ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 10.04.2024
Просмотров: 94
Скачиваний: 0
и Арктического океанов около 84 млн. км3 , а на Тихоокеанской талассократон — 30 млн. км3 . Во впадинах окраинных морей содержится до 126 млн. км3 , или 45% от всего объема осадочной толщи.
Осадочная толща дна собственно океана представляет собой единое геологическое образование, не имеющее, однако, однообразного строения ни по разрезу, ни по площади. По разрезу в ней различают два основных подразделения. Вверху развит слой рыхлых неконсолидированных или полуконсолидированных осадков, находящихся на стадии диагенеза; этот слой назван первым океаническим слоем. Его подстилают плотные консолидированные породы, переслаивающиеся базальтовыми потоками— второй океанический слой.
Мощность первого слоя находится в прямой зависимости от условий седиментации и батиметрии дна водоема. На подводных окраинах конти нентов в условиях мелководья мощность рыхлых отложений составляет первые десятки, реже 100 м и более. Их мощность значительно возрастает в глубоководных внутриконтинентальных, в окраинно-материковых морях, а также у континентальных подножий, достигая 2—3 км. Первый неконсо лидированный слой широко развит в океанических котловинах. Здесь его мощность сравнительно невелика: первые сотни метров, до 1 км. Возраст рыхлого слоя во внутриконтинентальных и окраинно-материковых морях и на шельфе подводной окраины континентов обычно не древнее четвертич ного, в океанических котловинах — раннемеловой — позднеюрский. Более древних отложений не было встречено.
Второй океанический слой на континентальной периферии Мирового океана и в переходной области изучен хорошо. Мощность его колеблется в значительных пределах, достигая 10 км и более. Стратиграфический диа пазон отвечает всему фанерозою и даже позднему протерозою, как напри мер у западного побережья Австралии. В океане консолидированный слой слагают лавы, возможно переслаивающиеся с подчиненными прослоями консолидированных осадочных пород. Ему свойственны высокие скорости прохождения сейсмических волн —• от 4,5 до 5,5 км/с. Это свидетельствует о высокой степени уплотнения пород, характерной для пород, находящихся на высоких уровнях катагенеза или на начальной стадии метаморфизма. Возраст второго слоя не установлен, он изменяется по-видимому, в боль ших пределах. Верхний предел отвечает кайнозою, а нижний — мезозою, а возможно, и палеозою.
Большой объемморских литологических исследований, проведенный со ветскими и зарубежными учеными (П. Л. Безруков, А. П. Лисицын, И. О. Мурдмаа, М. В. Кленова, Г. Б. Удинцев, А. В. Живаго, Д. Е. Гершанович, К. О. Эмери, Б. С. Хейзен, Ф. Шепарди др.), позволил составить представление об общих чертах накопления и литологии осадков Мирового океана.
Для внутриконтинентальных (мелководных и глубоководных) морей основным источником осадочного материала служит речной сток, береговая абразия и в меньшей степени биогенно-гидрохимические факторы. На типы накапливающихся осадков оказывают влияние также и климат.
Вкачестве примера типичного внутриконтинентального бассейна
можно привести Каспийское море, в осадконакоплении которого
первостепенную роль играет терригенныи материал. Основной источник осадочного материала в этом море речной сток. Суммарная величина твер дого стока составляет 120—130 млн. т в год, причем две трети этого мате риала поступает из горных складчатых районов, а одна треть — с равнин платформы. Основная часть взвешенного материала, приносимого реками, отлагается в прибрежной зоне. Из растворенных солей речного стока наибольшее участие в осадконакоплении принимают карбонаты. Биогенный и хемогенный карбонат кальция в составе современных осадков Каспий ского моря имеет подчиненное значение (Бордовский, 1964, 1971).
