Эвстатические колебания уровня океана.

 

Уровень океана в настоящее время медленно повышается. Подъем уровня океана начался около 15000 лет назад, что было связано с усиленным таянием Скандинавского и Канадского ледниковых покровов. За это время уровень океана повысился на 130 м, перекрыв те участки суши, которые в настоящее время являются шельфом. В геологическом прошлом, как сейчас установлено, уровень океана также изменялся, то понижаясь, то повышаясь. П.Р.Вейл и другие разработали метод определения колебаний уровня океана, основанный на изучении сейсмопрофилей на пассивных окраинах. Когда уровень океана понижается, на шельфе происходит эрозия, а когда повышается - осадочные отложения перекрывают шельф, распространяясь в более мелководные участки. В разрезе осадочных толщ возникают перерывы, анализ которых на сейсмопрофилях и позволяет восстанавливать колебания уровня океана в геологическом прошлом. Поскольку объем воды в океанах за фанерозойское время, т.е. за 575 млн. лет оставался практически неизменным такие колебания уровня океана называются эвстатическими,т.е.колебаниями собственно массы океанской воды.Первая криваяэвстатических колебаний уровня океана за последние 200 млн. лет была построена П.Р.Вейлом и Матчумом в 1977 г. Самый высокий уровень океана +350 м был в позднем мелу, а самый низкий - 250- -350 м в олигоцене, 29 млн.лет назад, когда сформировался Антарктический ледниковый щит, отняв воду из океанов. Повышение уровня океана в позднем мелу было связано с ростом срединно-океанических хребтов. Изменение емкости океанических и морских впадин является одной из главных причин колебаний уровня океана в геологическим прошлом.

 

Важное значение имеют и гляциоэвстатические регрессии. Во время таяния последнего позднеплейстоценового ледника, начавшегося 17 тыс. лет назад, уровень океана за 10 тыс. лет повысился с отметки – 100 м почти до современного, а, начиная с 6

тыс. лет назад до наших дней уровень повышался со скоростью 4-1 м/тыс. лет. Уровень океана может меняться в результате изменения температуры, солености и плотности воды. Например, глобальное повышение температуры воды в приповерхностном слое на 4°С вызовет подъем уровня океана за счет термического расширения на 1 м. Колебания плотности воды изменяют уровень океана не более, чем на 10 м.

 

Изучение эвстатических колебаний имеет большое практические значение, т.к. нефтеносные отложения формировались во время высокого стояния уровня океана, когда на обширных мелководьях накапливались осадки, богатые органическим веществом за счет планктона.

 

Рис. 14.5.1. Изменение уровня океана для последних 65 млн лет и распределение несогласий (главных и второстепенных) в зависимости от изменений уровня (по П.Вейлу).

Осадконакопление в океанах.

 

В океанах и морях накапливаются исключительно разнообразные осадки, роль которых в формировании земной коры во все времена была чрезвычайно велика. Масса осадочного материала – около 3,0 млрд. т ежегодно поступает в океаны. Из этой массы 85-90 % выносится речными системами, 7% - льдами, 1% - эоловыми процессами - пылевыми бурями, 1-2% дает подземный сток. При этом 80% вещества представлено твердыми частицами разного размера и 20% представляют собой растворенные вещества.

Роль биогенного осадконакопления еще совсем недавно явно недооценивалась. Сейчас установлено, что из всей массы осадков 50-65% приходится на биогенный материал и ежегодно накапливается ~ 350 млрд.т в пересчете на сухое вещество. Материал, растворенный в океанических водах, усваивается биосом, который фильтрует океанские воды. Всего полгода требуется для того, чтобы биос профильтровал через себя всю воду Мирового океана.

Накопление осадков в океанах контролируется разнообразными факторами, к которым относятся и поступление материала с суши, и климатическая зональность, характер течений, глубина бассейна, соленость, биопродуктивность поверхностных вод и другие. Распределение осадочного материала в современных океанах весьма неравномерно. Имеются участки на дне, где мощность отложений нулевая в результате размыва и, вместе с тем, на пассивных окраинах у континентального склона мощность осадков достигает 15 км. Средняя мощность осадочной толщи Мирового океана по данным А.П.Лисицина составляет 459 км. В пелагиали океанов не встречаются осадки мощностью более 1 км.

 

По происхождению различают океанические осадки следующих типов:

 

1) Терригенные, образующиеся за счет разрушения горных пород суши и последующего их сноса реками в океаны.

