Добавил:
Upload Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:
2.5.9.МореK.doc
Скачиваний:
6
Добавлен:
25.09.2019
Размер:
4.12 Mб
Скачать

2.5.9.Геологические процессы в океане

Что дает человеку изучение океана?

Вопрос риторический, но каждый человек, имеющий дело с геологией, должен представлять себе то непереоценимое значение, которое играет океан в жизни и истории нашей планеты. Мало того, что жизнью, которая сейчас существует на Земле, мы обязаны океану, но и, выйдя из младенческого возраста, человек постоянно пользуется дарами океана. И это не только ценнейшие пищевые продукты, но также строительные камни: известняк, доломит, многие пески, ракушняк, глины и загадочные эвапориты. Такое агрохимическое сырье, как фосфориты, глаукониты, цеолиты, некоторые виды сульфидных, железомарганцевых и марганцевых руд, ильменитовые и титаномагнетитовые руды. Исследования показали, что и нефть в значительной мере связана с океаническими породами. Поистине неисчерпаем океан! Но человечество, вкусив все эти прелести морской кухни, никак не может ими насытиться. Ему надо еще и еще! То есть все это приходится искать. Искать можно по-разному. Можно взять большую лопату и вырыть большую канаву: авось что-нибудь найдем. А можно, исследовав закономерности процессов рудообразования в океане, использовать эти знания для точечного опробования пород в определенных зонах палеоокеанов. Т.е. разработать научно-обоснованные методы поисков полезных ископаемых.

Океан является той лабораторией, тем гигантским научно-исследовательским реактором, где в настоящее геологическое время происходят основные процессы развития, процессы организации внешнего облика и состава поверхностных слоев нашей планеты более чем на две трети покрытой водой. И если геологи, работающие на суше, как правило, изучая породы, восстанавливают историю Земли за период от нескольких миллиардов до сотен миллионов лет, то геолог, работающий в океане, имеет дело с процессами, которые происходили в период времени от нескольких миллионов лет назад до современности. Метод актуализма позволяет эффективно применять знания современных процессов для понимания и верной интерпретации всего пути развития Земли. Ведь в океане мы можем инструментально, т. е. с использованием прямых наблюдений и измерений изучать целый ряд явлений, которые на территории современных континентов зафиксированы лишь в виде мертвых немых отложений.

Не известные ранее на суше типы руд были обнаружены в рифтовых зонах океанов. Так в 60-е годы XX века в центре Красного моря английским научно-исследовательским судном "Дискавери" и американскими судами "Атлантис-2" и "Чейн" были открыты три узкие впадины на глубинах более 2000 м, наполненные

Р ис.2.5.10. Строение красноморских рифтовых впадин

Рис. 2.5.11. Научно-исследовательское судно Российской Академии наук.

как ванны горячими рудоносными растворами. В конце 70-х автору в составе научно-исследовательской экспедиции Академии наук СССР (рис.2.6.11) довелось принимать участие в их исследовании.

Спускаем батометр на глубину 2000 м. и поднимаем 50-ти градусный горячий раствор оттуда, где температура должна быть 2-3оС. Соленость данного раствора составляет около 270%0 (промилле - г солей на кг воды), при нормальной солености морской воды - 33-35%0 . Подводные аппараты (по рассказам акванавтов) плавают по поверхности рассола и не могут погрузиться в него. На этой поверхности скапливается мусор и не тонет. Осадки впадин - горячие черные илы (t~60 градусов С), состоят из окислов железа (60-80%), аморфного кремнезема и сульфидов ~15%, есть монтмориллонит, кварц, ангидрит, кальцит. Большое количество примесей свинца, молибдена, кадмия, кобальта, марганца. Это руда. Такие впадины существовали и в палеоокеанах и были захоронены. Должны быть прекрасные месторождения. Выделяйте поисковые признаки и ищите!

Попробуем сформулировать, что же такое океан.

Океан - это отрицательная геоструктура, которая наряду с материками составляет глобальные структурные элементы Земли. Это сложная самоорганизующаяся система, на формирование которой оказывают влияние геологические, физико-химические, биологические и гидродинамические факторы. Главные составные части океана - это дно с его рельефом и водная толща с установившимся солевым составом и бентосными, планктонными и нектонными организмами.