Если водоем находится в засушливом климатическом поясе при нали чии прерывающейся связи с открытым морем и отсутствии опресняющего действия впадающих в него рек, наблюдается энергичное накопление соле носних толщ. В пределах Каспия таким солеродным бассейном является зал. Кара-Богаз-Гол. Многие из современных внутриконтинентальных водоемов в прошлом испытывали изоляцию от вод Мирового океана. И если они находились в жарком сухом климате, то в их пределах накапливались толщи эвапорптов. Геолого-геофизическими работами и глубоким бурением с корабля «Гломар Челленджер» в 1970 г. на дне глубоководных котловин Средиземного моря открыты мощные пласты солей и ангидритов миоцено вого возраста, переслаивающиеся с нормально морскими отложениями. Это объясняется тем, что Средиземное море периодически превращалось в замкнутый бассейн, не имевший связи с Атлантическим океаном.
Позднепермские соленосные отложения установлены в Северном море. Очень своеобразны условия седиментации в глубоководном внутриконтинентальном Красном море. Здесь терригенная седиментация, связан ная с абразией берегов, имеет второстепенное значение. В основном раз вито накопление карбонатно-химпческпх осадков. Придонный слой воды представляет собой рассол поваренной соли. В составе растворенных газов присутствуют углекислый газ (52,4 см3 /кг), азот, аргон, а также углево дороды: метан — (58 - 10"3 мл/л), этан, пропан, пропилен, пзобутаи. Про исхождение глубинных рассолов и рудных слоев трактуется по-разному. Наибольшим признанием пользуется гипотеза глубинного ювенильного
образования гидротерм Красного моря.
Для внутриконтинентальных морей характерны большие скорости осадконакопления. Так, в Каспийском море она составляет десятки санти метров в 1000 лет, в Красном море средняя скорость осаждения биогенного карбонатного материала — 3 см, а обломочного — 2 см в 1000 лет. В мел ководных условиях процессы диагенеза обычно завершаются в верхних (до 50 м) слоях осадков. Многокилометровые толщи нижележащих пород находятся уже на различных этапах катагенеза. Однако в глубоководной части Каспийского моря из 20 км осадочных слоев 8 км представлены слабоконсолндированными породами со скоростями 2,6 км/с (Бело усов, 1968).
Процессы осадконакопления в морях переходной области, типа Берин гова, Охотского, Японского, Мексиканского залива, имеют свою специ фику. Как отмечают П. Л. Безруков и И. О. Мурдмаа (1971 г.), в окраин ных морях наблюдаются сложные соотношения между терригенными (обло мочными и глинистыми), вулканогенными и биогенными типами осадков.
В бореальных морях (Беринговом, Охотском) биогенные осадки предста влены кремнисто-диатомовыми илами, в субтропических и тропических морях (Восточно-Китайское, Индонезийское и другие) — карбонатнофораминиферовыми. Кроме того, в теплых морях широко развиты рифогенные образования (кораллово-водорослевые известняки). Преобладают восстановленные терригенные осадки, прослои турбидитов и пеплов. Про слои пепла имеют андезито-базальтовый, иногда липарито-дацитовый состав. Вблизи современных активных вулканов накапливаются пепловые туфы и туффиты.
Глубоководные желоба, сопряженные с островными дугами, запол няются слоистыми турбидитными толщами с ритмичной флишоидной слои стостью. В их составе отмечаются глинистые, обломочно-глинистые, обло мочные терригенные и туффитовые осадки, прослои вулканических илитов, диатомовых илов и иногда карбонатных образований. В зависимости от близости и мощности источников питания терригенным или вулканокластическим материалом, а также.в связи с климатической зональностью в составе осадков желобов и в темпах их накопления наблюдаются измене ния (Безруков, Мурдмаа, 1971). В Курило-Камчатском и Алеутском жело бах преобладают вулканокластические обломочно-глинистые осадки с про слоями кремнистых диатомовых илов и вулканических пеплов. В желобах тропических областей около больших островов (например, Новогвинейский желоб) превалируют восстановленные серые обломочно-глинистые осадки с карбонатными прослоями, образование которых связано с деятельностью мутьевых потоков. В осадках, накапливающихся с большой скоростью, содержатся растительные остатки. Вдали от материков (желоба Мариан ский, Тонга) преобладают окисленные глинисто-туффитовые осадки, часто близкие к пелагическим красным глинам с признаками турбидитов.
