Осадконакопление в морях и океанах

В морях и океанах накапливаются различные осадки, которые по происхождению можно разделить на следующие группы:

· терригенные, образующиеся за счет накопления продуктов механического разрушения горных пород;

· биогенные, формирующиеся за счёт жизнедеятельности и отмирания организмов;

· хемогенные, связанные с выпадением из морской воды;

· вулканогенные, накапливающиеся в результате подводных извержений и за счёт принесённых с суши продуктов извержений;

· полигенные, т.е. смешанные осадки, образующиеся за счёт материала разного происхождения.

В целом, вещественный состав донных осадков определяется следующими факторами:

· глубиной области осадконакопления и рельефом дна;

· гидродинамическими условиями (наличием течений, влиянием волновой деятельности);

· характером поставляемого осадочного материала (определяемого климатической зональностью и удалённостью от континентов);

· биологической продуктивностью;

· вулканизмом и гидротермальной деятельностью.

Одним из определяющих факторов является глубина, позволяющая выделять несколько зон, отличающихся особенностями осадконакопления. Литораль - пограничная полоса между сушей и морем, регулярно затопляемая во время прилива и осушаемая при отливе. Литораль представляет собой зону морского дна, расположенную между уровнями самого высокого прилива и самого низкого отлива. Неритовая зона соответствует глубинам шельфа. Батиальная зона примерно соответствует области континентального склона и подножия и глубинам 200 – 2500 м. Эта зона характеризуется следующими экологическими условиями: значительное давление, почти полное отсутствие света, незначительные сезонные колебания температуры и плотности воды; в составе органического мира преобладают представители зообентоса и рыбы, растительный мир весьма беден из-за отсутствия света. Абиссальная зона соответствует морским глубинам более 2500 м, что отвечает глубоководным котловинам. Воды этой зоны характеризуются относительно слабой подвижностью, постоянно низкой температурой (1-2⁰C, в полярных областях ниже 0⁰C), постоянной солёностью; здесь полностью отсутствует солнечный свет и достигаются огромные давления, что определяют своеобразие и бедность органического мира. Участки, глубиной более 6000 м обычно выделяют как ультраабиссальные зоны, соответствующие наиболее глубоким участкам котловин и глубоководным желобам.

Осадконакопление в литоральной зоне

Для зоны литорали характерны осадки непосредственно связанные с береговой зоной, в зависимости от строения которой они быстро изменяются про простиранию. У абразионных берегов формируются терригенные отложения (от глыб до песков); для аккумулятивных берегов типичны песчаные и галечные пляжи. На низменных побережьях, затопляемых во время наиболее высоких приливов или нагонов морской воды, образуются марши - болотистые, заросшие травой луга, сложенные илистыми или песчано-илистыми наносами, на которых формируются богатые гумусом почвы. Части плоских низменных морских побережий, ежедневно заливаемые морем во время приливов и освобождающиеся от морской воды во время отливов, сложенные илистыми отложениями, называются ватты. Осадок приносится на ватты приливной водой и отлагается в результате уменьшения скорости течения. Обычно приливное течение, более сильное, отлагает более грубозернистый материал, отливное – более тонкие осадки. Это создаёт характерное для ватт чередование материала разного состава, обычно песчано-алевритового и алевритово-глинистого. В тропиках на берегах, затопляемых приливами, образуются мангровые заросли.

Осадконакопление на шельфах

Терригенный материал поступает на шельфы главным образом за счёт приноса аллювиального материала (до 90% материала, приносимого с континентов в Мировой Океан), за счёт абразии, эолового, ледникового и айсбергового разноса. Роль биогенного материала определяется климатической зональностью: в гумидных тропических областях его вклад составляет более 50%, в холодных водах Арктики – менее 5%. При этом в холодной и умеренной зоне преобладают известняки-ракушечники (в холодных водах – кремнистые диатомовые илы); в экваториальной и тропической зонах – коралловые и кораллово-водорослевые рифы. Хемогенные отложения (соли, карбонаты) формируются в заливах и лагунах аридных областей.

