осадкообразования,
обусловливающих
или
,
напротив,
полностью
исключающих
накопление
в
морских
отложениях
россыпеобра
зующих
минералов
до
уровня
промышленных
концентраций
.
О
чевидно,
что
не
которая
часть
минерального
вещества,
вовлеченного
под
влиянием
субаэральной
переработки
горных
пород
в
процесс
образова
ния
элювиальных,
делювиальных
(солифлюкционных),
аллювиальных
и
ли
торальных
отложений,
выносится
транзитными
водотоками
и
волноприбой
ной
деятельностью
за
пределы
литорали,
т.
е.
в
конечные
водоемы
стока.
Здесь
(включая
и
шельфы)
механогенез
резко
подавлен
и
фракционирование
осадка
происходит
в
пределах
той
размерности
зерен,
которая
позволила
ему
в
ходе
развития
континентального
литогенеза
мигрировать
в
моря
и
океаны.
430
Следовательно,
морской
литогенез,
в
сравнении
с
континентальным,
прежде
всего
отличается
тем,
что
в
конечных
водоемах
сноса
происходит
пассивное
отложение
минерального
вещества
в
соответствии
с
законом
Стокса
и
неза
висимо
от
того
,
представлено
ли
оно
породообразующими
минералами
с
оп
ределенной
константой
гипергенной
устойчивости.
Из
указанной
закономерности
следует,
что
качественные
особенности
э
тих
отложений
(включая
и
размерность
зерен)
в
известной
мере
унаследова
ны
от
континентального
литогенеза,
типы
которого
определяются
тектоно
геоморфологическими
условиями
континентального
породообразования
и
формирования
россыпей.
П
ри
этом
необходимо
учитывать
,
что
речь
идет
о
преобразующихся
в
субаэральных
условиях
минералах
с
низкой
константой
гипергенной
устойчивости
(в
эту
группу
ВХОдЯт
почти
все
породообразующие
минералы)
,
а
также
о
рудных
минералах
с
высокими
значениями
константы
гипергенной
устойчивости
,
которые
имели
в
коренных
источниках
размер
ность
,
позволяющую
мигрировать
в
морские
водоемы
,
или
подвергались
гра
нулометрической
трансформации
в
ходе
развития
континентального
литоге
не
з
а
.
Размерность
частиц
минералов
,
при
ни
мающих
участие
в
образовании
морских
отложений
(без
литорали)
,
как
известно
из
работ
Н
.
М.
Страхова
и
многих
других
авторов,
почти
всегда
меньше
0,1
мм
.
В
морских
водоемах
фракционный
состав
осадков
от
места
к
месту
ме
няется.
В
непрерывном
ряду
изменений
крупности
поступившего
в
море
ма
т
ериала
выделяются
два
типа:
алевритовый
(песчаный)
и
пелитовый
(гли
нистый)
.
Эти
отложения
независимо
от
того
,
имеют
ли они
полимиктовую
или
олигомиктовую
характеристику
,
отличаются
сложным
распределением
на
морском
дне
и
вместе
с
тем
в
целом
подчиняются
ясно
выраженной
зо
нальности
в
направлении
от
литорали
к
пелагической
части
водоема.
Одна
ко
эта
зональность
усложняется
или
вообще
нарушается
в
зависимости
от
того
,
какой
снос
преобладает
в
формировании
осадков
данного
водоема
:
ближний
или
дальний,
локальный
или
усредненный
множеством
водотоков
с
континента
.
Одна
из
важнейших
особенностей
морского
литогенеза
состоит
в
том
,
что
минеральное
вещество
,
поступающее
в
водоем
и
уже
прошедшее
стадию
субаэральной
д
ифференциации
,
при
выпадении
на
дно
последовательно
об
разует
слои
.
Их
состав
может
меняться
в
латеральном
направлении
в
соответ
ствии
с
формирующейся
в
данном
водоеме
зональностью
или
в
вертикальном
разрезе,
но
вслед
за
изменениями,
которые
происходят
в
континентальном
л
итогенезе
,
т.
е
.
на
суше.
Эти
изменения
в
очень
незначительной
степени
связаны
с
колебаниями
режима
самого
моря.
Следовательно
,
механизм
обра
з
ования
слоев
в
морском
водоеме
,
сохраняя
стохастический
характер,
отлича
ется
от
процессов
,
например
,
формирования
толщи
речным
потоком
или
происходящих
в
литорали
.
