-------
| Библиотека iknigi.net
|-------
| Владимир Николаевич Судариков
|
| Геология и минеральные ресурсы Мирового Океана
-------
Судариков В.Н.
Геология и минеральные ресурсы Мирового Океана. Учебное пособие
От автора
К настоящему времени накоплен обширный материал по геологии океанов, на основе которого большинство геологов планеты придерживаются «мобилистских» взглядов. Таким образом, с конца 20 века доминирует концепция литосферных плит, дополненная конвекционной теорией. Суть этой концепции и огромный фактический материал изложены в многочисленных монографиях и статьях советских и зарубежных авторов. Актуальность изучения результатов исследования Мирового океана заключается, помимо научной новизны, в расширении базы полезных ископаемых, в том числе и месторождений углеводородов.
Осложняющим моментом при составлении учебного пособия по геологии Мирового океана была необходимость вместить обширный материал во временные рамки одного семестра.
Автор, при составлении данного пособия, опирался в основном на обобщающие монографии серии «Океанология» (ответственные редакторы П.Л. Безруков, А.С. Монин, А.П. Лисицин и др.), на книгу К. Оллиера. Отдельные фрагменты были взяты из статей авторов, в том числе и не включенных в отчетный список, – это Е. Цветков, Б. Розен, В. Маркин, А. Городницкий, С. Ушаков, О. Сорохтин и др.
Введение
В конце 18 века французский гидрограф Кларэ де Флорие назвал совокупность океанов и морей Мировым океаном. Его воды покрывают 361 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
поверхности земли, т.е. более 70 %. Масса воды Мирового океана при средней глубине 3,8 км оценена Вернадским В.И. в 1370 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
.
Океаны не только огромные впадины, заполненные водой. Они характеризуются «океаническим» типом земной коры, отличающейся по составу, структуре и мощности от коры «материкового» типа. Геологические процессы в океанах специфичны и резко отличаются от таковых на материках. Специфична и методика геологических исследований океанов. Наконец, это почти нетронутая в отношении минеральных ресурсов часть планеты, освоение которой только начинается. При этом ключи к решению многих геологических проблем следует искать на дне океана. Неудивительно, что «океанология» выделена в настоящее время в самостоятельную науку.
В 19 веке и в первой половине 20 века в науках об океане преобладал описательный подход, в связи, с чем существовало такое объединительное название «океанография». Этот этап завершен к середине 20 века. Располагая накопленными знаниями, специалисты перешли к анализу процессов в этой области.
Современная океанология – это наука о физических, химических, геологических и биологических процессах, происходящих в Мировом океане.
Примерно до 60 годов представления о геологии Земли целиком базировались на данных изучения континентов. Океаны рассматривались в данный период как постоянно существовавшие пустые пространства, провалы между меняющимися в своих очертаниях развивающимися континентами.
В современных взглядах на историю океанов существуют весьма различные 4 концепции.
1. Все современные океаны – реликты древнего, более крупного океана, охватывавшего когда-то всю поверхность Земли. Развитие литосферы идет в направлении океан-геосинклиналь-континент (Васильковский Н.П., Леонтьев О.К. и др.)
2. Океаны делятся на две группы: древние (первичные) и молодые (вторичные). Были убеждены, что Тихий океан – самый древний среди океанов Земли. Даже считали, что он существовал еще в докембрии. Полагали, что воды океанов скрывают части древних платформ. При этом аргументом древности океана служили результаты изучения флоры и фауны их населяющей. Но историю океанской воды и ее животного мира нужно рассматривать отдельно от истории отдельных океанов как бассейнов. Воды вместе с организмами могли перетекать, перемещаться. Воды древнее бассейнов.
О возрасте бассейнов свидетельствуют данные геофизических исследований, полученные за последние с 1970 по 1980 годы. Они показали, что строение коры океанического типа сходно во всех океанах. Возраст самых древних пород на дне океана определен как позднеюрский. Более древних пород не выявлено. Сторонники этой концепции о древности океанов – Архангельский А.Д., Страхов Н.М., Вегенер и др.
3. Океаны, напротив, очень молоды, образовались в начале мезозоя на месте первичной континентальной коры (Белоусов В.В.). Все океаны новообразованы, с разным возрастом ложа и пород. В пределах Тихого океана развита докембрийская кора.
Но это не соответствует принципам изостазии и физико-химическим условиям превращения силикатов.
4. Бурением доказано широкое распространение современного, четвертичного и миоценового ложа и аналогичных по возрасту осадков во всех океанах.
История океанов по этой концепции связана с генерацией коры в срединных хребтах океанов и раздвижением плит. Современные же океаны сформировались в основном на месте древних материков Гондвана и Лавразия, но образовались они не только на материковой коре, а на новой, возникшей в связи с наращиванием плит в активных срединных хребтах и отодвиганием различных частей этих плит с впаянными в них материками.
Океаны по этой концепции существовали на Земле и раньше, начиная с самых ранних этапов ее развития, с появлением большого количества воды, но они занимали положение иное, чем в настоящее время. В ходе истории непрерывно происходило наращивание океанской коры, движение ложа океанов и его поглощение и переплавка по активным окраинам плит (в зонах Беньофа). Положение активных хребтов на плитах неоднократно менялось, что доказывается в частности для мезозойско-кайнозойской истории, положением линейных (полосовых) магнитных аномалий. Простирания этих реликтовых аномалий резко отличается от направления движения более молодых плит. Немало примеров древнего положения срединных хребтов получено и при изучении континентов (офиолитовые формации). В большинстве горных сооружений мы встречаем офиолитовые покровы (надвинутые на континенты фрагменты океанической коры прошлых геологических эпох). По строению этих покровов и составу перекрывающих их осадочных пород (обычно это яшмы, образующиеся из богатых кремнеземом осадков открытого океана) можно утверждать, что такие осадки образовались за тысячи километров от берега. Следует отсюда вывод, что большие океаны существовали практически всегда в течение всей жизни Земли.
//-- Контрольные вопросы --//
1. Что такое океанология?
2. Четыре концепции истории океанов.
1 История океанов
1.1 Эволюция взглядов на динамику литосферных плит
Еще в 1620 году Френсис Бекон впервые обратил внимание на подобии конфигураций противостоящих континентов – Африка и Южная Америка.
В теоретической геологии сама собой и как «очевидная» точка зрения возникла фиксистская концепция, согласно которой все геологические структуры, начиная от континентов, океанов и их дна и кончая островами, всегда находились на поверхности Земли только в строго фиксированном положении. В рамках такой фиксистской концепции любые сколько-нибудь-значительные горизонтальные перемещения геологических структур полностью исключались.
Фиксистский барьер «очевидности» впервые удалось перешагнуть английскому пастору и талантливому физику О. Фишеру в его незаслуженно забытом труде со вполне современным названием «Физика земной коры», изданным ещё в 1889 г. (Ficher, 1889). Заметим, кстати, что, исходя из идеи об изостатическом равновесии материков, О. Фишер в этой же работе впервые правильно определил среднюю толщину континентальной земной коры в 20 – 25 миль, или около 40 км.
В противоположность господствовавшим тогда представлениям о постепенном охлаждении и сжатии Земли, приводящим к возникновению в земной коре напряжений сжатия, О. Фишер, создавая свою концепцию, исходил из факта одновременного существования на Земле структур растяжения и сжатия. К первым он отнес рифтовые зоны, проходящие через Исландию, Срединно-Атлантическое плато (как тогда называли Срединно-Атлантический хребет), Восточную Африку и другие подобные структуры, а ко вторым – Тихоокеанский подвижный пояс, выделяющийся резко повышенной сейсмичностью. За основу геодинамической модели развития земной коры О. Фишер принял закономерности движения лавовых корок, образующихся при остывании магмы в лавовом озере кратера вулкана Килауэа на Гавайских островах. Эти корки всегда перемещались от открытых трещин, заполняемых огненно-жидкой магмой (из которой при остывании и формировались сами корки), к местам их торошения и погружения в глубины расплавленной магмы лавового озера. В результате О. Фишер пришел к естественным выводам. Океаническая кора образуется за счет излияния базальтов из трещин в зонах ее растяжения, таких, например, как в Исландии и на осевом хребте в Атлантическом и других океанах. По периферии Тихого океана существуют зоны сжатия, в которых океаническое дно опускается под островные дуги и континентальные окраины. Этот-то поддвиг океанической коры под континентальную и приводит к возникновению землетрясений под Тихоокеанским подвижным поясом. Континенты пассивно «дрейфуют» вместе с океанической корой от зон растяжения к зонам сжатия. Движущим механизмом, перемещающим блоки земной коры, служат конвективные течения магмы в подкоровом субстрате.
Просто поразительно, как за 70-80 лет до появления основополагающих работ по тектонике литосферных плит была нарисована столь близкая к современной модель развития геологических процессов на Земле. Однако идеи О. Фишера опередили свою эпоху и не были по достоинству оценены современниками. К тому же в то время геологи еще так мало знали о строении океанского дна, что фактический материал, подтверждающий гипотезу О. Фишера о важнейшей роли океанической коры в тектонике Земли, практически отсутствовал. Теперь приходится только гадать, насколько быстро пошло бы развитие современной геологии, если бы идеи О. Фишера были оценены его современниками. Но этого не случилось, и вновь вспомнил о его работах лишь Д. Маккензи в 1972 г. (1975), а более подробно их описали К. Риффо и Кс. Ле Пишон в 1976 г. (1979).
Следующий шаг в развитии идей мобилизма сделал выдающийся немецкий геофизик А. Вегенер, опубликовавший в 1912 г. гипотезу дрейфа континентов. В качестве аргументов, свидетельствующих о дрейфе материков и распаде некогда единого супер-континента Пангеи, А. Вегенер (1925) приводил следующие аргументы: необычайное сходство очертаний западных и восточных береговых линий Атлантического океана, однотипность геологического строения смежных материков, окружающих этот океан, общность древней фауны и флоры на разобщенных ныне материках, а также следы почти одновременного (позднепалеозойского) распространения покровного оледенения в Южной Америке, Южной Африке, Индии и Австралии. К сожалению, с трагической смертью А. Вегенера в 1930 г. его смелая гипотеза была предана забвению.
Почему же так произошло и на этот раз? Помимо определенного консерватизма свойственного научному миру (кстати, иногда это бывает вполне оправдано, поскольку защищает науку от принятия легковесных гипотез), главную роль здесь сыграло ошибочное объяснение А. Вегенером механизма дрейфа континентов, тогда как ни один из его геологических аргументов в пользу самой гипотезы дрейфа, никогда опровергнут так и не был. А. Вегенер предполагал, что перемещения материков происходят за счет ротационных сил и приливных взаимодействий Луны с Землей, т.е. благодаря чисто внешним воздействиям, а не внутренним причинам. Элементарная проверка расчетами показала, что подобный механизм на много порядков слабее тех сил, которые могли бы в действительности сместить материки (Джефрис, 1960). Но весь парадокс ситуации состоял в том, что в 20-х годах вместе с ошибочным механизмом вегенеровской гипотезы «за борт выплеснули» и его совершенно правильные аргументы в пользу реальности самого факта существования дрейфа континентов.
Революционным этапом в развитии представлений об истории океанов стало глубоководное бурение их дна. Американское буровое судно «Гломар Челенджер» начало работу в океане в августе 1968 году. Практически оно побывало во всех частях Мирового океана. Позже к этому проекту присоединились и другие страны, в том числе и СССР.
При исследовании мирового океана в большом объеме были задействованы геофизические методы. После проведения комплекса разносторонних исследований Мирового океана по существу открыта новая часть нашей планеты, в 2,5 раза большая, чем все континенты.
Тектонические процессы, протекающие на обширных пространствах Мирового океана, как в настоящее время, так и миллиард лет назад и затрагивающие всю планету, наиболее полно объясняются концепцией тектоники плит (практически в настоящее время всеми признанной), которая в последнее время существенно дополнилась концепцией плюмажей – конвекционных потоков. Концепция тектоники плит пришла на смену прежним представлениям о дрейфе континентов и спрединга океанического дна. При этом допускается, что литосферные плиты состоят, как правило, из участков океанической и континентальной коры. Кроме того, предусматривается, что перемещение плит происходит не вдоль границ Конрада или Мохо, а по низкоскоростному астеносферному слою. С этих позиций литосфера характеризуется большой жесткостью и плотностью и включает в себя как сиаль, так и симу, как континенты, так и дно океанов, т.е. образует единую плиту. Астеносфера настолько мягка по сравнению выше и ниже лежащими оболочками Земли, что плиты могут скользить по ней под действием конвекционных сил.
В настоящее время преобладает конвекционная теория (Сорохтин О.Г.), позволяющая объяснить причину и динамику движения плит. Движущая сила эволюции – гравитационная конвекция в первоначальной однородной массе планеты и дифференциация ядра и мантии. Сорохтин О.Г. продолжил идеи О.Ю. Шмидта и французского ученого 19 века Эли де Бомона. Сгусток из пыли и межзвездного газа постепенно уплотнялся и в большей степени начала сказываться гравитация. Началась геотектоническая история Земли. В результате этого проявилось все многообразие эволюции, тектонические циклы, кора и мантия, океаны, атмосфера, гидросфера и т.д.
Медленный рост железо-никелевого ядра определил глобальную геологию и тектонику Земли. Внешнее ядро состоит из окиси одновалентной фазы железа. Железо в ядре, а выплавленные легкие шлаки движутся наверх. В этом процессе мантия является мешалкой и транспортером.
Полный оборот вещества в мантии – это один тектонический цикл. Всего было 20 таких циклов за всю прошедшую историю Земли и будет еще 7 циклов, пока не прекратится тектоническая жизнь. Это еще 2 млрд. лет. В астеносфере вязкость меньше, поэтому идут горизонтальные движения.
Над пластичной астеносферой кристаллизуются базальты – отсюда начинается литосфера. Над восходящим потоком появляется гигантская трещина, на много тысяч километров прорезая базальты. Эта трещина – та самая ложбина, расположенная в осевой части срединно-океанических хребтов – рифтовая долина, по которой поступает материал мантии, который застывает, наращивая расходящиеся края. Океаническое дно растаскивается в стороны мощными горизонтальными потоками в астеносфере. Оценивая возраст базальтовых порций (пластин), значит оценивается и возраст океана. Возле хребтов базальты естественно моложе.
Рисунок 1 – Геосферы Земли (по К. Оллиеру)
В зонах подъема мантийных струй плиты растаскиваются в стороны, в зонах опускания мантийных струй плиты будут сходиться. Схождение материков и расхождения было много раз. Сейчас обе Америки дрейфуют на Запад, а Евразия – на Восток.
Когда через 2 млрд. лет мантия очистится от железа и окислов, кислород хлынет в атмосферу. Давление будет в тысячу атмосфер. Материки увеличатся, но поверхность будет ровная и океан по ней растечется. Активность затухнет.
1.2 История возникновения и исчезновения океанов и перемещений континентов
Наиболее надежные представления об истории океанов в пределах области развития коры океанического типа мы имеем только для последних 150 млн. лет. Эти данные получены при глубоководном бурении в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах. Однако, это не значит, что ранее океаны не существовали. Протоокеаны существовали всегда – и в раннем мезозое, в палеозое, и в докембрии, т.е. с момента появления воды и коры океанического типа.
Рисунок 2 – Оболочки земной коры и верхней мантии (по К. Оллиеру)
Масса воды в гидросфере (и на поверхности земли) постепенно растет, причем со времени 2 млрд. лет назад практически с постоянной скоростью. Современная гидросфера по отношению к массе земной коры соответствует количеству водяного пара, выделяющегося при извержениях (около 3 % массы изверженного материала).
Рисунок 3 – Реконструкция взаимного расположения континентов и океанов в различные геологические эпохи. На этом рисунке вы видите Землю, какой она была в начале полеозоя (около 480 млн. лет назад). Карта построена на ЭВМ по методике, разработанной в Институте океанологии им. П.П. Ширшова АН СССР.
Нижний рисунок – образование рифтовой зоны (по А. Городницкому, 1981)
В соответствии с положениями концепции тектоники плит движение океанических плит в пределах современных средних размеров океанов идет с такой скоростью, что максимальная продолжительность их существования до исчезновения плит в областях субдукции составляет при средней скорости спрединга 3 см/год около 150-160 млн. лет. Сходный возраст имеют и многие пассивные окраины океанов.
Признаки древних-докембрийских и палеозойских океанов обнаружены и на суше. Это – офиолитовые, известково-щелочные и некоторые другие комплексы. Для фанерозоя палеотектонические реконструкции основных элементов геодинамики выполнены Зоненшайном Л.П. и др. Современное взаиморасположение материков возникло в результате длительного их развития, различных по направлению перемещений, столкновений и исчезновения древних океанов.
При движении плит то открывались, то исчезали крупные проливы, соединявшие океаны, менялись системы циркуляции поверхностных и глубинных вод, менялась флора и фауна в океанах и на континентах. Движение плит происходило сложным образом, расширение дна океанов шло по нормали к срединным хребтам с разной скоростью и в разных направлениях, причем для каждого океана оно менялось во времени. Каждая плита находилась под действием многих сил, что приводило к сложной картине суммарных перемещений плит, вызывало значительные напряжения на их границах. В реконструкциях океаническая и континентальная части каждой из плит двигались вместе.
Со времен как образовались океаны, океаническая кора всегда была наиболее распространенной. Непрерывное обновление океанической коры находит подтверждение при подсчете объема осадков в океане. Если принимать даже самые низкие скорости седиментации, известные для современного этапа и фанерозоя, то и при этом слой осадочных отложений в океане должен был бы составить несколько десятков километров, т.е. океаны должны быть погребены под осадками.
На самом же деле средняя мощность осадочной оболочки океанов – около 500 м. Это объясняется погружением коры в зону и переплавлением, а также обновлением и наращиванием базальтового ложа океанов.
Таким образом, для воссоздания картины прошлого большую роль играют находки на континентах древней океанической коры – офиолитовых комплексов горных пород, в состав которых входят гипербазиты, габбро, базальты и перекрывающие их глубоководные кремнистые осадки.
Офиолитовые комплексы можно найти во всех складчатых поясах Земли – на Урале, Кавказе и Аппалачских горах США. По ним можно проследить древние границы океанов, исчезнувших затем. Они показывают, что Евразия – континент возник в результате столкновения и спаивания нескольких более мелких континентов. Свидетелями границ древних океанов являются и вулканические цепи, в основном андезитового состава – древние островные дуги.
Палеозойский этап развития Земли начался с существования в начале трех океанов, а с карбона – единого большого океана Панталасса, который весьма примечателен с точки зрения литологии. Известно, что главная часть терригенного материала образуется в гумидных зонах экваториальных частей суши с их огромными скоростями выветривания. В настоящее время оттуда поступает ¾ терригенного материала планеты, а занимает 39 % поверхности современной суши. В палеозойских океанах: палео–Азиатский, палео–Тетис, палео–Атлантический и в раннемезозойском океане Панталасса в экваториальных зонах суша отсутствовала. Только в карбоне – перми континенты движением плит были введены в экватор. Начался усиленный снос тогда терригенного материала.
Южные материки Антарктида, Австралия, Африка и Южная Америка на протяжении всего палеозоя были объединены в единый материк – Гондвану. Вдоль их границ нет офиолитовых комплексов, значит, не было и океанов.
По другую сторону тогдашних океанов располагалась группа северных материков: Северо-Американский, Восточно-Европейский и Сибирский, а также микроконтиненты: Казахстан, Средняя Европа и другие. Северо-Западная Африка находилась на Южном полюсе. Северные материки располагались в экваториальной части.
480-450 млн. лет назад северные континенты постепенно сближаются; палеоАтлантический и палео-Азиатский океаны понемногу закрываются. Рождается новый океан палео-Тетис. На его северном краю возникают гигантские цепи островных дуг с вулканами. В дальнейшем в среднем палеозое, в силуре и девоне, начинается объединение всех континентов. Океан палео-Тетис сильно сокращается. Все это продолжается и в период раннего карбона. В местах столкновений образуется герцинский складчатый пояс. Формируется новый океан палео-Тетис II, отделяющий Китайский континент от Сибири и Казахстана. Гигантские ледники покрывают Гондвану.
290-270 млн. лет назад образуется единый сверхматерик – Пангея, состоящий из двух частей – Лавразия на севере и Гондвана на юге. Он просуществовал до триаса – ранней юры.
На восточном краю Пангеи располагались протяженные вулканические пояса, с которыми связаны месторождения цветных и редких металлов. Южный полюс находился в Антарктиде. Пангею покрывали ледники. Оледенения заканчиваются в триасе 220-200 млн. лет назад. Закрывается океан палео-Тетис II, Китайский континент припаивается к Евразии. Триас – ранняя юра – время низкого уровня океана.
Затем Пангея в триасе начала распадаться и была разделена крупным океаном Тетис на три части: Гондвану, Лавразию и Китайский континент. Дальше материки дробились по разломам-рифтам, которые могли расшириться до океана. Началось все с Лавразии. Северная Америка отодвигается от Европы; между ними образовался Атлантический океан. Евразия сместилась к северу.
В конце юрской эпохи (160-140 млн. лет назад) начала распадаться Гондвана, существовавшей 500 млн лет Гондвана (южная группа материков) распалась на 8 частей: Антарктида, Южная Америка, Африка, Аравия, Австралия, Индия, Мадагаскар, Новая Зеландия. Таким образом, распад Пангеи продолжался вплоть до позднего мела.
В местах раскола Гондваны возникли рифтовые зоны и срединноокеанические хребты. Континенты Гондваны перемещаются к северу кроме Антарктиды. Индия столкнулась с Евразией, в результате чего образовались Гималайские горы. Увеличивалась протяженность срединных хребтов и скорости спрединга. Уровень океана поднялся на 300-500 м в позднемеловое время, потом начался спад уровня до минимальных отметок (-150 м.).
Южная часть Атлантики начала раскрываться 135 млн. лет назад, в конце юры. Рифтовая зона, от которой началось раздвижение Африки и Южной Америки, как полагают, напоминала современное Красное море. Атлантический океан принял знакомые нам очертания, вероятно, к концу мела (65 млн. лет назад). Нераскрытой оставалась только самая северная его часть и Северный Ледовитый океан.
В Тихом океане в юрское и меловое время, по-видимому, существовала система глубоководных желобов, поглощающих литосферные плиты Северной и Южной Америки. Двигаясь на запад, Северная Америка надвинулась на существовавшие здесь глубоководные желоба и перекрыла их. Южная Америка, достигнув Андского (Перуанско-Чилийского) желоба, не закрыла его, а начала сдвигать его к западу. В кайнозое материки заняли современные позиции.
В верхнем мелу сближаются Африка и Евразия. На северном краю закрывающегося океана Тетис возникает огромный пояс вулканических дуг, протягивающийся от Юго-Восточной Европы до Гималаев и далее. Здесь также сосредоточены месторождения золота, олова, вольфрама и полиметаллов. В кайнозойскую эру океан Тетис почти закрылся. Африка сминает южную часть Европы. Возникает Альпийский складчатый пояс. От Тетиса остались Средиземное и Черное моря. Надвигание продолжается, вулканы Италии действуют.
В связи с дрейфом материков выясняется важная закономерность, которая приводила в прошлом и привела в четвертичное время к резким похолоданиям, развитию оледенения. Попадание обширной суши на Северный или Южный полюсы приводило к развитию околополярного оледенения и похолодание климата всей Земли. При попадании океана на полюс происходило выравнивание температур и наступало потепление. Ледниковые периоды в истории Земли повторялись. Для северной Европы с юры до середины эоцена среднегодовая температура повышалась до 25-30 °С, затем снизилась до современных значений – 5-10 °С.
Рисунок 4 – Африка, Европа (отдельно Испания), Гренландия, Северная и Южная Америки передвинуты на глобусе без изменения их размеров и формы так, чтобы их контуры сошлись, возможно, лучше (по Э. Буларду и др.).
Контурами материков считаются линии глубин до 500 метров.
На плоской карте изображения материков неизбежно искажены, что видно по искривлению сетки меридианов и широтных кругов.
Огромная рифтовая зона развивается под озером Байкал и под Красным морем. Континенты снова собираются воедино в Северном полушарии. Цикл расхождения и схождения всех материков составляет 600 млн. лет. Видимо, суперконтиненты образовывались на нашей планете не раз.
Выявление факта непрерывного формирования океанической коры и последующего исчезновения в глубоководных желобах, позволяет совершенно иначе, чем ранее, подходить к пониманию истории океанов. Поскольку плиты двигаются, точка наблюдения не фиксирована. Она меняет свои координаты и при движении например по меридиану происходит смена разных климатических условий вплоть до северных широт. Соответственно развитие осадочной толщи в основных чертах предопределяется геологической историей ложа океана. Ежегодно уходит в глубинные слои Земли около 1,5 км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
осадков океана.
//-- Контрольные вопросы --//
1. Концепция дрейфа континентов А. Вегенера.
2. Роль бурового судна «Гюмар Челленджер» в исследовании океанов.
3. Конвекционная теория О.Г. Сорохтина.
4. Офиолиты на материках – признаки существования древних океанов.
5. Суперматерики – Гондвана, Лавразия, Пангея.
6. Дрейф материков и изменение климата на Земле.
7. Формирование океанической коры и её исчезновение.
