Экспозиция "Современные геологические процессы"
Раздел "Осадконакопление в морских и океанических бассейнах"
Раздел "Осадконакопление в морских и океанических бассейнах"
1. Фациальная зональность морских и океанических бассейнов
Морские бассейны занимают более двух третей современной поверхности Земли и отличаются большим разнообразием накапливающихся в них отложений и обитающих организмов. В море встречаются грубообломочные, песчаные, глинистые, карбонатные, кремнистые, железистые, марганцовистые и другие осадки, основная масса которых откладывается в прибрежной зоне и на шельфе. По мере удаления от берега обломочные отложения становятся все более мелкозернистыми, снижается скорость накопления осадков, количество донных организмов в них уменьшается.
Моря являются областями преимущественного накопления осадков, несмотря на то, что в них присутствуют участки, где осадки практически не накапливаются. По сравнению с континентальными, морские осадки отличаются большей выдержанностью. Основная масса осадочного материала поступает в моря с суши, другой источник осадочного материала - вулканические извержения, третий - разрушение пород морского дна, четвертый - жизнедеятельность морских организмов (биогенный источник). Характер отложений зависит от климата, рельефа морского дна и прилежащей суши, а также степени обособленности данного бассейна от океана.
Влияние климата особенно сказывается на карбонатности отложений и облике присутствующих в них организмов. В теплых морях чаще развиты карбонатные осадки, организмы с массивным карбонатным скелетом, коралловые рифы. В зонах влажного жаркого климата накапливаются морские железные руды и бокситы.
Образования осадков разного типа зависит во многом от рельефа морского дна. Различают плоские, мелководные моря, расположенные на платформах, омывающие невысокий, сглаженный континент, и глубоководные, котловинные, окруженные узкими шельфами и часто обрамленные горной сушей. Рельефом дна определяется режим волнений и течений, влияющий на распределение осадков. Рельеф суши сказывается на выветривании - чем более расчленен рельеф суши, тем более грубозернистый материал поступает в море.
Обособление морей от океана ведет к их опреснению или засолению, к изменению органического мира, нарушению нормального газообмена, вплоть до образования застойных вод.
Подразделение морских фаций до недавнего времени проводилось на базе батиметрии с использованием гипсографической кривой. Так выделялись фации неритовые, батиальные и абиссальные. Океанологические исследования последних десятилетий показали несовершенство этого принципа. Дело в том, что абсолютная глубина определяет лишь две фациальные границы - предельную глубину активного волнового воздействия (50-70 м, при катастрофических штормах - до 100 м) и критическую глубину накопления карбонатов (от 3-4 км в умеренных широтах до 5 км на экваторе).
Значительно большее значение имеет относительная глубина, точнее - перепад глубин, определяющийся крупными морфоструктурными элементами Мирового океана (шельф, континентальный склон, абиссальные равнины, срединноокеанические хребты), а также источник поступления осадочного материала. На этом основании в настоящее время выделяют два типа океанического седиментогенеза - приконтинентальный и пелагический. Приконтинентальная и пелагическая области резко различаются по характеру отложений, их составу, мощностям, скоростям накопления и механизмами осаждения.
При приконтинентальном седиментогенезе превалирует осадочный материал, поставляемый с континента - главным образом обломочный, хотя нередки и хемогенные и биогенные осадки. Для приконтинентальной области характерна максимальная контрастность рельефа, наличие разных форм переноса обломочного материала, разнообразных течений и, соответственно, большое разнообразие фаций. Концентрация органического вещества в приконтинентальной области в 4-8 раз выше, чем в пелагической.
При пелагическом седиментогенезе основная часть осадочного материала продуцируется самой водной толщей (пелагиалью), в нем преобладают планктоногенные осадки и глубоководные пелагические полигенные глины. Пелагические осадки менее разнообразны.
Ниже приводится более подробная литологическая характеристика осадков указанных областей.
1.1. Приконтинентальные фации
В приконтинентальной области наблюдаются различия фациальных рядов пассивных и активных континентальных окраин.
Идеальный фациальный профиль континентальных окраин пассивного (атлантического) типа включает прибрежно-морские фации, фации шельфа, уступа континентального склона, континентального подножья и абиссальных равнин.