Основные черты рельефа дна океана.

Дно океана принято подразделять на следующие геоморфологические провинции: шельф, материковый склон, материковое подножие - эти провинции относят к группе провинций окраины континентов (Леоньтьев, Удинцев, 1971 г.). Они занимают около 22% площади дна океанов. Вторая группа "переходная зона" - глубоководные желоба, островные дуги и впадины окраинных морей - около 10% площади дна. Третья группа - собственно ложе - около 51%. Четвертая - срединно-океанические хребты (17%) и поднятия .

Рис. 2.5.12. Обобщенный профиль дна океана.

Окраины континентов или океанические окраины.

Выделяют два типа континентальных окраин, условно они названы Атлантический и Тихоокеанский тип.

Первый тип (Атлантический или пассивный). По направлению от берегов континента в глубь океана четко выделяются следующие геоморфологические области: шельф, материковый склон и материковое подножие (рис.2.5.12)

Рис.2.5.13.Континентальные окраины пассивного (Атлантического) и активного (Тихоокеанского) типов.

В профиле второго типа (Тихоокеанский или активный) вслед за шельфом и материковым склоном выделяются глубоководные впадины окраинных морей, островные дуги и глубоководные желоба, океанические валы и абиссальные равнины. (рис.2.5.13).

Шельф - эта форма рельефа дна характерна и для первого и для второго типов. Представляет собой подводную равнину со сравнительно малым уклоном дна (~7-8'). Многие виды полезных ископаемых добываются на шельфе: Например, нефть и газ (Сахалин, северные моря, Калифорния, Новая Зеландия). Разработка под дном морей наклонными скважинами со стороны берегов была начата ещё в 1896 г. в Калифорнии. А в 1888 г. у западных берегов Японии был создан небольшой искусственный остров, с которого было пробурено несколько эксплуатационных наклонных буровых скважин. По весьма ориентировочным оценкам, потенциальные запасы нефти и газа морских акваторий мира сопоставимы с запасами на суше. Причём по морфологическим элементам запасы распределяются следующим образом (табл.2.1).

Таблица 2.1

Распределение запасов углеводородов по геоморфологическим элементам дна океана

Структурный элемент океана.

Запасы в % от общего количества в океанах.

Континентальный шельф -

16%

Континентальное подножие - -

3,95%

Континентальный склон -

3,95%

Мелкие моря, небольшие |океанические бассейны -

5,5%

Подводные каньоны и хребты -

1,16%

Глубоководная часть океана -

0,0%

Из приведенных данных видно, что основные запасы нефти и газа в океане приходится на шельф. Это достаточно условные цифры, думаю, что в ближайшее время они будут скорректированы. Так, наверняка огромные осадочные линзы материкового подножия, состоящие из огромного (по оценке Эмери примерно 100км3) количества пород, насыщенных органическим материалом, являются потенциально нефтеносными.

Кроме нефти и газа на шельфе добывают минералы россыпных месторождений, они образуются в результате волновой деятельности моря, которая приводит к гранулометрической и минералогической сортировки продуктов терригенного стока, поступающих с континентов и эдафогенных продуктов, образованных на месте за счет механического и химического разрушения пород дна. Так прибрежные россыпи шельфа Австралии в настоящее время обеспечивают 95 процентов добычи рутила, 77 процентов циркона, 25 процентов монацита от потребностей зарубежных стран. Кроме того, там добывают 45 тыс. т. ильменита, много касситерита (Brown, 1971).

Россыпные месторождения протягиваются на расстояние до 1500км вдоль побережья. Наиболее крупные из них располагаются на отрезке восточного побережья Австралии длиной приблизительно 160 км между Байрон-Бей и островом Стрэдброук. Источником обломочного материала, россыпей служит комплекс гранитометаморфических пород палеозойской складчатой системы плато Новой Англии и Большого Водораздельного хребта (Garden,1955).