Эти
отличия
обусловлены
тем,
что,
во-первых,
подача
материала
осуществляется
при
неодинаковых
условиях
,
во-вторых
,
его
осаждение
в
морской
среде
происходит
при
совершенно
другом
,
чем
в
водо
токах
на
континенте
,
гидродинамическом
режиме
.
Законы
седиментации
морских
отложений
описываются
другим
классом
математических
задач.
431
Главнейшие
особенности
морского
осадкообразования
исключают
разви
тие
на
тех
или
иных
участках
дна
локальной
концентрации
рудных
минера
лов
с
высокой
константой
гипергенной
устойчивости.
Этому
препятствуют
несколько
причин.
В
о-первых,
большая
часть
рудного
вещества
особенно
минералы
с
высокой
плотностью,
в
ходе
переработки
горных
пород
на
кон
тинентах
и
в
процессе
дифференциации
кластогенного
материала
задержива
ется
на
суше
как
в
россыпях,
так
и
в
рассеянном
виде
в
различных
континен
тальных
отложениях.
В о-вторых,
какая-то
часть
рудного
вещества,
поступив
шая
в
морской
водоем,
характеризуется
такими
классами
гранулометриче
ского
состава,
равнопадаемость
зерен
которых
соответствует
равпопадаемости
породообразующих
минералов
алевритовой
или
пелитовой
части
осадка.
Эти
же
мелкие
классы
возникают
еще
на
континентах
как
за
счет
коренных
ис
точников
с
рудными
минералами
подобной
крупности,
так
и
за
счет
проис
ходившей
в
длительных
и
сложных
миграционных
процессах
на
суше
или
в
литорали
гранулометрической
трансформации
(в
частности,
коррозии)
рос
сыпеобразующцх
минералов.
Н
аконец,
физика
осадконакопления
в
морском
водоеме
вообще
исключает
дифференциацию
и
концентрацию
рудных
рос
сыпеобразующих
минералов
в
силу пассивности
процесса
отложения
мине
рального
вещества
и
образования
слоев.
И
менно
здесь
процесс
описывается
законом
Стокса,
совершенно
неприменимым
к
речным
водотокам
с
их
турбу
лентной
структурой
и
в
волноприбойной
зоне
литорали.
И
все
же
нельзя
уйти
от того
факта,
что
на
шельфах
встречаются
россы
пи
различных
полезных
ископаемых.
В
озникают
вопросы:
как
они
появи
лись?
К
акова
их
природа?
Я
вляются
ли
они
объектами,
которые
могут
слу
жить
базой
дальнейшего
развития
горной
промышленности?
Н
иже
я
попы
таюсь
дать
ответы
на
эти
вопросы
с
учетом
имеющихся
материалов
изучения
шельфов.
Н
о
при
этом
еще
раз
хочу подчеркнуть,
что
литораль,
россыпеобра
зование
на
которой
вполне
закономерный
по
гидродинамическим
условиям
процесс,
я
исключаю
из
зоны
типичного
морского
литогенеза;
в
этом
смысле
ее
нельзя
отождествлять
с
мористым
шельфом
как
это
ошибочно
делает
Н
.
М
.
Страхов
[l962J.
15.2.
Типы
шельфов
П
режде
чем
разобраться
с
процессами
россыпеобразования
на
шельфах
необходимо
рассмотреть
особенности
их
строения
и
развития
.
Совершенно
очевидно,
что
от
теКТони
t
lеской
природы
шельфовых
зон
зависят
многие
гео
логические
и
геоморфологические
явления,
в
том
числе
и
условия
формиро
вания
россыпей.
Следует,
однако,
заметить,
что
проблема
генезиса
шельфов
находится
в
начальной
стадии
разрешения,
ряд
ее
аспектов
трактуется
неод
нозначно,
а
подчас и
крайне
противоречиво.
П
ринято
считать,
что
шельфы
представляют
собой
некоторую
часть
су
ши,
затопленную
мелководным
морем.
Подобное
понимание
их
природы
по
зволяет
автоматически
переносить
на
мелководные
участки
акваторий
морей
и
океанов
все
особенности
эволюции
прибрежно-морской
зоны
суши
.
Это,
в
432
свою
очередь,
при
водит
к
оценкам
перспектив
открытия
россыпей
на
шель
фах,
сравнимым
с
оценками,
уместными
относительно
прибрежно-морской
зоны
.
