Файл: Бабинец А.Е. Гидрогеологические и геохимические особенности глубоководных отложений Черного моря.pdf
ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 24.06.2024
Просмотров: 120
Скачиваний: 1
Северная часть водосборной площади приходится на ВосточноЕвропейскую платформу и характеризуется небольшими превыше ниями высот над уровнем моря, сглаженным рельефом и неинтенсив ными эрозионными процессами. Реки здесь имеют значительную длину и небольшой уклон русла, скорость их течения невелика. С этой части бассейна питания в Черное море переносятся главным образом растворенные вещества и лишь незначительное количество взвесей. С запада, юга и востока к Черному морю примыкают моло дые горные системы высотой до 3000—4500 м. Рельеф их сильно расчленен, что обусловливает интенсивные денудационные процес сы. Здесь много речных потоков с круто падающим руслом, быстрым течением и большим выносом взвешенных частиц. Отсюда в Черное море поступает значительная часть терригенного обломочного ма териала.
Существенное значение в питании терригенным материалом имеет абразия морских берегов, однако значительная часть ее продуктов отлагается в пределах шельфа. Материал абразии поступает в глу боководные осадки в большом количестве лишь у южных берегов Крыма.
Значительная часть массы донных осадков Черного моря обра зуется вследствие жизнедеятельности живых организмов, обитаю щих в толще воды. Органический мир моря довольно разнообразен. Фитопланктон насчитывает 240 видов, из них 52 вида диатомовых водорослей; зоопланктон — 70 видов. Биомасса планктона над глу боководной зоной составляет 100—150 мг/м3. На мелководье сосре доточены огромные скопления водорослей: зостеры и филлофоры.
Биомасса зостеры достигает 4 кг/м2 |
(в среднем 1,5 кг/ж2 ), общие за |
|
пасы ее в Черном море оцениваются в 1 млн. т. Средняя |
биомасса |
|
филлофоры составляет 1,7 кг/м2, |
достигая в максимуме |
13 кг/м2. |
Эти водоросли распространены вдоль всего побережья, но основное их скопление (до 95%) известно в северо-западной части моря.
Основными факторами, влияющими на распределение донных осадков, являются рельеф дна, течения и структура водных масс. Рассмотрим их по порядку.
Шельфовая зона Черного моря имеет максимальную ширину в северо-западной части, а минимальную — вдоль южного и восточ ного берегов. В пределах этой зоны глубина возрастает постепенно от нескольких десятков до 100—200 м. Затем крутизна склона резко возрастает от 0,5—1,0 до 5—13°, а около Новороссийска даже до 50°. Эта область является материковым склоном и простирается до изо баты 2000 м. Ниже углы наклона дна весьма малы, здесь простира ется почти плоская глубоководная равнина.
Течения Черного моря, согласно А. К. Леонову, довольно полно изучены. Отмечается, что основные причины возникновения течений здесь — ветры и динамика речного стока. По гидрологическим на блюдениям установлено существование единой циклонической систе мы течений до глубины около 1000 м. Выделяются три зоны [2361 с различными характеристиками течений в поверхностном слое:
lü
]) прибрежных круговоротов, 2) основного течения и 3) слабых те чений. В первой зоне скорость течения не превышает 20—30 см/сек, внешняя ее граница проходит в 2—5 милях от берега. Вторая зона шириной 30—50 миль. Скорость здесь 30—50 см/сек, максимальная наблюдается на материковом склоне. Третья зона охватывает цен тральную часть моря. Скорость течения здесь не более 5—15 см/сек.
Рис. 2. Схема циркуляции масс Черного моря (по А. К. Леонову, 1960).
А. К. Леонов [146] выделяет Анатолийское, Кавказское, Крым ское и Румелийское течения (рис. 2). Каждое из них распадается на ветви, иногда очень сложно переплетающиеся.
Вследствие сужения моря между меридианами 33 и 35° в. д. внутри общего циклонического кольца в Черном море существуют два частных циклонических круговорота: западный и восточный, причем в их центральных районах наблюдается подъем вод, а в пе риферических— опускание. По данным Д. М. Филиппова [236], горизонтальная составляющая скорости течения с глубиной умень шается по близкому к экспоненте закону, не превышая 5 см/сек на глубине более 1000 м. Скорость подъема (опускания) вод состав ляет около 3 • 10~3 см/сек и приурочена в океанах к области ярко выраженного подъема вод (up - welling).