2 Общая характеристика Мирового океана
2.1 Изменение уровня Мирового океана
Под изменением уровня Мирового океана понимаются глобально прослеживаемые (эвстатические) изменения уровня водной оболочки в отличие от эпейрогенических, региональных, т.е. связанных с колебательными движениями и не прослеживающимися на разных континентах одновременно. Эвстазия вызывает глобальные подъемы и понижения уровня океана, отражающиеся на континентах в глобальных трансгрессиях и регрессиях. Эпейрогенез приводит к местным региональным регрессиям и трансгрессиям. Водная оболочка более подвижна, чем твердая кора, поэтому все изменения объема Мирового океана в геологической истории фиксируются в глобальных изменениях его уровня. Исследования стратиграфических разрезов шельфов во многих местах планеты позволили выделить колебания уровней океана разных порядков.
Генерация воды за счет поступления ее из глубинных слоев – процесс постоянный по крайней мере для последних 200 млн лет и резко не влияет на изменение уровня океана. Наибольшее значение могут иметь колебания объема океанических котловин. Они могут быть связаны с изменением скорости спрединга и субдукции, объемом срединно-океанических хребтов.
С эоцена, когда началось оледенение Антарктиды и захват части воды на построение криосферы (ледовой оболочки) происходит снижение уровня океана. Образование криосферы происходило за счет морской и континентальной вод. Великое оледенение, которое происходило 18 тыс. лет назад понизило уровень на 100 м. при максимальном оледенении он снизится на 130-150 м. При таянии современных ледников уровень Мирового океана повысится на 72 м.
За последние 600 млн. лет (этап фанерозоя) максимальный подъем уровня Мирового океана составил 300-350 м выше современного уровня океана. Пики его повышения приходятся около 500 и 70-100 млн. лет назад. В триасе (200 млн. лет назад) оно было снижено примерно до современного уровня.
На протяжении последних 70 млн. лет уровень океана изменялся от +350 до -260 м, т.е. амплитуда достигала 600 м. В меловом периоде уровень достигал +350 м выше, чем сейчас. Если бы этот уровень был бы сейчас, то вся Европа, часть Азии и обеих Америк, Австралия были бы под водой. Возвышались над гладью океанов лишь горы.
Для последних сотен млн. лет цикл колебаний уровня океанов следующий: низкий уровень – медленный подъем – резкое падение. Продолжительность 37 млн. лет. Это существенно влияет на осадконакопление.
Рисунок 5 – На схеме показано соответствие глобальных изменений уровня океана для последних 600 миллионов лет с распределением главнейших месторождений угля и нефти (по А. Лисицину).
Колебание уровня океана имело большой климатический эффект. Во время наступления океана и расширения площади морей на континентах климат смягчался, приобретал черты средиземноморского, выпадало большое количество осадков. Наоборот, отступание океана, обнажение значительных площадей суши вело к континентализации климата (резкие перепады температур, а также его аридизация).
При резком снижении уровня океана реки лавинообразно размывают предыдущие осадки дельты в шельфе и сбрасывают их в океан с крутого склона за шельфом. Из-за скорости накопления в осадках не успевает отжиматься вода; осадки становятся текучими с небольшим содержанием органики. Органика преобразуется впоследствии в нефть и газ. В шельфе распространены месторождения угля. Подъем уровня способствует образованию месторождений нефти, а понижение – углей. Последние образуются в огромных болотах на идеальных равнинах бывшего шельфа. В глубоких частях склона океана происходят оползни, подводные сели, уплотнение и переработка органики, обогащенной планктоном.
Рисунок 6 – Относительные изменения уровня Мирового океана за последние 65 миллионов лет для разных частей Земли (по А. Лисицину).
С трансгрессиями связаны увеличение объема фитопланктона, интенсивность биогенной седиментации, а также важные геохимические последствия – увеличения содержания кислорода в атмосфере, снижение содержания углекислоты, рост содержания органогенного углерода в осадках, интенсивность диагенетических преобразований.
Итак, процессы, протекающие в океане, в первую очередь, в срединных хребтах, где идет новообразование коры, во многом определяют изменение уровня морей, характер климата, тип и силу вулканизма, процессы терригенной и биогенной седиментации. Океан оказывал решающее влияние на условия среды прошлого на континентах. Соленость вод океана за 150 млн. лет практически не изменилась.
Выявлено, что целый ряд крупных рек имеют продолжение в морях в виде глубоких подводных долин, протягивающихся подчас на сотни км. Подобное обнаружено в Северном, Охотском, Японском морях и в других. Т.е. эти участки суши погрузились на глубину 200-300 м, вследствие подъема уровня мирового океана. Подобные подводные долины могут быть проложены по разломам. При этом надо иметь в виду, что в дельте рек накапливаются большие объемы осадков. При воздымании суши реки пропиливают дальше свое русло. При опускании суши и затоплении рыхлые накопленные отложения становятся текучими и они начинают плыть. При движении их происходит дальнейшая проработка русла и резче проявляются разломы.
Колебание уровня океана происходило на протяжении четвертичного периода неоднократно. Последнее поднятие уровня было примерно 5-6 тыс. лет назад и выглядело как всемирный потоп для человечества. За 12 тыс. лет уровень Мирового океана поднялся на 10 м.
2.2 Неотектонические колебательные движения в районе морей
На морских побережьях неотектонические движения обнаруживаются по перемещениям береговых линий. Для определения поднятий используются террасы, волноприбойные уступы и ниши, береговые валы, а также морские осадки, поднятые выше уровня моря и содержащие остатки организмов, по которым определяется возраст осадков. В Скандинавии, переживающей после оледенения сводовое поднятие (7500 лет назад), осадки подняты в настоящее время на 200 м.
Опускание суши устанавливаются по особенностям береговой линии. Сильно расчлененная береговая линия с многочисленными заливами и бухтами свидетельствует часто о быстром погружении берега. О затоплении берега свидетельствуют продолжение речных долин, затопленные береговые валы. Затопленные берега установлены в Баренцовом море на глубинах 100-200 м, в Черном море – до 500 м. Подобные явления известны по всему миру. В Индонезии образованные в море в плиоцене и плейстоцене коралловые рифы обнаружены на островах на высоте иногда более 100 м. На острове Серал морские плиоценовые отложения подняты над уровнем моря на 3 000 м.
Китайское, Японское и Охотское моря отсутствовали или представляли собой неглубокие внутренние моря еще в начале кайнозойской эротемы. Азия соединялась с Америкой. Острова Великобритании, Новая Земля и Шпицберген были частями материка. Некоторые долины рек Европы простирались далеко под водами Северного моря. Тогда намечавшиеся Средиземное, Черное и Каспийское моря то соединялись в один бассейн, то отшнуровывались друг от друга.
Следует отметить, что при изучении неотектонических колебаний побережий, необходимо учитывать эвстатические колебания уровня Мирового океана. Эти колебания могут происходить от уменьшения объема океанических впадин в связи с заполнением их осадками; от тектонических движений, изменяющих рельеф дна; выделением дополнительного объема воды из недр; при образовании льдов или, наоборот, их таяния.
2.3 Соленость Мирового океана
Морская вода представляет собой раствор солей, общая концентрация которых обозначается как «соленость» морской воды. Средняя соленость мирового океана равна 35 г/кг. В морской воде преобладает хлористый натрий – 78,32 %, (далее по степени убывания содержания) хлористый магний – 9,44 %, сернокислый кальций – 3,94 %, хлористый калий – 1,6 %, углекислый кальций – 0,04 %, кремнезем – 0,009 % (все от 35 г/кг). В ничтожных количествах обнаружены бром, йод, марганец, свинец, медь, золото и др. Однако, некоторые эти элементы имеют большое биологическое значение. Йод усваивается некоторыми водорослями, медь – некоторыми моллюсками и т.д. Из водорослей йод добывается в больших количествах, тогда как из воды его добывать очень трудно.
Из растворенных в морской воде газов наиболее важны кислород и углекислый газ. Нередко встречается также аммиак. В морях, из которых сток воды затруднен в океан (Черное море), на глубине скапливается сероводородный продукт разложения органических остатков. В Черном море глубже 183 м в связи с сероводородным заражением воды могут существовать только анаэробные бактерии.
По современным представлениям (академик Виноградов А.П.), только половина солевого состава океана произошла за счет эрозии материков, другая половина – за счет солей вулканического происхождения.
Краевые бассейны типа Черного моря характеризуются затрудненной циркуляцией воды. Черное отделено от Средиземного мелкими и узкими проливами. Вода на глубине его застаивается, быстро расходуется запас кислорода, а на дне накапливаются неразложенные органические вещества поступающие сверху. Верхняя зона опреснена за счет речного стока (соленость 16 г/кг), нижняя более соленая (22,5 г/кг). Ее минерализация поддерживается донным течением Босфорского пролива, несущим очень соленую воду Средиземного моря (38 г/кг), сразу же опускающуюся на дно. Органическое вещество на глубинах окисляется бактериями за счет восстановления сульфатов морской воды с образованием карбонатов и выделением сероводорода, который частично выделяется анаэробными бактериями при разложении белков. На дне моря накапливается черный ил и создается сероводородное заражение, убивающее (за исключением бактерий), все живые существа на глубинах превышающих 120-200 м.
Более слабое сероводородное заражение обнаружено в Готландской впадине Балтийского моря и в Каспийском море. В норвежских фиордах, отделенных от моря порогами, во время сильных штормов, глубинные сероводородные воды перемешиваются с поверхностными, вызывая массовую гибель фауны.
Солевой режим океанических вод меняется. Это подтверждается рядом явлений. Так, накопление огромных масс железистых кварцитов в допалеозойское время академик Страхов Н.М. объясняет незначительной соленостью вод древнего океана. Древние моря, по его мнению, представляли собой «огромные озероподобные бассейны с пресной или слабосолоноватой водой». Это обстоятельство способствовало осаждению железистых кварцитов в докембнрии на больших территориях, образуя огромные запасы (более 3 400 млрд.т.). Соли, растворенные в морской воде, способствуют осаждению коллоидов в виде хлопьев в прибрежной полосе, поэтому железистых кварцитов в палеозойское время и позже образуется мало.
Каспийское море, потерявшее связь с океаном, стало разбавляться речными водами.
На больших, так называемых критических или компенсационных глубинах, характеризующихся высоким давлением и низкой температурой воды, углекислота находится в особом полужидком состоянии. Это приводит к интенсивному растворению извести, накопление которой на этих глубинах прекращается. Критическая глубина в Тихом океане колеблется в пределах 4000-5100 м, в Индийском – 4500-5100 м, в Атлантическом – 3650-6000 м.
Давление на глубинах 10 км составляет 1000 кг/см -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
. Температура на больших глубинах не превышает 2-3 градусов, а в полярных морях колеблется от 0,7 до 1,6 градусов. Плотность морской воды зависит от солености температуры и давления. В среднем при солености 35 г/км, температура 0 градусов, плотность воды на поверхности воды составляет – 1,02813 г/см -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
, а на глубине 10 км – 1,07105 г/см -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
. Хотя сжимаемость воды невелика, но если бы ее не было, уровень океана поднялся бы на 30 м.
2.4 Планетарные морфоструктуры дна Мирового океана
Океаническое дно подразделяется на глубоководное ложе и подводные окраины материков. Большая часть океанов, ограниченная подножиями материковых склонов и глубоководными желобами, сопряженными с островными дугами называются талассократонами (в отличие от кратонов – материковой плиты, сложенной сиалическим материалом).
Талассократоны состоят из плоских абиссальных равнин, разделенных срединно-океаническими хребтами на обособленные котловины, названные Удинцевым Г.Б. (1972) талапленами.
Абиссальные глубоководные равнины (от греч. абиссос – бездна) располагаются на глубине 3-6 км и занимают почти 42 % площади океанов. Это простые аккумулятивные пространства с холмами и с глубоководными медленно накапливающимися отложениями (несколько миллиметров в 1000 лет).
Океанические поднятия – это срединно-океанические хребты или просто положительные формы рельефа, возвышающиеся над океанским ложем. Они занимают почти 30 % площади океана. Подводные поднятия – это наиболее молодые участки океанического дна, в пределах которых осадочный покров имеет небольшую мощность или отсутствует совсем. Поднятия деформированы трансформными разломами, выраженными в виде уступов или желобов, с амплитудой, превышающей 2 км. Сюда относятся сводово-глыбовые поднятия и вулканические хребты. В океанах большое количество гор. Природа большинства из них вулканическая. На континентах такого количества вулканических гор нет.
Среди подводных гор находятся и гайоты. Это горы с уплощенными вершинными поверхностями, эродированными в надводных условиях, а затем опущенных (иногда на несколько километров) под уровень поверхности океана.
Общее представление о распределении земной поверхности по ступеням высот и глубин в океанах дает гипсографическая кривая. По способу построения это график распределения высот и глубин.
Сравнивая батиграфические кривые отдельных океанов и Мирового океана в целом видим, что в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах распределение глубин очень сходно и следует тем же закономерностям, что и распределение глубин по всему Мировому океану. От 73.2 до 78.8 % площади дна океанов лежит на глубинах от 3000 до 6000 м, от 14.5 до 17.2 % – на глубинах от 200 до 3000 м и только 4.8-8.8 % площади океанов имеют глубины менее 200 м. Соответствующие цифры для Мирового океана 73.8, 16.5 и 7.2 %.
Резко отличается структурой батиграфической кривой Северный Ледовитый океан, где пространства дна с глубинами менее 200 м занимают 44.3 %, а глубины, наиболее характерные для всех океанов (т.е. от 3000 до 6000 м), – всего 27.7 %. Эта особенность батиграфической кривой приближает Северный Ледовитый океан к крупным глубоководным морям типа Средиземного или Карибского (Степанов, 1959).
Несомненно, глубина моря или океана – одно из важнейших условий для развития различных природных процессов, и, прежде всего – развития жизни и осадкообразования, важное условие формирования рельефа и динамики геологических процессов. В зависимости от глубины океан обычно разделяют на батиметрические зоны:
1) литоральную, т.е. прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров;
2) неритовую – до глубин порядка 200 м;
3) батиальную – до 3 тыс. м;
4) абиссальную – от 3 тыс. до 6 тыс. м;
5) гипабиссальную - глубину более 6 тыс. м.
Пограничные глубины довольно условны, в отдельных конкретных случаях они сильно сдвигаются. Так, в Черном море абиссаль считается с глубины 2 тыс. м.
Морфологически материковая отмель и материковый склон – единая система. Материковую отмель можно рассматривать как часть поверхности материка, затопленную водами океана, а материковый склон – как склон материковой глыбы. Таким образом, на основе только морфологических особенностей намечается довольно четкое разделение дна Мирового океана на следующие основные элементы:
– подводную окраину материка, состоящую из материковой отмели, материкового склона и материкового подножия;
– переходную зону, состоящую обычно из котловины окраинного глубоководного моря, островной дуги и глубоководного желоба;
– ложе океана, представляющее собой комплекс океанических котловин и поднятий;
– срединно-океанические хребты.
К отрицательным формам рельефа дна океана относятся котловины, ложбины и океанические желоба (глубиной более 6000 м). Океанические глубоководные желоба – узкие и протяженные, в плане обычно дугообразные депрессии, располагающиеся вдоль внешнего края островных дуг, а также некоторых материков. Ширина желобов от 1 – 3 до нескольких десятков километров, а длина – сотни километров.
2.5 Типы земной коры
Выделяется несколько типов земной коры. Наиболее резкие различия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов.
Земная кора материкового типа. По модели, предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя:
1) осадочный – мощность от нескольких сотен метров до 2 км;
2) гранитный – мощность 15-17 км, с плотностью 2,7 г/см -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
;
3) базальтовый – мощность 17-20 км, с плотностью 3,0 г/см -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
.
Океанический тип земной коры. Земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. Верхнюю ее часть составляет слой осадков со средней мощностью около 2 км.
Под ним лежит базальтовый слой, по существу не отличающийся от того, который образует нижнюю часть континентальной коры. Средняя мощность его 4,2 км. Таким образом, общая средняя мощность океанической коры без слоя воды всего 6,6 км, т.е. примерно в 5 раз меньше мощности материковой коры. Существенных различий в строении океанической коры под различными океанами не наблюдается.
Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Над срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой базальтов. Мощность его очень изменчива – от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры.
Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы. Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре.
Тип земной коры переходных зон. Большой сложностью строения отличается земная кора под переходными зонами. В котловинах окраинных морей, входящих составными частями в эти зоны, шельф и материковый склон обычно сложены материковой корой, а глубоководная часть дна котловины – корой, по своему составу близкой к океанической, но отличающейся от нее значительно большей мощностью базальтового и осадочного слоев. Особенно резко возрастает толщина осадочного слоя. Второй слой обычно не выделяется резко, а происходит как бы постепенное уплотнение осадочного слоя с глубиной. Этот вариант земной коры был назван субокеаническим.
Под островными дугами, в одних случаях обнаруживается материковая земная кора, в других – субокеаническая, в третьих - субматериковая, отличающаяся отсутствием резкой границы между гранитным и базальтовым слоями и общей сокращенной мощностью. Так, типичная континентальная кора слагает Японские острова, южная часть Курильской островной дуги сложена субконтинентальной корой, а Малые Антильские и Марианские острова – субокеанической (по Г. Удипцеву, 1981; А. Монину и др., 1980).
Сложное строение имеет земная кора и под глубоководными желобами. Обычно борт желоба, который одновременно является склоном островной дуги, образован корой того типа, который характерен для островной дуги, противоположный борт – океанической корой, а дно желоба – субокеанической.
//-- Контрольные вопросы --//
1. Что такое эвстазия? Причины вызывающие эвстазию. Климатические изменения на Земле связанные с эвстазией.
2. Региональные (эпейрогенические) колебания морей. Признаки этих колебаний.
3. Средняя соленость Мирового океана. Главные компоненты солености Мирового океана.
4. Сероводородное заражение в Черном море.
5. Что такое критическая глубина в океанах?
6. Батиметрические зоны океанов.
7. Элементы разделения дна Мирового океана.
8. Отличие материковой коры от океанической.
3 Тектоника ложа океанов
3.1 Тектонические процессы в срединно-океанических хребтах
Согласно концепции тектоники плит начальный этап всего тектонического процесса является спрединг в осевой части срединно-океанических хребтов. Спрединг океанического дна происходит в следующей последовательности: повышение температур в зоне срединно-океанического хребта – ось спрединга; формирование осевого раскола; внедрения нового материала магмы и раздвижения, то есть наращивание океанической коры и её начало движения.
Источник энергии, обусловливающий движение литосферных плит, поясняется конвекционной концепцией. По этой концепции в мантии происходят конвекционные потоки. Конвекция – это перемещение жидкости или газа из нагретой области в более холодную. В недрах Земли сходная ситуация встречается часто, с той разницей, что движется твердое вещество. Причиной может быть неравномерный радиоактивный разогрев или то, что глубинные слои имеют более высокую температуру. Высокая температура и громадное давление на глубине придают горным породам текучесть.
Конвекционные потоки, натолкнувшись вверху на более плотную литосферу, дробятся и растекаются по сторонам. Эти конвекционные потоки двигают плиты.
Срединно-океанические хребты составляют глобальную систему во всех океанах. Эти хребты – четко выраженные в рельефе мобильные пояса, с которыми связывают формирование коры океанического типа. Эти хребты представлены широкими (от 1000-2000 км, и более) поднятиями, возвышающиеся над дном на 3,54 км и протягивающиеся на многие тысячи километров. Суммарная их протяженность составляет 60 тыс. км.
В рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины, ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся относительно друг друга кулисообразно. Впадины обычно называют рифтовыми долинами, так как полагают, что они представляют собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т.е. рифты. Соответственно окаймляющие их хребты называют рифтовыми хребтами, а осевую зону в целом - рифтовой зоной. В рифтовых зонах поднимается с глубин магма, из которой формируется океаническая кора. Ширина ее 20-50 км.
От скорости спрединга зависит и рельеф дна океана: при больших скоростях разрастания склоны срединно-океанических хребтов более пологи, чем при медленном движении дна. Этим, в частности, объясняют морфологические различия срединных хребтов.
Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы срединно-океанических хребтов далеко неодинаково. Так, в хребтах Гаккеля, Мона, Кольбейнсей практически присутствуют только рифтовые зоны. Хребты очень узкие, а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км. В Аравийско-Индийском и Центрально-Индийском хребтах также основную часть составляю рифтовые зоны, но они отличаются большей шириной и значительным вертикальным размахом рельефа (до 5 тыс. м), определяемым главным образом большой глубиной поперечных трогов. Западно-Индийский хребет отличается преимущественным развитием рифтовых долин при более слабом развитии зон поперечных разломов.
В Восточно-Тихоокеанском поднятии отсутствует центральное рифтовое ущелье. Помимо цепи вулканических холмов, разделенных поперечными разломами, в них зафиксированы плоские участки пониженного рельефа, которые интерпретируются как застывшие лавовые озера. Наиболее типична для срединноокеанических хребтов морфология Срединно-Атлантического хребта, где широко развиты рифтовая и фланговая зоны, четко выражены рифтовая долина и хребты, не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с ними положительные и отрицательные формы рельефа. Австрало-Антарктическое, Южно– и Восточнотихоокеанские поднятия отличаются от остальных звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон.
Срединно-Атлантический хребет на отрезке между хребтами Кольбейнсей и Рейкъянес пересекает Исландию. В свете современных данных Исландия – окраинный континентальный массив, в срединной части существенно преобразованный рифтогенезом. В рельефе острова эта зона выражена в виде крупной тектонической депрессии, осложненной серией рифтовых ущелий и разделяющих их горных гребней, гряд, сложенных застывшими при трещинных излияниях лавами, зияющими тектоническими трещинами и крупными вулканами (более 20 действующих).
По современным данным разрез земной коры в районе Исландии сходен с разрезом континентальной коры, но отличается очень мощным «базальтовым» слоем, присутствием слоя повышенной плотности, глубоким залеганием поверхности Мохоровичича (до 50 км) и сильно редуцированным «гранитным» слоем.
3.2 Полосовые магнитные аномалии и возраст ложа Мирового океана
Параллельно осям срединных океанических хребтов и расположенные симметрично по отношению к ним образованы - полосовые магнитные аномалии.
Причиной происхождения полосовых магнитных аномалий является процесс рождения океанической коры в зонах спрединга срединно-океанических хребтов, излившиеся базальты при остывании ниже точки Кюри в магнитном поле Земли, приобретают остаточную намагниченность. Направление намагниченности совпадает с направлением магнитного поля Земли, однако вследствие периодических инверсий магнитного поля Земли, излившиеся базальты образуют полосы с различным направлением намагниченности: прямым (совпадает с современным направлением магнитного поля) и обратным.
Линейные магнитные аномалии в океанах были обнаружены в 50-х годах при геофизическом изучении Тихого океана. Это открытие позволило в 1968 году Хессу и Дицу сформулировать теорию спрединга океанического дна, которая выросла в теорию тектоники плит. Они стали одним из самых веских доказательств правильности теории. Их часто сравнивают с записями на магнитофонных лентах.
1 – направления расширения; 2 – нормальная намагниченность (соответствующая современной); 3 – обратная намагниченность; 4 – направление движения глубинного вещества.
Рисунок 7 – Схема возникновения линейных магнитных аномалий (а) в активных хребтах и их исчезновения в зоне субдукции (б), сопоставление линейных аномалий на дне океана с палеомагнитной шкалой (в), данные магнитной съёмки и номера аномалий (г) (по А. Монину):
Полосовые магнитные аномалии используются для определения возраста океанического дна. Это удивительная летопись, которая в мельчайших деталях зафиксировала историю формирования океанической коры. Совместное определение возраста океанической коры методами абсолютного изотопного датирования, и по палеонтологическим останкам, показало хорошую сходимость методов и надежность этого способа определения возраста.
Рисунок 8 – Симметричное магнитное поле хр. Рейкьянес, расположенного южнее Исландии (по К. Оллиеру).
Такие аномалии были обнаружены не только в океанах, но и в зонах, промежуточных между континентами и океанами. Они оказались надежным признаком захороненной океанической коры. Во многих крупных депрессиях слой осадочных пород так велик, что достигнуть его фундамента путем бурения не представляется возможным, и тогда на помощь приходит геофизика. Обнаружение в таких районах полосовых магнитных аномалий может быть признаком захороненной океанической коры.
Рисунок 9 – Инверсии магнитного поля Земли за последние 4.5 млн лет (по К. Оллиеру): черное – нормальная полярность, белое – обратная
Такое геологическое строение установлено для впадины Каспийского моря. В других районах полосовые магнитные аномалии также часто становятся надежными индикаторами океанической коры.
Концепция раздвижения океанского дна стала особенно популярной после того, как для ее обоснования были привлечены палеомагнитные исследования.
Сейчас известно, что в истории Земли неоднократно были эпохи, когда изменялись магнитные полюса: северный становился южным, а южный – северным. По ориентировке минералов, содержащих железо, можно определять, в какую магнитную эпоху образовалась порода с такими минералами, ибо они при осаждении или при застывании магмы ориентируются по магнитным силовым линиям. Периоды смен полярности за последние 200 млн. лет сейчас датированы, и магнитологи, замеряя магнитность минералов в геологических разрезах, могут определять возраст пород.
Изучение характера распределения магнитных аномалий по площади дна океанов показало в целом закономерное увеличение возраста ложа от срединноокеанических хребтов в сторону континентов. Подтверждение палеомагнитных данных было получено при глубоководном бурении, во всяком случае, в области срединных хребтов: осадочные породы, лежащие на базальтовом основании, последовательно удревняются по мере удаления от осевых зон хребтов.
