ОБРАЗОВАНИЕ ОСАДКОВ В ОКЕАНАХ И МОРЯХ И ИХ ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ

Наиболее важным процессом в пределах Мирового океана является аккумуляция донных осадков. Этот сложный процесс называют седиментацией или седиментогенезом. Изучение современных осадков, закономерностей их распространения в различных зонах Мирового океана позволяет восстанавливать палеогеографическую обстановку геологического прошлого.

Процесс осадкообразования в океанах начинается с подготовки осадочного материала на материках, являющихся областями преимущественной денудации (сноса). Такая подготовка осуществляется в результате выветривания, деятельности рек, ледников, ветра. Вторым этапом является перенос материала, частичное отложение на путях переноса и поставка основной массы в океаны и моря.

По данным А. П. Лисицына, наибольшая поставка осадочного материала осуществляется речным стоком. При этом около 7 млрд. т/год поставляется реками преимущественно тропических областей: Ганг, Брахмапутра, Хуанхэ, Янцзы, Миссисипи и др. Приблизительно в равных количествах поступает в океаны и моря ледниковый и эоловый материал.

Кроме указанных экзогенных факторов, привноса в океаны и моря различных веществ большое значение в осадкообразовании имеет поступление вулканогенного пирокластического материала, особенно пеплового, разносимого на обширные пространства. Наибольшее количество вулканов сосредоточено в обрамлении океанов и в срединно-океанских хребтах. Важную роль в осадконакоплении играют биогенные процессы, развитие различных организмов, которые строят свои панцири и скелетные части из растворенных солей, поступающих с суши, главным образом из СаСО₃ и Si0₂. Биогенный вклад в баланс осадочного материала в океанах в первом приближении оценивается в 1,7-1,80 млрд. т/год. В Мировой океан поступает и космогенный материал, величина которого ориентировочно оценивается в 0,01-0,08 млрд. т/год. Таким образом, суммарный баланс осадочного материала в Мировом океане составляет около 29-30 млрд. т/год.

Генетические типы донных осадков. Вещественный состав донных осадков и закономерности их распределения в различных зонах океана связаны с: 1) глубиной океанов и рельефом дна; 2) гидродинамической обстановкой (волнения, приливы и отливы, поверхностные и глубинные течения); 3) характером поставляемого осадочного материала; 4) биологической продуктивностью; 5) эксплозивной деятельностью вулканов. По генезису выделяются следующие основные группы осадков: 1) терригенные (от лат. «тера» - земля); 2) органогенные (биогенные); 3) полигенные («красная глубоководная глина»); 4) вулканогенные; 5) хемогенные. Закономерности распределения указанных групп донных осадков и их соотношения в различных зонах океанов и морей определяются, по данным А. П. Лисицына: 1) климатической зональностью; 2) вертикальной зональностью, связанной с изменением глубин; 3) циркумконтинентальной зональностью - степенью удаленности от континента или крупных островов.

Терригенные осадки образуются из обломочного или пелитового материала, приносимого с континентов различными экзогенными факторами, указанными при характеристике баланса осадочного материала, и особенно широко развиты в гумидных зонах (умеренные и экваториальные пояса). Наибольшая часть терригенных осадков, приносимых с суши, откладывается в пределах подводной окраины материков - в области шельфа, континентального склона и его подножья.

При поступлении осадочного терригенного материала в Мировой океан в ряде случаев происходит его механическая дифференциация, заключающаяся в приспособлении приносимых взвешенных и влекомых частиц к существующим динамическим условиям, глубинам и расстояниям от суши, рассортировке их по размерам зерен. Часто она выражена в постепенной смене осадков - от грубых песчано-гравийно-галечных в прибрежной (литоральной) мелководной части через песчаные и песчано-алевритовые в более глубоких частях шельфа (в сублиторальной или неритовой зоне), затем алевритопелитовые в батиальной зоне - до самых тонких пелитовых в абиссальной (в ложе океана). Такая картина наблюдается в умеренных гумидных зонах у приглубых берегов. На отмелых берегах с менее активной динамической средой, на пляже и подводном береговом склоне накапливаются различные по зернистости пески, сменяющиеся по мере увеличения глубины песчано-алевритовыми, алевритовыми и алевритопелитовыми осадками.

