Короновский Н.В. Общая геология

Подождите немного. Документ загружается.

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 своеобразным экраном,

разрушающимся в случае апвеллинга. Там, где перемешивание вод минимально, там и

биопродуктивность эвфотической зоны крайне мала.

Сохранность биогенного материала определяет и характер накапливающихся

осадков, т.к. очень много скелетных остатков планктона не достигает океанского дна,

растворяясь в воде. Какие факторы влияют на растворение планктонных организмов?

Кремнистые радиолярии растворяются, главным образом, в поверхностных слоях

океанских вод, резко недосыщенных SiO2 , а глубже 1 км растворимость SiO2 уменьшается

в связи с понижением температуры и увеличением давления. Следовательно, если

радиолярия не успела раствориться на первых 1000 м, то у нее есть все шансы достигнуть

дна.

Кальцитовые фораминиферы, наоборот, растворяются сильнее всего в придонных

водах, на глубинах более 4 км, где вода сильно недосыщена СаСО3. Почему на больших

глубинах усиленно растворяются известковые раковинки? Потому, что понижается

температура, возрастает давление общее и СО2, уменьшается содержание карбонатного

иона. Взаимодействие СО2, Н2О и СаСО3 выражается уравнением:

СО2 + Н2О + СаСО3 ⇔ Са

+ 2НСО3

–

где угольная кислота растворяет карбонат кальция.

В океанах выделяется три важных уровня, которые контролируют степень

сохранности СаСО3.

1-й уровень - лизоклин - разделяет комплексы фораминифер хорошей и плохой

сохранности, т.е. подверженных уже некоторому растворению

2-й уровень - критическая глубина карбонатонакопления (КГК). Ниже этого

уровня, содержание СаСО3 в осадках составляет меньше 10%.

3-й уровень - глубина карбонатной компенсации (КГл ) , характеризует границу,

разделяющую карбонатосодержащие и полностью бескарбонатные осадки, т.е. на этой

глубине опускающиеся на дно организмы с карбонатным скелетом полностью

растворяются.

Уровень КГл не остается постоянным, а может изменяться если поступление

СаСО3 усиливается по каким либо причинам. СаСО3 поступает, главным образом, за счет

выноса реками или т.н. “курильщиков”, т.е. мест проявления современной

гидротермальной активности. Поступление оценивается в 0,11 г/см

х 1000 лет, а

осаждается СаСО3 со скоростью 1,3 г/см

х 1000 лет, что намного выше. Отсюда следует,

что более 90% СаСО3, сконцентрированного в скелетных остатках фораминифер, должно

раствориться.

Распространение СаСО3 в поверхностных осадках Мирового океана хорошо

коррелируется с рельефом. Все возвышенности в океанах, включая срединно-

океанические хребты, как “снегом” засыпаны карбонат содержащим илом.

Известковые илы бывают: фораминиферовыми, состоящими из раковинок

размером более 60 мкм; кокколитовые или нанофоссилиевые, представленные

одноклеточными микроскопическими водорослями, у которых есть наружные щитки из

СаСО3 (кокколиты); птероподовыми, образованными арагонитовыми раковинками

планктонных микроскопических моллюсков.

Для геологов важно знать, что из известкового ила образуются одни из самых

распространенных пород - известняки и белый писчий мел. Ил уплотняется, пористость

его уменьшается, а объем сокращается на 30-35%, при этом белый писчий мел

формируется на глубинах в несколько сот метров, а известняки - около 1 км.

Глубоководное бурение выявило распространение карбонатных пород с возрастом 20-120

млн. лет во всех океанах.

Кремнистые илы также представляют собой один из наиболее распространенных

видов современных морских осадков. Т.к. кремний - это широко распространенный

элемент на Земле, поэтому породы, богатые кремнеземом и являются его основным

источником. Кремний извлекается из морской воды различными организмами, которые

строят себе из опала скелет, например, диатомеи, кремневые губки, радиолярии. После

смерти планктонных организмов медленно опускаются через толщу океанских вод и если

не растворятся, то достигнут дна. Если содержание кремнезема в осадках превысит 30%,

то такие осадки называются кремнистыми илами, а в зависимости от преобладающих

организмов они могут быть радиоляриевыми или диатомовыми.