Анализ распределения магнитных аномалий позволил оценить и скорость разрастания океанического дна. Оказалось, что она меняется от 19 см/год в ряде районов Тихого океана до 0,5 см/год в Северном Ледовитом. Эти скорости для каждого участка океанического дна непостоянны во времени, и в целом процесс спрединга происходит неравномерно, прерывисто.
3.3 Трансформные разломы
Существенным элементом рельефа рифтовой зоны срединно-окенанических хребтов являются крупные, резко очерченные узкие впадины , связанные с зонами поперечных разломов, рассекающих срединные хребты и именуемых трансформными. Такие формы рельефа нередки и в пределах ложа океана, так как большинство трансформных разломов продолжается в океанических котловинах, по обе стороны от срединного хребта.
Трансформные разломы встречаются сериями, часто параллельно друг другу, пересекают все структуры ложа океана, расположенные по направлению. Вдоль трансформных разломов скользят края двух частей плит без существенного раздвигания или надвигания.
К зонам широтных сдвигов относятся разломы Мендосино, Пионер, Меррей и другие в восточной части Тихого океана. Там они пересекали срединноокеанические хребты и талассократоны со всеми осложняющими их структурами. В Атлантическом океане отмечены подобные разломы – разлом желоба Ромаши и зона Азорских островов. Движения по разломам в Тихом океане были выявлены по изгибам и смещениям меридиональных линейных магнитных аномалий и изобат.
Рисунок 10 – Трансформные разломы, расположенные между двумя участками хребта, смещены относительно друг друга (по Н. Логвиненко)
Амплитуда левосторонних сдвигов по разломом Мендосино и Пионер равны соответственно 1185 и 250 км, а по правостороннему сдвигу Мерей – 150 км. Зона сдвигов имеет несколько десятков километров в ширину и несколько тысяч километров в длину. В рельефе дна они выражены или уступами до 3 км высотой, или сериями вытянутых по простиранию горстов и грабенов, к разломам приурочены конусы подводных вулканов и вулканические острова. В Атлантическом океане на участке коленообразного изгиба СрединноАтлантического хребта обнаружен ряд широтных разломов – грабенов. Самый глубокий из них – это желоб Ромаши, который в настоящее время считается левосторонним сдвигом, смещающим южную часть океана к востоку на 230 км. Глубина его 7369 м. Он продолжается в Африке в виде рифтовой долины, выполненной морскими и континентальными осадками мелового возраста, мощностью до 9 км, по реке Нигер и его левому притоку Бенуэ.
3.4 Литосферные плиты
В верхней мантии земли есть особый слой – астеносфера. От мантии лежащей выше и ниже, он отличается меньшей твердостью и прочностью, меньшей вязкостью и большей пластичностью. Вещество астеносферы может перемещаться в горизонтальном и вертикальном направлениях. Его течения вовлекают в дрейф плиты литосферы, расплавляют «корни» материков, активизируют вулканизм на границах плит.
Согласно теории тектоники плит, земная кора подразделяется на несколько самостоятельных плит, а основные особенности тектонического строения приповерхностных геосфер связаны с процессами, активно протекающими в краевых участках плит. Формирование новой океанической коры предполагается в зонах спрединга и ее разрушение в зонах субдукции. Спрединг – это процесс раздвижения плит в срединно-океанических хребтах. Спрединг происходит в меньших масштабах в морских бассейнах и континентальных котловинах. В одних впадинах он активно развивается, в других – прекратился в различные периоды геологической истории.
Рифты срединно-океанических хребтов и зоны субдукции служат естественными границами отдельных участков земной коры. Эти участки представляют собой, по мнению сторонников новой глобальной тектоники, геологические структуры первого порядка, названные литосферными плитами. Литосферные плиты могут включать как континентальные, так и океанические участки коры. Английский исследователь Э. Буллард первоначально выделил шесть крупнейших плит: Тихоокеанскую, Американскую, Африканскую, Евразийскую, Австралийскую и Антарктическую.
Есть еще малые пластины: Филипинская плита, плита Кокос и плита Наска расположены в пределах Тихоокеанской; Западно-Атлантическая плита расчленяется на Северо-Американскую и Южно-Американскую и Карибскую; Аравийская плита в Индийском океане.
Дальнейшая разработка теории движения литосферных плит привела к тому, что в результате уточнения границ отдельных структур их количество резко увеличилось.
1 – оси хребтов; 2 – зоны субдукции.
Рисунок 11 – Главные плиты, подводные хребты и зоны субдукции в представлении сторонников плитотектоники (по К. Оллиеру).
Размеры и форма плит литосферы изменчивы. Они меняются либо в результате увеличения площади океанов при спрединге, либо, напротив, вследствие поглощения части плиты в процессе субдукции.
Скорость движения плит колеблется от нескольких миллиметров в год до нескольких сантиметров. Быстрее расширяется дно Тихого океана, медленнее – Атлантического. Океаническое дно смещается как единое целое. Толщина движущихся пластин 100-150 км, то есть затрагиваются и верхние части мантии. Двигаются огромные блоки, включающие в себя континенты и океаническое дно, как жесткое тело.
Рисунок 12 – Динамическая плитотектоническая модель (по К. Оллиеру)
На краях сталкивающихся пластин сосредоточены главные тектонические процессы. Взаимодействия между пластинами начинаются уже вблизи океанического хребта. Край пластины сечется рядом трещин в направлении движения называемыми трансформными разломами. Это зоны дробления, в которых по этому происходят землетрясения вследствие хрупкого разрушения материала.
Рисунок 13 – Образование глубоководных желобов, островных дуг и горных хребтов (по гипотезе мобилизма) идет примерно так как изображено на этих схемах (по В. Маркину).
Но основные катастрофы расположены при сталкивании плит на встречных курсах. Например, вдоль береговой линии Тихого океана. Пластина дна океана врезается в пластину – континент Южной Америки и своим краем ныряет под него. Край сминается. Материал уходит внутрь Земли. Этот процесс также сопровождается землетрясением.
Рисунок 14 – Через 50 миллионов лет (по представлениям «мобилистов») земные материки займут такое положение, как изображено на этой карте. Теперешнее их расположение показано пунктирной линией (по Маркину).
Возле восточного побережья Южной Америки и побережья Африки ничего этого не происходит. Здесь материки входят в состав пластин. Линии берега – просто уступы. Есть и другие варианты взаимодействия краев плит, при которых образуются горные цепи. Они образуются двумя способами. Первый – когда одна пластина погружается одним краем под другую. При этом образуется подводный желоб, где платина «ныряет» под другую, приподнимая ее в виде гор. Так возникли Анды, Скалистые горы. Так же идет столкновение пластин вдоль островных дуг (Курильские). Когда две пластины несут на себе континенты, столкновения между ними порождает огромные горы вроде Гималаев. Континентальная кора легкая и как пантон не уходит в глубь.
Когда пластина погружается своим краем на глубину 100 км, растущее давление и температура частично расплавляют ее – возникают магматические очаги. Они питают вулканизм в упомянутых местах. В желобах на глубину уходят самые древние океанические осадки. Это вытекает из того, что возраст пород ложа океанов закономерно изменяется от современного до 160 млн лет назад, то есть до позднеюрского. Поскольку плиты раздвигаются от срединных хребтов к периферии, поэтому древние участки плит располагаются по периферии океанов.
Система срединных хребтов и сопряженных с ними плит в истории развития океанов несколько раз менялось. Такие изменения в Тихом океане имели место 110 млн лет назад, 45 млн лет и в меньших масштабах – 10 млн лет назад. Процесс наращивания и погружения океанической коры уходит в далекое геологическое прошлое. На основании изучения офиолитовых поясов континентов возраст этого процесса – более 1 млрд. лет.
3.5 Взаимодействие литосферных плит при встречном движении
Отмечаются несколько вариантов взаимодействия литосферных плит различающихся тектонической характеристикой.
Взаимодействие типа континент-океан с субдукцией. Он подразделяется на два подтипа – простой и островодужный.
Простая субдукция (андийский тип). Пример района западной окраины Южной Америки. Материк надвигается на океаническую плиту, которая «заталкивается» под континентальную. Погружающаяся плита плавится, а образующаяся при этом на глубине андезитовая магма внедряется в толщу коры и извергается на дневную поверхность. Гипоцентры землетрясения по мере удаления в глубь континента располагаются все на больших глубинах в зоне Беньофа.
В процессе взаимодействия происходят воздымания окраины континента и формирование горных сооружений. Зона взаимодействия маркируется Чилийским глубоководным желобом.
Островодужный тип субдукции. На карте западного побережья Тихого океана можно увидеть гирлянды островов, расположенные на некотором удалении от континента. Со стороны океана перед фронтом островных дуг проходят глубоководные желоба. Здесь зоны Беньофа наклонно уходят под континент. Глубина гипоцентров землетрясений достигает здесь несколько сотен километров.
Взаимодействие типа континент-океан с обдукцией. В некоторых зонах взаимодействия океаническая плита не столько подвигается под континент, сколько надвигается на него. На острове Новая Гвинея плита основных пород океанической коры формирует горы гипербазитового пояса. Похожий пример – горы Трудос на Кипре, также сложенные основными породами океанической коры. Подобный процесс именуется обдукцией.
Взаимодействие типа континент-континент (Гималайский тип). Яркий пример такого рода – это столкновение между материками Азия и Индия. Ранее континент Индия составлял единое целое с южными континентами Гондваны вплоть до мезозойского времени. В дальнейшем Индия отделилась и стала перемещаться со скоростью 16 см в год в северном направлении. Когда Индийская плита стала подвигаться под Азиатскую, дно гималайского участка Тетиса (древние моря) испытало дробление и воздымание. В силу малого удельного веса континентальной коры в зоне столкновения материков поддвигания одного участка литосферы под другой не происходит. Края континентов коробятся, часть океанической коры выдавливается на поверхность – происходит образование мощных горных систем типа Гималаев (по В. Хаину).
Далее сформировалась континентальная кора, вдвое превышающая по мощности нормальную. Изостатическая компенсация этих масс привела к созданию высочайшего в мире Тибетского плато, во фронтальной части которого располагаются высочайшие на Земле горы – Гималаи. Вулканическую пассивность этих плит можно объяснить «сдвоенностью» коры, поэтому непроницаемостью для магматических расплавов. Однако она отличается повышенной сейсмической активностью.
Примером столкновения материков является так же Уральский складчатый пояс, выступающий в роли шва между материками Европа и Азия и возникший в пермское время.
Взаимодействие типа океан-океан. При столкновении двух океанических плит одна из них надвигается на другую. Например, Южные Сандвичевые острова (дуга Скотия) образовались там, где в результате спрединга выступ коры Тихого океана давит на океаническую кору Атлантики. При этом также формируется дугообразный желоб и параллельная ему островная дуга, но состав отлагающихся осадков однообразен и объем их более сокращен, чем в столкновении океанической и континентальной плит. Подобная обстановка имеет место в районе Карибской дуги, где Тихоокеанская кора также вдавливается в ложе Атлантического океана. Давление Тихоокеанской плиты осуществляется на дно Индийского океана, с чем отчасти связана криволинейная форма Индонезийской дуги.
Склон подвигающейся плиты имеет слабовогнутую форму. В глубоководном желобе накапливаются осадки, и проявляется вулканическая деятельность. Однако осадочные толщи затягиваются в мантию. В процессе подвигания происходит соскабливание осадков с океанической плиты и надвигание их в виде скученных масс на приостровной склон. При этом предполагается развитие метаморфизма высоких давлений и низких температур, приводящего к формированию зеленосланцевых и глаукофан-сланцевых пород. Для таких условий свойственны офиолитовые комплексы, представляющие собой ассоциацию основных изверженных пород – габбро, пиллоу-лавы, серпентиниты. По мере нарастания давления со стороны подвигающейся плиты, островная образованная дуга и примыкающие к ней метаморфические породы и офиолиты могут причленяться к континенту, образуя новую горную цепь. Происходит наращивание континента – кратонизация.
Взаимодействие типа дуга-дуга. Примером подобного взаимодействия служат Филиппинские острова, основными структурными элементами которых являются два глубоководных желоба – Манильский и Филиппинский и отвечающие им почти сходящиеся у поверхности зоны Беньофа, падающие в противоположные стороны.
3.6 Островные дуги, глубоководные желоба, окраинные моря
Островные дуги имеют чрезвычайно важное значение в современных геотектонических концепциях, несравнимую по масштабам с той площадью, которую они занимают. Островные дуги – области современного горообразования – представлены грядами островов и подводных гор, обычно (но не всегда) имеющие дугообразную форму в плане. С внешней стороны островные дуги сопряжены с глубоководными желобами – относительно узкими вытянутыми депрессиями, к которым приурочены максимальные глубины океана. Эти желоба встречаются и без связи с островными дугами. Глубина желобов вдвое превышает среднюю глубину океана.
Азиатское побережье Тихого океана выделяется островными дугами, расположенными на некотором расстоянии от берега. Они прослеживаются от Алеутских островов на севере до архипелагов Кермадок и Тонга на юге. Они встречаются в Индийском океане (Индонезийская дуга) и Атлантическом (Карибская дуга). Большинство подобных структур дугообразной конфигурации образуют на поверхности земного шара небольшие отрезки окружностей с радиусом примерно 300 км. Однако, некоторые из них – поднятие Кермадон и Тонга и параллельный ему глубоководный желоб – почти строго прямолинейны и именуются прямолинейными дугами.
В тылу одних островных дуг располагаются континенты (Японская дуга), других – океаническое дно, третьи – переходят по простиранию в складчатые пояса (Алеутская дуга), четвертые – повернуты своими вогнутыми частями навстречу друг другу (Филиппинские острова). Глубоководные желоба располагаются параллельно дугам, реже кулисообразно (по К. Оллиер).
С океанической стороны островные дуги ограничены желобами. Обычная их глубина 6-8 км, а максимальная – 11022 км (Мариинская впадина). Островные дуги отделены от континентов мелководными морскими бассейнами, именуемыми окраинными морями (Японское море). Но есть и исключения. Карибская дуга имеет в своем тылу лишь океан.
Полоса дна океана между дугой и желобом (его крутым склоном) называется глубоководной террасой.
Фокусы (гипоцентры) землетрясений в районе глубоких желобов и островных дуг располагаются с определенной закономерностью, фиксируя фокальные зоны, падающие под материки под углом около 45° и уходящие на большие глубины.
Таблица 1 – Глубоководные желоба
Основная масса фокусов неглубоких землетрясений сосредоточена под обращенными к океану склонами одиночных островных дуг. Под внутренним хребтом островных дуг с действующими вулканами очаги землетрясений располагаются на глубинах от 100 до 300 км, а гипоцентры глубокофокусных землетрясений (глубина очагов от 300 до 700 км) приурочены к краевым морям и окраинам материков. Вулканы располагаются на расстоянии 150-200 км от оси глубоководного желоба.
1 – зоны глубокофокусных землетрясений; 2 – оси геоантиклиналей; 3 – оси глубоководных желобов; 4 – очаги глубокофокусных землетрясений; 5 – очаги землетрясений умеренной глубины (по Г. Хессу).
Рисунок 15 – Положение фокусов землетрясений относительно Курильской, Японской и Идзу-Бонинской островных дуг.
При этом вулканическая деятельность обусловлена пластичным плавлением подвигающейся в зону субдукции плиты, происходящим на глубине 150-200 км, с последующим подъемом магматических расплавов на поверхность. Таким образом, создаются и наращиваются островные дуги. Землетрясения так же контролируются зонами спрединга и зонами субдукции, характерны для крупных разломов и рифтогенных структур. Последние могут расслаиваться как зарождающиеся зоны спрединга.
Фокальные зоны считаются поверхностями поддвигов коры океанического типа и верхней мантии под материки. Толщина фокальных зон около 25 км. С ними связаны разломы, питающие магмой вулканы. Все глубокофокусные землетрясения фиксируют фокальные зоны. Полно развитые дуги имеют достаточно мощную кору материкового типа. В менее развитых дугах «гранитный слой» присутствуют лишь под внешними хребтами.
Хребты островных дуг имеют блоковое строение и неравномерные вертикальные и редко горизонтальные подвижки отдельных блоков часто с большими амплитудами. Например, тектонические структуры Индонезийских островов косо срезаны современными береговыми линиями и резко обрываются у глубоких впадин. Точно установлено, что на месте современных впадин с глубинами в несколько тысяч метров находились возвышенности, служившие областями сноса неогеновых осадков, которые накапливались на современных островах, на месте которых тогда было море. На многих островах плиоценовые морские отложения подняты на высоты, иногда превышающие 1000 м, а на острове Серам – на 3000 м.
Структуры островных дуг иногда продолжаются на материках в виде тектонических швов, прогибов, антиклинориев, депрессий, разломов.
Островные дуги отделяют от океана котловины окраинных морей, имеющие различное строение. Часто они представлены глубоко погруженными блоками материковых платформ и полностью сохраняют строение последней. Такие блоки выявлены в центральной части Охотского моря, в северной части Японского, в западной части Кораллового и других морей. Блоки ограничены крутыми, изрезанными иногда каньонами, материковыми склонами и перемежаются с блоками, сложенными корой океанического типа, часто ограниченными разломами.
Рисунок 16 – Схема формирования выпуклого перегиба континентального или островодужного склона глубоководного желоба с возникновением диапирового фронта мигрирующих в океаническую сторону и вверх иловых масс. По Д. Шоллу и др.
Эта модель призвана объяснить деформацию отложений склона островной дуги или континента и субдукцию океанических осадков (А – ранняя, Б – поздняя стадии).
В других случаях котловины имеют типично океаническую кору. Осадочный покров на них достигает 2-4 км мощности. Гравитационное поле в них характеризуется высокими положительными аномалиями. Таковы Филиппинская котловина, Тасманово море и другие. Шельфы в них представляют собой участки материков, структуры которых они обычно и сохраняют. Мощность этой коры материкового типа 30-35 км.
Краевые плато – глубоко погруженные блоки материков (бордерленды) напоминают шельфы и в значительной мере сохраняют не переработанный морем субаэральный рельеф. Однако эти блоки отделены от материков разломами.
3.7 Вулканизм в Мировом океане
Вулканизм – один из наиболее грандиозных и эффективных геологических процессов, активно преобразующих лик Земли. Ему принадлежит главная роль в формировании океанической коры, второй слой которой нацело сложен вулканическими породами, и ведущую роль в преобразовании океанической коры в континентальную.
Ежегодно происходит 20-30 извержений вулканов, поставляющих в среднем 1,5 км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
вулканического материала. В пересчете на геологическую историю такого количества материала достаточно для формирования континентальной коры. Почти любой район Земли в своей геологической истории проходил одну или несколько стадий развития вулканизма, зафиксированных в геологических разрезах. Как правило, зоны вулканизма приурочены либо к обрамлению, либо к внутренним частям океанов.
Концепция тектонических плит утверждает, что главная тектоническая и вулканическая активность планеты сосредоточена на границах плит, там, где проходят рифтовые трещины (раздвигаются плиты) и на островных дугах, где плиты погружаются в зонах субдукции. Но есть и другие вулканы, не относящиеся к вышеперечисленным. Вулкан Тибести в Африке, вулканы Гавайских островов, трапповые изменения на континентах – все это проявление внутриплитового вулканизма. К нему, например, относится остров Святой Елены, который находится на расстоянии 700 км от Срединно-Атлантического хребта.
Особенностью многих вулканов, подводных гор и островов океанов является то, что многие из них объединяются в гряды или цепи, строго выдерживающиеся по простиранию на многие тысячи километров (до 6-7 тысяч км) и почти параллельные друг другу. Особенно четко такие системы выражены в Тихом океане. Эти гряды включают как надводные вулканы, так и подводные хребты или отдельные горывулканы, связанные в единую цепь.
Эти закономерности связывали с высказанной Вильсоном (1963 г.) гипотезой «горячих точек», занимающих фиксированное по отношению к движущимся плитам положения. Острова, островные гряды, хребты, горы-вулканы представляют собой как бы след прохождения литосферных плит над «горячими точками». Размеры островных: цепей огромны. Например, поднятие Гавайских островов имеет длину 5500 км, Маршалловы острова – Гильберта – Эллис – Самоа – Кука – Тубуем – длиной 7000 км. К таким островам относятся Общества, Маркизовские.
В Атлантическом океане острова Ян-Майси, Азорские, Канарские, Зеленого мыса, Святой Елены, Вознесения, Тристан-да-Кунья, Буве. В Индийском океане – это острова Кергели, Принц-Эдуард. Образование «горячих точек» связывают с неподвижными мантийными струями (Морген, 1958 г.). Подводных вулканов в Тихом океане высотой более 0,5 км – около 7100.
Если удалить из океанов воду и снять покров рыхлых осадков, то поверхность ложа океанов более всего напоминало бы поверхность Луны по рельефу и слагаемых ее пород. В океанических бассейнах преобладает базальтовая магма. По краям Тихого океана проходит «андезитовая линия», с внутренней стороны которой расположены базальтовые вулканы, а с внешней – вулканы, извергающие андезитовую лаву, чередующиеся иногда с базальтовыми. Известны еще и проявления и более «кислых лав», но их количество весьма ограничено.
Большинство известных действующих вулканов (около 62 %) приурочено к обрамлению Тихого океана. Они образуют почти сплошное, так называемое «огненное кольцо», в котором присутствуют либо действующие, либо недавно потухшие (в плейстоцене и голоцене) вулканы. Около 18 % действующих вулканов располагаются в пределах Альпийско-Индонезийского пояса, протягивающегося от Средиземного моря до Индонезии. Основная их часть (около 14 %) сосредоточена в Индонезийской островной дуге. Здесь так же много недавно потухших вулканов. На материках находится около 3 % вулканов, большинство из них – в пределах Восточно-Африканской рифтовой системы.
На долю внутренних частей океанических бассейнов приходится около 10 % действующих вулканов. При этом надо иметь в виду, что нам известно лишь незначительное число подводных вулканов. Большинство подводных вулканов приурочено к срединно-океаническим хребтам. Единицы из них возвышаются над уровнем океана – это остров Исландия, Азорские острова, остров Пасхи и другие. Известны также асейсмичные линейные цепи вулканических островов и подводных гор.
Зоны современной вулканической деятельности пространственно совпадает с сейсмоактивными районами Земли и областями повышенного теплового потока.
По составу вулканических пород и строению вулканов, вулканы срединноокеанических хребтов и океанические вулканы за пределами этих хребтов в океане почти не отличаются. Они сложены толеитовыми базальтами преимущественно.
Характер извержений зависит от состава исходного расплава, его газонасыщенности, вязкости, температуры. Отсюда многообразие типов извержений – от спокойных излияний основных лав гавайского типа до катастрофических эксплозий пелейского типа и гигантских выбросов кислой пирокластики. Объемом пирокластических извержений отличает вулканы обрамления океанов (коэффициент эксплозивности примерно 90 %) от вулканов внутриокеанических островов.
Вклад современного вулканизма в океаническую седиментацию составляет 3 млрд т/год. При суммарной длине срединных хребтов 60 тыс. км, средней скорости спрединга 5 см/год, за год генерируется в виде океанической коры около 60 млрд т базальтового вещества. Столько же вещества (плюс осадки) ежегодно уходят в зоны субдукции. Значительное количество продуктов вулканизма продуцируют островные дуги.
Содержание водяного пара в газах из базальтовых лав и вулканов островных дуг сходно – около 70-80 % от объема. Кроме воды эти газы содержат углекислый газ, хлор, бром, йод, селен и другие элементы.
В среднем за год вулканами Земли поставляется 10 -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
т ювенильной воды (возможно больше), высвобождающейся из магмы во время извержений. В гидросферу при этом поступает не только вода, но и множество других компонентов, анионы и катионы. Главные анионы морской воды – хлор, фтор, бор, серной и угольной кислот – являются и главными составляющими вулканических газов. Основные катионы морской воды – натрий, калий, магний, кальций поставляются, видимо, как гидротермами подводных и наземных вулканов, так и в результате выщелачивания вулканических пород, особенно пирокластики.
Интересные результаты получены при изучении пеплов вулкана Тятя (остров Кунашир, Курильские острова) извержения 1973 г. Анализы показали наличие в пеплах ряда абиогенных органических соединений, в том числе углеводородов, альдегидов и аминокислот (всего более 100), выделились азотистые основания, вторичные нитро– и аминосоединения и другие. Содержания их в пробах составляли 0,04 %. При общей массе ювенильного пепла в 200 млн т органических соединений должно быть около 80 тыс т. Выдвигается новая гипотеза образования природных углеводородов.
Тысячи тонн серной и соляной кислоты выносятся сольфатарами и гидросольфатарами ежесуточно в море. Они совершают колоссальную работу по разложению пород с образованием сотен тонн железа и алюминия.
3.8 Соляные купола
Элементами, осложняющими рельеф дна морей, могут являться так же и соляные купола. Соляные отложения первоначально залегали горизонтально, согласно с вмещающими их толщами. Однако, в настоящее время они во многих случаях обнаруживаются в виде интрузивных тел, имеющие в горизонтальном сечении округлую или неправильную форму, прорывающих вышележащие толщи. Такие тела называются соляными куполами, относимыми к понятию диапир. Это тела «протыкающие» покрывающую толщу.
Соляные купола возникают в результате пластического течения, обусловленного перепадами давления и различиями удельного веса соли и перекрывающих ее толщ. Каменная соль течет в участки с пониженным давлением. Это явление называется галокинез. Структуры, образуемые при галокинезе, могут быть вначале это соляные подушки, затем штоки и до соляных стенок (соляных антиклиналей). Соляные диапиры, например, обнаружены в Мексиканским заливе.