Мощности осадочных толщ в окраинных морях достигают 5 км и более, а в желобах колеблются от первых десятков метров до 1—3 км. Количе ственные соотношения в накоплении осадков различного происхождения можно проиллюстрировать на примере Берингова моря.
По данным А. П. Лисицына (1966 г.), годовой твердый сток в море составляет 105 млн. т, из которых девять десятых приходится на Юкон. Основным источником терригенного материала в западной части моря яв ляется береговая абразия. За счет размыва береговых террас в море посту пает 200—400 млн. т осадочного материала. Однако основную роль в осадконакоплении играет биогенный материал. Количество последнего в Бе ринговом море оценивается в 4742 млн.. т. Резкое преобладание биогенных осадков над терригенными рассматривается как характерная черта океани ческих водоемов.
В Беринговом море грубые терригенные осадки сосредоточены в се верной и восточной его частях, а более тонкие — в южной глубоководной части. Пески и алевриты распространены на шельфе и в верхней части континентального подножия, а также на подводном хр. Ширшова до глу бин в 2,5 км. Мелкоалевритовые илы развиты у основания континенталь ного подножия, на склонах хр. Ширшова, во внешней части Анадырского залива. Дно Алеутской и Командорской котловин, частично Анадырского залива покрыто алеврито-глинистыми илами с аморфным кремнеземом.
На максимальных глубинах располагаются глинисто-диатомовые нлы. Скорость накопления 10 см в 1000 лет.
Моря переходной области многими исследователями рассматри ваются как сравнительно молодые мезозойско-кайнозойские образования. Поэтому стратиграфический объем накапливающихся отложений отвечает в основном мезозою — кайнозою и лишь в отдельных случаях палеозою. В мелководных частях бассейна катагенез отложений начинается сравни тельно близко от придонных слоев. В глубоководных котловинах, а также и в желобах неконсолидированные отложения имеют мощность, достига ющую 1 км и более. Так, морская скважина, пробуренная с «Гломар Челленджер» в районе Гавайских островов при глубине моря 2,5 км, прошла 1000 м кайнозойских неуплотненных осадков и была остановлена в олигоценовых образованиях.
Осадконакопленне на подводной окраине гомогенного типа в значи тельной степени зависит от климатических условий. Как отмечают П. Л. Безруков и И. О. Мурдмаа (1971 г.), в высоких широтах при гумидном климате накапливаются терригенные обломочные и глинистые бескар бонатные осадки, среди которых широко представлены кремнистые диатомо вые плы. Присутствует галечный материал ледового разноса. В более теп лых широтах распространены разные сочетания терригенных и карбонат ных осадков. Терригенные осадки преобладают в районах гумидного кли мата, а карбонатные в районах аридного климата. Изучение осадков Индий ского океана (Безруков, 1964) показало, что в пределах подводных окраин
смежных материков терригенный материал имеет подчиненное |
значение |
и образован в основном за счет денудации азиатского материка. |
В связи |
с малым поступлением терригенного материала с суши у побережья Аф
рики, Аравии, Австралии зона терригенных отложений |
очень узкая |
и прерывистая; здесь происходит интенсивная аккумуляция |
карбонатных |
осадков биогенного происхождения. Характерные для этой зоны рифовые сооружения часто прослеживаются на большие расстояния. Так, протя женность Большого Барьерного рифа Австралии составляет несколько тысяч километров.
На подводной окраине Антарктиды идет отложение терригенно-айсбер- говых осадков. На шельфе преобладают малодисперсные осадки (Лисицын, 1963). На материковом склоне накапливаются мелкоалевритовые, алеври- тово-глинистые и глинистые илы. На глубинах 1—4,5 км появляются диатомовые илы. По мере удаления от берегов Антарктиды количество терригенного айсбергового материала уменьшается, а органогенное осадко накопленне начинает превалировать (Бордовский, 1971).