2) Биогенные, формирующиеся на океанском дне за счет отмерших организмов, главным образом, их скелетов.

3) Хемогенные, связанные с выпадением из морской воды некоторых химических элементов.

4) Вулканогенные, накапливающиеся в результате извержений как на самом океаническом дне, так и за счет тефры, приносимой ветрами после вулканических извержений на суше.

5) Полигенные, т.е. смешанные осадки разного происхождения.

Существующие в современных океанах физико-географические обстановки, обусловленные глубиной и определяющие характер осадконакопления подразделяются на несколько типов (рис. 14.6.1).

 

 

Рис. 14.6.1.Области в океанах, отличающиеся разными условиями осадконакопления: 1 – литоральная, 2 – неритовая или сублиторальная, 3 – батиальная, 4 – абиссальная, 5 – литораль, 6 – шельф, 7 – континентальный склон, 8 – подножье континентального склона,

9 – абиссальная зона. Земная кора: 10 – континентальная, 11 – океаническая

1. Литоральные или прибрежные осадки (литоралис, лат. - берег) образуются в приливно-отливной и прибойной зонах.

2. Неритовые или сублиторальные осадки зоны шельфа (Nerita - моллюск, широко распространенный в этой зоне) до глубин в 200, редко 500 м.

 

3. Батиальные осадки (батис, греч. - глубина) приурочены ко всем элементам континентального склона, включая его подножие.

4. Абиссальные осадки (абиссос, греч. - бездна) связаны с глубоководными котловинами океанов.

Это т.н. циркумконтинентальная зональность, т.е. зависимость осадконакопления от удаленности материков - главного поставщика обломочного (терригенного) материала. На характер накопления влияние также оказывает мировая климатическая зональность толщи воды в океанах, определяемая рельефом дна, стратификацией воды по солености, плотности и температуре. Все эти факторы, действующие одновременно, и контролируют современную картину накопления осадков в Мировом океане.

В прибрежной или литоральной зоне, покрывающейся водой во время приливов, формируются осадки непосредственно связанные с береговой зоной, в зависимости от строения которой они быстро изменяются про простиранию. Для этой зоны у приглубого берега характерны крупные глыбы, гравий, галька, валуны, разнозернистые пески. На отмелом берегу формируются песчаные и реже галечные пляжи. Если берега совсем низкие и затопляются высокими приливами, то образуются болотистые, заросшие травой равнины – марши, а илистые побережья – ваттами. В тропиках на низменных берегах,

затопляемых приливами, образуются мангровые заросли, корни деревьев которых возвышаются на 1-2 м над дном.

 

В прибрежной зоне, подверженной деятельности волн, фауна, как правило, обладает толстыми стенками, чтобы противостоять ударам.

В области шельфа или сублиторали, т.е. до глубин в 200 м, формируютсяразнообразные терригенные, органические и другие осадки. Вынос материала реками – главный источник поступеления терригенного материала в область шельфа, хотя какая-то его часть «проскакивает» шельф и сгружается уже на континентальном склоне. Около 93% взыешенных частиц речного стока и 40% растворенных, накапливается на границе река – море, а также в эстуариях – в т.н. маргинальных фильтрах по выражению А.П.Лисицына. Детальные исследования, проведенныых на шельфе морей Северного Ледовитого океана Институтом Океанологии РАН на судне «Дмитрий Менделеев» в 1993 г. показали, как распределяется терригенный материал и взвесь, выносимая реками (рис.14.6.2). Действие маргинальных фильтров приводит к тому, что в морях господствуют не взвешенные, а растворенные формы элементов (в отличие от рек), потребляемые планктоном и переводимые с помощью этого механизма в биогенную взвесь. Последние исследования показали, что биогенного вещества в океане в 100 раз больше, чем терригенного, приносимого реками.

