Осадконакопление в океанах

Различают три основных типа накопления осадков в океанах:

• 1) терригенное;
• 2) биогенное;
• 3) хемогенное.

Под терригенным осадконакоплением понимают формирование осадков из частиц, сносимых с суши, главным образом реками. Около 80% всей массы такого осадочного материала улавливается в пределах континентальных окраин, где формируются огромные по мощности толщи осадочных пород. Ежегодно в океаны поступает 250 *10¹⁴ г осадочного материала, причем 85— 90% его выносится реками, 7 — льдами, 1—2 — подземный сток, 1% — эоловые выносы. Около 80% осадочного материала составляют твердые частицы, а около 20% — растворенные вещества. В глубоководных котловинах осадконакопление идет очень медленно, так как туда практически не поступает материал с суши.

Очень важная роль в терригенном осадконакоплении принадлежит турбидитным, или мутьевым, потокам, которые образуются при срыве (в результате разных процессов) с континентального склона еще водонасыщенного ила. При этом образуется поток взвешенных частиц, мути, распространяющийся на сотни километров от места своего зарождения. Постепенно из него начинают выпадать сначала более грубые, а потом мелкие частицы. В результате у подножия континентального склона возникает слой, состоящий из нескольких прослоев осадка, от грубых к тонким (так называемая градационная слоистость). Такие отложения называют турбидитами. Их неоднократное повторение создает ритмично переслаивающиеся породы, называемые флишем (см. рис. 3.9 на цветной вклейке). Он широко распространен во всех складчатых зонах Земли.

Осадки биогенного происхождения составляют 50—65% от общей массы осадочного материала в океанах. Они дают 350 млрд т сухого вещества ежегодно.

Среди живущих в океанах морских организмов различают: планктон — пассивно перемещающиеся ветром и течениями организмы; нектон — активно плавающие организмы, например рыбы; бентос — организмы, живущие на дне, прикрепленные или ползающие. Сегодня известно примерно 180 тыс. видов морских животных, причем 98% из них ведут донный образ жизни и только 2% — это планктон и нектон.

Организмы играют в океане роль своеобразных фильтров. Всего за полгода вся океаническая вода бывает профильтрована через зоопланктон. Эти мельчайшие пассивно плавающие организмы обладают скелетом либо из кальцита (СаС0₃), либо из кремнезема (Si0₂), что при их отмирании приводит к накоплению карбонатных или кремнистых илов.

Интенсивность осадконакопления в той или иной акватории зависит от того, в какой климатической зоне она находится (т. е. от климатической зональности), от удаленности ее от источников сноса материала — континентов (т. е. от диркумконтинентальной зональности), а также от вертикальной зональности, связанной с рельефом дна океанов. Важно отметить, что основная часть осадочного материала не проникает дальше устьев и дельт крупных рек и прибрежных районов.

Циркумконтинентальная зональность (в зависимости от удаленности от континентов).

• 1. Литораль (прибрежная зона).
• 2. Неритовая зона (шельф).
• 3. Батиальная зона (материковый склон и его подножие).
• 4. Абиссальная зона (глубоководные котловины).

Важно подчеркнуть также, что солнечный свет проникает только до глубины 100 м. Эта освещенная Солнцем зона наиболее благоприятна для жизни. В биогенном осадконакоплении большую роль играют зоои фитопланктон. Продуктивность последнего составляет около 100 г углерода на 1 м² в год, но продуктивность бентосных водорослей, развитых в верхней части шельфа, т. е. в мелководной зоне, в сотни раз выше. Например, в районе побережья полуострова Флорида в США макробентос производит 1 кг карбонатов на 1 м² в год в приливной зоне. В более глубоких участках океана продуктивность падает.

К характерным глубоководным осадкам относится «красная» глина, занимающая 35—50% дна океанов. Она состоит из очень тонких (менее 0,005 мм) субколлоидных фракций. Эти «красные» глины образовались из материала различного генезиса: пеплового, эолового, метеорного и др.

Очень интересны железомарганцевые конкреции (готовая железная руда!), сплошным ковром покрывающие дно глубоководных котловин океанов во многих местах. Размер этих конкреций не превышает 5—10 см, а запасы их исчисляются многими сотнями миллиардов тонн (см. рис. 3.10 на цветной вклейке).