Рис. 14.6.12. I. Представители бентосных фораминифер, типичные для биофаций

внутреннего и внешнего шельфа и верхней батиали Калифорнийского залива.

А. Биофации внутреннего шельфа: 7 –

Bilimina marginana d’Orbigny var, ×11,5;

8 - Buliminella elegantissima (d’Orbigny),

×188; 9 – Gypsina vesicularis ( Parker and

Jones), × 67; 10 – Nonionella basispinata (

Cushman and Moyer), × 80; 11 –

Nonionella atlantica Cushman, × 135; 12 –

Quinqueloculina catalinensis Natland, × 47.

Б. Биофации внешнего шельфа: 1 –

Bolivina acutula Bandy, ×113; 2 - Bulimina

denudata Cushman and Parker, × 96; 3 –

Bulimina marginata d’Orbigny, ×90; 4 –

Cassidulina minuta Cushman, × 225; 5 –

Planulina ornata (d’Orbigny), × 75; 6 –

Cancris auricula ( Fichtel and Moll), × 80

II. Связь распространения некоторых

современных радиолярий с водными

массами. Тропические: 1 – Pterocanium

praetextum, × 245; 2 – Ommatartus

tetrathalanias, × 307; 3 – Spongaster tetras, ×

249. Субтропические: 4 – Phacodiscid, × 249;

5 - Sticocyrtis sp., × 297; 6 - Lamprocyclas

maritalis (холодноватый), × 248; 7 -

Lamprocyclas maritalis (тепловодный), × 297.

Полярные – субполярные: 8 - Spongotrochus

glacialis, × 269; 9 – Antarctissa strelkovi, ×

265; 10 – Spongotrochus glacialis, × 242; 11 –

Lithelius nautiloides, × 344; 12 – Antarctissa

denticulata, × 292 ( по Дж.П.Кеннету, 1987)

В отличие от кальцитовых скелетов фораминифер, опаловые скелеты радиолярий

растворяются в верхних горизонтах океанских вод, примерно на первом километре, т.к.

воды сильно недосыщены кремнеземом, что вызывает быстрое растворение скелетов

сразу же после гибели планктона (рис. 14.6.13). В донные осадки

Рис. 14.6.13. Сравнение профилей растворения радиолярий и планктонных фораминифер,,

составленных по результатам натурных экспериментов. Основная масса радиолярий и

диатомовых растворяется в поверхностных водах. Напротив, растворение известковых

микрофоссилий происходит главным образом на дне океана на глубинах более 3,5 км (по

W.H.Berger, 1975)

попадает не более 10% организмов с кремневым скелетом. Таким образом, карбонатно- и

кремненакопление регулируется недосыщенностью СаСО3 глубинных и SiO2 -

поверхностных вод (рис. 14.6.14).

Наиболее богатые кремнеземом осадки распространены в высоких широтах

Периантарктической зоны шириной до 2000 км, в области холодного течения, где

накапливается до 75 % всего кремнезема, поступающего в океан, количество которого,

выносимого реками, оценивается в 4,3 · 10

г/град. Поступление SiO2 с суши является

главным его источником, однако дополнительное количество SiO2 около 20% дает

подводная вулканическая деятельность и высокотемпературное изменение базальтов.

Зоны кремненакопления связаны с районами апвеллинга и перемешивания вод. В

северном поясе кремненакопление развито спорадически - в северной части Тихого

океана, в Беринговом и Охотском морях.

В некоторых участках Мирового океана существуют условия накопления осадков в

среде, обедненной кислородом и, вследствие этого, органическое вещество,

захороняющееся в осадках не окисляется и возникает восстановительная обстановка (рис.