В области маргинальных фильтров происходит весьма значительное накопление осадочного материала, под весом которого земная кора прогибается. Следует отметить, что глобальные колебания уровня моря в недавнем геологическом прошлом переводили рыхлые отложения шельфа и маргинальных фильтров путем процесса лавинной (т.е. очень быстрой) седиментации к подножию континентального склона, что подтверждается глубоководным бурением и геофизическими исследованиями. На основании многочисленных исследований А.П.Лисицына показано, что за пределы шельфов и маргинальных фильтров в океан проникает не более 2-16% элементов стока. Почти весь

сносимый с суши материал оседает и улавливается этими участками (фильтрами), поэтому прежние представления о механическом разносе взвешенных в морской воде частиц, снесены с суши, в настоящее время не находит подтверждения. Реальный вклад материала речного стока в осадконакопление в океане оказывается в 10 раз ниже, чем предполагалось раньше и не превышает 1,5 млрд. т в год. Следует отметить, что примерно такое же количество материала поступает в океаны за счет эолового и ледового разноса, ноконцентрируются соответственно в разных климатических аридных и полярных зонах.

 

 

Рис. 14.6.2. Маргинальные фильтры рек Енисей (1) и Оби (2) (по А.П.Лисицыну, 2001): I - содержание взвеси на разрезе (мг/л) и положение седиментационных ловушек для инситных определений вертикальных потоков осадочного вещества: 1 – меньше 0,5; 2 – 0,5-1,0; 3 – 1,0-2,5; 4 – 2,5-5,0; 5 – более 5; 6 – горизонты установки седиментационных ловушек; II – содержание взвеси на разрезе (мг/л) и положение седиментационных ловушек для инситных измерений вертикальных потоков осадочного вещества: 1 – менее 0,5; 2 – 0,5-1,0; 3 – 1,0-2,5; 4 – 2,5-5; 5 – более 5; 6 – горизонт установки седиментационных ловушек

 

Глубоководное терригенное осадконакопление обеспечивается за счет разноса материалов размыва суши. Главными процессами при этом, как уже говорилось, является: транспортировка, отложение и переотложение. Кроме рек, терригенный материал

поступает в океаны за счет таяния айсбергов и попадания на дно ледниковых отложений, содержащихся в айсберге и разноса пылеватого материала эоловыми процессами. Материал, выносимый реками, как правило, сгруживается на шельфе в сублиторальной или неритовой области и редко выносится в более глубоководные батиальные области континентального склона и, тем более, абиссальных котловин. Однако, отложившийся на шельфе материал может перемещаться в более глубоководные части океана за счет сползания осадков с бровки шельфа, лавинной седиментации и, т.н. гравитационных потоков,которые возникают за счет действия силы тяжести.По выражениюА.П.Лисицына материковый склон Мирового океана (350 тысю км) – гигантская фабрика гравипотоков.

В настоящее время по Г.В.Мидлтону и М.А.Хамптону выделяются 4 типа гравитационнных потоков: 1) турбидные, 2) грязекаменные, 3) зерновые и 4) разжиженного осадка, среди которых наибольшей известностью пользуется первый тип.

Турбидные потоки - это суспензия осадочного материала, отличающаяся от окружающей воды большей плотностью, которая заставляет эту суспензию двигаться в виде потока при наличии даже незначительного уклона и характеризующегося сильной

 

Рис. 14.6.3. Классификация подводных гравитационных потоков (по G.V.Middleton, M.A.Hampton, 1976)

 

внутренней турбулентностью. Турбидные потоки переносят огромные массы осадочного материала с мелководного шельфа в область континентального склона, его подножья и даже части абиссальных котловин. Турбидный поток возникает в результате оползания или срыва водонасыщенного, слабо консолидированного осадка. Обладая плотностью в 1,03-1,3 г/см³ поток плотной и тяжелой суспензии начинает двигаться вниз по склону, при этом в его утолщенной фронтальной части развивается избыточное давление, вызванное

несколько большей скоростью потока в его хвостовой части. Скорость движения турбидных потоков может достигать 90 км/час, при этом на огромные расстояния переносится большой объем взвеси, достигающей нескольких кг/м³ на расстояние в сотню и более км (рис. 14.6.4).

 

Классическим примером возникновения мутьевого потока было вызвавшее его землетрясение 19 ноября 1929 года в районе Большой Ньюфаундлендской банки. Проложенные в этом месте многочисленные телеграфные кабели из Америки в Европу, рвались в определенной последовательности в течении более полусуток, что позволило вычислить скорость турбидного потока, составившего 40-55 км/час. В результате этого потока образовались осадки мощностью до 1 м на площади более чем 100 тыс. км², а расстояние, которое прошел поток, оценивается в 720 км. Все это было установлено благодаря исследованиям американских океанологов Брюса Хизена и Мориса Юинга.