Такой
подход
практически
отождествляет
литораль
с
шельфами,
как
бы
далеко
в
море
они
ни
простирались
и
каковы
бы
ни
были
геологические
ус
ловия
их
развития.
Если
даже
согласиться
с
подобной
трактовкой
,
то
все
же
необходимо
разделить
шельфы
на
две
зоны:
литоральную
и
мористую,
ибо
они
резко
отличаются
по
характеру
гидродинамических
процессов
и
сопря
женности
с
сушей,
по
типам
осадков
и
условиям
их
накопления
.
По
ряду
со
ображений,
изложенных
выше
(разд.
1,
11),
литораль
и
происходящие
на
ней
россыпеобразующие
процессы
рассмотрены
мною
в
связи
с
континенталь
ным
литогенезом
.
Исходя
из
этого,
я буду
далее
связывать
субаквальное
рос
сыпеобразование
только
с
мористым
шельфом,
ограничивающимся
конти
нентальным
уступом,
часто
(но
далеко
не
всегда
и
не
везде)
совпадающим
с
200-метровой
изобатой.
Вопросы
структурного
положения
шельфов
и
их
тектоническая
природа
рассматривались
Н.
П
.
Будниковым,
Ю
.
Я.
Ващиловым,
В.
В
.
Ивановым,
М
.
С.
Марковым,
.
ю.
М.
Пущаровским,
С.
М.
Тильманом,
Н
.
А.
Шило
и
др.
Перспективы
россыпной
металлоносности
служили
предметом
изучения
в
работах
П.
В.
Бабкина
,
В
.
А.
Биланенко
,
А
.
Г
.
Виносянца,
И.
С.
Грамберга
,
Б
.
Х.
Егизарова,
Р
.
О.
Радкевича
,
О
.
Х
.
Цопанова
,
Н
.
А
.
Шило,
К
.
В.
Яблоко
ва
и
др
.
Итоги
исследований
этих
авторов,
как
и
других
ученых
,
обсуждались
на
представительных
координационных
совещаниях
по
изучению
шельфовых
з
он
дальневосточных
и
восточноарктических
морей
как
источников
мине
рального
сырья
(в
Хабаровске
в
1972
г.
и
в
Южно
-
Сахалинске
в
1977
г
.
)
.
С
моей
точки
зрения
,
шельфы
восточноарктических
и
дальневосточных
мо
рей,
отличающиеся
сложным
и
неоднородным
строением,
являются
теми
объектами,
на
анализе
которых
могут
быть
раскрыты
главнейшие
закономер
ности
развития
шельфовых
зон
вообще
.
Весь
накопившийся
к
настоящему
времени
материал
позволяет
полагать
,
что
шельфовые
зоны
различаются по
тектоническому
положению
обладают
различной
природой
и
развиваются
по
разному
плану.
Действительно
,
если
даже
рассматривать
шельфы
в
общем
виде
,
то
легко
обнаружить
,
что
погружение
какого-то
участка
суши
под
уровень
моря
может
после
д
овать
в
результате
двух
причин
.
Во-первых,
суша
периодически
по
крывается
морем
при
изменении
его
уровня
,
во-вторых,
формирование
шельфов
чаще
всего
обязано
тектоническим
движениям.
В
первом
случае
погружение
суши
под
уровень
моря
происходит
при
эвстатическом
(гляцио
э
встатическом)
колебании
уровня океана
,
причем
как
только
восстанавлива
ется
прежний
уровень,
суша
освобождается
от
воды
.
Формирование
такого
шельфа
скорее
всего
связано
с
климатическими
флюктуациями
и
непосредст
венно обусловлено
экзогенными
факторами
.
Во
втором
случае,
когда
конти
нентальные
окраины
оказываются
погруженными
под
уровень
океана
в
связи
с
существенными
структурными
перестройками
земной
коры
,
первостепен
ную
роль
играют
мантийные
процессы,
а
также
раскрытие
и
растяжение
зем
ной
коры
вплоть
.
до
образования
глубоководных
котловин
.
433
При
эвстатическом
колебании
морей
обычно
формируются
мелководные
подводные
равнины
или
местами
расчлененные
водотоками
днища
этих мо
рей
.
Такие
участки
сохраняют
все
качества,
присущие
приморским
низмен
ностям
,
и
обладают
идентичным
с
прилегающей
сушей
континентальным
типом
строения
земной
коры
.