На Дальнем Востоке, на побережье широко развиты титаномагнетитовые россыпи. Они генетически связаны с разрушением вулканических пород основного и среднего состава. Большое значение имеют россыпные месторождения титановых минералов и циркона, развитые вдоль побережья Индии и Шри-Ланка. Золотоносные россыпи известны на Аляске и Дальнем Востоке России. У берегов Южной Африки разрабатываются подводные россыпи алмазов.

К важнейшим свойствам морских россыпей относится простота добычи, обусловленная отсутствием перекрывающих отклонений и фракционированием материала, удобного для переработки на обогатительных фабриках. Важно и то, что россыпи имеют свойство регенерироваться за счет материала, поступающего в прибрежную зону после штормов.

Богаты океанические шельфы фосфоритовыми залежами. Они найдены на шельфе Южной Африки, Перу, Чили, Калифорнии, Флориды, Австралии, Новой Зеландии, па шельфах подводных возвышенностей Японского моря. Причем часто они имеют практическое значение.

Фосфор шельфовых фосфоритов, так же как и углерод углеводородов, генетически связан с органическим веществом, которым обогащены осадки шельфа. Почему же именно шельфовые зоны благоприятны для накопления осадков, обогащенных органикой? Такие элементы, как водород, углерод, азот, кислород, фосфор и некоторые другие, менее распространенные элементы, относятся к так называемым биогенным элементам, участвующим в процессах жизнедеятельности организмов.

В морской воде данные элементы находятся в неорганических и органических соединениях в виде истинных растворов (в ионной форме) и в составе коллоидов и взвесей терригенного и органогенного происхождения. Во взвеси элементы в океанической воде обычно находятся в следовых количествах. Лишь в приустьевых районах и в районах океана, где оседает принесенная из пустынь атмосферными потоками пыль, содержание их во взвешенной неорганической форме достигает нескольких процентов.

В форме органических соединений биогенные элементы находятся в основном в зоне фотосинтеза. До глубины 200м сосредоточено около 80% биогенных элементов.

При отсутствии вертикального движения водных масс распределение органогенных элементов в океане контролировалось бы в основном биологическими процессами - фотосинтезом и окислением (разложением) органического вещества.

Фотосинтез осуществляется в маломощном поверхностном слое морской воды от 0 до 80м. Химические элементы здесь извлекаются из морской воды фитопланктоном. Эта первичная продукция фитопланктона используется в пищу другими морскими организмами (зоопланктон, рыбы и др.). Таким образом, растворенные органогенные элементы, извлеченные из приповерхностной воды, могут перемещаться этими организмами в пределах более мощного слоя водной толщи (в основном до глубины 500-700, в меньшей степени-1000м), в которой сосредоточена основная масса живых организмов.

Обратный переход элементов из органических соединений в растворенную минеральную форму происходит в процессе прямой и непрямой регенерации. Прямая регенерация осуществляется непосредственно в зоне фотосинтеза за счет быстрой минерализации части органического фосфора продуктов жизнедеятельности организмов. Непрямая регенерация происходит в более глубоких слоях океана за счет разложения органического детрита. Причем скорость разложения органического вещества пропорциональна температуре воды. С повышением температуры на 10оС скорость окисления органического вещества увеличивается в 2,2 раза. Так, в тропиках, разложение 95% органического вещества происходит до глубины 50-80м (Иваненков, Сапожников, и др., 1982). В умеренных и высоких широтах основная часть органики разлагается дольше, и детрит успевает погрузиться на большие глубины, где с помощью бактерий органические соединения переходят в минеральную растворенную форму. Небольшая часть органики в составе детрита достает дна, захороняется в осадок, где и происходит его дальнейшее разложение в процессе диагенеза (рис.2.5.14).

Рис.2.5.14.Углерод взвешенного органического вещества в толще вод Тихого океана.

1 – шельф; 2 – склон; 3 – ложе; 4 – Японское море; 5 – море Сулу

На примере такого биогенного элемента как фосфор рассмотрим закономерности распределения органогенных элементов в водной толще.