14.6.15). Районы, где сейчас происходит анаэробное осадконакопление - это, прежде

всего, Черное море, некоторые впадины у Южной Калифорнии и в Мексиканском заливе.

Рис. 14.6.14. Параметры, влияющие на распространение карбоната кальция в осадках

экваториальной области Тихого океана с увеличением глубины: 1 – насыщение

кальцитом (%); 2 – (скорость растворения/ скорость поступления ) х 100; 3 – содержание

СаСО

в осадках рассчитанное; 4 – содержание СаСО

в осадках наблюдаемое ( по Tj H.

Andel et al, 1975)

Во всех этих районах в силу разных причин резко ослаблена придонная и вертикальная

циркуляция вод. В Черном море верхние горизонты воды значительно опреснены (17-

18‰) за счет впадения ряда крупных рек: Дуная, Днепра, Дона, Днестра и других. Ниже

располагаются значительно более соленые (20-22‰) воды, препятствующие вертикальной

циркуляции, ввиду чего глубже 50 м содержание кислорода быстро уменьшается и с

уровня в 200 м начинается сероводородное заражение. В придонной части вод содержание

2S достигает 5-6 см

/л, бентос отсутствует и накапливаются тонкослоистые осадки,

обогащенные органическим веществом. Такие осадки называются сапропелевыми - это

черные битуминозные сланцы. Следует отметить, что около 20 тыс. лет назад, когда

уровень океана понизился, Черное море было изолированным почти пресноводным

бассейном. Впоследствии, когда уровень стал повышаться, соленые воды Средиземного

моря проникли внутрь Черного моря, переливаясь через порог Босфорского пролива и

формировали придонные соленые слои, которые не перемешивались с опресненными

поверхностными слоями. Так наступала стагнация и формирование анаэробной

обстановки.

Рис. 14.6.15. Схема аэробных-анаэробных водных масс и их влияние на распространение

осадков в Черном море и в северной части Индийского океана (J.Thiede, T.Van

Andee,1977)

Несмотря на то, что осадки бескислородных вод сейчас распространены

ограниченно, в геологическом прошлом они были развиты очень широко в связи с

начальными стадиями спрединга океанского дна, когда бассейны были еще

изолированными.

Биогенное осадконакопление имеет огромное значение в океанах. Более 50%

осадков океана имеют биогенное происхождение. Выше уже отмечалась роль

маргинальных фильтров в местах впадения крупных рек в океаны для осадконакопелния.

В этих районах, после выпадения относительно крупных частиц образуется значительный

объем биогенного материала, т.к. вода становится достаточно прозрачный для массового

развития фитопланктона. Именно в этих местах, согласно А.П.Лисицыну происходит

образование биогенной взвеси, сначала фито-, а потом и зоопланктона, для которых

первый является питательногй средой. Зоопланктон служит своеобразным фильтром.

Организмы – фильтраторы удаляют из морской воды, как органическое вещество, так и

минеральную взвесь и связывают их в т.н. пеллеты – комки, быстро, до 500 м/сутки

опускающиеся на дно. Биофильтры представляют собой мощнейшую систему, в которой

весь объем вод Мирового океана фильтруется всего за 1-1,5 года, а воды, например, Оби,

Лены, Енисея за 1-3 суток. В итоге в океанах биогенного вещества оказывается в 50-100

раз больше, чем терригенного материала, принесенного реками с суши. Все воды

Мирового океана могут очиститься от взвеси за 1-1,5 года.

Кроме зоопланктонного фильтратора существуют и бентосные, также играющие

важную роль. Важно подчеркнуть, что фильтраторы улавливают даже такую тонкую

взвесь, как коллоиды и бактерии, не осаждающиеся гравитационным путем.

Хемогенное осадконакопление свойственно полузакрытым морским бассейнам -

лагунам, заливам, ранним стадиям формирования рифтов, реже шельфовым морям,

располагающихся в зонах аридного климата. В таких условиях происходит

образование эвапоритов - каменной соли и гипса. Для этого необходимо высокое

содержание соли, испарение периодически поступающей в бассейн морской воды.