При воздействии тектонических движений осадочные на толщи, движение соли резко усиливается. Антиклинали, образуемые соляными диапирами, могут вмещать в себе нефть и газ.
Рисунок 17 – Схема развития соляной тектоники в пермской эвапоритовой толще северо-западной части ФРГ (по Ф. Трошейм).
Показаны соотношения структур (соляных подушек, штоков и стенок) с глубиной и первичной мощностью соляной толщи.
//-- Контрольные вопросы --//
1. Спрединг в срединно-океанических хребтах.
2. Полосовые магнитные аномалии.
3. Трансформные разломы.
4. Главные литосферные плиты и их границы. Тектонические процессы, связанные с литосферными плитами. Варианты взаимодействия литосферных плит: континент-океан с субдукцией и обдукцией; континентконтинент; океан-океан.
5. Глубоководные желоба.
6. Происхождение островных дуг.
7. Землетрясения.
8. Роль вулканизма в формировании земной коры. Горячие точки. Катионы и анионы в газах извержений вулканов.
9. Соляные купола и их структуры.
4 Характеристика океанов
4.1 Атлантический океан
Атлантический океан, часть Мирового океана, ограниченная Европой и Африкой с востока и Северной и Южной Америкой с запада. Его название предположительно происходит от Атласских гор на севере Африки или от мифического погибшего континента Атлантиды. Атлантический океан уступает по размерам только Тихому; его площадь составляет примерно 93 363 тыс. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
, средняя глубина – 3 926 м. Максимальная глубина – 9 219 м находится во впадине Браунсона у острова Пуэрто-Рико.
Характерной особенностью рельефа дна является Срединный Атлантический хребет, делящий океан на 2 симметричные части – западную и восточную. Хребет расколот гигантской продольной трещиной или рифтом. Эта узкая впадина ограничена высокими уступами Срединно-Атлантического хребта. Рифт не сплошной, состоит из относительно коротких (36-72 км) отрезков. За горными грядами, ограничивающими рифтовую зону, расположено высоко приподнятое плато.
Континенты, разделяемые Атлантическим океаном, удаляются друг от друга со скоростью 4 сантиметра в год. Отдельные участки хребта смещаются поперечными разломами, которые называются трансформными. На Срединно-Атлантическом хребте очень небольшая мощность осадочного чехла, но по мере удаления от рифта она увеличивается, поскольку внешние зоны хребта более древние. Значит было больше времени для осадконакопления.
Срединно-Атлантический хребет занимает немногим меньшую площадь, чем ложе океана (соответственно 24.6 и 37.6 %). Протяженность его около 16 тыс. км.
Атлантическое побережье относится к разряду пассивных, поскольку перемещение континентов здесь происходит вследствие разрастания океанического дна. Для подобных ситуаций характерны типичный шельф, материковый склон и материковое подножье, покрытые осадками большой мощности, сносимыми с материков. Здесь отсутствуют землетрясения и вулканизм.
Рисунок 18 – Рельеф дна Атлантического океана (по Энгельну)
В океане известны два глубоководных желоба, окаймляющих горные системы островных дуг – Большие Антильские и Южные Сандвичевые.
Самые крупные острова сосредоточены в северной части океана; это Британские острова, Исландия Ньюфаундленд, Куба, Гаити (Испаньола) и ПуэртоРико. На восточной окраине Атлантического океана есть несколько групп малых островов Азорские, Канарские, Зеленого Мыса. Подобные группы имеются и в западной части океана. В качестве примера можно указать острова Багамские, Флорида-Кис и Малые Антильские. Архипелаги Больших и Малых Антильских овов образуют островную дугу, окружающую восточную часть Карибского моря.
На востоке от Атлантического океана отчленяются две глубоко вдающиеся в сушу акватории. Более северная из них начинается Северным морем, которое восточнее переходит в Балтийское море с Ботническим и Финским заливами. Южнее имеется система внутриконтинентальных морей Средиземного и Черного общей протяженностью около 4000 км. В Гибралтарском проливе, соединяющем океан со Средиземным морем, имеются одно под другим два противоположно направленных течения. Более низкое положение занимает течение, направляющееся из Средиземного моря в Атлантический океан, поскольку средиземноморские воды вследствие более интенсивного испарения с поверхности характеризуются большей соленостью, следовательно, и большей плотностью.
От других океанов его отличает сильная изрезанность береговой линии, образующей многочисленные моря и заливы, особенно в северной части. Кроме того, суммарная площадь бассейнов рек, впадающих в этот океан или его окраинные моря, значительно больше, чем у рек, впадающих в любой другой океан. Еще одним отличием Атлантического океана является относительно малое количество островов и сложный рельеф дна, которое благодаря подводным хребтам и поднятиям образует множество отдельных котловин.
В океане присутствуют острова, образованные деятельностью «горячих точек», например Китовый хребет или остров Святой Елены.
Большая часть вершин этого подводного хребта не достигает поверхности океана и находится на глубине не менее 1,5 км. Отдельные наиболее высокие пики поднимаются над уровнем океана и образуют острова Азорские в Северной Атлантике и Тристан-да-Кунья в Южной. На юге хребет огибает побережье Африки и продолжается далее на север в Индийский океан.
Рисунок 19 – Срединно-Атлантический хребет, рассекающие его трансформные разломы и возраст океанического дна (по Дж. Хейрслеру).
Поверхностные течения в северной части Атлантического океана движутся по часовой стрелке. Основными элементами этой большой системы являются направленное на север теплое течение Гольфстрим.
Гольфстрим следует от Флоридского пролива и о. Куба в северном направлении вдоль побережья США и примерно на 40°с. ш. отклоняется на северовосток, меняя название на Северо-Атлантическое течение. Это течение разделяется на две ветви, одна из которых следует на северо-восток вдоль берегов Норвегии и далее в Северный Ледовитый океан. Именно благодаря ей климат Норвегии и всей северо-западной Европы значительно теплее, чем можно было бы ожидать на широтах, соответствующих району, простирающемуся от Новой Шотландии до южной Гренландии. К северу от Северного Пассатного течения находится область застойных вод, изобилующая водорослями и известная под названием Саргассова моря.
Рисунок 20 – Зона дробления, смещающая ось спрединга (по К. Оллиеру).
В интервале между точками Б и В плиты по разные стороны от разлома движутся в противоположном направлении, генерируя землетрясения, обозначенные звёздочками. Между точками А, Б и В, Г плиты по разные стороны от разлома перемещаются в одном и том же направлении. Разломы, с которыми связаны подобные зоны, относятся к категории трансформных.
Главная историко-геологическая особенность океанов Индо-Атлантического сегмента – их молодой возраст. Атлантический океан начал раскрываться 170 млн. лет назад. К тому же времени относится и начало образования Индийского океана.
4.2 Тихий океан
Тихий океан по площади самый большой составляет 179 680 тыс. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
средняя глубина 4 028 м, наибольшая глубина – 11 220 м (в желобе), объем – 723 699 тыс км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
, что на несколько миллионов квадратных километров больше площади земной суши и более чем в два раза превышает площадь Атлантического океана.
Ширина Тихого океана от Панамы до восточного побережья о. Минданао составляет 17 200 км, а протяженность с севера на юг, от Берингова пролива до Антарктиды – 15 450 км. Он простирается от западных берегов Северной и Южной Америки до восточных побережий Азии и Австралии. С севера Тихий океан почти полностью замыкается сушей, соединяясь с Северным Ледовитым океаном узким Беринговым проливом (минимальная ширина 86 км).
Тихий океан включает в себя Берингово, Охотское, Японское, Восточно-Китайское, Желтое, Коралловое, Тасмановое, моря Росса, Амундсена и Беллинсгаузена.
Тихий океан также расширяется. Подводный хребет, служащий осью спрединга, пересекает Тихий океан и внезапно поглощается Северо-Американским континентом. Термин «срединно-океанический» здесь вряд ли применим. Южный отрезок хребта именуется Тихоокеанско-Антарктическим, остальная часть – Восточно-Тихоокеанским поднятием. Тихоокеанский хребет соединяется с Индийским океаническим хребтом. Спрединг в Восточно-Тихоокеанском хребте протекает с большой скоростью (12 см/ч). Сам хребет характеризуется широкой выпуклой вершинной поверхностью и отсутствием центрального рифта.
Берега Тихого океана настолько различаются от места к месту, что трудно выделить какие-либо общие черты. За исключением крайнего юга, побережье Тихого океана обрамлено кольцом уснувших или время от времени действующих вулканов, известным как "огненное кольцо". Большая часть берегов образована высокими горами, так что абсолютные отметки поверхности резко меняются на близком расстоянии от берега. Все это свидетельствует о наличии по периферии Тихого океана тектонически нестабильной зоны, малейшие подвижки в пределах которой являются причиной сильных землетрясений, поэтому окраины океана называются активными.
Большинство известных действующих вулканов (около 62 %) приурочено к обрамлению Тихого океана.
Условные обозначения к рисунку представлены ниже.
Рисунок 21 – Схема рельефа дна Тихого океана (по Г.Б. Удинцеву).
Условные обозначения к рисунку 21.
1 – внешний край шельфа; 2 – глубоководные желоба; 3 – внешний край переходной зоны; 4 – поднятия переходной зоны; 5 – поднятия ложа океана; 6 – крупнейшие разломы.
Желоба: 1 – Аалеутский; 2 – Курило-Камчатский; 3 – Японский; 4 – Нансей (Рюкю); 5 – Филиппинский; 6 – Идзу-Бонинский; 7 – Марианский; 8 – Яп; 9 – Палау; 10 – Новогвинейский; 11 – Западно-Маланезийский; 12 – Новобританский; 13 – Бугенвильский; 14 –Сан-Кристобаль; 15 – Новогебридский; 16 – Восточно-Маланезийский (Витязя); 17 – Тонга; 18 – Кермадек; 19 – Перуанско-Чилийский; 20 – Центрально-американский.
Котловины окраинных морей: 21 – Берингова; 22 – Охотского; 23 – Японского; 24 – Восточно-Китайского; 25 – Целебесского; 26 – Малуккского; 27 – Бакда; 28 – Новогвинейского; 29 – Соломонова; 30 – Кораллового; 31 – Северо-Фиджийская; 32 – Южно-Фиджийская; 33 – Новокаледонская; 34 – Тасманова.
Поднятия ложа океана: 35 – Императорские горы; 36 – Гавайский хребет; 37 – возвышенность Шатского; 38 – Маркус-Неккер (Срединно-Тихоокеанические горы); 39 – поднятие островов Лайн; 40 – возвышенность Манихики; 41 – поднятие Маршалловых островов; 42 – Каролинский вал; 43 – вал Капингамаранги; 44 – вал Эаурипик; 45 – острова Феникс; 46 – острова Туамоту; 47 – Маркизские острова;48 – острова Тубуаи; 49 – Восточно-Тихоокеанское поднятие; 50 – Западно-Чилийское поднятие; 51 – острова Сан-и-Гомес; 52 – хребет Наска; 53 – поднятие Альбатрос; 54 – Кокосовый хребет.
Океанические котловины: 55 – Северо-Западная; 56 – Филиппинская; 57 – Западно-Марианская; 58 – Восточно-Марианская; 59 – Западно-Каролинская; 60 – Восточно-Каролинская; 61 – Маланезийская; 62 – Центральная; 63 – Южная; 64 – Беллинсгаузен; 65 – Чилийская; 66 – Перуанская; 67 – Панамская; 68 – Северо-Восточная.
Во время землетрясений нередко происходят мгновенные и весьма значительные изменения рельефа дна и берегов. Каждое землетрясение в океане или на его побережье вызывает образование огромных волн – так называемых цунами. Высота их достигает 30 м, скорость распространения – 400 – 800 км/ч. Цунами способны взмучивать донные осадки на глубинах до 1000 м. Они энергично воздействуют на берега и подводные береговые склоны, при сильных землетрясениях могут вызывать катастрофические разрушения прибрежных сооружений и населенных пунктов.
Близ азиатского побережья Тихого океана распространены островные дуги, расположенные на некотором расстоянии от берега. Они прослеживаются от Алеутских островов на севере до архипелагов Кермадок и Тонга на юге. С островными дугами сопряжены глубоководные желоба.
Различие между восточным и западным побережьями Тихого океана состоит в том, что западный берег окаймлен огромным количеством островов разного размера, часто гористых и вулканических. К числу этих островов относятся Алеутские, Командорские, Курильские, Японские, Рюкю, Тайвань, Филиппинские (их общее количество превышает 7000); наконец, между Австралией и п-овом Малакка находится огромное скопление островов, по площади сопоставимое с материком, на которых расположена Индонезия. Все эти острова имеют горный рельеф и входят в состав Огненного кольца, опоясывающего Тихий океан. Восточное побережье отмечено ровными краями Южной и Северной Америк с горными хребтами Кордильер и Анд. На большом протяжении края материков сопровождаются близко расположенными желобами. Островов близ побережья практически нет.
Таким образом, разнообразно различия этих границ представлены в Тихом океане. Периферия его большей частью состоит из складчатых поясов и котловинных морей. Эти части характеризуются интенсивной подвижностью земной коры, проявлениями складчатости, разломов, современного и недавнего вулканизма, высокой сейсмичностью, своеобразным режимом седиментации. Однако, краевые глубоководные желоба даже в Тихом океане развиты далеко не на всей периферической области. Около 30 % периферии этого океана представлено относительно простыми шельфами и материковыми склонами, у подножья которых нет современных глубоководных: желобов.
Все краевые моря и островные дуги образовались в кайнозое, то есть в последние десятки миллионов лет. Японское море, например, начало образовываться лишь 20 млн. лет назад, а возраст самого древнего, Берингова моря не более 60 млн. лет. Новообразования разрушают предшествующие структуры, но в целом видно, что во времени структурообразующие процессы в поясе продвигаются в океан, захватывая его краевые части.
Все эти данные, как и данные по Тихому океану, указывают на высокую энергетику глубинных геосфер в пределах Тихоокеанского тектонического сегмента Земли. Это его главная геодинамическая особенность.
Лишь немногие крупные реки Американского континента впадают в Тихий океан – этому препятствуют горные хребты. Исключение составляют некоторые реки Северной Америки – Юкон, Кускоквим, Фрейзер, Колумбия, Сакраменто, Сан-Хоакин, Колорадо.
В тихом океане отмечаются многочисленные цепочки вулканических островов типа Гавайских, образованных в результате внутриплитового вулканизма – действия «горячих точек».
Характерной особенностью дна Тихого океана являются многочисленные подводные горы – так называемые гайоты; их плоские вершины расположены на глубине 1,5 км и более. Принято считать, что это вулканы, которые раньше поднимались выше уровня моря, впоследствии были размыты волнами. Чтобы объяснить тот факт, что сейчас они находятся на большой глубине, приходится предположить, что эта часть тихоокеанской впадины испытывает прогибание.
Ложе Тихого океана сложено красными глинами, голубыми илами и измельченными обломками кораллов; некоторые обширные участки дна покрыты глобигериновыми, диатомовыми, птероподовыми и радиоляриевыми илами. В донных отложениях встречаются марганцевые конкреции и зубы акул. Очень много коралловых рифов, но они распространены только на мелководьях.
Казалось бы, рост Атлантики должен был вызвать сокращение площади Тихого океана. Однако он также растет за счет развития спрединга с большой скоростью. Тихий океан сравнительно молодой, сформировался в юрское время – менее 200 млн лет назад. Эти данные опровергают представления о том, что континенты и океаны являются стабильными образованиями.
Ставится вопрос – куда деваются огромные площади новообразованного дна океанов? Океаническое дно поглощается в глубоководных желобах, ограничивающих Тихий океан. Этот процесс протекает перманентно. Участки поглощения океанического дна называются зонами субдукции.
4.3 Индийский океан
Индийский океан, третий по величине океан на Земле (после Тихого и Атлантического). Он расположен большей частью в Южном полушарии, между Азией на Севере, Африкой на Западе, Австралией на Востоке и Антарктидой на Юге. Соединяется на Юго-западе с Атлантическим океаном, на Востоке и Юговостоке– с Тихим океаном. Площадь Индийского океана с морями 74 917 тыс. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
, средняя глубина 3 897 м, средний объём воды 291 945 тыс. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
.
Определяющую роль в образовании Индийского океана играло движение материка Индия, оторвавшегося от Африки и причленившегося к Азии только в начале эоцена, то есть приблизительно 50 млн. лет назад. До того момента ни размеры, ни конфигурация бассейна не напоминали современный океан. Начало раскрытия океана произошло 170 млн. лет назад в связи с расколом материка Гондвана.
Индийский океан имеет наименьшее количество морей по сравнению с другими океанами. В северной части расположены наиболее крупные моря: средиземные – Красное море и Персидский залив, полузамкнутое Андаманское море и окраинное Аравийское море; в восточной части – Арафурское и Тиморское моря.
Островов сравнительно мало. Наиболее крупные из них материкового происхождения и находятся вблизи берегов: Мадагаскар, Шри-Ланка, Сокотра. В открытой части океана встречаются вулканические острова – Маскаренские, Крозе, Принс-Эдуард и другие. В тропических широтах на вулканических конусах возвышаются коралловые острова – Мальдивские, Лаккадивские, Чагос, Кокосовые, большинство Андаманских и другие.
Береговая линия изрезана слабо, за исключением северной части Индийского океана. Здесь расположены почти все моря и крупные заливы (Аденский, Оманский, Бенгальский). В южной части находятся залив Карпентария, Большой Австралийский залив и заливы Спенсер, Сент-Винсент и другие.
Вдоль берегов протягивается узкая (до 100 км) материковая отмель (шельф), внешний край которой имеет глубину 50-200 м (лишь у Антарктиды и северозападной Австралии до 300-500 м). Материковый склон представляет собой крутой (до 10-30°) уступ, местами расчленённый подводными долинами рек Инд, Ганг и других. В северо-восточной части океана расположена Зондская островная дуга и сопряжённый с ней Зондский жёлоб, к которому приурочены максимальные глубины (до 7130 м). Хребтами, горами и валами ложе Индийский океан разделено на ряд котловин, наиболее значительные из которых Аравийская котловина, Западно-Австралийская котловина, Африкано-Антарктическая котловина. Дно этих котловин образуют аккумулятивные и холмистые равнины; первые находятся близ материков в районах с обильным поступлением осадочного материала, вторые – в центральной части океана. Среди многочисленных хребтов ложа прямолинейностью и длиной (около 5000 км) выделяется меридиональный Восточно-Индийский хребет, соединяющийся на юге с широтным Западно-Австралийским хребтом; крупные меридиональные хребты протягиваются к югу от полуострова Индостан и острова Мадагаскар.
Одна из зон спрединга проходит между Африкой и островом Мадагаскар. Раньше она представляла собой единое целое.
Спрединг в рифтовой зоне Красного моря осуществляется со скоростью 1.5 см в год. Материк Австралия смещается к северу со скоростью 11 см в год.
Восточно-Индийский хребет, ограничивающий Центральную котловину с востока, уникален как по прямолинейности, так и по длине. Он почти точно вытянут по 90-му меридиану, поэтому па английских и американских картах он называется Найнти-Ист-Ридсис. Его протяженность более 4 тыс. км. Он явно глыбовый. Это система узких горстов, вытянутых вдоль мощной зоны разломов и сопровождающихся с восточной стороны глубокой депрессией типа грабена.
От южного окончания хребта к востоку отходит хребет Брокен или ЗападноАвстралийский – типичный косой горст, наклоненный к северу и резко обрывающийся к югу, где параллельно ему проходит система разломов Диамантина. Она представлена несколькими короткими и узкими горстами и глубокими узкими грабенами.
Широко представлены на ложе океана вулканы (г. Бардана, г. Щербакова, г. Лена и другие), которые местами образуют крупные массивы (к северу от Мадагаскара) и цепи (к востоку от Кокосовых островов). Срединно-океанические хребты – горная система, состоящая из трёх ветвей, расходящихся из центральной части океана на севере (Аравийско-Индийский хребет), юго-западе (Западно-Индийский и Африканско-Антарктический хребты) и юго-востоке (Центрально-Индийский хребет и Австрало-Антарктическое поднятие). Эта система имеет ширину 400-800 км, высоту 23 км и наиболее расчленена осевой (рифтовой) зоной с глубокими долинами и окаймляющими их рифтовыми горами; характерны поперечные разломы, вдоль которых отмечаются горизонтальные смещения дна до 400 км.
Центрально-Индийский хребет от Мальдивских островов поворачивает к Аденскому заливу под названием уже Аравийско-Индийского хребта. Его рифтовая зона продолжается через Красное море к рифтам Восточной Африки.
Австрало-Антарктическое поднятие, в отличие от срединных хребтов, представляет собой более пологий вал высотой 1 км и шириной до 1500 км.
Донные осадки Индийского океана имеют наибольшую мощность (до 3-4 км) у подножия материковых склонов; в середине океана – малую (около 100 м) мощность и в местах распространения расчленённого рельефа – прерывистое распространение. Наиболее широко представлены фораминиферовые (на материковых склонах, хребтах и на дне большинства котловин на глубине до 4700 м), диатомовые (южнее 50° южной широты), радиоляриевые (близ экватора) и коралловые осадки.
Полигенные осадки – красные глубоководные глины – распространены южнее экватора на глубине 4,5-6 км и более. Терригенные осадки – у берегов материков. Хемогенные осадки представлены главным образом железомарганцевыми конкрециями, а рифтогенные – продуктами разрушения глубинных пород.
1 – срединно-океанические хребты; 2 – разломы; 3 – подводные возвышенности, сопровождающие срединно-океанические хребты и сводово-глыбовые поднятия; 4 – глубоководный желоб; 5 – береговая линия. Цифры на карте - Моря: 1 – Красное; 2 – Арафурское; 3 – Андаманское; 4 – Тиморское; 5 – Аравийское море и котловина. Крупные заливы: 6 – Аденский; 7 – Персидский; 8 – Оманский; 9 – Бегальский; 10 – Карпентария; 11 – Большой Австралийский. Срединно-океанические хребты: 12 Аравпйско-Индийский; 13 – Центрально-Индийский; 14 – Западно-Индийский; 15 – Австрало-Антарктический; 16 – Восточно-Африканские рифты. Сводово-глыбовые поднятия: 17 – Восточно-Индийский хребет; 18 – Мадагаскарский хребет; 19 – Маскарено-Сейшельский хребет; 20 – остров и подводное плато Каргелен; 21 – Западно-Австралийское поднятие; 22 – Кокосовый хребет. Острова: 23 – Сейшельские; 24 – Коморские; 25 – Маскаренские. Котловины: 26 – Восточно-Индийская; 27 – Сомалийская; 28 – Центрально-Индийская; 29 – Мадагаскарская; 30 – Антарктическая, 31 – Яванский желоб.
Рисунок 22 – Индийский океан (по Г. Удинцеву).
Выходы коренных пород наиболее часто встречаются на материковых склонах (осадочные и метаморфические породы), горах (базальты) и срединно-океанических хребтах, где, помимо базальтов, обнаружены серпентиниты, перидотиты, представляющие малоизменённое вещество верхней мантии Земли.
Среди структур ложа Индийского океана особое место (по наличию материковых пород – гранитов Сейшельских островов и материковому типу земной коры) занимает северная часть Маскаренского хребта – структура, являющаяся, по-видимому, частью древнего материка Гондваны.
Полезные ископаемые: на шельфах – нефть и газ (особенно Персидский залив), монацитовые пески (прибрежный район Юго-Западной Индии) и др.; в рифтовых зонах – руды хрома, железа, марганца, меди и другие; на ложе – огромные скопления железомарганцевых конкреций.
4.4 Северный Ледовитый океан
Северный Ледовитый океан самый небольшой из четырех океанов. По количеству островов он занимает второе место после Тихого океана. Площадь океана – 13.1 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
. Он включает в себя моря: Гренландское, Норвежское, Баренцево, Белое, Карское, Лаптевых, Восточно-Сибирское, Чукотское, Бофорта и Баффина.
Самое большое по площади море Мирового океана и одновременно самое глубокое – Филиппинское, по объёму превосходит Северный Ледовитый океан на 30 %. Моря описываемого океана относятся к разряду плоских неглубоких, поскольку они практически полностью расположены на обширных равнинах шельфа.
Современная структура Северного Ледовитого океана заложилась в начале кайнозойской эротемы – 65 млн. лет назад.
Северный Ледовитый океан – единственный океан, в пределах которого ложе занимает меньшую часть площади океанического дна. Обычно в глубоководной части Северного Ледовитого океана выделяют два крупных бассейна – Арктический и Норвежско-Гренландский. Особняком расположен бассейн Баффинова моря, который по природным условиям, несомненно, ближе тяготеет к Северному Ледовитому океану, чем к Атлантическому.
Резко отличается структурой батиграфической кривой Северный Ледовитый океан, где пространства дна с глубинами менее 200 м занимают 44.3 %, а глубины, наиболее характерные для всех океанов (т.е. от 3 000 до 6 000 м) – всего 27.7 %.
1 – неактивные; 2 – активные.
Рисунок 23 – Хребты – зоны спрединга Северного Ледовитого океана (по К. Оллиеру).
Баффиново море, как упоминалось, целесообразно считать также частью Северного Ледовитого океана. Котловина его отделена от Атлантического океана относительно высоким Дэвисовым порогом, сложенным, вероятно, континентальной земной корой. Рельеф дна глубоководной котловины Баффинова моря представлен плоской абиссальной равниной в центральной части котловины и абиссальными холмами и волнистой равниной по ее периферии.