Подобные
элементы
морского
дна
я
бы
назвал
nсевдОUlельфами
.
Они
легко
распознаются
с
помощью
палеоклиматического
и
палеогеоморфологического
анализов,
дающих
возможности
для
реконструк
ции
особенностей
,
направленности
и
темпа
экзоморфогенеза
.
В
противоположность
псевдошельфам
,
в
результате
тектонических
пре
образований
возникают
структурные
формы
дна
мелководных
морей
-в
бук
вальном
смысле
слова
истинные
шельфы
.
Но
и
среди
них
следует
ра
зличать
две категории
:
пассивные
и
активные
шельфы
.
Шельфы
,
например
,
восточ
ноарктических
морей
принадлежат
к
пассивным
,
дальневосточных
-
в
ос
новном
к
активным,
или
мобильным
.
Пассивные
Ulельфы
широки,
слабо
покороблены,
полого
наклонены
в
сторону
глубоководных
котловин
.
Они
осложнены
изометричными
прогиба
ми
и
впадинами,
разделенными
подводными
и
надводными
поднятиями.
Ха
рактеризуются
относительно
слабой
тектонической
динамичностью,
лишь
местами
устанавливаются
рифтовые
зоны,
находящиеся
в
начальной
стадии
раскрытия
коры.
Отдельные
впадины
и
прогибы
,
например
Новосибирская
впадина
,
прогиб
Лонга,
заполнены
неоген-четвертичными
преимущественно
терригенными
и
молассовидными
отложениями,
достигаюшими
з
начите
ль
ной
мощности
.
По
геолого-геофизическим
данным,
в
пределах
пассивных
шельфов
обнаруживаются
участки,
покрытые
маломощным
чехлом
и
играю
шие
роль
«срединных
массивов»,
примером
которых
может
служить
Лаптев
ский
массив
.
Земная
кора
пассивных
шельфов
обладает
континентальным
типом
строения
,
но
,
в
отличие
от
псевдошельфов
,
здесь
гранитный
слой
более
утонченный,
в
целом
мощность
коры
не
превышает
25-30
км.
Ограничениями
пассивных
шельфов
служат
материковые
уступы
знач
и
тельной
протяженности
,
предстаВЛЯlOщие
собой
тектонические
уступы
,
где
происходит
резкое
выполаживание
гранитного
слоя,
или
пологонаклоненные
склоны
с
постепенно
исчезающим
гранитным
слоем
1О
.
Разные
типы
матери
ковых
уступов
хорошо
распознаются
по
характеру
изобат:
в
первом
случае
они
компактны
,
сближены
,
во
втором
-
распадаlOщиеся
,
расплывчатые
с
извилистыми
ограничениями
.
Геоморфологическое
выражение
ра
зных
типов
материковых
склонов
находит
отражени
е
в
геофизических
аномалиях:
зоны
резкого
выклинивания
гранитного
слоя
совпадаI9Т
с
большими
градиентными
перепадами
аномалий
силы
тяжести;
при
плавном
исчезновении
гранитного
слоя
картина
противоположная.
10
Вопрос
О
базификации
или
переработке
континентмьной
коры
в
океаническую
требует
спец
иал.ьного
анализа
.
Этот
процесс
,
как
и
вьщеление
континентальной
и
океанИ'lеской
коры
,
ставится
под
серьезное
сомнение
.
Оговорк
а
сделана
в
связи
с
новыми
представлениями
о
вре
мени
образования
Тихого
океана
и
окраинных
морей
,
по
-
видимому
,
не
существовавших
в
до
меловое
время
.
-
Н
.
Ш
.
434
Активные
шельфовые
зоны
располагаются
в
пределах
современного
око
лообрамляющего
подвижного
пояса
.
Различные
его
зоны
находятся,
как
из
вестно
,
на
разных
уровнях
развития:
одни
пребывают
в
орогенном
состоянии,
другие
-
в
стадии
зрелого
морского
осадконакопления
и
вулканизма
,
тре
тьи
-
в
океанической
стадии
.
Соответственно пояс
в
целом
включает
различ
ные
типы
строения
земной
коры
-
от
субконтинентальной
до
субокеаниче
ской
и
даже
океанической.
Активные
шельфы
дальневосточных
морей
продолжаются
до
значитель
но
больших
глубин,
чем
пассивные.
