Упрощенная схема зональности кораллового рифа (слева направо): зона лагуны и рифового плато, тыловая часть рифа, водорослевый вал, волнолом, глубоководная часть рифа (эскарп).

Риф образуется при длительном развитии биогерма, когда он поднимается до уровня моря, и вокруг него при его росте и одновременном частичном разрушении возникают генетически связанные с ним осадки. Морфология рифов необычайно разнообразна, однако их объединяет то, что все настоящие рифы представляли и представляют собой сложную структуру, расположенную в освещенной зоне моря и способную к автотрофному созданию биологической продукции за счет фотосинтеза герматипных организмов. Характерными чертами настоящих рифов являются способность противостоять действию волн, отчетливая зональность в строении и наличие детритового шлейфа. Исключительную роль в развития рифовых структур имеет симбиоз рифостроящих организмов (прежде всего кораллов) с водорослями, имевший место и в геологическом прошлом. В геологическом разрезе риф представляет собой карбонатный массив, мощность которого всегда больше мощности одновозрастных отложений.

Схема строения рифа

Большой барьерный риф Австралии

Рифостроящие кораллы (Большой барьерный риф)

Небольшие орагногенные постройки (биогермы, биостромы, небольшие рифы) всегда связаны с мелководными участками шельфа, крупные рифы и системы рифов – с более глубоководными. Рифы могут формироваться на перегибе морского дна, при смене мелководных обстановок более глубоководными.

Коралловые рифы возникают в условиях нормальной солености, высокой среднегодовой температуры, хорошей освещенности и активной гидродинамики.

Фации глубоководного шельфа. Относительно глубоководные обстановки располагаются на внешнем краю шельфа от глубин 40–70 м до 130–200 м (реже до 300–500 м). Здесь отсутствует постоянное волнение, и взмучивание осадков происходит только во время сильных штормов. Донные течения неактивны и пространственно ограничены. Условия в придонном слое отличаются значительным постоянством.

Органический мир этой зоны специфичен и значительно обеднен. В его составе значительное место принадлежит планктонным и нектонным организмам.

Осадки глубоководного шельфа отличаются выдержанностью литологического состава и значительной протяженностью. Здесь развиты главным образом глинистые осадки, а песчано-алевритовые ограничены зонами течений. На глубоководном шельфе отлагаются также биогенные илы, образованные наннопланктоном (из них формируются пелитоморфные известняки); илы, образованные диатомеями и спикулами губок (они преобразуются в диатомиты, спонголиты, опоки, трепелы) и хемогенные осадки (хемогенный кальцит, фосфорит). В этой зоне нередко развиваются восстановительные условия, способствующие захоронению органического материала. Текстуры осадков правильнослоистые.

На перегибе шельфа к склону за счет воздействия динамики океана усиливается гидродинамическая активность придонных течений, что приводит к резкому огрубению осадочного материала. Среди организмов преобладают прикрепляющиеся фильтраторы. В тропических широтах развиваются рифы.

Фации континентального склона. Область континентального склона, простирающаяся от края континентальной ступени до глубин 2000–3000 м, характеризуется, прежде всего, резким падением глубин. Угол наклона здесь может быть очень велик (до 43º), однако обычно не превышает 4–12º.

В целом батиали (за исключением зон действия мутьевых потоков) свойственна очень слабая седиментация, это – нижняя граница терригенных отложений. Поступление растительного детрита с побережий очень мало, еле уловимы колебания температуры и солености, ничтожно малы и движения водных масс. Осадконакопление здесь определяется контрастностью рельефа, большими перепадами глубин, крутизной склонов, изменчивостью гидродинамического режима. В зонах с усиленным терригенным питанием, особенно у устьев крупных рек, формируются терригенные осадки, в тропических и субтропических широтах увеличивается количество карбонатных. Большое значение в этой зоне имеют различного вида гравитационные потоки, формирующие группу подводно-склоновых отложений (оползневые образования, гравититы, турбидиты, нефелоиды). Обломочный материал перемещается по каньонам, прорезающим склон, и отлагается на склонах и дне каньонов, а также выносится к устьям каньонов и образует у основания каньонов и на прилежащих равнинах глубоководные конусы выноса. Отложения в них меняются от грубых песков до тонких илов. Вне русел и конусов на склоне накапливается терригенный и планктоногенный ил (нефелоседиментация). Отложения мутьевых суспензионных потоков и нефелоилный ил часто переслаиваются.

Один из механизмов образования мутьевого потока

Турбидный поток (подводная съемка)

Схема действия мутьевого потока

Механоглифы – следы движения турбидного потока

Флишевые отложения (турбидиты)

У континентальных подножий развиты также контуриты – отложения так называемых контурных глубоководных течений, образующие гигантские аккумулятивные формы поводного рельефа. Контуриты представлены песчано-алеврито-глинистыми осадками с горизонтальной и волнисто-слоистой текстурой.

В условиях континентальных подножий и на плоских абиссальных равнинах в сложной гидродинамической обстановке формируются гемипелагические глины, известные как синий или голубой ил. Это глинистый (гидрослюдистый) слабоизвестковый осадок, содержащий около 10% планктонных известковых и кремнистых организмов, 1–2% органического вещества и аутигенные минералы (пирит и др.). Скорость накопления этих осадков гораздо выше, чем у обычных пелагических илов (см. ниже), значительно и их количество, но развиты они в более узкой зоне.

Фации активных окраин. Фациальные условия активных окраин сложнее. Во многом они подобны обстановкам приокеанических зон пассивных окраин, однако окраинные котловинные моря отличаются наличием отделяющих их от океанического бассейна барьеров – островных дуг, которые являются дополнительным источником обломочного и вулканогенного материала. Для окраинных котловинных морей характерна концентрическая зональность. В батиальной зоне развиты пески и боле грубообломочные отложения, ниже по склону – алевриты, а центральных, самых глубоких частях морей – глинистые илы. Доля карбонатных планктоногенных осадков невелика из-за больших глубин водоемов. В холодноводных бассейнах их место занимают кремнистые планктоногенные илы. В зонах активного подводного и наземного вулканизма (особенно на островодужном ограничении бассейнов) присутствует, а иногда и преобладает вулканогенный материал.

Островные дуги, располагающиеся на границе котловинных окраинных морей и открытого океана, представляют собой громадные, главным образом подводные сооружения. Подводные обстановки характеризуются здесь сложнорасчлененным контрастным рельефом и высокой гидродинамикой, что определяет большую пестроту фаций. Осадочный материал в этой зоне обломочный, грубозернистый (за счет посточнно растущих островов) и вулканогенный (здесь часты вулканогенно-терригенные турбидиты). В мелководных зонах теплого климата нередко развиваются карбонатные органогенные осадки и рифы. Образуются также биогенные илы (карбонатные в зонах теплого климата, кремнистые – в зонах холодного). Отлагаются и хемогенные осадки (обычно кремнистые).

В глубоководных желобах, примыкающих к островным дугам или континентальным горно-складчатым сооружениям наблюдается самая глубоководная ультраабиссальная фациальная обстановка. Это последние ловушки осадочного материала, поступающего с континента. Из-за громадной амплитуды и контрастности рельефа здесь обычны гравитационные процессы. В верхней части склонов отлагаются песчано-алевритовые осадки, ниже – гемипелагические, кремнисто-глинистые, туффитовые осадки и турбидиты. Фауна представлена бесскелетными бентосными и планктонными формами.