 

Турбидные потоки возникают в результате землетрясений, вызывающих оползание илов; понижения уровня моря; возникновения гравитационной неустойчивости илов при накоплении их на склоне и достижения определенной мощности. Часто турбидные потоки тяготеют к подводным каньонам, прорезающим континентальный склон и являющимися продолжением речных долин. Турбидные потоки образуют у подножья континентального склона огромные подводные конусы выноса или фены, распространяющиеся и в область абиссальных котловин.

 

Из турбидных суспензионных потоков образуются осадочные отложения, называемые турбидитами, игравшими исключительно важную в геологическом прошлом и образующими мощные ритмично построенные т.н. флишевые толщи пород, широко развитые на пассивных континентальных окраинах.

 

Наиболее важным свойством турбидитов является их градационная слоистость, образующаяся при постепенном осаждении из суспензии сначала крупных частиц, а затем все более и более мелких, вплоть до глинистых, размером в 0,01 мм (рис. 14.6.5). Таким образом формируется цикл Боума или ритм (рис.14.6.6). При новом турбидном потоке цикл повторяется и так может происходить сотни тысяч раз, в результате чего образуется флишевая толща пород с многократно повторяющимися ритмами.

Среди турбидитов различают проксимальные, относительно грубые, образовавшиеся недалеко от источника возникновения потока и, дистальные, отложившиеся дальше всего от источника и поэтому более тонкие. Полные ритм или цикл Боума может характеризоваться выпадением из разреза каких-либо его членов вследствие местных размывов. Турбидные потоки могут выносить в пределы абиссальных котловин обломки мелководных бентосных организмов. Быстрое движение турбидных потоков

оказывает эродирующее действие на дно, прорезая каньон и вынося из них материал. Турбидные потоки, как движущаяся водная масса в воде, подвержены действию сил Кориолиса, отклоняясь от своего первоначального направления. Существуют огромные каньоны, например, Жемчуг и Прибылова, в Беринговом море, одни из крупнейших в мире, которые врезались во время низкого стояния уровня океана в позднем кайнозое, а потом вновь заполнялись осадками.

 

 

Рис. 14.6.4. Гидравлика турбидных потоков по лабораторным экспериментам в лотках (А). Волна турбидного потока, наблюдавшаяся в горизонтальном канале после спуска суспензии из шлюзовой камеры в одном его конце. Скорость головной части потока V зависит от толщины головной части (d₂), разности плотнгостей суспензии в турбидном потоке и воды над ним (∆ρ), плотности воды ρ и ускорения силы тяжести g.

 

Б. Стационарный однородный турбидный поток вниз по склону g. Средняя скоростьпотока u зависит от толщины потока d, разности плотностей, сил трения на границе с дном (f_о) и с вышележащей водой (f₁). В. Характер движений внутри и вокруг головной части турбидного потока. Г. Схема расчленения турбидного потока на головную часть, тело и хвостовую часть (по G.V.Middleton, M.A.Hampton,1976)

Рис. 14.6.5. Образование градационной слоистости во флишевых отложениях: 1 – турбидный поток в движении и частицы разного размера взвешены в нем, 2 – поток остановился и начали опускаться более крупные частицы, 3 – в верхней части потока еще держится глинистая «муть», 4 – потом осаждается и она. Образуется один ритм

 

 

Рис. 14.6.6. Идеализированная последовательность слоев турбидита, часто именуемая циклом Боума (по фамилии Альфреда Боума, впервые установившего его связь с турбидным потоком). Справа дана интерпретация режима потока (по G.V.Middleton, M.A.Hampton, 1976)

 

Грязекаменные потоки представляют собой плотную массу различных по размеру частиц, насыщенных водой, поддерживаемую в плавучем состоянии за счет высокой плотности потока, напоминающего сель на суше. Считается, что глинистые минералы в воде, образуя раствор, поддерживают массу за счет сил сцепления и не дают опуститься на дно крупным частицам, в том числе размером с гальку и даже валун. Грязекаменные потоки обычно развиваются вдоль подножий континентального склона, например, в Атлантике у Африканского континентального склона.

Зерновые потоки возникают при течении песка по склонам или в подводных каньонах, причем подвижность зерновой массы обеспечивается давлением зерен друг на друга, что не дает возможности им осаждаться и зерна находятся во взвешенном

состоянии. Песчаный материал при этом волочится вниз по склону и быстро оседает, когда зерновой поток прекращает свое движение.