В
их
строении
принимают
участие
тер
ригенные
,
граувакковые
,
турбидитные,
кремнистые,
молассовые
и
вулкано
генные
формации,
на
отдельных
участках
(Беринговоморский
глубоководный
шельф)
мощность
шельфовых
комплексов
достигает
6000
м
и
более.
Отложе
ния
выполняют
узкие
линейные
и
протяженные
прогибы,
разделенные
под
нятиями
.
Встречаются
и
другие
типы
структур
активных
шельфовых
зон
,
характе
ризующиеся
значительно
более
сложным
сочетанием
линейных
прогибов,
рифтовых
зон
впадин,
разделенных
линейными
и
изометричными
подня
тиями
.
Такая
картина
свойственна
,
например,
Охотоморскому
шельфу
,
где
Дерюгинский
рифт
и
прогибы
(Северо-Охотский
,
Шелиховский,
Кашеваро
ва
,
Пегас
и
др.)
сочетаются
с
впадиной
ТИНРО
,
поднятием
Академии
Наук
и
Охотским
сводом.
Шельфовые
комплексы
прогибов
и
впадин
нередко
находят
продолже
ние
на
суше,
где
они
,
как
правило,
представлены
молассовыми отложениями
или
вулканитами
континентального
происхождения.
Переход морских
отло
жений
в
прибрежно-континентальные
(литоральные)
и
континентальные
происходит
путем
вклинивания
одних
горизонтов
в
другие
в
виде
«языков
»
или
«
перьев
».
Такие
соотношения
известны
между континентальными
нео
ген
-
четвертичными
отложениями
Хатырского
прогиба
Корякского
нагорья
и
морскими
впадинами
Наварина
на
Беринговоморском
шельфе;
сходная
об
становка
выявляется
и
в
прибрежной
полосе
:
Шелиховский
прогиб
Охотского
моря
-
Пенжинско-Анадырская
зона и т
.
Д.
Земная
кора
активных
шельфовых
зон
принадлежит
к
субконтиненталь
ному
типу.
В
них
мощность
«гранитного» слоя
меньше
по
сравнению
с
«
ба
з
альтовым
»,
исключая
площади
,
пре
д
ставляющие
собой
фрагменты
или
«
от
торженцы
»
сиалического
субстрата
.
Материкрвые
уступы
,
ограничивающие
активные
шельфы
,
обычно
отно
сительно
короткие
и
разорванные.
Одни
представляют
собой
з
оны
резкого
выклинивания
гранитного
слоя
за
которыми
сразу
начинаются
пелагические
котловины
,
в
других
случаях
ограничениями
шельфовых
зон
служат
борта
глубоководных
впадин
.
Выше
упоминалось
,
что
возникновение
истинных
шельфов
так
или
ина
че
связано
с
растяжением
земной
коры
.
Иногда
ее
раскрытие
заходит
на
столько
глубоко
,
что
может
привести
к
резкому
утончению
или
уничтожению
гранитного
слоя.
В
таких
случаях
от
шельфовых
зон
остаются
лишь
отдель
ные
узкие
площадки
,
уступы
,
небольшие
по
размерам
участки,
окруженные
435
глубоководными
впадинами.
Так
случилось
в
Я
понском
море,
где
в
результа
те
тектонической
деструкции
от
шельфа
сохранилась
лишь
узкая
полоса
ши
риной
50-80
км,
окаймляющая
Ю
жное
П
риморье
и
Корейский
полуостров.
В
чем
же
причина
образования
пассивных
и
активных
шельфовых
зон?
Анализ
тектоники
Востока
Азии,
дальневосточных
и
арктических
морей
убеждает, что
в
зависимости
от
характера
структур
основания
формируются
различные
по
своей
тектонической
динамичности
шельфы.
П
ассивные
шельфы
арктической
части
Азии
и
Берингова
моря
покры
вают
дорифейскую
зрелую
континентальную
кору
.
К
началу
рифея
на
об
ширной
площади
Арктического
бассейна
возник
крупнейший
континенталь
ный
массив,
который
в
течение
всей
фанерозойской
истории
не
испытывал
существенных
преобразованиЙ.
В
палеозое
и
мезозое
здесь
господствовало
шельфовое
осадконакоnление
и
формировались
типичные
миогеосинкли
нальные,
а
местами
и
квазиnлатформенные
комплексы
.
В
середине
мелового
периода
они
подверглись
складчатости,
сопровождавшейся
образованием
мо
ласс
и
относительно
слабой
магматической
деятельностью.