Современные шельфы представляют собой зоны транзита материала, по которым материал перемещается с континентов к континентальному подножию.

При переходе от шельфа к континентальному склону резко увеличивается содержание тонкозернистого материала (размером менее 0,05 мм) из-за уменьшения скорости течений. У бровки шельфа образуются «облака мути», представляющие собой взвесь тонкозернистого материала, медленно осаждающегося на дно.

Осадконакопление на континентальном склоне и подножии

В этих зонах глинистые осадки покрывают около 60% поверхности, пески 25%, биогенные осадки 5%, выходы коренных пород занимают около 10% площади. Таким образом, преобладает тонкозернистый терригенный материал, поступающий с шельфа. Специфика осадконакопления определяется наличием уклона, способствующего образованию мутьевых потоков (называемых турбидитные потоки), перемещающих вниз по склону огромные массы материала. Часто турбидитные потоки тяготеют к подводным каньонам, являющимся продолжением речных долин или связанным с зонами разломов. Турбидитные потоки образуют у подножья континентального склона огромные подводные конусы выноса или фены, покрывающие и прилегающую область абиссальных котловин. С турбидитными потоками связано образование специфичных отложений – турбидитов, характеризующихся гравитационной слоистостью. Такая слоистость образуется при последовательном выпадении всё более и более мелких частиц. Материал каждого турбидитного потока в основании будет представлен наиболее крупными (галечно-песчаными) частицами, в верхней части наиболее тонкими глинистыми частицами, образуя один ритм (или цикл Боума). Во время следующего турбидитного потока образуется новый ритм, отложения которого перекрывают предыдущий. Цикл может повторяться сотни тысяч раз, в результате чего образуется толща пород с многократно повторяющимися ритмами. Строение ритма, формирующегося за счёт выпадения материала из турбидитного потока, отражено на рисунке.

Древний аналог турбидитных толщ называют флиш. Такие толщи характерны для отложений пассивных континентальных окраин.

Для флишевых и батиальных отложений активных окраин характерно присутствие в составе толщ вулканогенного материала.

За пределы глубин более 3000 км, в абиссальную область, поступает лишь 7,8% твёрдого стока. Обломочный и глинистый материал накапливается преимущественно в устьях рек (93% частиц твёрдого речного стока и 40% растворенных веществ) и у подножия континентального склона. Эти области рассматриваются в качестве глобальных уровней окраинно-континентальной лавинной седиментации (третьей областью являются глубоководные желоба, приуроченные к окраинам активного типа). При этом эти два уровня лавинной седиментации связаны – материал, отложенный на границе река – море перемещается по континентальному склону к его подножию.

Осадконакопление в абиссальной зоне

Осадконакопление в глубоководной области океанов существенно отличается от осадконакопления в пределах областей развития континентальной коры. Отметим некоторые особенности.

1. Резко ограниченное поступление терригенного материала, связанное с его осаждением в областях окраинно-континентальной седиментации. Исключение составляют прилегающие к континентам абиссальные аккумулятивные равнины, куда материал выносится турбидитными потоками. Относительно незначительное количество тонкого терригенного материала поступает за счёт тонкой речной взвеси и эоловой пыли (в некоторых районах, также за счёт ледникового стока).

2. Прохождение осадочным материалом (как неорганического, так и органического происхождения – панцири и скелеты микроорганизмов), стадии взвеси. Распределение взвести имеет выраженную вертикальную зональность и в целом её количество с глубиной уменьшается. Повышенное содержание взвеси отмечается в поверхностном слое, что обусловлено развитием и отмиранием фитопланктона. Второй слой связан со скачком плотности океанских вод («жидкое дно»). Ниже содержание взвести уменьшается, и её повышенные содержания фиксируются в придонном слое вблизи континентального подножия и склонов СОХ. Нахождение в стадии взвести способствует вовлечению вещества в биологические процессы, растворению.