Основную часть Северного Ледовитого океана занимает Арктический бассейн с окружающими его подводными окраинами Северной Америки и Евразии. Согласно этим представлениям, вдоль евроазиатского материкового подножия протягивается хребет Гаккеля – самое северное звено планетарной системы срединно-океанических хребтов. Параллельно ему между шельфом Новосибирских островов и Землей Пири (северная оконечность Гренландии) вблизи полюса расположен массивный, со слабо расчлененными склонами и уплощенной вершиной хребет Ломоносова, который следует отнести к сводово-глыбовым хребтам. Следующий пояс поднятий образуют плато Арлюс, глыбовый хребет Менделеева, такого же происхождения хребет или плато Альфа. Названные поднятия делят Арктический бассейн на несколько котловин.
Между материковым подножием Евразии и хребтом Гаккеля расположена узкая котловина Нансена (максимальная глубина 3925 м), большая часть которой занята абиссальной равниной Баренц. Между хребтами Гаккеля и Ломоносова лежит котловина Амундсена с обширной плоской абиссальной равниной (самая глубокая в Арктическом бассейне океана – максимальная глубина 4316 м). Между плато Альфа и хребтом Ломоносова расположена котловина Макарова с максимальной глубиной 3 863 м. Дно котловины – плоская абиссальная равнина (равнина Флетчер). Менее глубоководную (менее 3 тыс. м) часть океана между хребтами Ломоносова и Менделеева выделяют как котловину Толля, или котловину Подводников (2 792 м). Дно ее занято абиссальной равниной Врангеля. Между подводной окраиной Северной Америки и хребтом Менделеева с плато Альфа простирается самая большая котловина Северного Ледовитого океана – Канадская или Бофорта. Ее максимальная глубина 4 108 м, большая часть ее дна лежит на глубинах 3 500 м.
Рисунок 24 – Физиологическая схема Северного Ледовитого океана (А.И. Рассохо и др., 1967 г.)
С запада котловина ограничена Чукотским выступом – краевым плато, относящимся к подводной континентальной окраине. Большую часть дна котловины занимают обширные плоские абиссальные равнины. На окраине котловины, примыкающей к плато Альфа, выделяется несколько подводных гор.
Периферия Северного Ледовитого океана перспективна для разработки месторождений углеводородов.
4.5 Антарктический континент
Антарктический континент занимает изолированное от остальных материков положение и состоит, вероятно, из двух относительно самостоятельных частей. Под тяжестью ледникового покрова с максимальной мощностью более 4 км континентальная кора погрузилась ниже уровня Мирового океана. Мощность гидросферы на Антарктическом континенте сопоставимы с глубинами океанов, а с учетом ее объема, возможно, условно назвать этот участок планеты сухопутным океаном.
О – олигоцен, М – миоцен, П – плиоцен.
Рисунок 25 – Антарктида, окруженная со всех сторон океаном, возникшим в циркумантарктической зоне спрединга (по С. Кэрри).
Характерной особенностью строения Западной Антарктиды является антарктический полуостров, протягивающийся в направлении дуги Скотия. Антарктида, по-видимому, со всех сторон окружена зонами спрединга. Зоны субдукции у берегов этого континента отсутствуют. Антарктида, очевидно, является сильно приподнятым материком. Значительная высота некоторых ее краевых участков объясняется погружением центральной части континента под тяжестью ледникового покрова.
//-- Контрольные вопросы --//
1. Характеристика Атлантического побережья. Скорость спрединга в Атлантическом океане. Внутриконтинентальные моря Атлантического океана. Возраст Атлантического океана.
2. Скорость спрединга Тихого океана. Особенность Восточно-Тихоокеанского хребта. Что такое «огненное кольцо»? Внутриплитовый вулканизм в Тихом океане.
3. Возраст Индийского океана. История острова Мадагаскар. Рифтовая зона в Красном море.
4. Возраст Северного Ледовитого океана. Характеристика морей Северного Ледовитого океана.
5. Мощность льдов в Антарктиде. Тип побережий в Антарктиде.
5 Морфология окраин Мирового океана
5.1 Разновидности побережий океанов и морей
Граница между талассократонами с периферическими областями океанов представляет основную шовную структуру Земли, по которой соприкасаются два основных типа земной коры – океанический и материковый. Характер их сочленений в разных океанах и разных частях океанов различный. Различия усматриваются и в характере побережий.
Концепция тектоники плит предусматривает различия между активными и пассивными побережьями.
Разнообразно различия эти границ представлены в Тихом океане. Эти части характеризуются интенсивной подвижностью земной коры, проявления складчатости, разломов современного и недавнего вулканизма, высокой сейсмичностью, своеобразным режимом седиментации. Около 30 % периферии этого океана представлено относительно простыми шельфами и материковыми склонами, у подножья которых нет современных глубоководных желобов.
Атлантическое побережье относится к разряду пассивных, поскольку перемещение континентов здесь происходит в следствии разрастания океанического дна. Для подобных ситуаций характерны типичный шельф, материковый склон и материковое подножье, покрытые осадками большой мощности, сносимыми с материков.
Основные структурные элементы периферической (прибрежной) зоны Мирового океана.
Шельфы – материковые отмели – затопленные морем окраины материков. Они непрерывной полосой окаймляют берега материков и крупных островов. Амплитуда рельефа менее 20 м. Ширина шельфов колеблется от первых десятков километров до 1200 км. Градиент наклона менее 1: 1 000. Средняя глубина внешнего края 132 м, но может достигать 600 м. По геологическому строению шельф относится к континенту. Здесь развит мощный чехол осадочных отложений и так называемый гранитный слой.
По распределению организмов в океане выделяют неритовую, батиальную и абиссальную области, характеризующиеся различными физико-географическими условиями.
Неритовая область (от греческого «неритес» – ракушка) совпадает с шельфом. В ней различают три зоны: литоральную, сублиторальную и псевдоабиссальную или батиальную. Литоральная зона (от латинского «литоралис» – прибрежный) расположена между границами максимальных приливов и отливов. Фауна здесь приспособлена к специфическому режиму береговой зоны. Сублиторальная зона находится между границами максимального отлива и распространением высших водорослей. Эпибатиальная зона (от греческого «эпи» – поверх, «батис» – глубокий) расположена глубже границы распространения высших водорослей до внешнего края шельфа и характеризуется отсутствием высшей растительности. Батиальная область (от греческого «батис» – глубокий) приурочен к материковому склону (интервал 500-3 000 м) и заселена специфической батиальной фауной.
Материковые склоны – крутые подводные откосы шириной до 150 км. Глубина – от 100 до 2 000 м и более. Градиент склона 1: 40 – это 3-6°. Поверхности склонов сложно расчленены.
Материковое подножье – это формы рельефа, являющиеся подводными аналогами предгорных аллювиальных равнин и располагаются у оснований материковых склонов на глубине несколько километров. Наклон поверхности – около 1°. Материковое подножье представляет собой «лежащие клинья» осадков, мощность которых в верхней части приближается к 6 км. Отложения протягиваются от основания материковых склонов на расстояние до 600 км и сложены осадками, снесенными с континента. Глубина подножья – 1 500-5 000 м. Градиент 1: 1 0001: 700. Расположенные здесь конуса выноса, характеризуются развитием пересекающих их врезов, ограниченных прирусловыми валами. Эти формы рельефа сформировались при схождении мутьевых потоков и могут достигать в длину 30 км. Высота «прирусловых» валов приближается к 370 м.
Рисунок 26 – Атлантическая природная окраина Северной Америки: шельф, материковый склон с каньонами, материковое подножье (пл Н. Логвиненко)
Существует иная классификация побережий, базирующаяся на их морфологии (Инмен Д. и Нордстром К.) Согласно этой классификации выделяются:
Гористые побережья. Характеризуются узким (менее 50 км) шельфом, прибрежными горами высотой 300 м и выше, обычно обрывистой и скалистой береговой линией. (Запад Южной Америки, Испания и др.)
Холмистые побережья с узким шельфом. Отличается шириной шельфа менее 50 км, холмистым рельефом (высота холмов до 300 м) и изрезанной береговой линией, образуемой сочетанием мысов и бухт, (Высота Адри у Красного моря, юг Аравии и др.).
Равнинные побережья с узким шельфом (менее 50 км). Прибрежные равнины могут быть несколько приподняты (Запад Аравийского полуострова север и запад Африки, восток Индии и др.).
Равнинные побережья с широким шельфом (более 50 км). Прибрежная низменность ограничена широкой зоной пляжа. (Северо-восток Южной Америки, запад Австралии и др.).
Холмистые побережья с широким шельфом. Шельф имеет такие же параметры, как и в предыдущем случае, и постепенно переходит в прибрежную холмистую равнину. (Восток Азии, юг Африки и Южной Америки и др.).
Дельтовые побережья. Обычно это выдающийся в сторону моря выступ протяженностью вдоль берега 50 км и более, сформированный в результате осадконакопления в устьях рек (дельты рек Амазонки, Нигер, Миссисипи, Ганга и др.).
Рифовые побережья – Северо-восток Австралии, восток Центральной Америки и др.
Ледниковые побережья, характеризуются преимущественно развитием деструктивных процессов, связанных с действием ледников. (Север Азии, побережье Скандинавского полуострова, север Северной Америки и др.).
В зависимости от сложности геологического строения берега подразделяются на следующие виды:
Продольные берега на большом протяжении имеют однородное геологическое строение. Они слабо расчленены, бедны бухтами и мысами. К таким берегам относятся – участки берега Черного моря между Туапсе и Геленджиком, берег Приморского края, западный берег США и др.
Поперечные берега в связи с пестротой литологического состава, слагающих их пород и сильно расчлененным рельефом суши, отличаются большим разнообразием береговых форм.
Диагональные берега характеризуются кулисообразным расположением элементов рельефа и несимметрично-зубчатым, напоминающим пилу, расчленением береговой линии, например, берег юго-западной части Сахалина, берег Албании.
Берега глыбовых стран определяются в значительной мере положением, разломов. Если разломы пересекаются, то берег расчленен с большим количеством островов, полуостровов, глубоких бухт. К этому типу относится побережье Норвегии и северозападной части Кольского полуострова, разбитые многочисленными сбросами.
Берега, сложенные горизонтально залегающими породами однородного литологического состава, называют нейтральными. Малоустойчивые породы разрушаются быстрее и на их месте образуются бухты, устойчивые породы сохраняются в виде мысов.
Различают берега, сложенные кристаллическими породами, сложенные сцементированными осадочными породами, сложенные рыхлыми отложениями. Первые – очень устойчивы и стоят тысячелетиями. Вторые – разрушаются до десятков сантиметров в год. Для них характерны высокие клифы, арки, гроты и разнообразные аккумулятивные формы. Третьи – разрушаются очень быстро.
5.2 Типы морей
Внутри океанов выделяют моря. Море – сравнительно небольшая часть океана, вдающаяся в сушу или обособленная от других его частей берегами материка, повышениями дна (порогами) или островами и обладающая специфическими чертами гидрологического режима. Площадь морей составляет около 10 % всей площади Мирового океана, а объем воды в морях не превышает 3 % объема вод Мирового океана. По степени обособленности и расположению относительно суши моря подразделяют на внутренние (средиземные), окраинные и межостровные.
Внутренние моря обычно глубоко вдаются в сушу и имеют затрудненную связь с океаном через сравнительно узкие проливы. В свою очередь, внутренние моря подразделяют на межматериковые (например, Средиземное, Красное) и внутриматериковые (находящиеся внутри одного материка, например, Балтийское, Белое, Черное, Азовское). Гидрологический режим этих морей обычно значительно отличается от режима прилегающей части океана.
Окраинные моря сравнительно неглубоко вдаются в сушу и отделены от океана полуостровами, грядами островов или порогами (например, моря Баренцево, Карское, Охотское, Японское). Водообмен этих морей с океаном больше, чем у внутренних, а гидрологический режим ближе к режиму прилегающей части океана.
Границами межостровных морей являются острова и поднятия дна (например, моря Банда, Фиджи, Филиппинское).
Общее число морей в Мировом океане по подразделению, принятому Межправительственной океанографической комиссией ЮНЕСКО, около 60. При этом еще ряд морей выделяется только государствами, выходящими на их побережья. Например, внутри Средиземного моря часто выделяют Тирренское, Ионическое моря, в восточной части Баренцева моря выделяют Печорское море и т.д. Самое большое по площади море Мирового океана и одновременно самое глубокое – Филиппинское (5,7 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
), одноименный желоб имеет глубину до 10 265 м. Объем этого моря на 30 % больше объема всего Северного Ледовитого океана. Крупнейшие по площади моря в Тихом океане, помимо Филиппинского, – Коралловое (4,1 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
), Южно-Китайское (3,5 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
), Тасманово (3,3 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
), в Атлантическом океане – Уэдделла (2,9 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
), Карибское (2,8 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
) и Средиземное (2,5 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
), в Индийском – Аравийское (4,8 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
), а в Северном Ледовитом – Баренцево (1,4 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
) и Норвежское (1,3 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
).
В океанах и морях выделяют также отдельные части, отличающиеся конфигурацией берегов, рельефом дна и гидрологическим режимом. Прежде всего, это проливы и заливы.
Морфологически моря различаются двух типов – котловинные и плоские. Ложе котловинных морей представляют собой глубокую ярко выраженную депрессию с крутыми склонами и плоским дном; прибрежная шельфовая площадка на одних участках контура бассейна очень узка и глубины подходят близко к берегу, на других – широка и котловины далеко отодвинуты от него. Котловинные моря: Берингово, Охотское и другие бассейны, обрамляющие с востока Азию, моря Малайского архипелага. Мексиканское, Карибское и Багамское моря.
Тектоническая жизнь в районах нахождения котловинных бассейнов весьма активна, что выражается в частых землетрясениях и в развитии вулканических извержений. Эти моря сочетаются здесь с горным рельефом на водосборных площадях континентов и на островах.
Котловины этих краевых морей часто представляют собой участки переходной области с мозаичной корой смешанного океанического и материкового типа, отделенные от океана островными дугами (пример – Охотское море).
Плоские моря – это мелководные водоемы с выровненным дном. По глубинам своим они укладываются в глубины океанического шельфа и по существу его представляют. Они отделены от океанов цепочкой островов. Таковы моря: Северное, Баренцево, Карское, Лаптевых, моря Баффинова архипелага. Их еще называют эпиконтинентальными морями и распространены они преимущественно на пассивных побережьях океанов.
Плоские моря располагаются на площади древних (докембрийских) и молодых платформ, то есть на участках земной коры тектонически неактивных, без землетрясений и вулканической деятельности. Ландшафт водосборных пространств так же равнинный.
Различия морфологии морских бассейнов сопровождаются четкими различиями в характере питания водоемов осадочным материалом.
При рассмотрении осолоняющихся бассейнов морского генезиса наибольшее значение и распространение имеют при этом лагуны и морские заливы, соединенные с морем постоянно действующим проливом, и приморские озера, развивающиеся из лагун, отделившиеся от моря более или менее значительными перемычками.
Таблица 2 – Площади и глубины морей (по Н. Логвиненко)
Лагунами называют обычно участки моря, глубоко вдающиеся в сушу и отделенные от моря намывной песчаной пересыпью. С морем лагуны соединяются узким проливом. Максимальная глубина лагуны обычно отвечает удвоенной высоте волны, намывавшей пересыпь. Глубина лагуны на океаническом побережье достигает 25-30 м; окраинных морей – 12-14 м, во внутренних морях – 4-8 м. Обычно лагуны встречаются целыми системами; такое побережье называется лагунным. Пример лагун – Сиваш у Крыма.
Морским заливом называется участок моря, глубоко врезанный в континент и сообщающийся с морем либо свободно, либо через узкую горловину, прорезанную в коренных породах. Каждому морскому заливу отвечает тектоническая депрессия, открытая в сторону моря или закрытая, но прорезанная проливом. Пример таких заливов является залив Каспийского моря Кара-Богаз-Гол.
Выводы по описанным типам морей. Моря земного шара по морфологии и батиметрии можно разделить на плоские и котловинные (бассейновые). Плоские моря мелководны и характерны для платформенных областей, котловинные – глубоководные, с расчлененным рельефом дна – для геосинклинальных. Правда, имеются и исключения, например, Яванское море расположено в пределах геосинкликали и вместе с тем плоское, мелководное. Некоторые моря находящиеся на границе (или в переходной области) геосинклинали и платформы, могут включать участки разного характера: плоские и котловинные (Черное и Каспийское моря). По положению относительно суши они разделяются на внутренние (межконтинентальные и внутриконтинентальные) и окраинные моря океанов. Некоторые сведения о морях даны в таблице.
//-- Контрольные вопросы --//
1. Шельф и его зоны.
2. Материковые склоны и материковое подложье.
3. Морфология побережий.
4. Внутренние моря.
5. Окраинные моря.
6. Котловинные моря.
7. Плоские моря.
6 Осадки ложа океанов и морей
6.1 Мегапровинции осадков, питающие Мировой океан
Состав и строение океанической коры коренным образом отличаются от строения коры континентального типа или переходного. Границы океанов с континентами, в общем, совпадают с границами распространения океанической коры. Шельф и континентальный склон находятся на континентальной коре, в краевых морях развита кора переходного типа: в отдельных местах океанов встречаются реликтовые образования – «микроконтиненты» с корой континентального типа или переходного. Эти отложения не сказываются существенно в целом на распространении океанической коры в океанах и на ее преобладании на Земле.
Главная граница между областями океанической и континентальной коры отчетливо проводится по внешней (океанской) части глубоководных океанских желобов, а там, где желоба отсутствуют, – по основанию континентального склона. Материковые шельфы, а также материковые склоны относятся к континентам.
По данным бурения и сейсмики на дне океанов выделяют 4 слоя:
1. Верхний слой – осадочная толща (рыхлые отложения) мощностью 0.5 км.
2. Ниже залегает вулканогенный, базальтовый слой. Верх этого слоя (А) сложен подушечными лавами, толеитовыми базальтами.
3. Нижняя часть (Б) слоя представлена гипербазитами, габброидами.
4. Ниже преобладают ультраосновные породы.
Для ложа океанов характерно, что в пределах от 0 до 150 млн. лет назад сложены породы именно толеитовыми базальтами. Такое постоянство сходно, с неизменностью солевого состава океанических вод, с составом атмосферы. Подводные вулканы и острова сложены щелочными разновидностями базальтов.
Установлены два типа контактов базальтов с залегающими на них осадочными породами – холодный и горячий. Наиболее распространен холодный контакт, когда осадочные породы, залегающие на базальтах ложа почти не изменены. Горячие контакты со спеканием осадочных пород, связаны с внедрением силлов в толщу осадков. Силлы сосредоточены в самой нижней части разреза океанических отложений.
Выделяются три крупнейшие питающие осадками Мировой океан мегапровинций Земли, отличающиеся не только составом, но и ходом подготовки и транспортировки осадочного материала.
1. Мегапровинция континентов (континентальной коры).
2. Мегапровинция современных морей с корой переходного типа (андезитовой зоны).
3. Мегапровинция океанских платформ (океанической коры).
Для каждого типа коры характерны свои наборы пород и соотношения между ними.
Мегапровинция континентов занимает сравнительно небольшую часть земной поверхности (29,2 %), но имеет для поставки осадочного материала в океан в целом главное значение. Она характеризуется наибольшим разнообразием минералов, что обусловлено разнообразием пород на континентах: изверженных, метаморфических и осадочных. Характерной чертой данной провинции является широкое распространение гранитоидов – 70 % от всех изверженных пород. Значительная часть этой провинции скрыта водами морей и океанов – это шельфы и материковые склоны.
Мегапровинция современных морей с корой переходного типа и островных дуг характеризуется ограниченным набором горных пород – это «царство андезитов», значительно меньше присутствуют базальты, дациты и риолиты. Ежегодная поставка пирокластики здесь 2-3 млрд. т, т.е. почти в 10 раз меньше чем поступает минеральный материал с континентов. Однако, материалом сложены в значительной мере донные отложения прилегающие к этой системе части океанов. Ветрами тонкий материал переносится на 1 000 км и более.
В мегапровинции океанской платформы господствуют базальтоиды, редко в разломах и рифтовых долинах обнажаются ультраосновные породы. Океаны сами генерируют разнообразный осадочный материал: гидротермальный, вулканиты, обломочный эдафогенный, продукты выветривания базальтов, биогенный.
Часто осадки разных провинций смешиваются, при этом возникает все разнообразие осадков, наблюдаемое в океанах.
6.2 Вулканогенные обломочные отложения
К ним относятся осадки и породы, сложенные обломочными породами вулканических извержений, осевшими на дно непосредственно в ходе извержения.
Накопленные на суше туфовые толщи, затем снесенные в океан в результате размыва называются вулканотерригенными осадками.
Если вулканиты подводных извержений подвергаются размыву в субаквальных условиях, то образованные продукты размыва относятся к вулканоэдафогенным.
Рыхлый вулканокластический материал не размытый и не переработанный именуется объединяющим термином «тефра». Соответственно «первичные» вулканические осадки можно назвать просто тефрой. Такие породы, подвергшиеся окатыванию, предлагается назвать «тефроидом». Различие, однако, между морскими тефроидами и вулканотерригенными породами нечеткое.
Непереработанная тефра встречается главным образом на склонах одиночных островов-вулканов и у их подножий, где подвижность придонных вод невысокая. Подобные породы обнаружены в районе охотоморского склона Курильской гряды.
Вулканотерригенные осадки возникают вблизи молодых вулканов (действующих и потухших). В связи меньшей эксплозивности их, а также отсутствия у островов широких шельфов, распространение их весьма ограниченное. Это пляжи, иногда косы, валы. У Гавайских островов это оливиновые пляжевые пески, галька базальтов у берегов Исландии.
Пирокласстические осадки на дне Мирового океана распространены крайне неравномерно отдельными пятнами небольших размеров. Прослои витрокластического пепла, иногда распространены на больших площадях. Например, в экваториальной части Тихого океана слой вулканического пепла («слой Ворцеля») занимает площадь 2 500 км длиной и 500 км шириной. Но в основном туфогенный материал подводных извержений встречается в виде примеси в донных осадках.
Пепловые прослои базальтовых вулканов обычно не распространяются на расстояние более 100-200 км от вулкана – источника материала и менее выдержаны по площади, чем пеплы вулканов активных окраин. Главный осадочный материал островов – вулканов океанских платформ – это продукты их выветривания и размыва. Максимальные скорости их выветривания обнаружены (как и на континентах) в экваториальной зоне, минимальные – в аридных и ледовых. Продукты выветривания Гавайских островов (тропики) выявлены в осадках на удалении 500-700 км от островов, немного больше дальности отложений пирокластики.
6.3 Отложения прилегающей к суше части Мирового океана
Состав осадков, поступающих с материков в океан, обусловлен геоморфологией, тектоникой и геологическим строением площадей, прилегающих к океану. Источником материкового сноса являются прибрежные и дальние горные сооружения, возвышенные и равнинные районы.
После завершения тектонического процесса, приведшего к созданию горных сооружений, наступает время активной эрозии их. Продукты разрушения гор грубообломочные с примесью вулканогенного материала, отлагаются во вторичных прилегающих впадинах. Они называются краевыми или молассовыми, протягиваются наподобие рва вдоль горной цепи. В конечном счете, горы полностью нивелируются и осадконакопление вновь приобретает платформенный характер.
Осадочный материал более отдаленных возвышенных и равнинных районов доставляется в океан ветрами и реками, бассейны которых охватывают эти площади. Распространение терригенных толщ, образованных вследствие разрушения континентов, в пределах дна Атлантического океана ограничено полосой шириной 1 000 км, проходящей вдоль окраины материков. Тихоокеанское обрамление материков характеризуется повышенной вулканической деятельностью. В осадках, отлагающихся вблизи этих берегов, присутствуют прослои вулканического пепла.
Ежегодно поступление всех видов минерального материала с континентов составляет 22,6 млрд. т. Сток рек при этом составляет – 18.53, эолового материала – 1.6, ледникового материала – 1.5, продуктов абразии берегов – 0.5 млрд. т.; в форме растворенных солей – 3.2 млрд. т. (из них карбонатного и кремниевого материала в растворе – 1.82 млрд. т.). главная часть из них осаждается на шельфах.
Из общего количества терригенного материала, поставляемого в океаны 22,6 млрд.т/год, в пелагических частях накапливается только 1.73 млрд.т., то есть меньше 1/10 части. Где же откладывается остальная главная часть материала. Это устья рек (дельты и подводные конуса выноса), депрессии в шельфе, основания материкового склона в областях пассивных контактов кор, внутренние и краевые моря. Например, конус выноса рек Ганг и Брахмапутра по размерам превышает полуостров Индостан, длиной более 2 500 км. Он сформировался за 20 млн. лет. Подобное наблюдается и у других крупных рек. Мощность осадочных толщ в краевых внутренних морях достигает нескольких километров – до 16 км в Средиземном море, более 15 км – в устье реки Ганг, около 14 км – в дельте р. Амазонка.
Поступление терригенного материала в океаны крайне неравномерно в пространстве и косвенно обусловлено климатической зональностью. При этом на долю рек-гигантов – Ганг и Брахмапутра, Иравади, Хуанхэ, Янцзы, Инд, Тигр и Евфрат, Миссисипи, Амазонка, Меконг и Оранжевая приходится около 2/3 материкового стока. Все эти реки принадлежат к экваториальной гумидной зоне или прилегают к ней. На долю остальных многих тысяч рек и ручьев приходится всего 1/3 взвешенного стока. Крупные реки Сибири несут мало взвеси. Твердый сток Енисея, Оби, Лены составляет 13-15 млн. т. в год. Из рек умеренной гумидной зоны крупнейшие по взвешенному стоку Юкон несут – 88 млн. т. и Дунай -67,5 млн./г.