В
позднем
мелу
и
кайнозое
в
связи
с
раскрытием
коры
в
П
олярном
бассейне
возникли
глубо
ководные
впадины,
соединявшиеся
через
материковые
уступы
с
шельфами
.
Следовательно
,
современный
Арктический
шельф
является
вторичным
тек
тоническим
образованием
,
наложенным
на
дорифейский
сиалИ<Iеский
суб
страт
.
Совершенно
очевидно
,
что
в
подобных
тектонических
условиях
совре
менное
шельфовое
осадконакопление
и
структуры
шельфа
не
могут
обладать
высокой
контрастностью
и
динамичностью
,
поэтому
они
приобрели
свойства
стабильных
структур
.
Активные
шельфовые
зоны,
прилежащие
к
Корякскому
нагорью
,
Саха
лину
и
Камчатке
возникли
и
развились
в
иных
условиях
.
Здесь
формирова
ние
континентальной
коры
не
было
завершено
.
В
отличие
от
мезо
з
ойских
складчатых
областей,
тем
более
от
областей
дорифейской
складчатости
,
в
на
званных
районах
отсутствуют
калиевый
гранитный
магматизм,
неизвестны
обширные
проявления
наземного
вулканизма,
подобного
вулканизму
в
вул
канических
поясах,
не
наступила
эпоха
формирования
верхних
моласс
.
Ш
ельфовое
осадконакопление
в
дальневосточных
краевых
морях
по
сути
де
ла
есть
продолжение
геосинклинального
процесса.
15
.3.
Ше
л
ьФовые
россыпи
В
развитии
мористого
шельфа
разных
структурно-тектонических
зон
имеются
существенные
различия.
Эти
шельфовые
зоны,
следовательно
не
являются
безликими,
как
полагает,
например
,
И
.
К.
Туезов
ошибочно
счи
тавший
их
инертными
поверхностями,
подвергшимися
случайному
затопл
е
нию
.
Напротив,
индивидуальные
черты
псевдошельфов
активных
и
пассив
ных
истинных
шельфов
,
их
связь
с
процессами
преобразования
земной
коры
в
зоне
перехода
от
континента
к
океану
находят
непосредственное
отражение
и
в
закономерностях
размещения
россыпей,
их
геологических
и
минералоги-
436
ческих
особенностях.
С
учетом
сказанного
уместно
рассмотреть
россыпи
суб
аквальной
зоны
(мористого
шельфа).
Россыпи
nсевдошельфов
Псевдошельфы
-
это
недолго
живущие
структуры.
О
ни
возникают
толь
ко
в
том
случае,
если
при
изменении
уровня
море
наступает
на
равнину.
При
этом
небольшие
участки
речных
долин
или
межгорных
впадин
прибрежной
зоны
могуг
затапливаться.
Подобные
явления
встречаются,
например,
в
при
брежной
части
Анадырского
залива,
где
некоторые
д
олины
впадающих
в за
лив
небольших
pe'leK
выполнены
среднечетвертичными
морскими
глинами,
вдающимися
в
сушу
в
виде
языков
далеко
от
береговой
линии
.
Иные
формы
рельефа
-
горные
массивы,
отдельные
хребты,
приподнятые
плато
и
другие
положительные
морфоструктурные
элементы
-
не
могуг
быть
затоплены
вследствие
обычно
незначительного
изменения
при
эвстатических
колебани
ях
уровня
вод
в
океанических
бассейнах
.
Очевидно
,
что
в
таких
зонах
в
эпохи
формирования
псевдошельфов
ли
торальное
россыпеобразование
замедлено
или
вообще
подавлено
.
Поступаю
щий
с
суши
обломочный
материал
подвергается
слабой
переработке,
отсутст
вует
его
сортировка
.
Долины
водных
потоков
обычно
характеризуются
за
трудненным
стоком,
сопровождающимся
образованием
гравийно-галечных
кос,
рано
или
поздно
погружающихся
под
уровень
моря.
Затапливаемый
в
периоды
подъема
уровня
моря
металлоносный
материал
отличается
слабой
концентрацией
полезнь~
ископаемь~.
Формирование
псевдошельфов,
обычно
не
сопровождающееся
пере
стройкой
земной
коры,
происходит
при
сохранении
уже
выработанных
эро
;зионных
форм
рельефа
.
На
равнинах
это
речные
долины
со
всеми
их
элемен
тами,
небольшие
озерные
впадины
и
т.