Для того, чтобы в таком полуизолированном от океана или открытого моря

бассейне в осадок выпадал сульфат кальция - гипс, концентрация солей должна

превышать нормальную (3,5 г/литр или 35‰) примерно в 3 раза. Для формирования галита

( NaCl) или каменной соли, концентрация солей в воде должна превышать нормальную

уже в 10 раз, а для этого необходимо, чтобы морская вода периодически поступала в

бассейн и затем испарялась.

Отложения солей развиты в осадочных отложениях разного возраста в различных

структурах земного шара. Например, кембрийские соленосные толщи в Ангаро-Ленском

бассейне около оз Байкал; нижнепермские калийные и натровые соли предуральского

передового прогиба; верхнедевонские соли Припятского прогиба в Белоруссии и в других

районах. В позднем миоцене, примерно 15-11 млн. лет назад, благодаря эвстатическому

понижению уровня океана в связи с образованием ледникового Антарктического щита,

Средиземное море оказалось изолированным от Атлантического океана. В миссинском

веке - 6,5-5,0 млн. лет назад Средиземное море распалось на ряд изолированных впадин-

озер, в которых в условиях жаркого климата происходило осаждение галита, гипса и

других солей. Мощность соленосных отложений в ряде впадин достигает 2-3 км, а общий

объем эвапоритов составляет 1 млн. км

. Объем такого количества соли из океанов

понизил соленость вод на 2 ‰, а это, в свою очередь, способствовало образованию льдов,

т.к. температура замерзания воды повысилась. Средиземноморский кризис солености, как

его называют, закончился 5 млн. лет назад в начале плиоцена, когда образование

Гибралтарского грабена открыло путь воде Атлантического океана во впадины

Средиземного моря и вскоре восстановилась нормальная соленость.

14.7. Ресурсы дна океанов.

Заканчивая раздел о геологической деятельности океанов и морей, необходимо

сказать несколько слов о тех колоссальных ресурсах, которые содержатся в океанском дне

и которые экономически выгодно извлекать сейчас или в будущем.

Прежде всего, это энергетические ресурсы - нефть и газ. Уже сейчас в Мире со

дна акваторий океанов и морей добывается более % нефти и газа и в будущем эта цифра

будет увеличиваться. Так как нефть и газ представляют собой сложное соединение

углеводородов, образовавшееся из органического вещества, снесенного с суши и, в

большей степени, из морского планктона, то мелководные шельфы - это как раз районы,

благоприятные для образования месторождений нефти и газа. Примером тому служат

Северное море, Мексиканский и Персидский заливы, Баренцево море, прибрежные

районы Аляски и другие районы. Именно шельфы в обозримом будущем станут главными

объектами для разведки и добычи нефти и газа.

Железо-марганцевые конкреции, покрывающие сплошным ковром огромные

пространства абиссальных котловин, где только в Тихом океане их объем оценивается

более чем в 200 млрд.т представляют собой полезное ископаемое ХХI века, учитывая, что

цены на некоторые металлы могут возрасти (рис. 14.6.16). В настоящее время их добыча

экономически нерентабельна, хотя исследования активно ведутся рядом стран в

центральной части Тихого океана.

Рис. 14.6.16. Распространение железо-марганцевых конкреций в Тихом и Атлантическом

океанах: 1 - плотное покрытие дна конкрециями, местами более 905; 2 – конкреции

встречаются часто, хотя распределены неравномерно ( по Дж.П.Кеннету, 1987)

Кроме Mn, больший интерес вызывают медь, никель и кобальт. Так запасы Cu

оцениваются в 80 · 10

тонн, Со - 20·10

тонн, Ni - 98 · 10

тонн, а Mn - 2200 · 10

тонн.

Южнее Гавайских островов в конкрециях сосредоточено около 450 млн. тонн меди при ее

среднем содержании в 1%.