Указанная в схеме механическая осадочная дифференциация осложняется многими факторами: 1) неровность рельефа в области шельфа (остатки субаэрального рельефа); 2) принос реками в различных климатических зонах неодинакового по составу осадочного материала; 3) действие течений; 4) гравитационные подводные процессы - оползни и мутьевые потоки. Крупные подводные оползни возникают периодически на материковом склоне, в результате чего в его нижней части и особенно в пределах материкового подножья образуются мощные оползневые тела с холмисто-западинным рельефом.

Мутьевые (суспензионные) потоки являются мощным динамическим фактором подводного перемещения осадочного материала. Это разжиженные иловые осадки, которые устремляются вниз в виде придонных потоков по подводным долинам и каньонам, прорезающим материковые склоны, а местами и части шельфа. По мере движения мутьевые потоки производят донную и боковую эрозию, а ближе к низовой части каньонов начинается аккумуляция переносимых ими осадков, усиливающаяся на подножье материкового склона. В результате у подножья склонов и в прилежащей части ложа океана образуются обширные конусы выноса и среди тонких пелитовых или органогенных осадков глубоководной части появляются менее отсортированные алевритовые и песчаные илы континентального склона или даже бровки шельфа с характерной градационной слоистостью (внизу более крупные частицы, вверху более тонкие). Отложения мутьевых потоков называют турбидитами. По данным В.П. Петелина и П.Л. Безрукова, такие отложения обнаружены и в глубоководных желобах - Курило-Камчатском, Японском и др.

Существенные отклонения от дифференциации осадочного материала, связанные с климатической зональностью, наблюдаются в следующих зонах: 1) приантарктической и отчасти северной полярной, где А.П. Лисицыным выделен особый подтип - айсберговые (ледовые) осадки; 2) экваториально-гумидной, с присущей ей поставкой специфического осадочного материала реками-гигантами.

Айсберговые (ледовые) осадки особенно широко развиты в Приантарктической части Мирового океана. Ледники Антарктиды при своем движении производят интенсивную экзарацию, и захват в придонной части различного обломочного материала, который выносится шельфовыми льдами и айсбергами на далекое расстояние от континента. При постепенном перемещении и таянии айсбергов обломочный материал, заключенный в них, выпадает на дно. Характерной особенностью этих осадков является широкое распространение в них валунно-щебнистого материала и дресвы, местами песчано-алевритового и даже алевритопелитового. Айсберговые (ледовые) осадки окаймляют берега Антарктиды почти сплошным поясом шириной от 300 до 1200 км при средней ширине 500-700 км. Они развиты не только в пределах шельфа и континентального склона, но и в прилежащих частях ложа океана, где грубообломочный моренный материал накладывается по пути движения айсбергов на более тонкие слабокремнистые осадки, а затем на 60-65 o ю.ш. сменяются кремнистыми диатомовыми илами. Современные айсберговые осадки развиты также близ Гренландии.

Осадки северной ледовой зоны существенно отличаются от айсберговых Приантарктиды. Грубообломочный материал, свойственный ледовому разносу на севере, характеризуется сортированностью, наличием хорошо окатанных, отполированных галек, подобно галечникам морских пляжей. По-видимому, основной грубообломочный гравийно-галечный материал ледники захватывали с морских пляжей, галечных берегов и отмелей. В ледовых зонах Севера, а также поблизости от водосборов, где развита мерзлота, реки привносят преимущественно песчано-алевритовый и алевритовый материал. По данным А. П. Лисицына, в Беринговом море, в северной части Атлантического океана, также широко распространены песчано-алевритовые осадки.

Осадки экваториальной гумидной зоны существенно отличаются от айсберговых. Для этой зоны характерно развитие в пределах континентов мощных кор выветривания с преобладанием глинистых минералов - монтмориллонита, каолинита и др. Поэтому реки здесь выносят преимущественно тончайший пелитовый материал. Примером тому является вынос материала реками Амазонка, Ориноко, Ганг и Брахмапутра, Иравади, Нигер, Инд и др. В этих условиях непосредственно близ берегов от устьев рек протягиваются пелитовые осадки, почти не встречаемые на шельфах умеренных зон. Терригенные осадки составляют основной фон в самых различных частях Мирового океана, встречаясь в том или ином количестве в других генетических типах морских осадков.

Органогенные (биогенные) осадкишироко распространены в Мировом океана и тесно связаны с природной зональностью, определяющей развитие той или иной биогенной продукции. Среди органогенных планктогенных осадков выделяются два основных типа: 1) карбонатные, состоящие более чем на 30% из СаСО₃; 2) кремнистые - более чем на 30% из аморфного кремнезема.