3. Значительная роль биогенного материала и чрезвычайно важная роль биогенных процессов в осадконакоплении. В процессе жизнедеятельности организмов протекают процессы биофильтрации, биоассимиляции,биосорбции и биологического транспорта (по А.П. Лисицыну). Биофильтрациясвязана с улавливанием зоопланктоном питательной взвести и вместе с ней тонких терригенных частиц, что приводит к образованию крупных комков-пелетт и осаждении последних более глубинные зоны. Ежедневно зоопланктоном отфильтровывается не менее 5 млрд. тонн взвеси. Биоассимиляциязаключается в том, что растворённые в воде элементы переводятся в твёрдое состояние (построение панцирей, раковин, спикул губок и пр.) и включаются в состав живых тканей. Биосорбция связана с концентрацией растворённых в океанских водах элементов (Co, Zn, Ni, Cu и др.) на частицах биогенного происхождения. Биологический транспорт, связанный с переносом вещества и энергии в составе организмов, детрита (материала, состоящего из фрагментов живых организмов) и пищевых комочков. В океане биологические процессы определяют осаждение всех частиц размером менее 0,01 мм и значительной части более крупных частиц из поверхностного слоя к дну.

4. Низкая скорость осадконакопления 0,1-10 мм/1000 лет и дефицит осадков.

5. Однотипность осадков глубоководных котловин на больших площадях.

Типичными осадками абиссальных областей являются биогенные известковые и кремнистые илы, состоящие преимущественно из скелетов планктонных организмов. Известковые илы состоят преимущественно из карбонатных скелетов фораминифер или кокколитов; кремнистые – из скелетов радиолярий (от слова «radiolus» -маленький луч) и диатомей. Накопление таких илов определяется биопродуктивностью, климатической зональностью и интенсивностью растворения минерального биогенного материала.

Кремнистые (опаловые) скелеты радиолярий растворяются в верхних горизонтах, примерно в интервале до 1000 м от поверхности, т.к. воды этой зоны сильно недосыщены кремнезёмом, что вызывает быстрое растворение скелетов сразу же после гибели планктона. В донные осадки попадает не более 10% организмов с кремневым скелетом. Наибольшее развитие кремнистые илы в настоящее время имеют в холодных областях высоких широтах, особенно вблизи Антарктиды, где в области холодного течения, накапливается до 75 % всего кремнезёма, поступающего в океан.

Карбонатный материал, напротив, интенсивно растворяется в глубинных водах ниже критической глубины карбонатного осадконакопления, что определяет их отсутствие в наиболее глубинных осадках (ниже уровня карбонатной компенсации). В целом, карбонатные осадки, по подсчётам А.Г. Коссовской, составляют 60-70% осадочного слоя океанов.

На значительных участках океанического дна (15-30 % осадочного слоя океанов) ниже уровня карбонатной компенсации развиты «красные глины», представляющие собой полигенные образования, состоящие из тонких терригенных частиц, частиц вулканического пепла, метеоритной пыли и нерастворённого биогенного материала.

Вулканизм в Мировом океане. В распространении действующих вулканов наблюдается большое сходство с распространением эпицентров землетрясений. Из действующих вулканов (как подводных, так и надводных) в пределах ложа океана можно назвать такие, как вулканы Гавайских островов, островов Самоа, Питон-Фурнез на острове Реюньон. Можно полагать, что подводные извержения довольно часто происходят в районе острова Пасхи, где в современных осадках встречено много обломков свежих лав и туфов. В Индийском океане плато Крозе и Принца Эдуарда, банки Обь и Лена, пространства в осевой зоне Австрало-Антарктического хребта заняты покровами лав или покрыты вулканогенными осадками.

Вулканизм имеет огромное значение для формирования рельефа дна Мирового океана. Островные дуги, гигантские океанические вулканические цепи, многие хребты и вершины срединно-океаннческих хребтов, одиночные подводные горы ложа океанов – все это формы, обязанные своим происхождением вулканизму. Можно предполагать, что в ряде районов дна океана кроме обычного вулканизма центрального типа происходят и извержения трещинного типа. На суше такие извержения имели значительное распространение в неогене. В четвертичное время они отмечены в Исландии.