На краевые и внутренние моря, занимающие по площади только около 1 % поверхности Мирового океана, приходится 40-45 % всего осадочного материала. Там, где нет этих морей осадочный материал с суши проникает в пелагическую часть океана, где накапливается у континентального склона.
Поступающий с суши материал разносится по всей акватории бассейна и осваивается им, смешивается с местным веществом. Происходит механическое осаждение частиц, внесенных в водоем во взвешенном состоянии, и химикобиологическая садка растворенных в воде соединений с образованием новых твердых фаз, погружающихся на дно. В ходе осаждения происходит отделение компонентов друг от друга – их сортировка.
Разнос поступающего материала по акватории бассейна происходит волнениями, приливами и отливами, течениями, вертикальным перемешиванием. При этом материал перемещается на значительные расстояния. В прибрежной зоне наиболее крупные партии материала оседают за несколько минут. Чем дальше открытое море срок седиментации увеличивается.
Морские привнесенные отложения отчетливо представлены галечниками, гравием, песками, алевролитами, пелитами. Основной закономерностью механической седиментации в море является тесная связь гранулометрического состава осадка с геоморфологией дна и гидродинамическим режимом бассейна при гораздо меньшим влиянием на гранулометрию отложений расстояния от береговой линии.
Осадки, поступающие с континента, отлагаются в морском бассейне в виде осадочного «клина» или «призмы», залегающих на континентальном склоне. Верхняя часть терригенной толщи располагается на поверхности кратона (шельфа), нижняя может быть наложена и на океаническую кору, например отложения дельт крупных рек Миссисипи, Нигер. На материковом склоне отмечается также концентрация современных илов и глин до его подножия. Они переносятся через шельф.
Когда континенты и ложе океана оказывается в пределах одной плиты (пассивный тип окраины океана), то здесь проявляется циркульконтинентальная зональность, определяемая быстрым ростом количества осадочного материала по мере приближения к материковому источнику.
6.4 Фации континентальных склонов
Важнейшими особенностями обстановки осадкообразования на континентальных склонах, определяющими специфику их фациальных зон приконтинентальной области следует считать:
1) интенсивность поступления терригенного материала и ассиметрию поступления основной его массы на верхнюю часть склона;
2) большие перепады глубины (от первых сотен и до абиссальных) и значительные уклоны дна; общий наклон поверхности в сторону океана;
3) изменчивость гидродинамического режима – чередование условий гидродинамической активности в участках, омываемых течениями или находящихся под воздействием приливных и внутренних волн, с относительно тихими зонами; развитие суспензионных потоков;
4) положение большей части склонов выше критической глубины карбонатонакопления, что предопределяет возможность накопления пелагического биогенного известняка;
5) повышенную за счет приконтинентальной вертикальной циркуляции вод биологическую продуктивность и это обуславливает усиленную поставку на дно органического вещества;
6) обилие (при большой вертикальной изменчивости) донной фауны. местами имеющей осадкообразующее значение (кремниевые губки, донные фораминиферы).
Фациальные профили континентальных склонов, как и шельфов, в различных географических поясах Земли и в разных условиях питания терригенным материалом существенно различны. В зонах особенно у устьев крупных рек, это терригенные профили с терригенными осадками. В тропических и субтропических широтах при отсутствии крупного речного стока профили представлены преимущественно карбонатными осадками (характерно для аридных зон). В северных районах при наличии терригенного выноса образуются кремнистотерригенные осадки.
Фации на континентальных склонах не контролируются интервалами абсолютных глубин. Континентальные склоны, особенно их более крутые верхние части не являются областью аккумуляции. Здесь обнажаются более древние породы и осуществляется транзит осадочного материала. Последний накапливается в отдельных депрессиях склона. Широко развиты подводно-оползневые фации, что типично и для склонов Черного моря.
Все осадки обогащены органикой и находятся в условиях восстановительной среды диагенеза. Здесь образуются аутигенные минералы – гидротроилит и пирит, к верхним частям склонов приурочены глауконитовые фации.
Карбонатный профиль склона представлен двумя фациями: бентогенного кораллово-водорослевого детрита в верхней части (снос с края шельфа) и планктоногенных кокколитово-фораминиферовые осадки – в средней. Ниже критической глубины последние сменяются фацией бескарбонатных илов.
6.5 Фации континентальных подножий
Континентальное подножье (подножье континентального склона в типичном виде) представлено полого наклоненной в сторону океана поверхностью мощного аккумулятивного тела (осадочный клин), прислоненного к уступу континентального склона. Эта главная зона разгрузки придонного гравитационного переноса осадочного материала вниз по континентальному склону, а одновременно ~ зона осаждения значительной части терригенной взвеси, движущейся в виде «облаков» мутной наддонной воды от береговых источников в глубь океана.
Здесь распространены алевритоглинистые и мергельные илы. В разрезах вскрыты признаки турбидитов (прослои песка и алеврита с микроплойчатой текстурой), мощные оползневые тела.
Скорости осадконакопления достигают несколько сот миллиметров за 1000 лет. В осадках много органики, в том числе растительных остатков с суши. Условия среды восстановительные – присутствуют гидротроилит и пирит. Донные течения могут перемещать осадки. Фауна представлена мягкотелыми илоедами, оставляющих в осадках «ходы».
6.6 Комплексы и фации биогенных минералов
Взвесь в водах Мирового океана служит основным материалом для образования донных осадков. Она поступает в океан главным образом с суши и образуется в поверхностных водах за счет развития планктона. Сносимый с суши грубый материал быстро тонет, а мельчайшие частицы разносятся течениями по всей акваторий океана. На этот терригенный фон накладываются биогенные компоненты, вызывающие наибольшие концентрации взвеси в зонах «цветения» фитопланктона. Важнейшие компоненты взвеси – карбонаты кальция, аморфный кремнезем и органическое вещество – имеют практически целиком биогенное происхождение. В отличие от них кристаллический кремнезем (силикаты, алюмосиликаты, кварц) – терригенное. В водах Мирового океана во взвеси и в донных осадках преобладают терригенные компоненты. Биогенный материал составляет от 1\3 до половины всех осадков, накапливающихся на дне.
В удаленных от берегов пелагических областях (от греческого «пелагос» – открытое море, т.е. удаленные от суши районы океана) выравнивание холмистого рельефа происходит за счет осадконакопления, в котором доля биогенных осадков значительно повышается. Они представлены кремнистыми и карбонатными отложениями. Кремнистые осадки тесно связаны с водами повышенной биологической продуктивности с высоким содержанием кремнезема, приуроченными к трем широтным поясам: бореальному (северному), приэкваториальному и антарктическому. Эти осадки состоят преимущественно из скелетов диатомовых, радиоляриевых организмов: водорослей и спикул губок. Встречаются на разных глубинах.
Карбонатные осадки распространены много шире кремнистых, но не опускаются ниже критической глубины растворения извести (4500-5000 м). Кроме чистых кремнистых и карбонатных осадков встречаются смешанные кремнистокарбонатные и карбонатно-кремнистые.
Океан – колыбель жизни: 75 % всех классов животных возникло в воде и из них 60 % в море. Организмы имеют огромное породообразующее значение, воздействуют на дно, изменяют физико-географические условия морской среды, участвуют в кругообороте веществ. Животные и растения, населяющие океан, делятся на живущих на дне (бентос), обитающих в толще воды и активно плавающих (нектон), пассивно переносимых водой (планктон).
Многие донные организмы имеют массивный устойчивый наружный скелет из карбоната кальция. После их гибели скелеты накапливаются на дне и иногда образуют пласты карбонатных пород. Многие планктонные организмы также участвуют в образовании кремнистых и карбонатных осадков. Породообразующими являются также кораллы, водоросли, образующие рифы.
Биогенные минералы – карбонатные и опал – играют очень существенную роль в пелагической седиментации, В среднем для пелагиала Мирового океана они дают от 34 % для современных осадков до 45 % для всей осадочной толщи океанов, то есть их вклад составляет от 1/3 до 1/2 всего минерального материала, накапливающегося на дне.
Тесная связь биогенных минералов с первичной продукцией приводит к тому, что высокие абсолютные массы их в донных осадках образуют широтно вытянутые пояса с максимальными значениями в зонах высокой первичной продукции (двух умеренных и экваториальной). Осадкообразующими организмами карбонатов являются кокколиты и фораминиферы, а кремния – диатомей и радиолярии.
В итоге в океане выделяются, с одной стороны, вертикальные комплексы биогенных минералов, смена которых связана с глубинными физическими – зонами развития донного населения и с критическими глубинами кальцита, а с другой стороны, широтные комплексы: ледовые, умеренные, аридные, гумидные и экваториальные, различающиеся по систематическому составу организмов (а значит, по форме выделения минералов), а также по количественным соотношением опала и кальцита.
В мелководных комплексах доминируют бентогенные минералы, отражающие условия придонных вод, где обитают бентоносные организмы. Питающей провинцией глубоководных планктоногенных минералов служит толща океанских вод: главная масса их продуцируется в верхнем слое.
В схеме вертикальной зональности выделяются три фациальные зоны: кокколитово-фораминиферовых осадков с цельнораковинной структурой (выше лизоклина), фораминиферово-кокколитовых осадков в детритовой структурой (ниже лизоклина) и мергельных осадков вблизи критической глубины. Фораминиферовый лизоклин – это уровень, ниже которого начинают растворяться раковины фораминифер.
Есть еще широтная зональность, связанная с изменением критической глубины растворения кальцита в зависимости от широты.
Породы могут быть известковистыми илами, фораминиферовыми песками и алевритами. К ним может примешиваться вулканогенный материал.
Фации склонов подводных хребтов и возвышенностей с островами и с коралловыми атоллами представлены переходами от мелководных рифовых фаций к бентогенно-детритовым склоновым. Этот материал перемещается вниз постепенно на глубину.
6.7 Кораллово-водорослевые комплексы
Кораллово-водорослевые комплексы – это наиболее типичные мелководные биогенные осадочные образования тропических районов океанов и морей. В узких ареалах своего распространения слагают осадочные тела мощностью до 1 0001 500 м и даже более.
Кораллово-водорослевые комплексы включают в себя осадочные образования двух типов: рифовые (биогермные) известняки, построенные из известняковых водорослей и колоний мадрепоровых кораллов. Биогенно-обломочные рыхлые осадки, состоящие из продуктов механического (а также биологического) разрушения известняковых организмов, обитающих на рифах или вокруг них.
Рифовые известняки слагают колонии кораллов с включением известковых водорослей и остатков бентосных организмов. Характерная особенность рифовых известняков – высокая пористость и кавернозность.
Биогенно-обломочные кораллово-водорослевые осадки накапливаются в мелководных лагунах и на «известковых платформах», а также на внешних склонах рифов, обращенных в сторону больших глубин. Кроме того, формируются волновые аккумулятивные тела известкового детрита – основа коралловых островов. Гранулометрический состав колеблется от тончайшего пелитового ила до крупных глыб кораллово-водорослевых известняков.
На склонах атоллов и побережий с барьерными рифами кораллововодорослевые осадки распространены до глубин 1-2 км редко более. Минеральный состав карбонатного вещества кораллово-водорослевых осадков сложный. В них доминируют арагонит, магнезиальный кальцит, встречается доломит, имеющий хемогенно-диагенетическое происхождение.
Коралловые рифы – крупные морские органогенные формы рельефа. Они сложены известняком, сформированным из сцементированных скелетов кораллов и других организмов, главным образом остатков водорослей и червей. Рост кораллов лимитируется целым рядом факторов. Для их развития необходим свет, поэтому обычно они растут на глубине всего 50 м. от поверхности моря, редко достигают глубины роста 100 м. Оптимальная температура для них +25 °C, но могут переносить понижения до +18 °C. Живут кораллы в чистой воде нормальной солености. Для развития кораллов требуется твердое основание, наличие питательных веществ, приносимых волнами и малое содержание в воде взвешенных частиц. Мощность их может достегать 1 400 м, а в атолле Бикини мощность коралловой толщи 1 500 м. Такой мощности коралловая толща достигает в результате постепенного и непрерывного погружения, когда скорость роста коралловых рифов примерно равняется скорости опускания. Такие острова начали формироваться еще в палеогене. Многие коралловые рифы погружены всего на глубину 70-140 м.
Рифы могут формироваться на подводном основании островов, не образуя лагуны.
Окаймляющие рифы, часто растущие у берегов и называемые береговыми, частично обнажаются при отливах.
Барьерные рифы растут на окраинах шельфов на расстоянии от берега до нескольких десятков километров и тянутся иногда на огромные расстояния вдоль материков и островов. Так Большой Барьерный риф у восточного берега Австралии, вытянутый на 2 000 км и отделяющий гигантскую лагуну, ширина которой меняется от 20-40 км на севере до 100-180 км на юге, с глубинами 20-70 м. Ширина вала – 12 км.
Атоллы – кольцевые гряды коралловых рифов размером от небольших (менее 1-2 км в диаметре) до очень крупных. Так в Тихом океана атолл – остров Рождества имеет площадь 55×44 км. Склоны атоллов круты, но с увеличением глубины постепенно выполаживаются. В центре атолла имеется лагуна. При быстром опускании уровня океана кораллы не успевают нарастить риф и погибают. При тектоническом поднятии рифы оказываются порой на суше. В Новой Гвинее коралловая терраса возраста 120 000 лет располагается на высоте почти 240 м. Коралловые рифы несут информацию об истории тектонических движений региона.
6.8 Пелагические фации областей с глубинами меньше критической глубины карбонатонакопления
Это области господства пелагических карбонатных осадков. Сюда относятся фации подводных возвышенностей, хребтов и гор и котловин, которые находятся выше критической глубины карбонатонакопления. К таким котловинам относятся: Меланезийская и часть Чилийской в Тихом океане, большие части ЗападноЕвропейской, Канарской и Гвинейской котловин в Атлантическом океане, Сомалийской и Мадагаскарской – в Индийском океане. Главные же площади карбонатных фаций приурочены к срединно-океаническим хребтам и примыкающим к ним поднятиям.
6.9 Глубоководные фации
К чрезвычайно характерным глубоководным пелагическим осадкам океана относятся красные глины. Это глины и глинистые илы у поверхности имеют полужидкую консистенцию, но уже на глубине 10-30 см с трудом режутся ножом, а в сухом виде представлены твердой каменистой породой серовато-коричневого цвета. Они монолитны, не несут следов микрослоистости и лишь иногда включают прослои, обогащенные радиоляриями, вулканическим стеклом или железо – марганцевыми микроконкрециями. В красных глинах содержится железо, марганец, ванадий, медь, никель, кобальт, молибден и другие, в том числе и радиоактивные элементы в более высоких концентрациях по сравнению с другими пелагическими осадками. Особенно высоко содержание марганца (в среднем 0.78 %).
Абиссальные отложения, так называемый красный ил, в большей части состоят из железистой глины, представляющей продукт изменения вулканических выбросов и космической пыли. Часто также здесь встречаются конкреции марганцевой окиси, кристаллы цеолитов.
Из грубообломочного материала кроме айсберговых осадков присутствуют куски пемзы, зубы акул, а также метеориты – магнитные шарики из никеля и железа и метеорная пыль, В типичных красных глинах содержится менее 10 % извести и менее 5-10 % аморфного кремнезема. Красные глины распространены в интервале глубин 4 500 до 6 900 м. На глубинах менее 4 500 м они, как правило, сменяются быстро накапливающимися карбонатными осадкам.
Красные глубоководные глины в ледовых и умеренных гумидных зонах не обнаружены. Этот тип отложений свойствен только аридным и экваториальным гумидным зонам. Красные глины аридных зон отличаются отсутствием остатков кремнистых организмов, их пелитовая часть состоит из обломочных минералов (кварц-полевопшатово-слюдистая) и почти не содержит глинистых минералов, характерны высокие содержания тонкодисперсного стекла и филлипсита, отмечаются рудные концентрации железомарганцевых конкреций, особая их морфология и состав, минимальные скорости седиментации. Это эвпелагическая (аридная) красная глина.
Красные глины экваториальной зоны иные. Они всегда обогащены остатками кремнистых организмов (радиолярии, диатомовые) экваториального комплекса, в них ничтожно содержание обломочных пород и стекла, главную роль играют каолинит и монтмориллонит, филлипсит редок или исчезает, также редки зубы акул, ушные косточки китов. Конкреции здесь значительно реже, особой морфологии и состава, в глинах нередко отмечается пятнистый диагенез (мраморовидные осадки). Это миопелагические красные глины.
Глубины, превышающие 6 900 м, приурочены к желобам, сопряженным с островными дугами, в которых интенсивно накапливаются терригенные осадки. Глубоководное бурение, проведенное с американского корабля «Гломар Челленджер», показало, что на многих участках Тихого океана красные глины подстилаются карбонатными породами. Это значит, что до их отложения глубина океана была меньше критической для извести – 4 500-4 700 м.
К терригенным глубоководным осадкам ложа океана относятся продукты разрушения суши, распространенные у подножья материковых склонов и вокруг крупных островов. Среди них преобладают алевритоглинистые и глинистые илы. С поверхности они покрыты тонкой бурой окисленной пленкой, а ниже окрашены в серые, зеленоватые и синеватые тона, характерные для восстановительных условий. Этим они отличаются от глубоководной красной глины, не теряющей окраски с глубиной. По мере удаления от суши терригенные осадки постепенно переходят в биогенные и в глубоководные красные глины.
На дне океана широко распространены железомарганцевые конкреции, местами покрывающие дно почти сплошным слоем.
В них содержится марганца до 25-35 %, никеля – 1-1,8 %, кобальта – 0,3-1,5 %, меди – 1-1,5 %. Они распространены повсеместно, но особенно в удаленных от материков частях океанических котловин, в районах с расчлененным холмистым рельефом, где скорость осадконакопления минимальна.
Скорости отложений глубоководных осадков невелики и не одинаковы в разных частях океанов. На скорость влияют глубина, рельеф и наклон дна, характер течения, климат, объем биоматериала, количество поступающего терригенного материала и прочее. Например, в Северо-Восточной котловине Тихого океана скорость отложений красных глин 1 мм в 1 000 лет, а в Северо-Западной котловине -4-7 м в 1 000 лет, диатомовых илов в Северо-Восточной котловине около 6 мм в 1 000 лет, а в Северо-Западной 10-30 мм в 1 000 лет. В Атлантическом океане средние скорости отложения красной глины равны 6 мм в 1 000 лет, а известковых илов на севере океана – 60 мм, на экваторе – около 40 мм, а на юге 10 мм в 1 000 лет. Отмечена следующая закономерность скорости седиментации (биогенной и терригенной) – в экваториальной гумидной зоне в 5-10 раз выше, чем в соседних аридных, а тем более полярных. Осадочное тело при этом достигает мощности 1 000 м. В центральных частях океанов мощность осадочной толщи нигде не превышает 1 000-1 500 м, чаще же их значения – 100-300 м. Минимальные мощности осадков оказываются на хребтах, максимальные – в понижениях дна. При прочих равных условиях, чем больше возраст ложа океанов, тем больше мощность осадков. Процесс отложения красной глины совершается с необычайною медленностью, но зато площадь, покрытая ею, громадна и занимает по приблизительному подсчету четверть всей земной поверхности. Преобладают на дне Тихого и Индийского океанов, где глубины превосходят 4 000 м., так же как и в некоторых частях Атлантического океана.
6.10 Фации глубоководных желобов
Фации желобов представляют самую глубоководную на Земле (ультраабиссальную) обстановку осадкообразования. Желоба – это отстойник глубинной взвеси. На них распространяется ареал эолового и вулканогенного материала. Ввиду больших глубин здесь происходят оползни, обвалы осадков, наблюдаются суспензионные потоки. Эти явления усиливаются сейсмичностью районов. В желобах отлагаются также обломки офиолитовых пород (эдафогенные осадки).
В фациальной организации желобов имеет существенное значение различия в условиях осадкообразования между их внешним (океанским) и внутренним (приостровным) склонами. Вдоль желобов на их максимальных глубинах вытянута еще одна специфическая зона – выровненного аккумулятивного дна. Различия между склонами выражено как в рельефе и тектонике дна, так и в условиях питания осадками.
Внутренний склон большинства желобов более крутой, рельеф его более резко расчлененный, изобилует крутыми уступами, грядами, депрессиями, рассечен поперек подводными каньонами. Во многих желобах (Курильском, Японском, Тонга и другие) поперечный профиль склона ступенчатый. Несколько четких, вытянутых по простиранию ступеней со слабонаклонной или субгоризонтальной поверхностью шириной от нескольких до первых десятков километров, отделены друг от друга уступами с крутизной 5-10° и более. Вдоль краев ступеней нередко возвышаются валообразные поднятия или скалистые гряды, отгораживающие поверхность ступеней, превращая их в подобие бассейнов седиментации. Уступы часто являются выходами скалистых пород.
На внутренний склон поступает терригенный островной и вулканокластический материал со стороны дуги. Это обломочный песчаноалевритовый материал и в меньшей мере тонкодисперсное взвешенное глинистое вещество. Механическая дифференциация происходит под действием придонных течений, внутренних волн и сил гравитации. Количество его по склону ближе ко дну убывает, убывает и размерность фракций.
Дно желоба покрыто глинистыми, обломочно-глинистыми (туффитовыми), кремнисто-глинистыми осадками и турбидитами.
Внешний (океанский) склон желобов положе и ровнее внутреннего, хотя и здесь есть ступени и уступы. Нередко склон осложнен подводными горами – древние подводные вулканы. Нижняя часть склона очень крутая. Здесь господствуют тонкозернистые пелагические осадки. Сюда попадает вулканокластический материал дальнего разноса и эдафогенный материал – размытые породы самого склона.
6.11 Отложения в котловинных бассейнах
Зональность осадков в котловинных бассейнах следующая.
Средняя часть котловины занята тонкозернистыми песками, алевритами, пелитами. В центральной части водоема отлагаются илы. Чем круче наклонена шельфовая площадка, тем уже полоса песков, тем ближе к берегу находится зона пелагических илов, и наоборот.
Периферические части бассейновых отложений (в юрском периоде) включают в себя пески и алевриты разного состава от кварцевых до полимиктовых. Иногда к ним приурочиваются рассеянные фосфоритовые желваки, местами образующие фосфоритовые горизонты. Почти повсеместно эти отложения богаты органическими остатками. Подобный разрез вскрывается бурением – это юрские отложения в югозападной части Оренбургской области.
Глины, образующие главную по массе часть морских терригенных комплексов, располагаются в центральных частях водоемов, а также в заливах. Они обычно серые, то темные от повышенных количеств органического вещества и пирита, то светлые слегка карбонатизированные. Помимо бентосных форм органики присутствуют и планктонные – фораминиферы и радиолярии. Среди глин залегают разнообразные конкреции – карбонатные, пиритные, фосфатные, иногда кремниевые. Залегают они обычно по горизонтали, иногда рассеянными телами.
Встречаются случаи бассейновой седиментации, когда в составе осадков резко преобладают химико-биогенные отложения, терригенные же подавлены. К ним относятся верхнемеловые отложения, карбонатные породы которых составляют около 80 % от всей массы осадков.
Принадлежность бассейновой седиментации к чисто терригенному или же терригенно-аутигенному типу контролировалось в первую очередь тектоническим режимом седиментационной области. Тектонически активные регионы отличаются большими массами смываемого материала с водосборов и большой доли в них обломочных частиц. Подобный режим ведет к образованию в водоемах песчаноалеврито-глинистых осадков. Эти толщи нередко обогащены галечно-гравийными пачками. Химико-биогенные компоненты здесь играют ничтожную роль. Мощность всех этих осадков большая.
В тектонически активных регионах депрессии часто вмещают осадки типа флиша и молассы – термины возникшие в Щвейцарии. Флиш состоит из темных глинистых сланцев и алевролитов (обычно известковистых) с прослоями граувакк. Граувакки – темноокрашенный песчаник с примесью глинистого материала, обломков пород, крупных зерен кварца и полевого шпата и хлорита.
Молассы сложены конгломератами, известковистыми и аркозовыми песчаниками. В некоторых определениях вложена мысль о посторогенной природе молассы.
Количество осадков и глубина бассейнов не всегда прямо связаны. В некоторых глубоких бассейнах аккумулируются мало осадков.
Меланж – хаотическое скопление мегабрекчий. Существуют две его разновидности – тектонический и осадочный (олистостром). Обе разновидности обнаруживаются на внешней стороне глубоководной террасы и, по – видимому, обусловлены поддвиговыми тектоническими движениями на границах контактирующих плит. На суше часто ассоциируют с офиолитами.
Олистостромы – осадочные горизонты, включающие многочисленные блоки экзотических преимущественно осадочных пород в тонкозернистой связующей массе. Они возникают при гравитационном скольжении по борту континентального склона или желоба.
Олистостромы – это пластооброзные отложения крупных оползней.
В тектонических меланжах перемешанные блоки пород находятся в интенсивно рассланцованной основе глинистого сланца. Блоки достигают в размере до нескольких сот метров. В таких блоках могут находиться разные породы – кремнистые, глаукофановые сланцы, граувакки и базальты.
Если олистостром подвергнется рассланцеванию, то его трудно отличить от тектонического меланжа. Тектонический меланж может возникнуть в результате подводного оползня и вследствие тектонического соскабливания осадков и скальных пород океанического ложа с верха субдуктирующей плиты. Поэтому они часто ассоциируют с подушечными лавами, серпентинитами, кремнистыми породами.