Поток разжиженного осадка возникает в случае прохождения воды через еще не консолидированный осадок, при этом он сам становится вязкой жидкостью. В случае песчаного осадка поровое давление начинает превышать вес столба воды - гидростатическое давление и каждое зерно поддерживается поровым давлением воды как бы во взвешенном состоянии и вся масса получает возможность двигаться при минимальном уклоне. Как только поровое давление уменьшается, поток разжиженного осадка сразу прекращает свое движение.

Глубоководные осадки, развитые в пределах абиссальных котловин, глубже 4000 м, представлены, главным образом, красными и коричневыми пелагическими глинами, окрашенными оксидами железа. Эти тонкие полигенные осадки, состоят не только из глинистых минералов эолового происхождения, но так же из очень мелких зерен полевых шпатов, кварца, пироксенов, метеоритной пыли, вулканических частиц, а также обломочков костей рыб, зубов, мельчайших марганцевых конкреций и монтмориллонитовых глин. Красные океанические глины накапливаются очень медленно, порядка 1 мм за 1000 лет, а их генезис связан как с выносом глинистых минералов с суши

и переотложением их в океане, так и образования глинистых минералов за счет соединений кремния и алюминия и их взаимодействия в морской воде.

 

Вулканогенные осадки образуются за счет вулканических извержений на океанском дне (аутигенные осадки); за счет переотложения ранее сформировавшихся вулканогенных образований и путем осаждения вулканических пеплов и туфов, выброшенных при эксплозивных извержениях вулканов на суше.

Эксплозивные извержения вулканов на островных дугах и активных континентальных окраин вносят весомый вклад в составляющую океанских осадков, поставляя в них тефру. В глубоководных осадках присутствует в основном, вулканический пепел - мельчайшие частицы стекла, который при мощных извержениях способен выпадать на огромных пространствах земного шара, как, например, при взрыве вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., когда пепел, выброшенный в стратосферу, находился в ней три года, вызывая эффект серебристых облаков. До 20% вулканогенного материала находится в современных осадках Тихого и Атлантического океанов, связанных с несколькими сотнями активных вулканов, извергавшимися за последние 500

лет и давшими около 330 км ² тефры.

 

Извержения, происходящие непосредственно на дне океана, например, в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов, поставляют очень мало пирокластики, т.к. высокое

гидростатическое давление не дает развиться эксплозивному процессу. А.П.Лисицын выделяет три главных типа выпадения пеплов: 1) локальный (первые сотни км от источника); 2) тропосферный (до первых тысяч км от источника) и 3) глобальный, охватывающий всю поверхность земного шара и характеризующийся очень тонким (0,3-1 мкм) размером пепловых частиц.

Выпавший на дно пепел может переотлагаться донными течениями и турбидными потоками, а ветер и льды разносят тефру далеко от мест извержения.

Металлоносные осадки, образующиеся из высокотемпературных рудоносных растворов в рифтовых зонах океанов, были открыты совсем недавно. Значение этого открытия для геологов трудно переоценить, т.к. впервые была получена возможность наблюдать образование современных медноколчеданных месторождений, аналоги которых так широко распространены в разновозрастных складчатых областях, например, на Урале.

Только за последние 15-20 лет стало возможным непосредственно исследовать участки выхода высокотемпературных рудоносных растворов на поверхность океанического дна с помощью автономных подводных обитаемых аппаратов - маленьких глубоководных подлодок, хотя сведения о металлоносных осадках поступали и раньше

Эти осадки развиты вблизи активных спрединговых хребтов в рифтовых зонах и характеризуются повышенными содержаниями железа, марганца и других элементов. В настоящее время известно более 100 активных гидротермальных полей, которые окружены металлоносными осадками (рис.14.6.7). Большая их часть сосредоточена в пределах Восточно-Тихоокеанского срединно-океанического хребта и в ряде других мест.

 

Особый интерес представляют собой металлоносные осадки Красного моря, которое является молодым позднекайнозойским рифтом с низкими скоростями спрединга, до 1,6 см/год. В его центральной, наиболее молодой рифтовой зоне известен ряд впадин, в том числе знаменитая - впадина Атлантис II, в которых находятся высокотемпературные (+66° С) рассолы с высокими концентрациями Fe, Mn, Zn, Cu, Pb, Co, Ba, Li, Si.