Карбонатные планктогенные осадки имеют наибольшее площадное распространение. В Тихом океане они составляют около 36%, в Индийском - около 54 и в Атлантическом - около 68 %. По преобладанию захороненных остатков организмов карбонатные осадки подразделяются на фораминиферовые, кокколитофоридовые и птероподовые.

Фораминиферовые осадки состоят из раковин простейших одноклеточных организмов - фораминифер с известковым скелетом или их обломков. Размеры раковин фораминифер от 50 до 1000 мкм. Планктогенные фораминиферы обитают в верхних слоях океанических вод с максимальным распространением до глубин 50-100 м. Отмирая, фораминиферы медленно опускаются на дно, образуя различные по гранулометрическому составу осадки в зависимости от размеров и сохранности раковин. Это главным образом песчано-алевритовые или алевритопелитовые карбонатные осадки, в которых количество СаСОз колеблется от 30 до 90 и даже 99%. При хорошей сохранности отмерших раковин фораминифер образуются преимущественно песчаные осадки, а на больших глубинах, близких к критическим, алевритопелитовые и пелитовые. Они распространены преимущественно на глубинах от 3000 до 4500-4700 м. Ниже, в холодных недонасыщенных СаСО₃ водах океана фораминиферовые илы растворяются, не достигая дна, и сменяются кремнистыми или полигенными осадками. Глубины 4500-4700 м названы А.П. Лисицыным критическими для карбонатного осадконакопления. Планктогенные фораминиферовые осадки являются одним из основных видов осадков Мирового океана. Относительно малое значение имеют бентогенные осадки на глубинах шельфа, состоящие из бентосных фораминифер.

Кокколитофоридовые осадки образуются за счет скопления пластинок известковых водорослей кокколитофорид микроскопических размеров - от 5 до 50 мкм. В большинстве случаев образуются смешанные кокколитофоридово-фораминиферовые или фораминиферово-кокколитофоридовые осадки с различным соотношением кокколитофорид и фораминифер.

Птероподовые и птероподово-фораминиферовые осадки состоят из остатков пелагических планктонных моллюсков - птеропод, обитающих в теплых тропических и экваториальных водах океанов, Средиземного и Красного морей до глубин первых сотен метров. Раковины птеропод состоят из арагонита (легко растворимой формы СаСО₃), вследствие чего при отмирании они не проникают глубже 200-2200 м. Типичные птероподовые осадки встречаются редко и занимают небольшие площади в виде отдельных пятен на подводных поднятиях. В большинстве же случаев распространены смешанные птероподово-фораминиферовые осадки.

Кремнистые планктогенные осадки - диатомовые и радиоляриевые. Диатомовые осадки образуются в результате накопления кремнистых панцирей диатомовых водорослей (диатомей), имеющих наибольшее развитие в холодных, приполярных областях. Диатомовые осадки образуют огромный непрерывный пояс вокруг Антарктиды шириной до 300 и 1200 км. В этом поясе отмечается и наибольшее содержание кремнезема, достигающее 70-72%. Малые размеры диатомей и их разрушение определяют гранулометрический состав. Это обычно алевритоглинистые и глинистые илы. В Северном полушарии диатомовые осадки не образуют сплошного пояса, а выражены лишь в виде отдельных ареалов в северной части Тихого океана, обычно с меньшим содержанием SiO₂, которое только в пределах Охотского моря достигает 50 %. Особым подтипом являются так называемые этмодисковые диатомовые осадки экваториальной зоны, состоящие из крупных панцирей теплолюбивых диатомей - этмодискусов, встречающиеся в западной тропической части Тихого океана в виде отдельных пятен, залегающих ниже критических глубин 4500-4700 м и встреченных даже в глубоководном Марианском желобе.

Радиоляриевые осадки состоят из простейших планктонных организмов - радиолярий, скелетные части которых построены из кремнезема. Местами совместно с радиоляриями наблюдаются остатки теплолюбивых диатомей. Такие кремнистые осадки называются радиоляриево-диатомовыми или диатомово-радиоляриевыми (в зависимости от соотношения). В большинстве случаев это слабо кремнистые осадки, в которых содержание аморфного кремнезема редко превышает 30 %. Они образуют отдельные ареалы в зоне экваториальной дивергенции в Индийском и Тихом океанах, отличающейся высокими биомассами фито- и зоопланктона. По гранулометрическому составу (в зависимости от степени сохранности скелетов радиолярий и панцирей диатомей) - это алевритопелитовые или пелитовые илы. Радиоляриевые и радиоляриево-диатомовые осадки встречаются преимущественно на дне котловин ниже критических глубин карбонатного осадкообразования. В ряде мест радиоляриевые илы чередуются с красными глубоководными глинами. В экваториальных зонах местами развиты смешанные карбонатно-кремнистые осадки - диатомово-фораминиферовые или радиоляриево-фораминиферовые.