В регионах тектонически мало активных резко уменьшается общая масса поступающих с водосборов материала; при этом массы растворенных компонентов – известняк, доломит, кремнезем, железо и так далее начинают преобладать. Песчаноалевритисто-глинистые отложения сосредотачиваются в относительно узкой периферической зоне бассейна. Главное пространство дна бассейнов занимают известковистые (частью известково-доломитовые) и кремнистые отложения; накапливаются органические вещества (горючие сланцы) иногда – фосфориты, оолитовые железистые и марганцевые руды, реже бокситы. Общая мощность осадочных толщ при данном режиме небольшая.
Каким бы, однако, не был бассейн и его режим, рудные накопления алюминия, железа, марганца, фосфора локализовались в прибрежной зоне, а карбонатные, кремнистые, горючесланцевые накопления в нем всегда были отодвинуты от прибрежной зоны в открытую часть.
Можно отметить, что чем меньше по размерам был бассейн в целом и чем проще морфология его дна, тем беднее набор петрографических типов отложений и проще расположены они в пространстве. Чем крупнее по размерам бассейн и сложнее морфология его дна, тем разнообразнее были его отложения и сложнее их локализация на дне.
Относительно среднего состава осадков существуют определенные пропорции между наиболее распространенными типами донных осадков – терригенными и биогенными (карбонатными и кремнистыми). В современных осадках среднее содержание СаСо – 29,5 %, аморфного кремнезема – 4,6 %, то есть биогенная часть составляет 34.1 % от осадков пелагиали. В юрское время содержание карбонатов достигали около 49 %. Это свидетельствует о снижении в это время терригенного смыва в мезозое-раннем кайнозое.
6.12 Осадки в лагунах
В лагунах размещение отложений было просто и воспроизводило то, что наблюдалось в древних и современных лагунах. По периферии лагуны отлагались песчано-алеврито-глинистые более или менее карбонатные осадки. В центре при малой солености осаждались карбонатные, известково-доломитовые, при большей – гипсовые отложения. Гипсовая и галогенная приуроченность характеризуется пестротой расположения и отсутствием четких закономерностей.
В заливах типа Кара-Богаз-Гол размещение в пространстве галогенных пород контролировалось морфологией дна водоема. В самую начальную (еще догалогенную) стадию отлагались песчано-алевтитовые осадки, в центральной более глубокой области – доломитовые илы. На сульфатной стадии по периферииобломочные и доломитовые отложения, а в центральной части гипсы. Периодические (или эпизодические) изменения солености приводили к многократным переслаиваниям в центре сульфатных и доломитовых илов. На хлоридной стадии по периферии накоплялись карбонатные отложения, сменяемые к центру гипсом, а в центральной наиболее быстро прогибавшейся области – галитом. Периодические распреснения обусловливали сложное ритмическое переслаивание доломита и ангидрита по краям бассейна, ангидрита и галита (в основном) в срединных его частях.
6.13 Факторы, определяющие общий характер бассейнового осадконакопления
Теплый или холодные климаты также влияли на характер осадкообразования. Холодный климат в большей степени подавлял хемогенно-биологическую долю осадкообразования. Примером этого является также то, что критическая глубина растворения известняков достигает обычно 4 500-4 700 м; в холодных водах уменьшается до 3 500 м и возрастает до 5 000 м на экваторе.
Ледниками выносятся в моря моренные отложения. Современные подводные морены найдены на шельфе Восточной Антарктики. Обширное воздействие на морские осадки оказывают айсберги. Заполнение айсбергов каменным материалом зависит от площади, питающей материнский ледник. Размер каменного материала на айсбергах изменяется в широких пределах от гигантских глыб до псаммитовой размерности.
Материал разносится также береговыми льдами (береговой припай), образующийся при замерзании зимой прибрежной зоны морей. При весеннем таянии весь оказавшийся на льдах привнесенный каменный материал разносится далеко льдинами.
Слабее воздействуют на осадкообразование в водоемах площади развития эолового материала. Ветры, дующие из пустынь, привносят в акватории много тонких частиц. Восточная часть Атлантического океана, прилегающая к пустыне Сахара, обильно снабжается пустынным материалом.
Воздействие областей вулканогенно-осадочного литогенеза проявляется с одной стороны, в поступлении в водоемы пеплового материала, с другой – растворенных веществ. Пепловый материал имеет мелкоалевритовую или пелитовую размерность и в какой-то степени огрубляет осадки дна морей и океанов. Поступающие в моря растворы не оказывают существенного влияния на осадкообразования в связи с их незначительным количеством.
Подытоживая все, что было сказано в обзоре о морском и океаническом осадкообразовании, отмечается следующее:
1. После попадания в океан осадочного материала, он транспортируется, чему способствуют динамические факторы (приливно-отливные и придонные течения, вихри, внутренние волны, цунами), а также биофильтрация.
2. Ветры, неодинаковая плотность воды, разная температура, соленость, сероводородная зараженность сказываются на составе, мощности и месте осадкообразования.
3. Доминирующая часть терригенного материала поставляется из экваториальной гумидной зоны континентов – 76 %.
4. Движение плит существенно для осадконакопления не только потому, что изменяется расстояние от срединного хребта (и в ряде случаев от берега), но и потому, что плита проходит через разные климатические зоны с различными типами седиментогенеза.
5. В геологическом прошлом (до 150 млн. лет назад) средний состав океанических осадков близок к современному.
6. В составе океанических осадков главное значение имеют обломочный и глинистый материал, поступающий с суши, а также биогенный, возникающий в океане за счет растворенных в воде карбонатов и кремнезема. Соотношение этих двух главных генетических типов осадков было близко к таковым в современном океане. Ни сейчас, ни в прошлом продукты разложения базальтов не играла ведущей роли в формировании океанических осадков.
//-- Контрольные вопросы --//
1. Четыре слоя дна океанов.
2. Три мегапровинции Земли, питающие осадками Мировой океан.
3. Распространение вулканогенных осадков.
4. Виды поступления осадков с материков и их объём.
5. Климатическая зональность поступления терригенного материала.
6. Осадочный «клин», породы слогающие его и скорость их осаждения.
7. Состав биогенных осадков и их доля в общем осадконакоплении.
8. Виды коралловых рифов.
9. Гайоты и атоллы.
10. Красные глины.
11. Серые глубоководные глинистые илы.
12. Железомарганцевые конкреции.
13. Осадки глубинной взвеси.
14. Зональность осадков в котловинных бассейнах.
15. Меланж
7 Слоистость и диагенез океанских отложений
7.1 Слоистость и другие текстурные особенности осадков океанов
Слоистость присуща всем отложениям океанов в разных ее частях. Породы этих отложений являются несцементированными в основном, сцементированные – составляют всего 10 % от объема осадков. Мощность слоев изменяется от нескольких миллиметров до нескольких метров в толщах. Протяженность слоев разная, достигая несколько сотен километров и даже тысячи. Слои залегают горизонтально или слегка изгибаются в соответствии с рельефом ложа океана (слоистость обтекания и слоистость примыкания). На поднятиях мощность слоев ниже, чем в понижениях.
Слоистость бывает неупорядоченной, то есть мощность слоев изменяется незакономерно; реже встречается закономерная ритмичная слоистость.
По периферии подводных возвышенностей в особенности у основания континентального склона, возникают структуры, связанные с оползнями, и текстуры турбидитов.
В зоне субдукции происходит смятие осадочной толщи, изменения общего наклона ложа и осадочной толщи от горизонтального к пологонаклонному (местами до 45° и больше). В многочисленных разломах отмечены вертикальные смещения пластов с амплитудой 3-5 км; горизонтальные смещения участков дна достигают сотни километров по трансформным разломам. В зонах этих смещений также происходит смятия осадочных горизонтов изменения их первичного залегания.
В толще пелагических осадков океана нет следов складкообразования. Шире распространены формы заполнения, примыкания, обтекания и выравнивания.
7.2 Диагенез и катагенез океанских отложений
Наряду с незатронутыми этими процессами песками, глинистыми и биогенными илами здесь широко развиты уплотненные илы и различные осадочные горные породы: обломочные, глинистые, карбонатные и кремнистые. Степень литификации увеличивается вниз по разрезу.
Принимается следующий перечень стадий последовательного развития постседиментационных преобразований океанических осадков: ранний диагенез (протодиагенез), средний диагенез (мезодиагенез), поздний диагенез (аподиагенез, протокатагенез). Преобразований следующих стадий – мезо– и апокатагенез в океанских условиях не встречено.
Под диагенезом понимают превращение осадка в осадочную горную породу. Катагенез рассматривается как процесс, протекающий в осадочной породе перед началом ее метаморфизации. При диагенезе происходит образование новых минералов, более стабильных в условиях океанского дна, разложение органического вещества, перераспределение и перекристаллизация твердой фазы осадка, литификация (отжим иловых вод, уплотнение, цементация).
При раннем и среднем диагенезе выделяются две парагенетические ассоциации образовании новых минералов. Первая ассоциация распространена в быстро накапливающихся, богатых органическим веществом осадках приконтинентальных областей. Здесь происходит окисление органического вещества с образованием минералов: глауконит, гидротроилит, пирит, марказит, сидерит, родохрозит, кальцит, а также конкреции фосфоритов.
Вторая ассоциация развита в осадках пелагических областей без редукционной зоны; скорости седиментации здесь невысокие, органического вещества очень мало. Основной механизм здесь при образовании минералов – коагуляция и раскристаллизация коллоидов (окисления и гидратация). Главные аутигенные минералы здесь: монтмориллонит, филлипсит, барит, реже целестобарит, а также железомарганцевые конкреции. Скорость их образования очень низка. Желваковые фосфориты тяготеют к шельфам; глаукониты – к верхней части континентального склона.
7.3 Аутигенные минералы
Главный фактор, контролирующий парагенезы аутигенных минералов – наличие или отсутствие редукционной зоны осадков. Восстановительная среда создается на раннедиагенетической стадии литогенеза за счет энергии разложения захороненного в осадках реакционноспособного органического вещества. Количество и активность последнего находится в тесной зависимости от биологической продуктивности вод и скоростей терригенного осадконакопления (быстроты захоронения). Отсюда вытекает приуроченность восстановленных осадков к приконтинентальным, а окисленных (то есть осадков, не подверженных редукции и связанному с ней диагенезу) – к пелагическим областям. Аутигенные минералы реагируют на это различие формированием двух крупных парагенетических ассоциаций:
1) минералов осадков приконтинентальной области с редукционной зоной, включающей и моря;
2) пелагических (океанских, безредукционной зоны).
К первой относятся силикаты (глауконит, шамозит), сульфиды (гидротроилит, пирит), карбонаты (сидерит, родохрозит, кальцит), а также фосфаты, мелководные железо-марганцевые конкреции. Ко второй относятся минералы железа и марганца, большинство цеолитов (филлипсит, гармотом), сульфатов (барит, целестобарит, гипс), палагонит, аутигенный монтмориллонит, а также редкие проблематичные находки аутигенных полевых шпатов, рутила, циркона и некоторых других.
//-- Контрольные вопросы --//
1. Слоистость осадков в океанах.
2. Смятие осадков.
3. Что такое диагенез осадков?
4. Аутигенные минералы.
8 Геологическая деятельность Мирового океана
8.1 Движение океанических вод
Воды Мирового океана находятся в постоянном движении, которое вызывается:
1) движением ветра;
2) перепадом давления в массе воды;
3) приливообразующими силами Луны и Солнца;
4) землетрясениями;
5) силами трения между водой и дном и между частицами воды;
6) центробежной силой и отклоняющей силой вращения Земли (силой Кариолиса).
Взаимодействие силы Кариолиса и центробежной силы объясняет давно известный факт, что постоянные течения в морях образуют замкнутые круговые системы, ограниченные очертаниями берегов, то есть направление течений связано с распределением суши и моря. Движение морских вод разделяют на 3 большие группы:
1) морские течения;
2) вертикальная циркуляция;
3) волнения.
Течения различают поверхностные, глубинные, придонные и прибрежные, а по температуре воды – теплые и холодные. Все течения (за исключением приливноотливных), как и основные движения масс воды в Тихом, Атлантическом и Индийском океанах, тесно связаны с ветрами, дующими над океанами. Поверхностные (дрейфовые) течения быстро затухают на глубинах от 10 м до 100200 м. Движения вод в более глубоких зонах Мирового океана сложные и недостаточно изучены. Скорость донных течений на глубинах в несколько километров иногда достигает 10-30 см/с и более.
Скорости течений в промежуточной зоне значительно меньше поверхностных. Однако количество веществ, переносимых этими водами, очень велико из-за огромной их массы: они играют основную роль в межширотном обмене веществ и энергии Мирового океана.
Поверхностные течения оказывают значительное влияние на климат; их разделяют на теплые и холодные. Теплые течения, как правило, движутся из низких широт в высокие, холодные – наоборот.
Волнения. В океане различают 3 типа волн – приливное, ветровое и сейсмическое (цунами). Приливные-отливные явления играют исключительно важную роль в режиме океана, распространяясь в открытом море на всю массу воды в виде регулярных почти периодических колебаний, а также в виде течений. Прилив наступает один или два раза в сутки под действием притяжения Луны и Солнца и достигает наибольшей величины во время сизигий (то есть новолуния и полнолуния, когда Солнце, Луна и Земля расположены примерно на одной прямой). В открытом океане высота прилива не превышает 1 м, но у берегов в зависимости от их очертаний и глубины моря приливы могут быть значительно выше. Максимальные высоты приливов характерны для побережья океанских заливов и океанских морей, куда свободно заходит приливная волна. Высота приливов мажет достигать 13 м, 18 м в отдельных местах.
Ветровые волны. Когда ветер достигает силы шторма, появляются огромные волны, бегущие правильными рядами. Кинетическая энергия масс воды передается препятствиям на пути волн, что часто приводит к большим разрушениям. Например, у Шетландских островов прибой иногда забрасывает обломки скал весом до 13 т на высоту до 20 м. В Черном море во время шторма в 1931 г. прибоем разбило у Симеиза скалу Монах, простоявшую тысячелетия. Высота взлета волн на некоторых участках достигает 60 м.
8.2 Геологическая деятельность моря
Взаимодействие водной массы Мирового океана и населяющих его организмов с литосферой сводится к разрушению горных пород, перемещению, обработке и сортировке продуктов разрушения и переотложению их в новых местах, где они со временем превращаются в осадочные породы. При этом в океан поступают и перерабатываются не только продукты горных пород морскими водами, но и огромные массы выносимого реками аллювия, значительная часть твердых частиц, переносимых ветрами, разнообразный вулканогенный материал, моренный материал с тающих ледников и айсбергов, а также метеориты и метеоритная пыль. Наконец, в геологической работе моря огромное значение имеют организмы: подавляющая часть органогенных пород возникла в море. Эти динамические процессы в прибрежной зоне иногда приводят к формированию прибрежно-морских россыпных месторождений олова, титана, циркония, железа, золота, алмазов и других. При изучении береговых процессов надо помнить, что положение и характер береговой зоны часто меняется в связи:
1) с колебаниями уровня моря;
2) абразией берегов;
3) темпами накопления аллювия в дельтах рек, вызывающих отступание береговой линии и обмеления подводного склона;
4) тектоническими подвижками;
5) ростом коралловых рифов.
Все это меняет условия гидродинамики, жизни организмов, направленности и характера взаимодействия моря и суши.
Работа волн в береговой зоне проявляется в абразии – разрушения основания береговых обрывов под действием прибоя, в разрушении коренных пород на дне, а также в механической дифференции, обработке и переотложнии рыхлого обломочного материала.
Абразия берегов (от латинского «абразио» – соскабливаю) производится ударами волн и подхваченного ими обломочного материала, часто с огромной силой обрушивающимися на береговые обрывы. Породы в основании обрывов разрушаются, и близ уреза воды постепенно вырабатывается волноприбойная ниша.
Ее подошва представлена выравненной абразионной площадкой, над которой нависает карниз. Карниз время от времени обваливается, образуя отвесный обрыв, который называют береговым обрывом или клифом. Обвал карниза приостанавливает деятельность прибоя, пока волны не разрушат и не вынесут его обломков. После этого вновь начинает вырабатываться ниша и так далее.
Одновременно с разрушением берега волны воздействуют на коренные породы по всей поверхности подводного склона. Интенсивность воздействия уменьшается с глубиной. Со временем поверхность коренных пород по всей ширине подводного склона приобретает пологий уклон и выпуклый террасовидный поперечный профиль равновесия, постепенно выполаживающийся к берегу. Такая поверхность называется абразионной террасой или бенчем. Выполаживание и обмеление дна приводили к формированию образионной террасы, постепенно снижают интенсивность этого процесса. На пологом мелком дне волны расходуют энергию на трение и разрушение берегов прекращается.
Интенсивность и скорость абразии в значительной мере определяются геологическим строением берегов и положением береговой линии по отношению к их структуре. Различия их были упомянуты в разделе «Разновидности побережий океанов и морей».
В тропиках абразии берегов препятствуют береговые коралловые рифы и мангровые заросли. Разрушающиеся кораллово-водорослевые известняки дают обильный материал для формирования известковых илов. В Арктике абразия проявлена слабо, так как льды гасят волнения, а берега Антарктиды практически не разрушаются. Там обломочный материал поставляется в море лишь в умеренных гумидных широтах с продолжительными сильными волнениями.
Абразия мажет происходить только на уровне моря. Поэтому абрадированные поверхности, опущенные или приподнятые относительно этого уровня, доказывают либо их погружение, либо поднятие, в связи с колебаниями уровня океана или тектонических причин. Срезанные абразией плоские поверхности вулканических конусов, имеющие в плане округлую или эллиптическую форму, встречаются в разных частях Мирового океана на различных глубинах (до 3 000 м). Их называют по имени французского натуралиста Арнольда Гийо – гайотами или гийотами.
Профиль подводного берегового склона – вырабатывается, прежде всего, штормами, воздействующими на дно с огромной силой. В нижней части этот профиль заканчивается скоплением наносов на глубине предельного воздействия волн. Штормовые волны порой размывают или вовсе уничтожают пляжи.
Когда на морском дне происходят землетрясения или крупные оползни, возникают волны – цунами. Эти волны преодолевают огромные расстояния, иногда более 16 тыс. км. В открытом океане они имеют малую высоту и большую протяженность, однако при приближении к суше, особенно в узких и мелководных заливах, их высота может возрастать до 50 м.
Приливно-отливные течения, там, где они проявляются, также производят огромную работу. Приливная волна поднимается по рекам на десятки и сотни километров. Это вызывает сильнейшие отливные течения. Один или два раза в сутки громадные массы воды устремляются к берегу, заходят в проливы между островами и в реки, подпруживая их. При этом масса воды суммарно увеличивается, а затем с огромной скоростью (до 20 км в час) откатываются обратно, образуя в устьях рек эстуарии, углубляя узкие фарватеры между островами и в устьях бухт. Ими увлекаются от берега тонкие осадки, создается грядовый песчаный рельеф дна, намываются параллельные гряды высотой 15-30 м, длиной 25-30 км. Каналы стока часто при этом смещаются, отмели то исчезают, то появляются вновь, могут быстро заполняться портовые бассейны.
Материковые склоны не подвергаются прямому воздействию волн. Они обладают довольно крутым уклоном, расчлененным рельефом, осложненными иногда отвесными сбросовыми уступами, котловинами, хребтами, а также многочисленными пересекающими их подводными каньонами.
Все это вместе с тонкозернистым и пластичным характером осадков благоприятствуют образованию подводных оползней и суспензионных (мутьевых) потоков. Размеры оползней иногда очень велики. Оползание пород в значительной мере объясняет характер рельефа материковых склонов. Наличие холмов и котловин, часто близко напоминающих по форме бугристо-котловинную поверхность горных склонов с развитыми оползневыми явлениями.
Оползнями обусловлено наличие многочисленных выходов коренных пород в верхней части склонов, приуроченных к хребтам и другим приподнятым поверхностям. Сползающие осадки накапливаются во впадинах и особенно у подножия материковых склонов, слагая огромные аккумулятивные шлейфы в виде плоских пологонаклоненных равнин, прорезанных лишь руслами суспензионных потоков.
Суспензионные (мутьевые) потоки состоят из насыщенной взвесями воды, обладающей повышенной плотностью относительно чистой воды, что и приводит их в движение. Для того чтобы мутьевой поток образовался и начал двигаться, его плотность должна повышать плотность воды не менее чем на 0,0001 г/см -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
, однако она обычно значительно выше. Например, при подводных оползнях возникают так называемые турбидитно-оползневые явления – суспензионные потоки очень большой плотности, типа селевых. Отложения суспензионных потоков широко распространены в океане и называются турбидитовыми. Они обычно состоят из песков, алевритов и пелитовых осадков и характерной градационной слоистостью. При перемещении скорость турбидитов достигает 20 км/ч и более (возможно до 70 км/ч).
Этими потоками при перемещении производится большая работа по эрозии дна и переотложению рыхлого материала. Суспензионные потоки формируются на шельфах, материковых и островных склонах и вызываются различными факторами: мутными паводковыми водами рек, грязевыми потоками, штормами, волнами цунами, землетрясениями и оползнями. С ними связывают формирование подводных каньонов на материковых склонах и подводных долин в ложе океана.
Подводные каньоны характеризуются:
1) крутыми бортами;
2) V-образным поперечным профилем;
3) изгибающимся руслом с согласно впадающими притоками;
4) огромными размерами.
Ощутима их связь с речками и речными долинами. Например, у рек Конго, Ганга, Инда и других.
Все эти каньоны проникают глубоко в море до глубины более 500 м и заканчиваются широким и плоским дном. Каньоны могут быть приурочены к тектоническим структурам. Они распространены повсеместно. Наиболее вероятная гипотеза их образования связана с эрозией дна мутьевыми потоками. Существует и тектоническая гипотеза.
Интенсивно геологические процессы проявлены в районах островных дуг и сопряженных с ними глубоководных желобов. Это районы современных горообразовательных процессов, характеризуются высокой сейсмичностью, мощными проявлениями вулканизма, интенсивными колебательными движениями, следы которых встречаются повсеместно. На островах характерны поднятые выше уреза воды бенчи и целые лестницы абразионных и морских террас. Встречаются и опущенные террасы, погруженные на десятки метров. Частые землетрясения благоприятствуют появлению оползневых и мутьевых потоков, а наличие глубоководных желобов и краевых морей – аккумуляции. За счет аккумуляции выполаживаются днища глубоководных желобов и котловин. Северная часть Яванского желоба в Индийском океане и многие желоба Атлантического океана полностью заполнены осадками.
Большую работу в области островных дуг производят приливно-отливные течения. Некоторые дуги (например, Курило-Камчатская) представляют собой барьеры для приливной волны, которая у островов перестраивается с образованием сильных придонных течений. Эти течения производят подводную эрозию глубоких проливов, вершин и склонов подводных хребтов. Подобная эрозия обнаружена на разных глубинах вплоть до 5-6 км.
//-- Контрольные вопросы --//
1. Морские течения.
2. Волнения.
3. В чем заключается геологическая деятельность моря?
4. Абразия берегов.
5. Приливно-отливные течения.
6. Суспензионные потоки.
7. Подводные каньоны и их распространение.
9 Полезные ископаемые Мирового океана
9.1 Металлические полезные ископаемые
Богатства океана открываются человеку не сразу. Испокон веков океан кормил нас рыбой и морскими животными; использовалась растительность океанов. Позднее раскрылись нефтяные богатства шельфа и материкового склона. Выявлены металлоносные осадки на дне океанов, богатые железом и марганцем. Распространение их и масштабы подлежат дальнейшему уточнению.
Долгое время геологи, изучающие осадочные процессы в океане, считали, что вклад глубинного вещества, поступающего в океан из недр Земли, ничтожен. Академик Н.М. Страхов, крупнейший наш специалист в области океанического осадконакопления, определял этот вклад в 1-1,5 %. Остальные 98-99 % приходятся на осадки, смываемые с поверхности континентов. Поэтому считалось, что геохимию океанов определяет перераспределение веществ, которые поступают с континентов.
Результаты исследований океанов последних десятилетий показывают, что многие элементы, в том числе и рудные, поступают в океан не с суши, а из глубин океанического дна, а его доля составляет до 90 %. Опробованием около срединноокеанических хребтов были установлены обширные области осадков с повышенным содержанием металлов. По содержанию железа и марганца это небогатые руды, залегающие на глубинах 3-4 км. Отложения, обогащенные металлами, стали называть металлоносными, а при высоком содержании металлов – рудоносными.
Каков же процесс, обусловливающий концентрацию элементов в океане? Огромные массы базальтов, поступающие из глубин, нагретые до температуры около 1 000-1 200°, встречаются с холодной придонной водой на огромной океанической глубине. Морская вода проникает в магму, взаимодействует с ней, однако давление на глубине столь велико, что вода там не кипит и не парит. Она становится агрессивной – кислой, выщелачивает из горных пород различные элементы и превращается в рудный флюид. При соответствующих условиях он концентрируется и образует месторождения черных и цветных металлов. На дне как будто расположен глобальный химический реактор, действующий и в настоящее время на всем протяжении срединно-океанических хребтов. Действовали они и в течении всей геологической истории океанов.