В заливах и лагунах идет накопление соленосных отложений, когда из пересыщенных растворов выпадает соль — мирабилит (например, в заливе Кара-Богаз-Гол в Каспийском море).

Накопление солей происходит обычно в условиях жаркого климата в отшнурованных от океана лагунах, в краевых впадинах внутренних морей, куда вода поступает через проливы или бары, а затем испаряется. В солеродных бассейнах геологического прошлого были сформированы мощные толщи солей, как натриевых (галит), так и калиевых (сильвинит, карналит), представ;

Рис. 3.35. Рост кристалла галита (поваренной соли, NaCl) при испарении морской воды: 1 — в морской воде ионы С1 и Na растворены и окружены молекулами Н₂0; 2 — вода испаряется, а ионы С1 и Na соединяются; 3 — начало образования кристалла; 4 — кубический кристалл NaCl образован ляющих собой сырье для получения удобрений (рис. 3.35). Так, мощность соленосных отложений кембрийского возраста в Ангаро-Ленском бассейне на Сибирской платформе достигает более 2 км. Слои соли чередуются с осадочными породами. В Прикаспийской впадине и в Предуральском прогибе в ранней перми, в кунгурском веке (260 млн лет назад) на больших пространствах происходило осаждение каменной соли, ангидритов и калийной соли. Общая мощность их пластов на юге составляет более 2 км, а на севере — до 0,5 км.

Учитывая большое значение калийных солей для сельского хозяйства, не трудно понять важность этих бассейнов, а их современные аналоги помогают узнать, как накапливались соли в геологическом прошлом.

Очень интересны коралловые рифы разной формы, распространенные в тропиках (рис. 3.36). Некоторые из них достигают в длину более 2 тыс. км. Таков Большой Барьерный риф у северо-восточного побережья Австралии в Коралловом море, имеющий ширину до 150 км.

Существуют рифы и в виде кольцевой гряды. Их называют атоллами (рис. 3.37). Эти коралловые острова исключительно живописны. Внутри невысокой кольцевой гряды, сложенной белым коралловым песком, располагается изумрудная лагуна, кишащая рыбами.

Рис. 3.36. Поперечный разрез окаймляющего кораллового рифа.

Бурение рифов показало, что их мощность может достигать 1 км и более. Но ведь организмы, слагающие рифы — кораллы, мшанки, известковые водоросли, — живут в теплой воде и только на глубинах в несколько десятков метров. Почему же рифы достигают такой огромной мощности? Все дело в том, что дно океана постепенно опускается, и рифообразующие организмы все время надстраивают риф. Таким образом, он как бы растет вниз.

Рис. 3.37. Образование кораллового атолла: 1 — рифовый массив возникает вокруг вершины действующего вулкана; 2 — вулкан опускается, а риф наращивается; 3 — дальнейшее опускание вулкана и формирование кольцевого рифа Рифы известны и в ископаемом состоянии. Прерывистая гряда раннепермских рифов прослеживается вдоль западного склона Урала. Рифы обычно очень пористы, а следовательно, это хорошие вместилища для нефти и газа. И действительно, в Приуралье в них известны месторождения горючих ископаемых. Поэтому так важно устанавливать присутствие рифов в древних отложениях.

Сенсационным открытием последних двух десятилетий на дне рифтовых впадин океанов было обнаружение так называемых черных и белых «курильщиков» — современных «фабрик» сульфидных руд (рис. 3.38). Тела, напоминающие вулканы с кратером на вершине, но высотой в десятки метров над дном, состоят из готовой руды, а черный «дым», поднимающийся над кратером, содержит Fe, Mn, S, Си и другие элементы.

Рис. 3.38. «Фабрика» сульфидных руд на дне рифтовых впадин океанов.

Процессы современного осадконакопления в океанах очень сложны, но крайне важны для понимания формирования осадочных пород в геологическом прошлом. Следует сказать, что осадок, накопившийся где-то на океаническом дне, проходит целый ряд стадий, прежде чем превратится в осадочную горную породу — известняк, песчаник и т. д. Процесс превращения осадка в породу называют диагенезом (от лат. dia — приставка со значением завершенности, genesis — происхождение).