Фациальные условия активных континентальных окраин (тихоокеанского) типа сложнее. По сравнению с окраинами пассивного типа, их фациальный профиль осложняется такими морфологическими структурами, как окраинное котловинное море, островная дуга и глубоководный желоб (островодужный подтип) или континентальный склон горно-складчатого сооружения и глубоководный желоб (андийский подтип).
Прибрежно-морские фации. В самой верхней части приконтинентальной области накапливаются прибрежно-морские отложения. Некоторые исследователи относят их к группе фаций, переходных от континентальных к морским. Мы рассматриваем их в составе морских.
К прибрежно-морским относят осадки, образующиеся в супралиторали, в приливно-отливной (литоральной) зоне и в прилегающих частях сублиторали, где интенсивно сказывается деятельность прибрежных волнений, прибоя. Ширина этой зоны от нескольких метров до 10-25 км. Отложения ее чрезвычайно изменчивы и зависят, прежде всего, от рельефа берегов и изрезанности береговой линии. Берега могут быть крутыми и пологими, абразионными и аккумулятивными, поэтому здесь накапливаются очень пестрые осадки - от грубозернистых (прибрежные галечники, пески) до илистых.
Абразионные берега (крутые, обрывистые - клиф, пологие - бенч) в ископаемом состоянии сохраняются редко и представляют твердые поверхности со следами сверлильщиков и остатками прирастающих организмов. Аккумулятивные берега более обычны.
Наиболее типичное прибрежное аккумулятивное образование - пляж, который образуется в результате переработки прибоем обломочного материала. В зависимости от крутизны берега, пляж сложен галькой, гравием или песком. Отложения пляжа характеризуются хорошей сортировкой, окатанностью и косослоистыми текстурами. Органические остатки встречаются в виде обломков морских раковин и фрагментов наземной растительности и позвоночных.
Одна из их разновидностей аккумулятивных берегов - ватты. Они развиваются вдоль суши с пологим выровненным рельефом при значительной амплитуде приливно-отливных течений. Ширина ваттов составляет от 8 до 25 км. Из-за периодических осушений для этой зоны характерно смешение признаков наземного и морского режимов, периодическое влияние атмосферы, обилие света, высокая подвижность вод, резкие колебания температуры и солености. Органический мир этой зоны весьма своеобразен и состоит из комплекса морских и наземных организмов, приспособленных к таким изменчивым условиям. Здесь накапливаются плохо отсортированные и сильно биотурбирванные пески, алевриты, глины с неправильной волнистой, линзовидной и косой слоистостью. При этом в наиболее удаленной от моря части приливно-отливных равнин, которой достигают только самые высокие приливы, формируется полоса заболоченных озер (маршей), где илистые осадки чередуются с прослоями торфа. Ниже (в пределах покрываемой приливами области) располагается полоса илистых осадков, часто с водорослевыми покровами (область низкой энергии приливов). Еще ниже - зона песчаных осадков, активно перерабатываемых приливами и организмами-биотурбаторами.
В гумидных условиях тропической и субтропической областкй в приливно-отливных зонах широко распространены карбонатные осадки, из которых формируются известняки (микритовые, детритовые, биоморфные, сгустковые, оолитовые, обломочные) с обычными для приливно-отливной зоны текстурами. В субаэральной обстановке такие осадки быстро литифицируются. В этой зоне также широко развиты водорослевые покровы, с которыми часто связано образование известняков со своеобразной структурой. Она возникает при литификации осадков, в которых сохранились пузырьки газа, образованные при разложении органического вещества. На месте пузырьков остаются полости, заполненные кристаллическим кальцитом. Такая структура получила название глазковой, или структуры "птичьего глаза".
В аридных зонах вдоль сухих пустынных побережий в надприливной полосе может образовываться так называемая себкха - прибрежная равнина, заливаемая морем только при наиболее высоких приливах и штормах. Осадки здесь состоят из песка, алеврита и глины, покрытых сульфатно-солевой коркой. Сульфаты и соль образуются при испарении морской воды. В целом, для аридных условий тропиков и субтропиков характерно образование водорослевых известняков, строматолитов, доломитов с прослоями эвапоритов.
Фации неритовой области. По мере удаления от прибрежной зоны в сторону моря осадки становятся более тонкими, в них появляется больше организмов, приспособившихся к жизни в обстановке интенсивного волнения. На пассивной континентальной окраине на шельфах (т. е. в неритовой области) сосредоточены основные зоны концентрации и седиментации осадочного материала. Здесь выделяются две зоны - мелководная и относительно глубоководная.