К бентогенным осадкам относятся органогенные рифы, обобщенно называемые коралловыми рифами, образующимися за счет кораллов и водорослей, извлекающих из морской воды СаСО₃ для построения своих скелетных частей. Фактически это кораллово-водорослевые рифы, в биоценоз которых входят также различные моллюски, бентосные фораминиферы, иглокожие. Современные коралловые рифы распространены исключительно в тропических и субтропических водах Тихого и Индийского океанов, в Карибском море. Критическими температурами, при которых кораллы не развиваются, являются, с одной стороны, 18-19°С, с другой - 34 - 35°С. Наилучшие условия для развития биоценоза коралловых рифов наблюдаются при среднегодовой температуре воды 23 - 25°С. Нижний предел глубины для рифообразующих организмов от 50 - 60 до 70 - 80 м. Максимальная биомасса сосредоточена в поверхностных слоях воды на глубине от 10 до 15 м, особенно это касается водорослей, для фотосинтеза которых требуется много света. Для развития коралловых рифов важны также прозрачность морской воды, насыщенной кислородом и известью, и нормальная или близкая к нормальной соленость (30-38 г/л).

Типы рифов. Выделяется несколько типов коралловых рифов.

1. Окаймляющие, или береговые, рифы, которые формируются у берега и часто бывают соединены с сушей материков или островов.

2. Барьерные, отделенные от коренного берега материка или острова коралловыми лагунами. Мощность такого рифа может существенно превышать мощность окаймляющих рифов. Это связано главным образом с тектоническим прогибанием территории при условии успевающего за ним процесса роста коралловых построек. Ярким примером является так называемый Большой Барьерный риф, протягивающийся вдоль северо-восточного берега Австралии почти на 2 тыс. км при средней ширине 150 км и мощности (по данным бурения) до 150 м. Он отделяется от материка лагуной относительно небольшой глубины, в пределах которой формируются внутрилагунные береговые барьерные рифы. В тропическом поясе юго-западной части Тихого океана многие вулканические острова полностью или частично окаймлены барьерными рифами, отделенными от островов лагунами.

3. Атоллы, к которым относятся кольцеобразные коралловые рифы, имеющие наибольшее распространение в Тихом и Индийском океанах. По данным Ч. Дарвина, подтвержденным последующими исследованиями, большинство атоллов можно считать разновидностью кольцевых барьерных рифов, в которых острова в результате медленных тектонических движений опустились и на их месте образовались лагуны, соединяющиеся с открытым морем узким каналом. В лагунах атоллов и в прилежащих частях ложа океана происходит накопление карбонатных осадков, представляющих обломки и тонкий детрит (лат. «детритус» - истертый) различных карбонатных организмов - водорослей, кораллов, в небольшом количестве раковины фораминифер и моллюсков. Местами наблюдаются примеси терригенного, а местами и вулканогенного материала.

В океанах и морях местами развиты ракушечные осадки - это мелководные известковые морские осадки - ракушечники (ракушняки), представляющие собой скопления целых или раздробленных раковин моллюсков и других организмов с карбонатным скелетом.

Полигенные осадки. К ним относится «красная глубоководная глина» коричневого цвета различных оттенков, занимающая, по данным А.П. Лисицына, свыше 35-50 % площади дна Тихого океана и приблизительно около 25-30 % - Атлантического и Индийского. Она состоит из наиболее тонких частиц. Содержание пелитовой фракции в ней нередко достигает 95-98 %, при этом на долю наиболее тонких субколлоидных фракций (<0,005 мм) приходится до 70-75 %. Распространение типичных красных глин приурочено к наиболее глубоким частям океана ниже критической глубины карбонатного осадконакопления и к удаленным от континента частям океана. Содержание в них СаСО₃ обычно меньше 1 %, редко до 3 % и только при переходе к фораминиферовым илам возрастает до 10 %. Также невелико в них количество биогенного кремнистого материала, которое несколько увеличивается в экваториальных районах океана за счет примеси радиолярий и теплолюбивых диатомей.