Это длительный и весьма сложный процесс. Накопившиеся в каких-либо впадинах илы под все увеличивающейся тяжестью новых и новых осадков постепенно уплотняются, отжимая воду. Эту стадию называют литификацией или окаменением. При уплотнении происходят цементация частиц, слагающих осадок, и перекристаллизация. Так ил, состоящий из раковинок фораминифер, т. е. карбонатный осадок, превращается в кристаллический плотный известняк. При уплотнении уменьшается пористость.

Последующие изменения уже горной породы носят название катагенеза (от греч. kata — вниз, genesis — происхождение). На этой стадии превращения осадка в горную породу происходит образование нефти и газа путем изменений рассеянного органического вещества, содержащегося в осадках. Для этого нужно, чтобы богатые органикой породы опустились на глубину 2—4 км и в условиях высоких давлений прогрелись до +50 °С.

Образующиеся при таком процессе капельки нефти перемещаются туда, где давление меньше, а пористость больше, т. е. в породы, называемые коллекторами — вместилищем нефти и газа. Месторождение нефти или газа сформируется в том случае, если на пути перемещающихся жидких углеводородов встречаются водонепроницаемые пласты, например глин, каменной соли. Газ в ловушке всегда будет находиться выше нефти.

Осадочные породы могут и в дальнейшей своей истории подвергаться изменениям, или метагенезу (от греч. meta — после, genesis — происхождение), если они погружаются на глубины 7—10 км, где высокое давление, а температуры достигают +300 °С.

Рис. 3.39. Изменение уровня моря за последние 40 тыс. лет (по Дж. Д. Хэнсому, 1988).

В заключение необходимо отметить, что по крайней мере за фанерозой, т. е. за 0,57 млрд лет, объем океанических вод остается практически неизменным. Однако в геологической истории известны периоды, когда уровень этих вод испытывал понижения, либо повышения (рис. 3.39). Такие колебания уровня океана называют эвстатическими. Они обусловлены разными причинами. Например, резкое, на 300 м, падение уровня океана, или регрессия, произошло примерно 30 млн лет назад, в олигоцене, что было связано с образованием покровного оледенения Антарктиды. Вода была «отобрана» ледником, мощность которого превышала 4 км. А в меловое время, наоборот, уровень океана повысился благодаря росту срединно-океанических хребтов, которые как бы вытесняли воду из океанов, и море затопляло низменные участки суши, происходила трансгрессия. В настоящее время построена кривая эвстатических колебаний уровня моря за весь фанерозой.

По мере освоения океанов становится ясно, что они являются настоящей кладовой разнообразных полезных ископаемых. В наши дни уже около 25% нефти и газа добывают в пределах акваторий океанов и морей на шельфе, где глубины не превышают 300 м. Это происходит, например, в Мексиканском и Персидском заливах, Северном море и т. д. В Баренцевом море открыто крупнейшее Штокмановское месторождение газоконденсатов.

В прибрежных осадках развиты россыпные месторождения магнетита (Fe²⁺Fe³⁺0₄), титана, минералов ильменита (FeTi0₃) и рутила (ТЮ₂), олова, минерала касситерит (Sn0₂), алмазов, золота и пр. Встречаются богатые залежи фосфоритов. Открытие на дне океанов плаща железомарганцевых конкреций и черных «курильщиков» создает неисчерпаемую базу для добычи железа, марганца, меди в будущем, когда это станет экономически выгодным.

Вопросы

• 1. Какие известны типы осадконакопления в океанах?
• 2. В чем заключаются особенности терригенного осадконакопления?
• 3. Что такое турбидитный поток?
• 4. Что представляет собой флиш?
• 5. Какова роль осадков биогенного происхождения?
• 6. Что такое планктон, нектон и бентос?
• 7. Что представляют собой осадки глубоководных котловин?
• 8. Как и где происходит накопление соленосных толщ?
• 9. Какого типа бывают коралловые рифы?

• 10. Что представляют собой черные «курильщики»?
• 11. Что происходит со временем с рыхлыми осадками?
• 12. Как образуется нефть?
• 13. Какие полезные ископаемые известны в океанах?