д.
Они
легко
просматриваются
на
мелководье,
так как
не
деформируются
и
не
;закрываются
морскими
отложе
ниями,
хотя
иногда
перекрываются
литоральными
грубообломочными
осад
ками
или
ледниковыми
и
флювиогляциальными
образованиями
.
Поэтому
понятно,
что
если
произошло
погружение
уже
сформировавшихся
на
суше
аллювиальных
(долинных
или
террасовых)
россыпей
или
месторождений
иных
генетических
типов,
то
они
в
течение
всего
периода
наступания
моря
не
подвергаются
деструкции,
сохраняются
под
водой
в
пределах
мористого
шельфа
и
могуг
быть
разведаны
и
отработаны.
Россыпи
исmи,нных
пассивных
шельфов
Обстановка
развития
истиннь~
пассивных
шельфов
во
многом
сходна
с
условиями
образования
псевдошельфов.
Однако
между
ними
существует
и
принципиальная
разница,
обусловленная
тем,
что
возникновение
пассивнь~
шельфов
связано
с
процессами
структурной
перестройки
земной
коры,
кото
рые,
как
бы
слабо
ни
проявлялись,
все
же
просматриваются
и
внешне
-
в
сла
бом
короблении
равниннь~
поверхностей
,
погружающихся
под
уровень
моря.
437
Динамичность
развития
литоральных
процессов
на
разных
участках
бе
реговой
линии
различна.
В
одних
случаях
активно
проявляются
процессы
переработки
и
сортировки
обломочного
материала,
что
приводит
к
образова
нию
достаточно
богатых
литоральных
россыпей,
которые,
даже
будучи
скры
ты
морем,
могут
представлять
значительный
интерес
как
«морские
россыпи».
Классическими
примерами
подобных
образований
могут
служить
Сундский
шельф,
морские
оловоносные
россыпи
которого
с
успехом
эксплуатируют
Таиланд
,
Малайзия
и
Индонезия,
и
Атлантический
шельф
Африки.
В
других
случаях
литоральное
россыпеобразование,
напротив,
подавляется,
поэтому
скрывающиеся
под
уровень
моря
прибрежные
кластогеt-/ные
отложения
ли
шены
металлоносности,
даже
если
они
питались
за
счет
материала
рудных
полей
или
провинций.
В
этом
случае
процессы
рассеивания
рудного
вещества
преобладают
над
его
концентрацией.
Ги
дрографическая
сеть,
погружающаяся
под
уровень
моря,
при
форми
ровании
пассивных
шельфов,
хотя
и
в
слабой
степени,
на
отдельных
участках
подвергается
деформации.
Это
может
приводить
в
одних
случаях
к
ее
пере
крытию
морскими
отложениями,
как
правило
незначительной
мощности
,
в
других
-
она
разрушается
донными
течениями
хотя
внешне
эти
изменения
и
мало
выражены.
Н
есмотря
на
преобразования
дна,
характерные
для
пассивных
шельфов,
сходство
между
россыпной
металлоносностью
псевдошельфов
и
пассивных
шельфов
служит
основной
причиной
затруднений
в
определении
шельфов
и
ведет
к
недоучету
некоторых
деталей,
позволяющих
различать
генетическую
сущность
тех
и
других.
Это,
в
свою
очередь,
может
привести
к
ошибочным
оценкам
отдельных
участков
пассивных
шельфов.
Россыпи
ucmUllllЫX
акmивllЫХ
шельфов
Обра
зование
активных
шельфов
-
процесс,
сопровождающийся
не
толь
ко
существенной
перестройкой
внутренней
структуры
земной
коры,
погру
жающихся
под
уровень
моря
участков
суши,
но
и
динамической
деформаци
ей
внешних
форм
рельефа.
П
ри
этом,
как
было
отмечено,
возникают
линей
ные
прогибы,
в
которых
накапливаются
существенно
морские
отложения
значительной
мощности.
Такие
шельфы
обычно
формируются
в
зонах
остро
водужных
структур
или
приматериковых
окраинных
морей,
примером
чего
может
служить
северная
часть
Охотского
моря
.
В
осадках
прогибов
сущест
венную
роль
играет
вулканогенный
материал,
перемежающийся
с
мощными
слоями
глинистых
отложений,
нередко
сильно
обогащенных
органическими
веществами.