 

Рассолы впадины Атлантис П обладают очень низким содержанием кислорода, а в придонном слое он полностью отсутствует. Рассолы появляются в связи с тем, что в этом районе известны горизонты каменной соли миоценового возраста. Во впадину поступают гидротермальные растворы в объеме до 3000 м³/час, а их температура на выходе оценивается в более чем +300° С. В течение года в осадках накапливается до 1500 т железа и 27 т марганца. Гидротермальные растворы представляют собой морские воды, проникшие в базальты, профильтрованные сквозь них, нагретые и вышедшие на поверхность океанического дна рифта в виде горячих, уже рудоносных растворов.

 

 

Рис. 14.6.7. Глобальное распределение сульфидных рудных отложений на глубоководных гидротермальных полях: 1 - впадина Атлантис II в Красном море; 2 – Лаки Страйк (САХ); 3 – Брокен Спур (САХ); 4 – ТАГ (САХ); 5 – Снейк Пит (САХ); 6 – 9 - г. Магик (хр. Эксплорер); хр. Эндевер; Осевой вулкан (хр. Хуан де Фука); 10 – Клефт (хр.Хуан де Фука); 11 – Клифф (хр.Горда); 12 – Неска и Сеска (трог Эсканаба, хр.Горда); 13 – Гуаймас (Калифорнийский залив); 14 - 21° с.ш. (ВТП); 15 – 11-13° с.ш. (ВТП); 16 – Вентура (ВТП);

 

17 - 86°з.д. (Галапагосский центр спрединга); 18 – г.Макдональд; 19 – г. Лойхи (Гавайи);

20 – бассейн Лау; 21 – северный бассейн Фиджи; 22 – западный бассейн Вудларк; 23 – бассейн Манус; 24 – Алиса (Марианский трог); 25 – Джада (трог Окинава); 26 – вулкан Пийпа; 27 – Сонне (Центральный Индийский хребет)

 

Гидротермальные постройки имеют вид холмов или башен высотой в первые десятки метров, на вершинах которых возвышаются трубообразные постройки в 3-5 м, напоминающие печные трубы (рис. 14.6.8).

 

Рис. 14.6.8. Строение «черного курильщика» – современной «фабрики руды» на дне океана

 

 

Из них выходят гидротермальные струи черного или белого цветов, за что эти сооружения получили наименование “курильщиков”.На их вершине находятся отверстия, напоминающие кратеры, из которых поднимается густая взвесь из рудных компонентов. На поверхности конусовидных башен, сложенных плотным шлакоподобным материалом наблюдаются как наросты на березе термофильные бактериальные маты, скопления различных бактерий, прикрепленных к субстрату, а также группы своеобразных организмов - гигантских погонофор, вестиментифер - Riftia pachyptila, напоминающих крупные и длинные, более 1,5 м трубки.

Это есть не что иное, как большие трубчатые черви, верхняя часть которых окрашена в ярко-красный цвет, т.н.султан, а сама трубка обладает перламутрово-белой окраской. Вокруг построек нередко в изобилии распространены матово-белые, очень крупные, до 25 см в длину раковины двустворчатых моллюсков - калиптогенов (Сalyptogena magnifica), а также кольчатый червь (Alvinella pompejana), названный помпейским, потому что он непрерывно посыпается как пеплом, частицами серы из курильщиков.

Черная взвесь «курильщиков» содержит, в основном, Fe²⁺, FeS, Mn²⁺, а белая - Mn, He, CH4, Fe. Выходя из трубы как дым из паровоза, эти взвеси разносятся в виде шлейфа на большое расстояние от места появления, формируя, тем самым, поле металлоносных осадков (рис. 14.6.9).

 

Происхождение подводных гидротермальных систем связано с взаимодействием океанской воды и базальтов дна, при котором в воду переходят много химических элементов, содержащихся в базальтах и газах, при этом сами базальты также изменяются, претерпевая метаморфизм. Проникшая по трещинам в глубокие горизонты донных базальтов вода, нагревается от тепла магматических очагов, существующих под рифтовыми зонами океанов. Удивительно, но весь объем океанских вод на Земле прокачивается через гидротермальные системы всего за 3 млн. лет.

Таким образом, на огромных пространствах океанского дна работает гигантский тепловой насос. Только в одном гидротермальном поле Эндевор в северной части Тихого океана он перекачивает 20 тыс тонн воды в секунду. Открытие гидротермальных систем океанического дна - это шаг с совершенно новый мир, еще 20 лет назад неизвестный геологам.