Через Босфор происходит водообмен между Черным и Мрамор ным морями: верхнее босфорское течение направлено в сторону Мраморного моря, нижнее — в сторону Черного. Это течение при вносит в Черное море соленую плотную мраморноморскую воду, которая, медленно распространяясь по дну, формирует промежуточ ную глубинную черноморскую водную массу [146]. Соленость по следней 22°/0 0 , температура + 9 ° С , кислорода в ней нет, концентра ция сероводорода изменяется от 4 до 11 мг/л. Верхняя водная масса формируется в слое 0—300 м (у берегов 0—300 м, в центре 0—150 м),
в основном в результате смешения пресных речных вод с морской водой. Температура и соленость колеблются здесь в зависимости от времени года (температура 5—26° С, соленость 17,5—18,60/00.), ки слорода содержится 8,9—2,5 мг/л. Это слой сезонного конвективного перемешивания. Промежуточная водная масса занимает слой 150— 1000 м. Температура и соленость изменяются по глубине. Резко убывает содержание кислорода, а сероводорода становится больше. Эти водные массы представляют собой единую систему. Время обнов ления черноморских вод (водообмен), как принято считать, не более
200лет.
Врезультате сейсмических, сейсмологических и гравиметриче ских исследований получены сведения о тектонике дна Черного мо ря: формировании структур, направлении разломов, глубинном строении земной коры.
Впоследнее десятилетие на акватории Черного моря выполнен большой объем геофизических исследований. По опубликованным результатам можно составить определенное представление о строе нии земной коры в районе Черноморской котловины. По данным Б. К. Балавадзе и П. Ш. Мендели [36], выполнившим количествен ную интерпретацию аномалий силы тяжести и сопоставление с ре зультатами сейсмологических исследований, глубина залегания по верхности Мохоровичича в районе ложа котловины составляет 22—25 км. Залегающий над поверхностью Мохоровичича базаль товый слой (плотностью 2,90 г/см3) имеет мощность 20—23 км в периферической части Черного моря, 10—14 км в центре восточной халистазы и 7—9 км в центре западной. Кроме того, базальт, по степенно уменьшаясь в мощности, выгибается вверх и образует вытянутый по широте региональный купол. Мощность гранитного слоя в Черном море изменяется вполне закономерно: у береговой полосы 10—15 км, к центральной части моря она уменьшается и, по-видимому, сходит на нет под глубоководной областью. Резуль таты количественной интерпретации аномалий силы тяжести хорошо совпадают с результатами глубинного сейсмического зондирования. Они показывают, что мощность осадочного комплекса от прибрежной полосы, где она составляет 5—8 км, увеличивается в сторону глу боководной части Черного моря, достигая здесь 13—15 км. Геофизи ки, выполнявшие исследования в Черном море, полагают, что отсут ствие гранитного слоя под глубоководной частью условно. Помня об этой условности, необходимо осторожно подходить к отнесению не которыми исследователями коры черноморской впадины к так на зываемому субокеаническому типу. По мнению Т. С. Лебедева
[139], земная кора впадины Черного моря континентального типа. В процессе ее развития гранитный слой претерпевал определенные изменения, связанные, очевидно, с образованием покровов и других крупных магматических тел больших горизонтальных размеров в результате поступления основной магмы по зонам глубинных раз ломов. Предполагаемые крупные масштабы магматической деятель ности, в какой-то мере локализованной в рамках срединных мас-
12
сивов и разбитой на блоки глубоководной впадины Черного моря, указывают на значительную систематическую переработку гранит ного слоя. Следовательно, отсутствие его здесь необходимо прини мать условно. С. И. Субботин [228] высказал предположение о почти полной переработке гранитного слоя континентальной коры Черно го моря базальтовым расплавом в процессе формирования впадины.
И. А. Гаркаленко [84], Т. С. Лебедев [139—140] и другие ис следователи предлагают различные варианты тектонического рай онирования Черноморской впадины. Основная роль в них отводится системе глубинных разломов, определяющих блоковое строение тер ритории.
В: пределах Черноморско-Азовской тектонической провинции известны три основных геотектонических элемента: докембрпйский Украинский щит и его южные склоны, область эпигерцинских Скиф ской и Мизийской плит и область альпийской складчатости. Выде ляются также субмеридиональные и субширотные системы зон важ нейших глубинных разломов. Одесско-Анкарская и КриворожскоСамсунская зоны—субмеридионального простирания. КриворожскоСамсунская зона разломов пересекается южнее побережья Крыма с субширотной Крымско-Кавказской зоной. Здесь наблюдается ин тенсивная сейсмическая деятельность. Субширотное простирание имеют также северная Черноморско-Азовская и южная Черномор ская зоны. Зоны глубинных разломов выражены аномалиями силы тяжести, особенностями геосейсмических разрезов, аномалиями маг нитного поля и сейсмической активностью. Такова в самых общих чертах тектоника впадины Черного моря.