Принципиальная картина распределения неорганического растворенного фосфора в океане должна быть следующая. Минимальное содержание в приповерхностных 100-150м, где его выедает фитопланктон. Быстрое увеличение содержания до максимума (обычно на глубинах 300-150м, реже до 1000м), где происходит растворение отмершего детрита. И затем примерно постоянное содержание фосфора в глубинных водах. Отсюда понятно, почему шельфовые осадки богаты органическим веществом. Отмирая, детрит не успел раствориться и захороняется в осадок. Но если бы модель была такая статическая, т.е. органическое вещество (ОВ) извлекается из воды организмом, организмы отмирают и захороняются в осадок, то приповерхностная морская вода обеднялась бы органогенными элементами, постепенно теряя их вовсе. И жизнь в море прекратила бы развиваться. К счастью этого не происходит, т.к. в распределение вещества в океане вмешивается динамика водных масс.

Динамика водных масс в океане.

Вблизи берегов большое значение имеют приливно-отливные течения, обусловленные гравитационным влиянием Луны и Солнца.

В открытом океане циркуляция поверхностных вод главным образом осуществляется под влиянием энергии ветра. В северном полушарии поверхностные течения образуют круговорот с вращением по часовой стрелке, в южном - против. В районе экватора круговороты разделены экваториальным противотечением (рис.2.5.15).

Рис.2.5.15.Схема поверхностных течений в Тихом океане. О – зоны дивергенций; Х – зоны конвергенций.

На движение вод под действием ветра накладывается термохалинная циркуляция, возникающая под влиянием изменения температуры и солености морской воды. В современном океане у полюсов образуется холодная, солёная (за счет образования распресненного льда) вода, имеющая большую плотность.

Эта тяжёлая вода опускается ко дну и движется в направлении экватора, где поднимается на поверхность и возвращается к полюсам. Это, конечно грубая схема, реальные процессы термохалинной циркуляции в действительности очень сложны и во многом ещё не изучены.

На потоки воды, возникающие в результате ветровой и термохалинной циркуляции, оказывает существенное влияние сила Коpиолиса, обусловленная вращением Земли. Чаpльз Дрейк описывает действие силы Кориолиса следующим образом: «Из-за вращения Земли кажется, что на любую движущуюся частицу действует сила, которая отклоняет её движение вправо в северном полушарии и влево в южном полушарии. Величина силы, прямо пропорциональная скорости частицы, меняется также в зависимости от широты, имея наибольшее значение на полюсах и нулевое на экваторе». (Дрейк и др. 1982).

Главные течения в океане (такие, как Гольфстрим и Куросио) близки к установившимся потокам, т.е. воздействующие на него силы уравновешивают друг друга. Такие течения в океане называются геострофическими. Вследствие действия силы Коpиолиса вода в геостpофических течениях движется перпендикулярно градиенту давления. Согласно этому, в северном полушарии вода течёт вправо от направления ветра, а в южном - влево. Этот эффект назван законом Экмана. При направлении ветра вдоль берега вода в слое ветрового течения в северном полушарии движется под прямым углом вправо к направлению ветра. При существовании вдольберегового ветра происходит отток поверхностной воды от берега, и приток занимающей её место поднимающейся глубинной воды (явление шельфового апвеллинга).

Рис.2.5.16.Возникновение шельфового апвеллинга.

Апвеллинг возникает и в приэкваториальной области, где пассаты вызывают экмановский перенос воды к северу в северном полушарии и к югу в южном.