Активный
процесс
обра
зования
таких
шельфов
не
только
подавляет
ли
торальное
россыпеобразование
(хотя
в
отдельных
благоприятных
случаях
оно
может
и
иметь
место),
но
и
сопровождается
разрушением
уже
созданных
в
субаэральных
условиях
россыпей
различных
полезных
ископаемых.
Все
это
необходимо
учитывать
при
оценках
подобных
шельфов
на
твердые
полезные
ископаемые.
438
15.4.
ОсобеНtЮС
ТИ
минерало
г
и~
россыпей
с
у
бмаРИНJlО
Й
з
оны
Минералогия
россыпей
псевдошельфов
и
пассивных
шельфов
в
основ
ном
отражает
KaqeCTBeHHble
особенности
и
количественное
содержание
веще
ственного
состава
месторождений
субмаринной
зоны
.
К
этим
шельфам,
веро
ятно
,
полностью
применим
принцип
общности
их
геоморфологиqеского
раз
вития
и
развития
прилегающих
частей
суши
.
Однако
динамика
изменения
рельефа
затопленных
мелководным
морем
поверхностей
выражена
не
так
яр
ко
,
поэтому
прослеживание
минеральных
ассоциаций
с
суши
на
шельфы
особенно
если на
шельфе
сохраняются
экзогенные
формы,
является
наиболее
надежным
способом
изучения
и
интерпретации вещественного
состава
рос
сыпей
субмаринной
зоны.
Разумеется,
в
данном
случае,
как
и
на
суше,
важна
роль
россыпеобра
зующих формаций
.
Только
при
учете
их
особенностей
правомерно
сопостав
ление
минеральных
ассоциаций
суши
и
шельфа.
Если
недоучитывать
этот
фактор
,
то
можно
прийти
к
ошибочным
заклюqениям,
как
это
случилось,
например
,
с
Б
.
х
.
Егизаровым
,
оценившим
в
KaqeCTBe
перспективных
те
уча
стки
шельфов
,
которые
сформировались
на
отдельных
звеньях
вулканоген
ного
пояса
,
для
которого
золоторудные
россыпеобразующие
формации
со
вершенно
не
характерны
.
Близкими
характеристиками
обладают
и
оловоруд
ные
месторождения
и
рудопроявления
вулканогенного
пояса
.
Необходимо
также
иметь
в
виду,
что,
несмотря
на
сопоставимость
мине
рального
состава
сходных
в
структурном
отношении
ближней
к
морю
суши
и
мористого
шельфа
все
же
недолгая
субаквальная
история
вещества
влечет
за
собой
перестройку
соотношения
в
нем
унаследованных
от
экзогенной
(суб
аэральной)
истории
компонентов
.
Многие
минералы
как
породообразующей
,
так
и
рудной
части,
попадая
в
щелоqную
среду
моря,
подвергаются
разруше
нию
и
вместо
них
образуются
новые
минералы,
хотя
в
этот
процесс
кроме
янтаря
и
некоторых
других
вовлекаются
опять-таки
только
минералы
с
низ
кой
константой
гипергенной
устойчивости.
Так
пожалуй
,
при
образовании
всех
типов
шельфов
вещественный
со
став
элювиально-делювиальных
и
аллювиальных
россыпей
,
уходящих
под
уровень
моря
,
подвергается
в
литоральной
зоне
существенной,
хотя
и
неоди
наковой
переработке.
Здесь
возможна
дополнительная
трансформация
кла
стогенного
материала
удаление
мелкой
фракции
в
мористую
зону
шельфа.
В
ходе
развития
э
тих
процессов
происходит
дополнительная
дифференциация
минерального
вещества
и
накопление
в
косах
барах
,
на
пляжах
тяжелой
фракции
образующей
наиболее
характерные
для
подобных
ситуаций
россы
пи
:
магнетит-ильменитовые
,
циркониевые,
касситеритовые
,
шеелитовые
,
мо
нацитовые
и
др
.
Деформируемый
таким
образом
минеральный
состав
суб
аэральных
россыпей
затем
постепенно
уходит
дальше
в
мористый
шельф
.
Ха
рактер
подобных
изменений
хорошо
иллюстрируют
алмазоносные
отложения
Атлантического
побережья
Африки
(устье
р.
Оранжевой)
.
Здесь
,
по
данным
В
.
С.
Трофимова
[1967]
некоторые
параметры
россы
пей
изменяются
в
зависимости
от
их
положения
относительно
различных
439