Вулканогенные осадки состоят из вулканогенного материала (лавового и пирокластического), встречаются в виде широких ареалов вокруг островных и подводных вулканов, расположение которых определяется тектонической активностью территорий. Наибольшее значение в вулканогенном осадкообразовании имеет пирокластический материал (пепел и другие, подробно описанные в гл. 11). Местами глубоководные илы состоят из тончайшего пеплового материала мелкоалевритовой и даже алевритово-пелитовой размерности.

Хемогенные осадки образуются в различных зонах. Оолитовые хемогенные карбонатные осадки образуются только в аридных зонах при температуре вод от 25 до 30°С при значительном пересыщении СаСО₃ и в условиях мелководья до глубин не более 20 м. В этой среде обильная растительность поглощает большое количество углекислого газа, что нарушает карбонатное равновесие, вызывает пересыщенность воды СаСО₃ и его выпадение. Карбонат кальция выпадает в виде мелких концентрического строения шариков размером до 2 мм, называемых оолитами(греч. «оо» - яйцо, «литос» - камень). Оолитовые осадки встречаются на Большой Багамской банке, у берегов Флориды, у берегов Каспия, в Аральском и Красном морях, в Персидском заливе и в других мелководных частях морей аридных зон, где невелико поступление терригенного материала. Местами карбонат кальция накапливается в виде мелкого известкового ила песчано-алевритовой размерности.

Фосфориты образуются в виде конкреций на глубинах в зоне шельфа и прилежащей части континентального склона. У берегов Калифорнии они встречаются близ Сан-Диего на глубинах от 100 до 400 м, а близ южной оконечности Африки - на глубинах более 1000 м. Наиболее благоприятны условия для образования фосфоритов в зонах дивергенции и подъема глубинных вод, обогащенных фосфором.

К глауконитовым осадкам относятся зеленые мелко- тонкопесчаные, местами песчано-алевритовые осадки со значительным содержанием минерала глауконита (водного алюмосиликата) оливково-зеленого цвета. Наибольшее количество глауконитовых песков и илов встречается на шельфах и в верхней части континентального склона, на глубинах от 100 до 500-1000 м (местами до 2000 м). В более глубоководных осадках глауконит встречается в виде незначительной примеси. Глауконит образуется в результате подводного выветривания и разложения на дне моря алюмосиликатных частиц, вулканического стекла или выпадает в морской воде в виде геля из коллоидных растворов, приносимых с суши. К глауконитовым пескам в большинстве случаев приурочены фосфоритовые конкреции, как в современных осадках, так и в более древних отложениях.

Железомарганцевые конкреции, как было сказано, распространены главным образом в глубоководных частях океанов, но встречаются местами и в пределах котловин окраинных и внутриконтинентальных морей. Наибольшее их скопление наблюдается в Тихом океане, где встречаются участки дна, на 30-50% покрытые конкрециями. Чаще всего они находятся в областях распространения «красных» глубоководных глин, но встречаются также и в пределах фораминиферовых осадков и др.

Отложения лагун и заливов отличаются специфическими особенностями. Хемогенные осадки засоленных лагун и заливов образуются в аридных областях, где наблюдается интенсивное испарение, приводящее к полному насыщению солями. Типичным примером современной лагуны с соленакоплением служит залив Кара-Богаз-Гол, соленость вод которого почти в 20 раз превышает минерализацию вод Каспийского моря вследствие отсутствия поступления пресной воды. Воды же Каспия, поступающее через узкий пролив, перегораживающий подводный порог, быстро испаряются. В результате из пересыщенного раствора происходит выпадение солей - мирабилита (Na2S04·10Н₂О), астраханита и др. При уменьшении поступления воды из Каспия начинают выпадать галит (NaCI) и др. Это проверено практикой последних лет, когда была предпринята попытка сооружения заградительной дамбы с целью сохранения стабильности уровня Каспийского моря, которая привела не только к изменению состава соленакопления в Кара-Богаз-Голе, но и существенному понижению его уровня. В истории геологического развития имели место крупные солеродные морские бассейны, в которых в условиях аридного климата сформировались мощные толщи солей (эвапориты), находящиеся сейчас на разных глубинах (Ангаро-Ленский, Волго-Уральско-Прикаспийский и другие солеродные бассейны).