Говоря об океанском осадконакоплении следует отметить такой важный тип как «лавинная» седиментация, выделенная в70-е годы А.П.Лисицыным.Эта седиментациявысоких (10см/1000 лет) и сверхвысоких (1м/1000 лет) скоростей, связана не с выпадением частиц из взвеси, а с течением плотного осадочного водонасыщенного материала под действием силы тяжести. Это особый тип седиментации, имеющий 3 уровня по вертикали с размахом почти в 10 км: 1) устья рек, дельты и эстуарии; 2) континентальный склон, где у подножья наблюдается максимальное скопление материала

и 3) дно глубоководных желобов (до 11 км), только в пределах активных континентальных окраин.

Биогенное осадконакопление. В океанах присутствует огромное разнообразие организмов. Выделяется три главных типа биоса. Бентос (бентос – глубина, греч.) - это организмы, живущие на дне; нектон - активно и свободноплавающие организмы - рыбы, тюлени, киты и др.; планктон (планктон – блуждающие, греч.) - пассивно плавающие организмы, переносимые течениями и волнами. Морские организмы в подавляющей своей массе относятся к бентосу (98%), и только 2% из 180000 видов относятся к

планктону и нектону.

 

 

Рис. 14.6.9. Разрез верхней части «черного курильщика». «Черный дым» – взвесь сульфидов Fe, Cu, Zn – возникает при охлаждении гидротермального раствора. Передовой край постройки сложен белым ангидритом, образующимся при контакте морской воды с горячим гидротермальным раствором. В дальнейшем ангидрит замещается сульфидами металлов: 1 - «черный дым», 2

 

– зона нарастания ангидрита, 3 – включения ангидрита, 4 –полиметаллические сульфиды, 5 –гидротермальныйфлюид с температурой около 400°С, 6 – боковое отверстие курильщика

 

Для существования организмов нужна питательная среда и солнечный свет, хотя есть виды, обитающие в условиях полной темноты в глубоких впадинах океанов. Солнце проникает в воду примерно до глубины в 100 м и эта зона называется эвфотической, т.е. полностью освещенной. Отсюда следует, что водоросли, прикрепленные ко дну, растут только на мелком шельфе, в то время как фитопланктон - свободно плавающие

водоросли, распространены в поверхностной зоне воды всех океанов. Бентосные водоросли отличаются исключительной продуктивностью, в то время как фитопланктон дает всего 100 г углерода на 1 м² в год.

Бентосные организмы могут вести неподвижный, прикрепленный образ жизни - кораллы, губки, мшанки. Они называются сессильным бентосом. Другие, наоборот, передвигаются по дну - вагильный бентос, например, морские звезды и ежи, крабы, черви, двустворки. Все эти организмы могут жить либо на поверхности дна -э пифауна, либо внутри ниш в каменистом дне в высверленных дырках, в осадках - инфауна. Эпифауны насчитывается более 125000 видов, тогда как инфауны всего 30000.

Плавающий в поверхностном слое воды планктон, постепенно отмирая превращается в детрит, который вместе с еще живыми организмами медленно оседает на дно подобно дождю - сестону, служащим пищей для бентоса. Этой взвесью питаются организмы - сестонофаги, которые фильтруют через себя воду.

Организмами на дне производится большая работа. Часть из них сверлит и растворяет скальные породы, производя биоэрозию; другая - пропускает через себя ил на дне (илоеды): третья зарывается в ил (двустворки). В результате верхняя часть осадков, мощностью в 1-1,5 м перерабатывается, уплотняется и получается т.н. “твердое дно” (hard ground), нередко встречающееся в ископаемом состоянии и свидетельствующая о том, что во время переработки дна осадконакопления не происходило.

 

В поверхностных водах шельфа биос потребляет фосфор, азот, кремний, железо, молибден, поэтому воды им обедняются. Когда отмершие планктонные организмы опускаются глубже эвфотической зоны, разлагаясь, они освобождают биогенные элементы. Верхняя поверхность термоклина на уровне 100 м - это рубеж между бедной и богатой биогенными элементами зонами. Нарушение термоклина, вызванное апвеллингом, сильным волнением, способствует возвращению вод, обогащенных биогенными элементами в эвфотическую зону.