Осадки шельфов имеют небольшую мощность и вниз по разрезу быстро сменяются консолидированными породами, имеющими в отдельных впади нах мощность до 5 км и более.
В верхних частях континентальных склонов устойчивая аккумуляция отсутствует. На крутых уступах современных осадков нет, здесь обна жаются более древние консолидированные слои. Вдоль подножья конти нентальных склонов обычно скапливается шлейф рыхлых осадков мощ ностью в центральных частях до 2 км, а в периферийных до нескольких сот метров.
На подводных окраинах кайнозойских складчатых систем (Тихоокеан ское побережье Америки) и в сопряженных с ними (на юге) глубоковод ных желобах накапливаются слоистые обломочно-глинисто-туффитовые кремнисто-терригенные, кремнисто-диатомовые толщи. В желобах наблю дается многократное переслаивание акустически «прозрачных» и «непро зрачных» слоев, что типично для турбидитовых образований. Мощность осадков меняется в зависимости от климата. В Перуанско-Чилийском желобе в аридной зоне они незначительны, а южнее в гумидной зоне дости гают 1,5—2 км (Безруков, Мурдмаа, 1971).
В океанических котловинах, удаленных от материков, в условиях низкой биологической продуктивности и минимальных скоростей осадконакопления (от 0,3—0,6 до 1—2 мм в 1000 лет) на глубинах от 4 до 7 км широко распространены красные глины. Они известны главным образом в аридных зонах океана, имеют небольшую мощность (менее 100 м). Глины глубоко окисленные, бескарбонатные, цеолитовые, нередко чере дуются с палагонитовыми туфами.
В экваториальных зонах развиты диатомово-радиоляриевые и глини стые осадки мощностью до 400—600 м. На глубинах 3,5—4,5 км встречены кремнисто-карбонатные и глинисто-карбонатные биогенные илы. Критиче ская глубина распространения карбонатных осадков около 4,5 км, на боль ших глубинах накапливаются глинистые или глинисто-кремнистые осадки.
Отложения океанических котловин на глубинах менее 4,5—5 км по простиранию замещаются специфическими глубоководными карбонатными осадками внутриокеанических поднятий, представленными кокколитовофораминнферовыми разностями разного гранулометрического состава -— от песчаного до пелитового. В районах интенсивного вулканизма в осад ках отмечается примесь вулканокластических образований. Мощности карбонатных пелагических осадков сильно колеблются, достигая 1 км. Возраст осадочных толщ, подстилающих указанные осадки, различный от палеогена до поздней юры. В районе возвышенности Шатскою под титонскими карбонатными отложениями с конкрециями кремней, вскрытыми глубоководным бурением, над базальтами залегает мощная, до нескольких сот метров толща осадков, относимая условно к юре и даже триасу.
На поднятиях ложа океана встречаются рифовые коралло-водоросле- вые и биогенно-обломочные отложения мощностью до 1,5 км. Скорость седиментации рифогенных пород на два-три порядка выше, чем на дне котловины. Рифы слагают отдельные подводные вершины, хребты (барьер ные рифы), коралловые атоллы и архипелаги и являются характерным примером накопления мелководных толщ среди глубоководных областей. Начало их образования связывают с меловым периодом.
Некоторыми особенностями отличается осадконакопление в Арктиче ском океане (Н. Н. Лапина и др., 1971). Здесь в основном развиты терригенные осадки с небольшой примесью хемогенного и органогенного мате риала. В распределении гранулометрических типов осадков наблюдается большая пестрота. Химические и биологические процессы формирования осадков замедлены, содержание в породах хемогенних компонентов незна чительно. В океанических котловинах формируются бескарбонатные,
4 Заказ 9 |
49' |