При вулканических извержениях быстро и эффективно изменяется подводный рельеф, внезапно появляются и исчезают новые острова в океане.

Глубоководное бурение — процесс сооружения скважины на дне моря с использованием надводных технических средств при подводных глубинах свыше 600 метров. Глубоководное бурение очень дорого.

Основная цель — инженерно-геологическое исследование подводных морских почв и изучение строения дна океана, а также для добычи из морских недр жидких или газообразных полезных ископаемых.

Для глубоководного бурения используются буровые суда, оснащённые системой динамического позиционирования. Для бурения применяются специальные конструкции бурильных труб и их соединений, изготовленные из специальных сталей, рассчитанных на сжимающие, растягивающие и изгибающие усилия; акустические системы обнаружения подводного устья скважины и мультиплексные системы контроля противовыбросных превенторов.

Метод глубоководного бурения разработан Скриппсовским институтом океанографии Калифорнийского университета (США) и начал осуществляться в 1968 г. объединением океанографических институтов по глубинному изучению (опробованию) Земли (JOIDES) в связи с проектом Мохол (изучение верхней мантии). Бурение производилось с экспедиционного судна «Гломар Челленджер» в Атлантическом и Тихом океанах и некоторых морях Беринговом, Карибском, Средиземном, Филиппинском и др.) на глубинах до 6 000 м с проникновением в океанскую кору до 1 000 м.

Уже не раз упоминалось важность глубоководного бурения для исследователей всего мира. Это действительно единственный способ получить достоверную информацию о составе и структуре океанического дна. В ходе бурения можно не только получить массу необходимых научных данных, но и открыть доступ к многочисленным ресурсам, сокрытым в недрах океана.

Происхождение впадин океанов. Множество гипотез о происхождении впадин океанов можно объединить в три основные группы: 1. первичности океанов, т. е. образование их в период возникновения самой земной коры; 2. вторичного образования впадин в пределах отдельных участков материковой коры; 3. формирования океанов в процессе горизонтальных движений глыб земной коры.

Согласно первой гипотезе земная кора океанического типа сформировалась еще в архее, до образования кислородно-азотной атмосферы и покрывала весь земной шар. Вулканические и изверженные породы при охлаждении Земли явились основой базальтового слоя планеты, т. е. первичной базальтовой коры. Рельеф не был расчленен на впадины и выступы. Существовали лишь понижения, заполненные водой. Первичная базальтовая кора представляла собой пленку пузырчатого силикатного вещества, напоминающего пемзу. Вулканическая деятельность приводила к образованию первичных возвышенностей. Вода размывала эти возвышенности, и в мелководных бассейнах начался процесс терригенного осадков накопления (из продуктов выветривания). Накопленные вулканические породы (лавы и туфы), песчано-глинистые осадки и химические отложения в результате метаморфизма превратились в комплекс амфиболитов и гнейсов, которые явились древнейшими породами в первичных ядрах будущих континентов. дальнейшее преобразование земной коры шло через геосинклинальный процесс. В протерозое (следующие 2 млрд. лет) закладываются крупные прогибы. Их развитие сопровождалось вулканизмом и складчатостью. Осадочные и вулканические отложения в геосинклинальных поясах подверглись уплотнению, перекристаллизации и гранитизации. Геосинклинальная область испытывала поднятие и консолидировалась. Все эти процессы привели к возникновению в конце протерозоя гранитно-метаморфического фундамента, который спаял архейские массивы между собой, к началу палеозоя образовался монолитный остов древних платформ. Древние платформы занимали значительно меньшую площадь, чем в современное геологическое время. Примерно 85 % земной поверхности занимали пространства океанической коры. В мелководном океане с множеством вулканических островов объем воды был значительно меньше, чем сейчас. Его дальнейшее развитие сопровождалось углублением котловин и увеличением объема воды. По мере увеличения расчлененности рельефа суши и развития органической жизни возросли процессы терригенного и биогенного осадконакопления.