Фации мелководного шельфа. В мелководной (с глубинами до 50-70 м) зоне волнения распространяются практически до дна, в связи с чем осадки взмучиваются, сортируются, насыщаются кислородом. Эта зона может периодически подвергаться осушению и размыву при понижении уровня моря. Для нее характерно богатство растительного и животного мира, особенно бентосных организмов. Наиболее распространенными осадками мелководной зоны являются мелкообломочные - пески и крупнозернистые алевролиты.
На шельфах тропической и субтропичаской областей развиты также карбонатные породы - известняки и доломиты. Преобладают биокластические (детритовые) и оолитовые известняки.
Текстуры мелководных отложений гоизонтально- и волнистослоистые, реже - косослоистые, биогенные. На поверхностях наслоения обычны знаки ряби и следы перерывов.
В результате интенсивного перемещения донных осадков образуются разнообразные формы аккумулятивного рельефа.
В понижениях рельефа на шельфе (в так называемых иловых впадинах) откладываются глинистые отложения, которые часто образуются в условиях недостатка кислорода и сероводородного заражения.
Особую группу мелководных образований представляют органогенные постройки и рифы. Они возникают при интенсивном локальном развитии нарастающих друг на друга теплолюбивых каркасных и цементирующих организмов (кораллов, известьвыделяющих колониальных водорослей и др.), создающих прочную структуру (каркас). В результате такого нарастания возникают обособленные массивные первично твердые карбонатные тела. Для них характерен свой биоценоз и особый комплекс осадков, отличающийся по составу от прилежащих.
Если скорость образования постройки была близка к скорости накопления окружающих осадков, то в геологическом разрезе она имеет форму пласта или линзы (биостром). Если скорость нарастания организмов больше скорости накопления окружающих синхронных осадков, то в рельефе дна образуется холм. В геологическом разрезе такая постройка имеет форму выпуклой линзы или холма (биогерм). Биогерм и биостром относятся к простым органогенным постройкам (рис. 1). К сложно-дифференцированным органогенно-аккумулятивным постройкам относятся рифы или рифовые системы (рис. 2).
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.
Небольшие органогенные 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 43°), однако обычно не превышает 4-12°.
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 континентальный склон, и отлагается на их склонах и дне, а также выносится к устьям каньонов и образует у их основания 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.
У континентальных подножий развиты также контуриты - отложения так называемых контурных глубоководных течений, образующие гигантские аккумулятивные формы подводного 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, 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 более грубообломочные отложения, ниже по склону - алевриты, а в 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 постоянно 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.
1.2. Пелагические фации
Пелагические обстановки занимают 50% общей поверхности Земли. В придонной части нет волнения и разнос материала осуществляется только разного рода течениями. Весь материал, поступающий с суши, за исключением эолового, тонкодисперсный и долгое время находится во взвешенном состоянии. Донная фауна крайне малочисленна, в осадках присутствует главным образом планктонный материал.
Наиболее глубоководные участки покрыты красной глубоководной глиной. Это коричневые и красноватые осадки, состоящие из разных по происхождению компонентов, главным образом тонкодисперсного терригенного гидрослюдистого материала, приносимого ветром и водой, вулканических продуктов, космогенных частиц и планктона. В этих глинах присутствуют гидрогетит, гематит, тодорокит и встречаются целые поля железомарганцевых конкреций, образующих богатые рудные залежи.
Другой тип осадков - кремнистые радиоляриевые или диатомовые илы. Это красная глина с повышенным содержанием раковин кремнистого планктона (глубина образования - 4500-6000 м). В более мелководных условиях красные глины замещаются известковыми планктоногенными (фораминиферовыми, птероподовыми, кокколитовыми) илами.
Особое место на абиссали занимают участки, связанные с гидротермальными выбросами - "курильщиками", расположенными преимущественно в рифтовых зонах океанов. Область распространения "курильщиков" на абиссали получила собственное название денсоабиссаль, или денсаль.