В районах северного и южного полюсов планеты при образовании мощных шапок льда образуется холодная тяжелая вода повышенной солености. Эта соленая холодная вода, опускаясь и перемешиваясь вдоль линий постоянной плотности, образует глубинные океанические воды. Ч.Дрейк указывает, что имеются сведения о мощных глубинных течениях у западных границ океанов из приполярных районов, направленных к экватору. Характеристики водных масс зависят от их происхождения и длительности формирования. Так, глубинные воды Атлантического океана образуются при участии как арктических, так и антарктических водных масс, тогда как глубинные воды Тихого океана питаются только антарктической холодной водой. Считается, что время существования глубинной воды для Тихого океана примерно в 3-5 раз больше, чем для Атлантического океана (1000 и 200-300 лет соответственно). Медленно продвигаясь на север, глубинные воды Тихого океана успевают обогатиться растворенным ОВ за счет небольшого поступления его с не успевшим разложиться в верхних горизонтах детритом. Поэтому глубинные воды в северной части Тихого океана, являясь наиболее древними, имеют максимальные концентрации растворенного неорганического фосфора. Тихоокеанские глубинные воды поднимаются на поверхность в ряде районов, называемых зонами дивергенций. В этих районах наблюдается повышенное содержание ОВ при поверхностных водах. Выявляются три главные зоны повышенных концентраций фосфора в приповерхностных водах: зона субполярной дивергенции; восточно-тихоокеанская зона, захватывающая район Калифорнии, Мексиканское побережье и побережье Перу-Чили; зона антарктической дивергенции.

Интенсивные зоны апвеллингов известны на значительных площадях шельфа Перу-Чили, Калифорнии, Австралии, Южной Африки. В этих местах шельфовые осадки и осадки континентального склона и подножия значительно обогащены органическим веществом (от 1-1,5 до 4-5% С орг).

Движения воды происходит и в самой водной толще. Водная толща океанов – своеобразный слоеный пирог, состоящий из 4-5 слоев, отличающихся температурой, соленостью и другими океанологическими характеристиками и часто происхождением этих водных масс. Когда движения в этих слоях противоположные или несовпадающие, возникают наиболее крупные внутренние волны. Внутренние движения часто препятствуют осаждению тонкого взвешенного материала, и он редко снова растворяется в холодных глубинных водах.

Донные движения разной скорости и направлений обнаруживаются по ряби течения, сфотографированной на дне океанов. Донные движения формируют фациальную пестроту осадков дна океанов и морей.

Материковый склон является следующей глобальной формой рельефа окраинных частей океана. Его верхняя граница - внешняя бровка материковой отмели расположена на глубинах от 1000 до 4500м. Однако, благодаря плавному переходу материкового склона к материковому подножию граница между ними определяется со значительной долей условности. Средний наклон поверхности материкового склона составляет немногим более 3 град., но может достигать 25 град., а на отдельных участках 45 град. В Атлантике средний угол наклона колеблется примерно от 1 до 17 град.30мин. Ширина материкового склона варьирует от 8-10 до 250-270км. Типичной формой рельефа наиболее крутых, незамаскированных современными осадками, участков материкового склона является система последовательно чередующихся уступов и субгоризонтальных ступеней. Часто они имеют форму гротов, разделяются структурами, напоминающими подводные долины или каньоны.

Подводные каньоны. Важная форма рельефа материкового склона является система рассекающих его подводных каньонов. Они представляют собой глубоко врезанные V-образные долины, по которым с континентов и материковой отмели (шельфа) в океан сбрасывается огромное количество осадочного материала, накапливающегося в дальнейшем в виде мощных линз вдоль материкового подножия. Материал перемещается по каньонам главным образом суспензионными (гравитационными или мутьевыми) потоками. Классической областью распространения подводных каньонов является материковый склон атлантического побережья США и Южного Ньюфаунленда. Подводные каньоны протягиваются на многие сотни миль и опускаются до материкового подножия, образуя в устьевых частях мощные конусы выноса осадков. Верховья некоторых каньонов устанавливаются и на шельфе. Нередко они располагаются напротив устьев современных речных долин (Гудзон, Конго, Инд, Амазонка и др.). Развиты каньоны и на склонах островных дуг и глубоководных желобов.

Среди гипотез происхождения этих форм рельефа наиболее распространена тектоническая, согласно которой подводные каньоны представляют собой трещинные зоны, реже грабены, образованные при деформациях растяжения в период образования материковых склонов (Леонтьев, 1963; Панов, 1963). Эрозионная гипотеза предполагает, что поперечные долины материкового склона выработаны реками в период значительных понижений уровня Мирового океана (Шепард, 1951; Буркар, 1953). Большую роль в образовании каньонов играют мутьевые потоки. Впервые высказал такую гипотезу в 1936 г. К.А.Дели. Подтвердил и детально исследовал это явление в 60-х годах Дилл. По наблюдению Дилла в результате оползания массы рыхлых осадков, содержащих, судя по составу донных проб и визуальных наблюдений в батискафе, скальные обломки и валуны, происходит разрушение дна каньонов, даже врезанных в кристаллические породы. Однако гипотеза породной эрозии не противоречит приуроченности каньонов к дизъюнктивным зонам, т.к. эрозия в них происходит наиболее активно.