Строение осадочной толщи ложа впадины, материкового склона и шельфа северной части Черного моря изучалось методом отражен ных волн. Результаты этих работ свидетельствуют о сильной вер тикальной расчлененности осадочного слоя (до глубины 3—4 км). Границы раздела в осадках глубоководной части проходят почти го ризонтально. Более сложное строение имеет осадочная толща при переходе от ложа котловины к материковому склону южнее Крыма. По данным Я- П. Маловицкого и Ю. П. Непрочнова [155], в верхней части осадочного чехла здесь есть два несогласно залегающих струк турных этажа. Верхний этаж (до 500—700 м) характеризуется моно клинальным залеганием отражающих границ. В основании его рас полагается опорный отражающий горизонт, почти полностью соот ветствующий рельефу дна. Толща отложений между дном и этой границей отличается слабой сейсмической слоистостью. Нижний структурный этаж несравненно более дислоцирован. В нем наблюда ются складки с амплитудой до 1000 м и зоны дизъюнктивных нару шений. Интересно, что самые южные из этих погребенных складок и нарушений располагаются уже в пределах глубоководной котлови ны с выравненным дном.
Геологическую историю Черного моря впервые пытался восста новить Н. И. Андрусов [11—14]. В дальнейшем в работах А. Д. Ар хангельского и H. М. Страхова [26] изложены представления,
13
согласно которым в эоцене и олигоцене на месте современного Черно го моря существовал залив Тетиса. В конце олигоцена он стал ме леть, уменьшаться и распадаться на отдельные бассейны. В среднем миоцене, когда он еще больше сократился, узкий барьер, прохо дивший от Добруджи на Тарханкут, преградил сообщение южного бассейна с северным, этот залив отделился от Мирового океана. Южный бассейн был более опресненным по сравнению с северным. Чокракские отложения (миоцен) распространены у Варны, в Кры му, на Кавказе, на берегах среднего и южного Каспия и далее к востоку до Аральского моря. Южная граница чокракского моря почти совпадала с современной границей.
К началу сарматского века средиземноморский бассейн полностью обособился от океана, а разделяющий его примерно по 43—44° с. ш. с перерывом у Азовского моря барьер был разрушен. Сарматское море занимало весь юг европейской части СССР, Мраморное, Чер ное, Азовское, Каспийское и Аральское моря, Крым, Кавказ и зна чительную часть суши восточнее Каспия. На севере оно доходило до 47—48° с. ш., на юге — до современной границы Черного моря.
В среднесарматское время это море начало сокращаться. На гра нице мэотического века от него сохранилась лишь незначительная часть. Долгое время покрывавшаяся водой суша снова вышла на поверхность. В это время из Северной Африки расселялись и продви гались на север крупные млекопитающие, ископаемые остатки кото рых найдены в верхнесарматских и мэотических отложениях Крыма. В конце миоцена, в мэотический век, по-видимому, возобновилась связь с океаном и, вследствие сильного погружения суши, море вновь заняло обширное пространство южной части Украины, Румы нию, Крым, Кавказ и Каспий. Однако мэотическое море просуще ствовало сравнительно недолго, в верхнем мэотисе наступила новая регрессия.
Таким образом, глубоководная котловина Черного моря в общих чертах обозначилась в среднемиоценовое время. В начале плиоцена опускание суши вызвало трансгрессию, в результате которой были затоплены прилегавшие к Черному морю с севера степи. Наметив шееся разделение этого бассейна барьером в области ставропольско го плато на черноморский и каспийский окончательно оформилось в позднеплиоценовое время. По-видимому, южная часть Понтического моря была мелководной, а северная — глубоководной. К началу киммерийского времени северная часть Понтического моря припод нимается, и его сообщение с Каспийским морем прерывается. Воз можно, что в позднепонтическое и киммерийское время в северо-за падной части море отступило, а затем в куяльницкое время вновь трансгрессировало. В конце плиоцена Черное море имело почти со временные очертания.
В четвертичный период его размеры изменялись лишь незначи тельно. В конце древнеэвксинского времени возобновилась связь Черного моря со Средиземным и началось осолонение его вод вслед ствие поступления средиземноморской воды через Дарданеллы, при-
14