В экваториальной зоне бентос дает огромное количество материала. Так, в районе

 

Флориды, в Северной Америке, макробентос производит 1 кг карбонатов на 1 м² в год в приливной зоне, а в более глубоких горизонтах - до 0,4 кг/м² /год.

Наиболее распространенные осадки на шельфе представлены макрофоссилиями кораллово-водорослевыми рифовыми известняками, известняками-ракушечниками и мшанковыми известняками. Микрофоссилии в зоне шельфа мало.

«Коралловые» рифы распространены в современной тропической зоне океанов и, следовательно, являются индикаторами подобной палеогеографической обстановки в геологическом прошлом. Т.н. “коралловые”рифы могут быть построены не только

кораллами, но и мшанками. Кораллы разных типов растут со скоростью до 2,5 см/год, образуя каркас рифового массива, в котором обитают многочисленные и разнообразные другие организмы, например, в Индийском и Тихом океанах в рифах обитает до 3000 видов. Эти же обитатели и разрушают риф, превращая его в известковый ил.

Среди рифов различают 3 основных типа: 1) Окаймляющие или береговые; 2) Барьерные; 3) Атоллы.

1. Окаймляющие или береговые рифы располагаются недалеко от береговой полосы или непосредственно примыкают к нему, достигая в ширину нескольких сотен м,

а в длину десятков км (рис. 14.6.10).

 

 

Рис. 14.6.10. Поперечный разрез окаймляющего кораллового рифа: 1 – побережье, 2 – зарифовое понижение, 3 – поверхность рифа, 4 – рифовая осыпь, 5 – предрифовая зона, 6 –пляжные пески, 7 –коралловые пески, 8 –коралловый риф

 

2. Барьерные рифы, хотя и простираются вдоль берегов, но отделены от них мелководным пространством - лагунами. Наиболее известным и протяженным, более 2000 км, является Большой Барьерный риф у СВ побережья Австралии в Коралловом море. Это гигантское сооружение шириной до 180 км и мощностью порядка 200 м отделено от континента лагуной шириной от 30 до 250 км при глубине в первые десятки метров (рис. 14.6.11).

3. Атоллы (атолл - замкнутый, малайск.) представляют собой рифовое кольцо, которое чуть выступает над поверхностью океана и сложено рифовым детритом. Внутри кольца располагается лагуна. Коралловые рифы растут на глубине в первые десятки метров, в теплой освещенной воде, а мощность рифов, выявленная путем бурения, достигает 1,5 км. Это показывает, что рифы растут сверху вниз, за счет опускания океанского дна, что впервые было показано в 1842 г. Чарльзом Дарвином. Ширина атоллов достигает 40-50 км, многие из них, как, например, Эниветок и Бикини, на которых США проводили испытания атомного оружия, разбурены и изучены вдоль и поперек. В рифах обнаружены перерывы в строительстве, т.е. были периоды, когда

уровень океана опускался. На указанных выше атоллах этот перерыв фиксируется на глубинах 200-300 м.

 

 

Рис. 14.6.11. Блок-диаграммы

 

трех главных типов современных рифов

 

Ископаемые рифы широко известны и важны потому, что служат хорошими вместилищами нефти и газа. Такие древние нижнепермские рифы развиты во внешней зоне Предуральского передового прогиба, где с ними связаны многочисленные месторождения нефти.

Наиболее широко распространенными биогенными осадками Мирового океана являются планктонногенные илы, образовавшиеся из пассивно плавающих в поверхностной части вод очень мелких организмов: фораминифер - из группы простейших, класс остракодовых, с однокамерной и многокамерными известковыми раковинами, образованными кальцитом (СаСО3); радиолярий (от слова radiolus - маленький луч), подкласс одноклеточных, скелет кремнезема - опала; диатомей - одноклеточных микроскопических водорослей (рис. 14.6.12, А и Б).

К планктоногенным илам относятся осадки, в которых скелетных остатков не менее 30%, а 70% представлено разнообразными глинистыми минералами. По составу различают карбонатные или известковые и кремнистые или, характер которых зависит от поступления различных организмов, их дальнейшем растворении, привносом абиогенных компонентов и преобразованием осадка - илов в породу.

Поступление биогенных компонентов определяется продуктивностью эвфотической зоны, которая обеднена питательным веществом, т.к. оно расходуется фитопланктоном, а более глубинные воды, обогащенные этим веществом, отделены от эвфатической зоной постоянным термоклином, который служит своеоб