Материковое подножие.

Одними исследователями материковое подножие рассматривается в качестве самостоятельного структурного элемента (Хейзен, Тарп, Юинг, 1962), другими считают его частью океанического ложа или в составе подводной окраины материков.

В морфологическом отношении материковое подножие представляет наклонную, обычно слабоволнистую равнину, окаймляющую основание материкового склона. Положение ее верхней границы меняется от 2000 до 4000м. Ширина его от 200 до 1000 км. Углы наклона от 1-2 град. До 1-2/, в среднем около 10/.

Характерно развитие на выровненной поверхности систем холмов от 10-20 до 200-300 м. По сейсмическим данным это либо конусы выноса подводных суспензионных потоков, стекающих по каньонам к материковому подножию, либо результат оползания крупных блоков осадочных пород, размером до нескольких км. Определенную роль в образовании таких форм играют и подводные течения.

В пределах материкового подножия концентрируется основная масса осадочного материала, находящегося в океане. Благодаря этому аккумулятивные процессы почти полностью затушевывают тектонические формы рельефа. Так вдоль побережья США существует крупный тектонический прогиб, выполненный 8-10 км толщей осадков, но не выраженный в рельефе. Но имеются районы, где осадочного материала отнюдь не так много, как можно было бы ожидать. Объяснение этому находят или в интенсивном вулканизме района, или в действии достаточно мощных придонных течений.

Вышеперечисленные провинции континентальных окраин характерны как для Атлантического, так и для Тихоокеанского типов.

В Тихоокеанском типе далее следует впадина окраинного моря, отделенная от собственно океанической абиссальной равнины островной вулканической дугой и глубоководным желобом. Наиболее ярко выражена переходная зона Тихоокеанского типа вдоль северного и западного побережья Тихого океана (рис.2.5.17).

Рис.2.5.17.Переходные зоны от континента к океану активного типа. Слева – западно-тихоокеанского, справа - андского типов.

Выделяют два типа котловин окраинного моря. Котловины, располагающиеся между материковой отмелью (шельфом) и островной дугой (котловины Южно-Охотская, Берингова, Японская, Южно-Китайская, Кораллового моря). И котловины, ограниченные как с внешней, так и с внутренней стороны хребтами островных дуг (Филиппинская, Северо- и Южно-Фиджийская).

Островные дуги – система вулканических горных сооружений, которая вместе с глубоководными желобами, примыкающих к ним, отделяют впадины окраинных морей от океанической впадины. На окраинах Тихого океана это Командоро-Алеутская, Курильская, Японская, Марианская и др. островные дуги. Считают, что вулканизм островных дуг связан с переплавлением погружающейся океанической литосферной плиты совместно с осадками, накопившимися на ней.

Глубоководные желоба в западной части Тихого океана образуют почти непрерывную цепь, протягивающуюся от аляскинского побережья до Новой Зеландии и разветвляющуюся в пределах Филиппинско-Марианского расширения «зоны перехода». Система глубоководных желобов располагается и вдоль восточного побережья Тихого океана, образуя неполную, состоящую только из одного желоба «зону перехода».

По морфологии глубоководные желоба являются громадными по протяженности V- образными прогибами с несимметричными бортами. Именно в этих структурах отмечаются максимальные в океане глубины (Марианский желоб). Зона сочленения островных дуг и глубоководных желобов обладает самым контрастным рельефом на Земле. Градиент высот (от дна желоба до вершин островов) достигает 15 км, что значительно превышает самые высокие горы на континентах. Кроме Тихоокеанского бассейна глубоководные желоба известны в Карибском бассейне и Индийском океане. Это зоны погружения под континент океанической литосферной плиты (конвергентный тип границы плит).