Абиссальные обстановки и основные типы глубоководных отложений

Министерство образования и науки российской федерации

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧЕРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ

«РОССИЙСКИЙ ГОССУДАРСТВЕННЫЙ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени СЕРГО ОРДЖОНИКИДЗЕ»

РГГРУ

Кафедра литологии

Реферат

«Абиссальные обстановки и

основные типы глубоководных отложений»

Выполнил студент гр.ЗРН-10

Кесоян А.М.

Преподаватель: Агафонова Г.В.

Москва

Оглавление

Введение. 3

Абиссальные обстановки и основные типы глубоководных отложений. 4

Абиссальные равнины.. 8

Современные океанические осадки. 12

Заключение. 13

Список литературы.. 14

Введение

Систематическое изучение глубоководных морских осадков началось с экспедиции британского судна «Челленджер» (1872—1876 гг.), в которой были вы­явлены общие черты морфологии океанических бассейнов и основные типы залегающих на их дне осадков. После этой экспедиции в течение длительного времени краеугольным камнем глубоководной морской седиментологии оставался фундаментальный труд Меррея и Ре-нара. Эти авторы предложили модель, со­гласно которой в глубоководных областях морей развиты только пелагические глины и биогенные илы, а все более грубозернистые обломочные осадки распространены исключительно в мелко­водных или наземных обстановках.

Такое представление владело умами многих геологов почти в течение столетия, в то же время данные некоторых других исследований подры­вали его основы. Получение все большего количе­ства проб осадков и развитие эхолотной съемки в ранних океанографических экспедициях пер­вой половины XX в. позволили выявить, что при продвижении через шельф в сторону открытого моря закономерного уменьшения зернистости осадков не наблюдается.

Хотя о существовании плотностных глубин­ных течений в озерах и водоемах давно известно, только в 1936 г. Дейли первым высказал предположение, что плотностные потоки, вызы­ваемые волновым взмучиванием осадков во вре­мя периодов низкого стояния моря, при движе­нии вниз по склону вырабатывают подводные каньоны. Джонсон для этого типа потока ввел новый термин «турбидное течение». Серия экспериментов Кюнена с потоками низкой и высокой плотности вместе с наблюдени­ями Мильиорини над градационными слоями пес­ка в Итальянских Альпах легла в основу их клас­сической статьи «Турбидные потоки как причина градационной слоистости».

Революция в седиментологии терригенных от­ложений после того, как была сформулирована концепция турбидного потока, позво­лила мгновенно решить некоторые кажущиеся аномалии в глубоководных морских песчаных отложениях, и стимулировала интенсив­ные полевые лабораторные и океанографические исследования. К наиболее важным их достиже­ниям относятся: лучшее понимание мор­ского глубоководного осадконакопления в связи с геосинклинальным развитием и глобальной тек­тоникой плит; выделение стандарт­ной последовательности структур в турбидитах и эквивалентных последовательностей в связанных с ними крупнозернистых и мелкозер­нистых осадках и лучшее познание физики таких потоков, основанное на экспери­ментальных и теоретических работах.

В середине 1960-х гг. в качестве важной аль­тернативы понятию о турбидных течениях была выдвинута концепция о глубоководных придон­ных течениях. Были установлены ха­рактерные особенности контуритов, материал ко­торых отлагался придонными течениями. В начале 1970-х гг. внимание к осадконакоплению в абиссальных равнинах несколько ослабло; более пристальное изучение как современных океанов, так и древних разрезов позволило сформулировать модели подводных конусов выноса.

Абиссальные обстановки и основные типы глубоководных отложений

Абиссальные отложения, связанные с глубинами от 2000 - 3000 м и больше, в ископаемом состоянии почти неизвестны.

Абиссальные осадки подразделяются па два типа:

1. Известковые: глобигериновый и птероподовый илы.

2. Кремнистые: красная глубоководная глина, радиоляриевый и диатомовый илы.

Глобигериновый ил в свежем виде представляет собой рыхлую илистую массу. При увеличении видно, что эта масса состоит сплошь из раковин различных пелагических фораминифер. Фораминиферы очень однообразны и представлены всего 6—8 родами.

Средний состав этого ила, по данным экспедиции Чэлленджера, следующий (в процентах):

Птероподовый ил представляет собой местное изменение глобигеринового ила, отличающегося обилием раковин птеропод, а также фораминифер.

Красная глубоководная глина открыта впервые экспедицией Чэлленджера. Основное свойство ее заключается в отсутствии извести; она состоит из космической пыли, вулканического ила и нерастворимых частей раковин планктонных животных и растении. В красной глине попадаются включения - марганцовые конкреции и кристаллы филлипсита.

Средний состав глины, полученный на основании анализа 70 образцов, по данным Мэррея и Ренара (1893), следующий (в процентах):

На глубинах свыше 5500 м количество нерастворимого илистого вещества повышается до 95.28%.