Из трещин в океанском дне, близ срединных хребтов, бьет рудоносная вода. Пробы этой воды обнаруживают повышенные содержания железа, марганца, меди, цинка, свинца и других элементов. Этот рудоносный флюид (жидкая руда) образует под водой гигантский «вулкан», извергающий окрест различные элементы. Факел вулкана поднимается над океаническим дном на 2-3 км и протягивается в стороны на десятки и сотни км. Научно-исследовательское судно «Дмитрий Менделеев» обнаружил подобный фонтан растворенных металлов в районе Галапагосских островов. Зарубежные исследователи выявили такой же в Атлантическом океане вблизи, срединного хребта. С подводной лодки они наблюдали многочисленные трещины на обнаженном базальтовом дне и холмы высотой 20-30 м, ярко окрашенные в оранжевые и желтые тона и покрытые черными корками – рудные отложения. В воде с температурой плюс 17° С содержались в повышенных количествах, кремний, барий, марганец, литий, германий. Бария было в 6 раз больше среднего его содержания в воде.
Подобные «реакторы» обнаружены во всех срединно-океанических хребтах и образуют планетарную систему – глобальную фабрику по переработке глубинного материала. Срединно-океанические хребты, протянулись на 60 тыс. км. С 15 км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
магмы ежегодно взаимодействует 400 км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
морской воды. Сейсмические колебания непрерывно сотрясают срединные хребты, вновь образованные базальты дробятся, поэтому постоянно увеличиваются и обновляются поверхности контакта с водой. Один раз в 3 млн. лет вся вода океанов проходит горнило гидротерм, а за все время существования Мирового океана это случалось сотни раз. Можно представить, сколько руд металлов отложилось в недрах океана.
Вблизи подводной гидротермы на Восточно-Тихоокеанском поднятии измерены исключительно высокие температуры – около плюс 300-400 °С; датчик температур начал плавиться. Там же в двух крупных разломах морские геологи наблюдали массивные руды, отложенные гидротермальными источниками из разломов. В них обнаружили высокое содержание цинка и меди. Этот факт свидетельствует, что в осевых частях срединных хребтов расположен пояс сульфидных руд, возникших благодаря поступлениям снизу. Выходы высокотемпературных вод приводят к образованию трубообразных сооружений из сульфидов – так называемых черных и белых «курильщиков».
Уже в самых первых подводных исследованиях было обнаружено деление «курильщиков» на черные и белые. Разница окрасок «дымов» вызвана разным составом взвеси, образующейся при излиянии гидротермальных растворов в толщу придонных вод. У черных «курильщиков» дымов состоит из пирротина и аморфного кремнезема с примесью сульфидов цинка и меди, а у белых «курильщиков» – из аморфного кремнезема, ангидрита и барита.
Черным «курильщикам» свойственны большие дебиты (несколько килограммов в секунду) и высокие температуры (до плюс 350-365 °С), тогда как белые «курильщики» характеризуются относительно вялой разгрузкой и температурами не выше плюс 330 °С. На начальном этапе исследований предполагалось, что причина этого различия – температурные условия в недрах гидротермальной системы, приводящие к разному составу гидротермальных растворов. Однако оказалось, что по макрокомпонентам химического состава растворов черные и белые «курильщики» практически одинаковы. Курильщики обоих типов часто наблюдаются в пределах одной и той же гидротермальной постройки с общим источником питания. Более того, описаны случаи, когда при опробовании с подводного обитаемого аппарата манипулятор отламывал макушку жерла белого «курильщика», после чего дебит жерла резко возрастал и источник переходил в состояние черного «курильщика». Это показало, что первопричина различия – разный характер разгрузки гидротермального раствора. При бурной разгрузке охлаждение начинается с момента излияния, и вся рудная нагрузка доходит до устья «курильщика». При медленной разгрузке гидротермальный раствор успевает немного остыть и перемешаться с морской водой еще в теле пористой рудной постройки. При этом значительная часть рудной нагрузки оседает внутри постройки, не доходя до устья источника.
Морфология конусов различная. Встречаются крутые конусы с острой вершиной; пологие, с башенкой в верхней части; конусы, меняющие свою крутизну и т.д. На вершине конусов находится сооружение, напоминающее каменную трубу, из отверстия которой вырывается черная взвесь, похожая на клубы густого дыма, поэтому такие образования назвали черными «курильщиками». У действующих «курильщиков» температура взвеси, выходящей из отверстия труб, достигает плюс 320 °С. Иногда, вместо конусов с поверхности поднимаются вертикальные колонны высотой 10-25 м, на вершине которых находятся одна или несколько труб. На поверхности башен, колонн и конусов, сложенных шлакоподобным веществом, располагаются, как наросты на березе, бактериальные маты – скопления бактерий, прикрепленных к субстрату, и, кроме того, весьма необычные организмы – вестиментиферы в форме крупных и длинных (1,5-2 м) трубок, белого, красного и зеленого цветов, колышущихся при движении воды как щупальца животного. Эти организмы являются большими трубчатыми червями, верхняя часть которых окрашена в ярко-красный цвет, так называемый султан, а сама трубка обладает перламутрово-белой или зеленоватой окраской. Вокруг построек часто в изобилии распространены очень крупные (до 25 см в длину) матово-белые раковины двустворчатых моллюсков – калиптоген, а также кольчатые черви, названные помпейскими, потому что они непрерывно посыпаются, как пеплом, частицами серы из взвеси дымов черных «курильщиков».
Таким образом, гидротермальные постройки на дне океанских рифтов обрастают неповторимым сообществом организмов, приспособившихся к жизни в экстремальных условиях высоких температур и большой концентрации густой взвеси, поступающей из труб на вершинах построек.
Вся эта сложной формы колонна измененных пород во многих случаях достигает 0,5 км, то есть больше Останкинской телевизионной башни, а в ее центре находятся подводящие каналы, по которым циркулируют гидротермальные растворы, выходя на поверхность дна в виде труб черных «курильщиков». Таким способом возникают мощные рудные залежи. Это – концентрированная рудная постройка, она состоит из полиметаллов, из тех же самых рудных минералов, которые мы имеем в месторождениях Урала, Алтая, из которых добываются промышленные полиметаллы. Эта рудная постройка имеет очень солидную высоту. Максимально мы наблюдали порядка 70 метров, иногда 80 метров высотой, то есть 20-25-этажный дом.
Весьма поучительно, что в древних месторождениях медно-колчеданных руд, например на Урале или на Кипре и Ньюфаундленде, геологи находили окаменелые остатки вестиментифер и калиптоген. Но только после обнаружения современных черных «курильщиков» стало ясно, в каких условиях формировались медноколчеданные месторождения геологического прошлого.
Исследованиями установлено, что вклад океанических недр для железа, марганца, ванадия, никеля, цинка, циркония, сурьмы в десятки раз превышает поступления с континентов, иногда в 45 раз. В остальной части океана, где распространены обычные морские осадки, подсчеты указывают вновь на лидерство эндогенного образования – 4/5 всего марганца, половина бария, треть железа и кобальта. И, наконец, еще одна проверка: по содержанию изотопов гелия – благородного газа, который поступает из глубин Земли, ни в каких химических реакциях не участвует. Это уникальный свидетель процессов происходящих в недрах. Гелий обнаружен в громадных количествах близ срединных хребтов и в выходах гидротерм. Его там в восемьдесят пять раз больше, чем в атмосфере. Значит он пришелец вместе с другими элементами из глубин. Была установлена интересная количественная зависимость между содержанием гелия в придонных слоях и марганца. Одному см гелия соответствует 4 г марганца. Зная содержание гелия в придонных водах, можно определить соответствующее ему поступление марганца из океанической кары. Оказалось, что 60-80 % марганца поступает в океан с термальными водами. Количество его при этом подсчитано – это около 10 млн. т в год по всем срединным хребтам.
Таким образом, была четко прослежена связь между металлоносными осадками и тектоническими условиями, существующими на дне. Установлено, что самые богатые скопления металлоносных осадков находятся в местах, где соединяются три литосферные плиты в так называемых точках тройственного сочленения.
Рисунок 27 – Так формируются на дне океана сульфидные руды. Силикатный расплав, в близи которого температура доходит до 1 000° С, внедряется в осадочные породы океанического дна. Циркулирующая по трещинам вода увлекает за собой рудный материал. Сульфиды осаждаются на поверхности осадочной толщи (по А. Лисицину).
Огромные пространства дна океанов покрыты железомарганцевыми конкрециями и корками, обладающими по сравнению с донными осадками повышенным содержанием, помимо марганца и железа, также никеля, кобальта, меди, цинка, молибдена и других элементов. Наибольшее распространение они имеют в Тихом океане, меньше их в Индийском и Атлантическом океанах. В Северном Ледовитом океане их практически нет.
Рисунок 28 – Выходы высокотемпературных вод приводят к образованию трубообразных сооружений из сульфидов – так называемых черных и белых «курильщиков» (по А. Лисицину).
Эти конкреции известны в некоторых мелководных морях: Карском, Баренцевом, Белом, Балтийском, на шельфе Черного моря. В отличие от океанических конкреций они скудны по содержанию элементов и практического значения не имеют.
В океанах выделяются 2 типа седиментогенеза – приконтинентальный, преимущественно терригенный и пелагический, на которые местами наложены процессы вулканогенно-осадочного седиментогенеза. В районах проявления по периферии океанов вулканогенно-осадочного седиментогенеза конкреции отсутствуют. С удалением от континентов и ослаблением влияния терригенного сноса количество конкреций на дно возрастает. Наибольшие площади конкреций занимают на холмистом дне океанических котловин ниже критической глубины карбонатонакопления – на глубинах 4-6 км. На холмах и склонах их больше, в депрессиях мало. Там присутствуют донные течения. Ближайшие перспективы промышленной добычи океанических конкреций не определены.
В Тихом океане изучены области распространения металлоносных осадков на площади около 10 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
, в Индийском – 1 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
, где есть эти осадки. Это не отдельные конкреции, а речь идет о пластовых рудах. Мощность пластов в ряде случаев составляет 8-10 м. Протяженность их очень велика.
Сопоставляя результаты исследований по Тихому, Индийскому, Атлантическому океанам и Красному морю, выявилась следующая закономерность: чем выше скорость спрединга, тем больше тепловой поток на дне и тем шире зона металлоносности. Самая большая подобная зона на Восточно-Тихоокеанском поднятии.
В итоге, модель работы глобального химического реактора, по мнению А.П. Лисицина, выглядит следующим образом: Океанская вода проникает в толщу базальтов в срединных хребтах до глубин, по крайней мере, 4-5 км от поверхности дна. При этом вода нагревается, приобретает кислую реакцию и восстановительную способность, извлекает из свежих базальтов значительное количество элементов, переводя их в раствор.
При движении рудоносных горячих растворов по трещинам базальтов к поверхности дна, сначала выпадают сульфидные минералы, после выхода гидротерм в океаническую воду – железо-кремневые гели, затем гидроокислы железа и марганца. Они собираются в крупные флокулы и осаждаются. При этом происходит процесс соосаждения – флокулы захватывают множество элементов из океанической воды, увлекая их в донные осадки.
Рудные подводно-морские вулканогенно-осадочные накопления включают в себя железо, марганец, фосфор, медь, свинец, цинк, кремнезем. Железо и марганец находятся совместно. С ними развиты пиритовая и гематит – магнетитовая фации. В ассоциации с ними находятся руды свинца и цинка. По форме руды образуют небольшие по длине вздутые линзы. Месторождения протягиваются на километры. Запасы руд редко крупные.
Процесс рудных накоплений описываемых образований сопровождается излияниями гидротерм вулканов – это ювенальные воды, поступающие из глубинного магматического очага и выносящие вверх продукты химической дифференциации магматического расплава. На Камчатке источники, связанные с вулканами, несут с собой в растворенном виде повышенные концентрации рудных элементов и кремнезема. Например: паужетские воды.
Накопления руд локализуются частью внутри толщ, а иногда руды приурочены непосредственно к контакту вулканогенной толщи и осадочного покрова. Руды содержат мало титана. С рудами связаны накопления кремнезема, а в виде яшм их накопления происходило в большем радиусе. Кремнисто-туфодиатомовая формация включает в себя вулканогенный материал, привнесенный из вулканически активных областей. Кремнисто-вулканогенная формация связанная с подводными извержениями, приурочена к узким трогам, образующимся вдоль глубинных разломов.
В древних осадочных породах суши, бывших некогда океаническим дном, также находятся рудные скопления. В офиолитах (так называются эти остатки океанической коры) Южного Урала обнаруживаются рудные узлы, имеющие океаническое происхождение.
Возможна ли добыча таких руд со дна океана? Сходный вопрос совсем недавно стоял относительно подводных месторождений нефти и газа. Сейчас нефть и газ добываются не только с шельфа, но и с континентального склона. Железомарганцевые конкреции уже поднимают со дна океана в промышленных масштабах. В Индонезии ведется разработка оловоносных песков. Япония разрабатывала магнетитовые пески в заливе. Вовлечены в промышленный оборот россыпные месторождения титановых и циркониевых руд на побережьях Австралии, Индии, Бразилии, Мексики, Норвегии и других стран.
9.2 Воды Мирового океана – источник добычи многих элементов и солей
Сами воды Мирового океана могут быть источником добычи некоторых элементов. Еще до сих пор основным источником получения магния и его соединений служат минералы доломит, карналлит, магнезит. С каждым годом все больше увеличивается доля его добычи из морской воды. Запасы магния в Мировом океане практически неисчерпаемы – около 2 200 000 млрд. т. Хотя концентрация его в морской воде относительно невелика – 0,13 %,однако во много раз превышает содержание всех других элементов кроме натрия. Добыча его из морской воды обходится дешевле. Большой спрос на магний, ставший уже со времен первой мировой войны стратегическим сырьем, вызвал бурный рост его производства. В США, после окончания Второй Мировой войны, закрылись все заводы, на которых получали магний из минералов. Еще дешевле обходится магний, если его извлекают из морской воды вместе с бромом. Помимо США его добывают из морской воды Англия, Франция, Италия, Тунис. Применение магния в виде сплавов незаменимо при производстве самолетов, вертолетов, ракет, в космической технике, для защиты от коррозии нефтепроводов и в других видах производства. Сплавы получаются легкие, прочные и жаростойкие.
Пять близких металлов – литий, натрий, калий, рубидий, цезий содержатся в морской воде. Больше всего в ней натрия; ведь его соединения – хлористый натрий составляет 85,2 % всех растворенных в Мировом океане солей. Но и калия содержится – 0,17 мг, рубидия – 0,12 мг, цезия – 0,0005 мг в литре. Извлечение этих элементов из морской воды производится в промышленных масштабах.
В водах океана содержится около 10 млн. т золота, примерно более 2 кг на человека всего населения планеты. В Красном море его успешно добывают из донного ила; из 1 тонны ила извлекают до 5 г золота.
Запасы урана в Мировом океане содержится свыше 4 млрд.т. В связи с увеличивающейся потребностью человечества в атомных электростанциях, ученые прогнозируют в будущем извлечение урана и других радиоактивных элементов из вод Мирового океана. Отмечена более высокая концентрация этих элементов в морских осадках, главным образом красных глинах.
Морская вода сама по себе является поставщиком ряда минеральных солей и одним из главных источником формирования их залежей. Благоприятные условия при этом создаются в заливах и лагунах отгороженных от моря пересыпями, в условиях жаркого сухого климата. Яркий пример этого – залив Кара-Богаз-Гол в Каспийском море. Концентрация солей в этом заливе в 24 раза выше, чем в Каспийском море. В осадках залива присутствуют хлориды и сульфаты натрия, магния, калия, кальция и других. В настоящее время в мелкой прибрежной зоне отлагается гипс.
В ископаемом состоянии залежи минеральных солей морского происхождения встречаются часто. Они присутствуют и в недрах Оренбургской области. Галит добывается в Соль-Илецкой шахте, а гипс добывается на месторождении «Слудная гора» (Дубиновское). В порядке убывания залежи минеральных солей представлены ангидритом и гипсом, каменной солью, калийными и калийно-магнезиальными солями, сульфатами натрия, боратами. Степень распространенности разных солей обратно их растворимости.
Месторождения железа и марганца в шельфовой зоне образуется за счет осаждения коллоидных соединений железа, выносимых реками, в насыщенной солями морской воде. В прибрежных водах, богатых активным кислородом (рН=23), выпадают соли окиси железа Fе(ОН) -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
, переходящий затем в лимонит, а также опал и окислы четырехвалентного марганца. С удалением от берега кислотность среды уменьшается, и в осадок выпадают силикаты железа (железистые хлориты). Долее от берега – в нейтральной среде (рН=7), начинают выпадать соли закиси железа (сидерит, в последствии окисляющийся в лимонит). Далее в восстановительной среде (зараженной сероводородом) железо выпадает в виде пирита. Примером этого могут служить месторождения Керченского полуострова. Рудный пласт, мощностью до 25-30 м залегает в толще неогеновых пород, выполняющих пологие мульды. Руды оолитовые и сложены минералами железа, сцементированными водными алюмосиликатами и фосфатами железа, баритом, сидеритом и карбонатами марганца. Приуроченность руд алюминия, железа и марганца в прибрежной зоне, является следствием, малой и очень малой геохимической подвижности соединений указанных элементов. Они сразу выпадали в осадок и накапливались.
Месторождения марганца в прибрежной зоне формируются в тесной ассоциации с мелководными кремнистыми осадками. Ближе к берегу отлагаются окисленные руды (пиролюзит, псиломелан), переходящий по мере удаления от берега в условия восстановительной среды (рН=8,6) в карбонатные руды. Это происходит в 0,5 км от берега и до 10-12 км (Читаурское месторождение).
Месторождения фосфора известны во всех океанах. Промышленные залежи фосфатов на суше также морского происхождения. В 1955 г. академик Н.С. Шатский предполагает простой источник появления фосфора – вулканизм. Горячее дыхание планеты выносит на поверхность не только лаву и пепел, но и соединения фосфора. Попав в морскую воду, они могут оседать на дно, а иногда переносятся морскими течениями на значительные расстояния и откладываются на отмелях, образовывая месторождения фосфоритов, поэтому также много фосфоритов откладываются на островных дугах, вблизи древних рифовых построек и вулканических островов. Фосфориты встречаются среди лав и туфов.
На шельфах некоторых морей и океанов известны россыпные месторождения золота, олова, железа, монацита, циркона, ильменита, алмазов и других.
Известняки, пески, гравийно-галечный материал морского происхождения используется в строительной промышленности.
Аутигенные месторождения бентонитовых глин образованы в результате подводного изменения вулканического пепла и других продуктов вулканических извержений и привноса пеплового материала воздушным путем и осаждения его в бассейне. Механизм последующего преобразования вулканогенного материала в глины пока до конца не раскрыт.
9.3 Горючие сланцы и угли в шельфовой зоне моря
В шельфе распространены месторождения угля. Они образуются в огромных болотах на идеальных равнинах бывшего шельфа после понижения уровня моря. В этих условиях накапливается большой объем биогенного материала разного происхождения, в том числе и снесенных с суши.
Накопление органического материала морского генезиса способствует образованию горючих сланцев. Они возникают в приустьевой зоне рек, куда сгружаются биогенные компоненты, сносимые с водосборных площадей. Расцвет планктона здесь становится иногда столь сильным, что возникали осадки, обогащенные в значительной степени органикой. Количество подобного типа горючих сланцев незначительно.
Несравненно большие массы концентрировались в море вдали от речных устьев, среди тонкозернистых глинистых или карбонатных отложений в пелагической области. При этом источником органики являлась планктонная масса, временами достигавшая в данной части бассейна большой продуктивности и объема. Этот планктонный пелагический тип морских горючих сланцев и битуминозных отложений вообще является наиболее распространенным и обычным фациально-генетическим их типом.
Горючие сланцы встречены в отложениях нижневолжского яруса ранней юры на юго-западе Оренбургской области, относимые к осадкам бентоса.
Третий фациально-генетический тип морских горючих сланцев образуют удаленные от берега накопления органики, но обязанные жизнедеятельности не фитопланктона, а фитобентоса. Это отложения подводных водорослевых лугов зарослей морских трав.
9.4 Краткая характеристика нефтегазоносности подводных недр
Мировой океан представляет огромную кладовую нефти и газа. Из общей площади акваторий мира, составляющих 232 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
, около 15 млн. км -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
оцениваются как перспективные. Доказанные запасы нефти морских месторождений (без бывшего Советского Союза) оцениваются в 70-75 млрд. т., что составляет больше половины мировых запасов; запасы газа оцениваются примерно в 1012 трлн. м -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
. К 1976 г. годовая добыча нефти из морских месторождений превышала 500 млн. т., что составило 22-23 % от общей добычи нефти в мире.
На границах океанских и континентальных частей плит (пассивные окраины) возникают структуры, близкие к понятиям синеклизы. Они имеют протяженность в сотни и тысячи км, мощность осадков достигает 10 км и более, продолжительность седиментации 50-100 млн. лет. Типичный пример Атлантическое побережье США. Мощность осадков компенсируется прогибанием фундамента. Мощность осадков является одним из важнейших факторов нефте– и газообразования как на континентах, так и в океанах. Другими факторами являются определенная степень консолидации осадков с образованием непроницаемых пластов, способных удерживать нефтяные залежи, а также долговременное воздействие на осадочное тело температуры порядка 60-120 °С. Такие условия создаются при погружении на материках осадочного чехла на глубины 1,5-2,5 км, то есть в зону катагенеза.
Наиболее перспективны для нефти и газа водоемы с мощностью осадков более 3 км. Но встречаются месторождения в интервале мощностей 0,3-3,0 км. Океан оказывается, как бы опоясанным потенциальными месторождениями нефти и газа и связаны в основном с пассивными окраинами, где большие мощности осадков, но не только с пассивными окраинами. Шельфы Средиземного и Северного морей вмещают месторождения нефти и газа.
Половина мировых запасов нефти содержится в древних рифовых образованиях. Эти образования позволяют установить новейшую биографию для океанов.
Ученые Федынский С.А., Сорохтин О.Г. и Ушаков С.А., используя теорию плитотектоники (еще в советское время), предложили оригинальную теорию ее образования. Нефть и газ – это результат возгонки и термолиза биогенных веществ, затянутых вместе с океанической корой внутрь Земли, в тех местах, где край одной плиты погружается под другую. Грубо говоря, вся накопленная органика верхнего слоя погружающейся плиты под влиянием давлений и температур в глубинах может превращаться в нефть и газ. Места погружения краев – это живой, работающий сегодня генератор черного золота.
Но откуда тогда берутся месторождения нефти и газа в предгорных прогибах и краевых частях платформ, далеко от бурной границы столкновения плит? Они мигрируют, скапливаясь в этих местах. Миграция происходит под влиянием избыточного давления перегретого пара, что образуется при освобождении воды из вещества океанической коры, затянутой вглубь.
За время тектонического цикла нефтяные фракции могут мигрировать на сотни, а газовые – до тысячи км.
За миллиард лет работы такого планетарного генератора могло образоваться, по оценкам ученых около 7×10 -------
| Библиотека iknigi.net
|-------
|
-------
тонн нефти, что в тысячу раз превышает массу всех геологических запасов, предполагаемых на сегодня. Если принять КПД процесса всего 0,1 %, этого с избытком достаточно, чтобы объяснить все существующие месторождения. Так конструктивная теория – выходит в практику и геологию месторождений.
//-- Контрольные вопросы --//
1. Результат взаимодействия океанических вод с излившимися лавами.
2. Гидротермы на дне океанов.
3. «Курильщики» на дне океанов.
4. Металлы в водах океана.
5. Россыпные месторождения на шельфах.
6. Горючие сланцы и угли. Условия их образования.
7. Нефтегазоносность подводных недр.
8. Условия образования месторождений нефти и газа в океанах.
Список использованных источников
1. Авдонин, В.В., Кругляков, В.В. Металлогения мирового океана: учеб. пособие: М.: МГУ, 2007.Режим доступа: http://geo.web.ru/db
2. Геология океана. Осадкообразование и магматизм океана / отв. ред. П.Л. Безруков. – М.: Наука, 1979. – 416 с.: ил. – (Океанология).
3. Геология океана: геологическая история океана / А.П. Лисицын, М.Г. Петрушевская, А.П. Жузе; отв. ред. А.С. Монин, А.П. Лисицын; АН СССР; Ин-т океанологии им. П.П. Ширшова. – М.: Наука, 1980. – 464 с.: ил., схемы.. – (Океанология).
4. История развития Уральского палеоокеана = Evolution of the Uralian Palejcean / отв. ред. Л.П. Зоненшайн, В.В. Матвеенков; АН СССР; Институт океанологии им. П.П. Ширшова. – М., 1984. – 165 с.: ил.
5. Леонтьев, О.К. Морская геология (основы геологии и геоморфологии дна мирового океана): учеб. для спец. ун-тов / О.К. Леонтьев. – М.: Высш. шк., 1982. – 344 с.: ил.
6. Логвиненко, Н.В. Морская геология: учеб. пособие для вузов / Н.В. Логвиненко. – Л.: Недра, 1980. – 344 с/
7. Милановский, Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. Рифтогенез в подвижных поясах / Е.Е. Милановский. – М.: Недра, 1987. – 298 с.: ил.
8. Оллиер, К. Тектоника и рельеф: пер. с англ. / К. Оллиер. – М.: Недра, 1984. – 461 с.: ил.
9. Серпухов, В.И. Курс общей геологии / В.И. Серпухов, Т.В. Билибина, А.И. Шалимов. – Л.: Недра, 1976. – 534 с.: ил.
10. Хаин, В.Е. Геотектоника с основами геодинамики: учеб. для вузов / В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе. – 2-е изд., испр. и доп. – М.: КДУ, 2005. – 560 с.: ил.