Металлоносные осадки, связанные с полями гидротермальных систем, также

являются потенциальными месторождениями железа, меди, цинка. Одна лишь впадина

Атлантис II в Красном море по предварительной оценке содержит 3,2 млн. т цинка, 0,8

млн. т меди, 80000 т свинца, 45000 т серебра и 45 т золота. Перспективы металлоносных

осадков огромные, нужно лишь дождаться своего времени.

Россыпи тяжелых металлов

- титана, золота, платины, циркония, олова, а также

алмазов широко известны в пределах низкого и высокого пляжей, в прибрежной части

шельфа, в эстуариях рек. Например, более 70% добычи циркония в Мире, производится у

Восточного Австралийского побережья; около Рефондо-Бич в Калифорнии, также как и

вдоль восточного побережья Флориды. На побережье Юго-Восточной Азии, в

погребенных отложениях речных русел добывается большое количество олова,

приносящее доход Индонезии и Таиланду.

Вдоль восточного побережья Австралии распространены россыпи ильменита,

циркона, рутила. Такие же россыпи известны и на побережьях Южной Америки, у берегов

Флориды. В некоторых местах побережий Индостана и Шри-Ланки находятся россыпи

драгоценных камней - сапфиров и алмазов.

Нельзя не упомянуть о фосфоритах, образующихся на небольших глубинах в

пределах шельфа. Наконец, сама морская вода содержит большое количество ценных

элементов, которые когда-нибудь будет выгодно из нее извлекать. В городе Фрипорте,

штат Техас, уже давно действует завод по извлечению магния из морской воды.

Несмотря на то, что большая часть каменной соли добывается на суше, какая-то ее

часть, порядка первых процентов, получается путем выпаривания из морской воды, когда

ее пропускают через серию мелких искусственных бассейнов. Сначала из воды

осаждается карбонат кальция, потом соли магния, и только в четвертом бассейне из

оставшегося раствора образуется хлорид натрия с очень высокой до 99,6% степени

очистки.

Строительные материалы

- гравий, песок, ракушняки являются важным полезным

ископаемым и добываются на мелководье во многих странах - Нидерландах, США,

Мексики, Исландии и других.

Заключение. В настоящее время, используя тектонику литосферных плит удалось

получить новый фактический материал, касающийся процессов современного

осадконакопления в океанах (рис. 14.6.17). Эти данные содержат информацию в тысячи

раз больше, чем за все предшествующее ее время изучения океанов, как показал

А.П.Лисицын. Были получены данные о современных осадках во всех зонах Мирового

океана и, что особенно важно, об осадочном веществе, содержащемся в атмосфере,

гидросфере и криосфере. Установлено поступление вещества из мантии и океанической

коры в областях гидротерм – черных и белых курильщиков и подводного вулканизма. За

последние 30 лет пробурено более 2000 в океанах и около 10000 скважин при бурении на

шельфах для поисков нефти и газа. Успехи в технике позволили для изучения океанов

Рис. 14.6.17. Смена океанических осадков по мере удаления от срединно-океанического

хребта к континенту (по А.П.Лисицыну, А.Фишеру, Б.Хизену и др., 1973): 1 – толеитовые

базальты ( глубины 3 – 3,5 км); 2 – базальный слой металлоносных осадков (слой

Бострема); 3 – фораминиферовые и кокколитовые карбонатные осадки; 4 –

бескарбонатные осадки ниже критической глубины карбонатонакопления (ниже 4,5 км); 5

– андезит-риолитовая пирокластика; 6 – вулканическая область активной окраины

широко применять геофизические методы: сейсмостратиграфию, магнитостратиграфию,

магнитометрию, локаторы бокового обзора и другие. Использование геохимических,

радиохронологических, изотопных методов, моделирования осадочных процессов, все это

привело к совершенно новому пониманию осадконакопления в океанах, которое связано с

корой океанического типа и отличается от осадконакопления в морях, расположенных на

континентальной коре.