Довольно часто (десятки находок) встречаются зубы акул и слуховые косточки китов - наиболее твердые части скелета. От зубов сохраняется только верхняя часть, покрытая эмалью, остальная часть растворяется. Зубы в большинстве принадлежат вымершим формам, главным образом, плиоценовым и миоценовым, иногда олигоценовым. Зубы олигоценовых акул были подняты драгой. Это означает, что их покрывал слой осадка мощностью не больше 25 см. А из этого вытекает, что за громадный промежуток времени, начиная с олигоцена и доныне, измеряющийся, во всяком случае, сроком более миллиона лет, накопилось не более 25 см осадков. Этот чрезвычайно важный факт показывает, насколько незначительна скорость накоплений красной глубоководной глины.

Радиоляриевый ил представляет собой красную глубоководную глину, обогащенную скелетными образованиями планктонных радиолярий. Средний состав его (в процентах) следующий:

Из организмов больше всего встречается радиолярий, довольно много спикул и кремневых губок.

Диатомовый ил — разновидность радиоляриевого ила, состоящая, главным образом, из диатомей, распространен в холодных морях.

Обзор глубоководных, батиальных и абиссальных дан в курсах Ю. М. Шокальского (1917), Г. И- Танфильсва (1931) и Свердрупа с соавторами (Sverdrup, Johnson and Fleming, 1942). Среди специальных работ выдаются исследования Мэррея с соавторами (Murray, 1893, 1908, 1909,1924), создавшие эпоху в изучении глубоководных отложений. Далее следует отметить работы: Врэмлитт (Bramletle and Bradley, 1942), Пигго (Piggot, 1941, 1942), Пратье (Pratje, 1935), Ривилл (Revelle, 1944), Тори (Thorp, 1931), Виземап (Wiseman, 1949), Траск (Trask, 1939).

Ископаемые абиссальные отложения описаны только для двух районов: Вест-индских островов (в частности о. Барбадос) и Индонезийского архипелага (о. Борнео).

Абиссальные отложения развиты по берегу Атлантического океана залегают они на дислоцированных миоценовых: слоях - слоях Скотлэнд; покрываются коралловыми отложениями четвертичного возраста. Таким образом, для океанических отложений намечается плиоценовый возраст.

Океанические отложения подразделяются на пять свит (рис.1).

Радиоляриевые слои считают аналогом абиссального радиоляриевого ила. Они почти цели ком состоят из кремнистых организмов и их обломков. Содержание извести иногда снижается до 0.35%. Кремнистые организмы состоят из радиолярий, диатомей и кремневых губок (иглы). Порода очень тонкозернистая, нежная на ощупь и легкая. Цвет розовый, желтоватый, белый и пестрый. Изредка встречаются тонкие прослои полевошпатового и пемзового песка и ила. Мощность радиоляриевых слоев 39 м.

Выше залегает второй известковый слои с содержанием извести от 45 до 80%. В этом слое всегда наблюдается значительное содержание кремнистых организмов.

Следующий слой рассматривается уже как аналог красной глубоководной глины. Он состоит из глинистой тонкозернистой породы. Цвет его красный, розовый, желтый, белый или пестрый. Весьма характерно полное отсутствие в нем извести. Анализ показал только следы ее. Очень мало и кремнистых организмов. Основная масса породы состоит из не растворимого илистого вещества. Мощность слоя 18 м.

Разрез океанических отложений заканчивается слоем серого вулканического уплотненного ила, главным образом полевошпатового. Его видимая мощность 7—8 м. Океанические отложения несогласно перекрываются прибрежными коралловыми известняками и мергелями.

Геологические условия залегания океанических отложений наиболее полно можно представить на рис. 2.

Отложения, близкие к океанической серии Барбадоса, найдены и на соседних островах. Это говорит о том, что Вест-индские острова в плиоцене претерпели весьма значительное опускание, не меньше чем на 5000— 7000 м, а в начале четвертичной эпохи - поднятие таких же размеров. Второстепенные поднятия и опускания происходили и в плиоцене, вызывая смену глобигериновых известковистых илов радиоляриевым илом и даже красной глубоководной глиной.

Ископаемые глубоководные отложения кенозойского возраста, развитые на о. Борнео, описаны Моленграфом (Molengraaf, 1909—1910).

Скорость накопления глубоководных отложений. Этот вопрос обстоятельно рассмотрен в статьях Корренса (Correns, 1937, 1939) Шотта (Scholt, 1939) и в обзорах С. 3. Бруевича (1949) и В. Н. Сакса (1950). Упоминая отмеченное выше нахождение в красной глубоководной глине зубов третичных акул, главные выводы о скорости накопления глубоководных осадков они основывают на изучении колонок проб грунтов.

Для Атлантического океана Корренс составил, по данным Шотта, таблицу (табл. 1).

Многие исследователи приводят другие цифры скорости накопления осадков. Так, Ломанн на основании количества кокколитов в планктоне Северного Атлантического океана пришел к выводу, что за 1000 лет на дне океана отложится 0.1—0.2 см осадка, состоящего из кокколитов. Твенхофел (Twenhofel, 1929) считал, что за 1000 лет накапливается 0.35 см неорганического вещества. По данным Брауна, скорость накопления осадков за 1000 лет для Южного Индийского океана равна 0.4 - 0.8 см.