Глубина распространения денсали 600-6000 м. Курильщики имеют конусовидную форму и воздымаются над поверхностью дна на высоту до 60 м. Качественный химический состав воды в денсали намного богаче состава морской воды абиссали, так как выбросы курильщиков содержат в разных сочетаниях такие химические элементы, как C, H, O, P, Fe, Mn, S, Cu, Ni, Mg, Ca, Si, Zn, Na. Денсаль имеет пятнисто-линейное распределение на абиссали, "пятна" концентрируются вокруг курильщика и достигают 300 м в поперечнике. Линейно они протягиваются вдоль тектонических разломов на расстояния до 8000 м. Максимальная температура гидротермальных выбросов курильщиков достигает 320-370°C и падает до 140-14°C к его периферии.
Для денсали характерна чрезвычайно высокая биомасса, сопоставимая со сгущениями жизни мелководья.
1.3. Фации морских водоемов аномальной солености
Соленость вод внутренних морей, имеющих затрудненный водообмен с Мировым океаном, обычно отличается от среднемирового (35%о) уровня. В современную эпоху широкого развития гумидных зон и интенсивного речного стока происходят отклонения в сторону понижения солености и образования опресненных бассейнов. Соленость поверхностных вод Черного моря 17-18%о, Азовского 9-10%о, Балтийского 6-8%о. В аридных зонах при отсутствии рек соленость повышается. Так, в Персидском заливе соленость достигает 40-41%о, в Красном море соленость поверхностных вод 38-41%о, глубинных 40,5-42,3%о. В геологическом прошлом при большей аридизации климата внутренние водоемы с повышенной соленостью вод были развиты гораздо шире.
Во внутренних бассейнах аридной зоны поверхностное испарение приводит к осаждению легко растворимых солей. При выпаривании соли выпадают в определенной последовательности в зависимости от состава исходного раствора и его температуры. Первыми выпадают карбонаты, гипс и ангидрит, затем каменная соль, сопровождаемая сульфатами кальция и магния, и, наконец, хлориды калия и магния, также сопровождаемые сульфатами и галитом. В нижней части водной толщи могут возникать застойные явления (поэтому в основании соленосных серий часто встречаются тонкослоистые битуминозные ангидриты).
Аналогичные условия возникают и в мелководных бассейнах в аридной зоне, однако из-за более активного перемешивания вод в результате волнения застойных явлений в них не происходит.
В гумидных зонах интенсивный привнос пресных вод во внутренние моря приводит к опреснению поверхностных морских вод. Более тяжелые соленые воды опускаются на дно. Вертикальные конвекционные движения практически отсутствуют и в нижней части возникают резко восстановительные условия, что приводит к образованию битуминозных илов. Донная фауна в таких осадках практически полностью отсутствует. Здесь возникают весьма благоприятные условия захоронения и дальнейшего анаэробного преобразования органического вещества. Такие фации называют понтическими, или эвксинскими.
В мелководных морях из-за волнения, которое охватывает практически всю водную толщу, застойные условия не возникают. В таких морях накапливаются терригенные, глинистые и карбонатные осадки. Выявление фаций опресненных бассейнов в геологическом разрезе возможно только на основе экологического анализа органических остатков, поэтому наличие таких водоемов достоверно установлено только в кайнозое (по присутствию аналогичных родов и видов в современных опресненных бассейнах).
2. Биологическая структура Мирового океана
Биологическая структура Мирового океана определяется широтной, вертикальной и циркумконтинентальной зональностью.
Широтная зональность является планетарной и обусловлена климатической зональностью, связанной с закономерным изменением температуры вод по направлению от полюсов к экватору. Зональность Мирового океана - главная закономерность распределения ландшафтов поверхностной толщи океана, дна морских мелководий и связанных с ними сообществ морских организмов. Действие закона зональной дифференциации Мирового океана контролируется толщей воды. Вертикальные (глубинные) ярусы океана отличаются своими особенностями географической зональности. В каждом полушарии выделяется по три пояса: холодный, умеренный и теплый. Они опоясывают Землю, включая поверхностную толщу океана и шельф до глубин, подверженных сезонным колебаниям температур. В пределах этих поясов разные авторы выделяют от девяти до тринадцати расположенных субширотно областей (поясов, зон), для каждой из которых характерны свои шельфовые сообщества организмов. Некоторые примеры зональной дифференциации Мирового океана показаны на табл. 1 и 2. В последнем случае для проведения границ географических зон используется температурный градиент 5(10)°С.