Абиссальные равнины

Равнины бассейнов плоские и относительно глубокие. По своей площади они широко варьируют от крошечных котловин на склоне до крупных океанических абиссальных равнин (1,5 млн. км²) и от достаточно мелководных до желобов глубиной до 10 км. Обычно они имеют очень пологий рельеф, который образовался вследствие выравнивания и захоронения ранее существовавших неровностей турбидитными отложениями и постепенно или сравнительно резко переходят в ограничивающие их склоны и в оставшиеся не погребенными изолированные подводные или приподнятые блоки фундамента. По своей форме они могут быть вытянутыми, изометричными или неправильными. В большинстве равнин бассейнов мощность осадков составляет первые сотни метров, хотя в некоторых из них, ограниченных разломами, погружение, сопровождаемое осадконакоплением, может привести к накоплению толщи мощностью несколько километров.

Равнины бассейнов служат конечной ловушкой для осадков, сносимых с континентов и с подводных поднятий; наиболее обширные равнины бассейнов расположены мористее основных дренажных бассейнов земного шара. Единичная равнина бассейна может питаться за счет нескольких источников, включая подводные каньоны, глубоководные русла, конусы выносов и склоны, окружающие равнину бассейна. К их основным морфологическим элементам относятся наиболее удаленные от склонов участки подводных конусов выноса, русел и лопастевидных выносов, очень обширные области сглаженного или нарушенного течениями морского дна, а также изолированные русла внутри бассейнов, хребты и наносы, структур, но контролируемые грабенами и морфологически ограниченными проходами.

На основании таких критериев, как состав (терригенные или карбонатные осадки), характер ограничения бассейна (открытый или замкнутый), геометрия заполнения (проградационное, холмистое, трансгрессивное и драпирующее), глубина (выше и ниже уровня карбонатной компенсации) и питание осадками (недосыщенный или пересыщенный), предлагается ряд различных классификаций.

Существуют взаимосвязанные переменные параметры, которые контролируют питание осадками, типы фаций и их распределение внутри равнин бассейна. Наиболее важными из них являются геометрия бассейна, тектоника и источники питания. Например, в крупную равнину бассейна, расположенную в области слабой тектонической активности, сносится относительно немного осадков, тогда как небольшая равнина бассейна в тектонически активной области характеризуется высоким отношением объема осадков к размеру.

Абиссальные равнины широко развиты в Атлантическом и Индийском океанах и по периметру Антарктиды. Они имеют удлиненные очертания с длинной осью, ориентированной параллельно континентальным окраинам. Со стороны суши равнины ограничены континентальной окраиной, откуда поступают терригенные осадки. Со стороны открытого моря равнины граничат с провинциями абиссальных холмов и срединно-океанических хребтов. Средние скорости осадконакопления составляют здесь порядка первых сантиметров в тысячу лет. Плоская поверхность равнины может нарушаться абиссальными холмами или подводными горами. Абиссальная равнина Хаттерас представляет собой крупную, вытянутую первичную равнину, которая имеет длину приблизительно 1000 км, а среднюю ширину около 200 км при средней rлубине 5500 м. Максимальная мощность осадочного заполнения составляет около 350 м. главный источник терригенных осадков расположена на ее северном ограничении. Равнина слабо наклонена с севера на юг, в этом же направлении наблюдается основное рассеивание осадочного материала, а мощность индивидуальных слоев и размер зерен осадков уменьшаются по направлению течений и, в крест их. Отдельные горизонты турбидитного песка имеют большую протяженность, покрывая до 60% океанического дна, но частота встречаемости песчаных горизонтов сравнительно небольшая. С севера на юг наблюдается отчетливый переход от проксимальных фаций к дистальным. Турбидные течения, которые питают равнину, должны достигать колоссальных размеров, но их относительная редкость и большие размеры бассейна приводят к низкому отношению объема осадков к размеру бассейна и к плоской гeoметрии осадочных слоев.

Абиссальная равнина Нарес является вторичной равниной бассейна, и ее питание осуществляется через проход Вима, приуроченный к южному замыканию абиссальной равнины Хаттерас. После того как турбидные течения проходят по первичной равнине Хаттерас 1000 км или более с удалением от абиссального прохода, через который турбидными течениями осуществляется поставка терригенного материала, происходит переполнение. В результате этого заполнение вторичных равнин состоит главным образом из сортированных алевритов, илов и переслаивающихся с ними пелагических отложений.

Широкое распространение крупных равнин бассейнов в Атлантическом океане и практическое отсутствие их по периметру Тихого океана обусловлены двумя основными причинами:

1) континентальные окраины Атлантики в основном пассивные, и с ними соседствуют многие крупные дренажные бассейны земного шара;

2) континентальные окраины Тихого океана главным образом активные, и основные дренажные системы континентов располагаются в стороне от них, кроме того, вулканические дуги, задуговые бассейны и желоба служат барьерами и ловушками для терригенных отложений.

Окраинные моря также имеют равнины бассейнов, такие, как абиссальная равнина Сигсби в Мексиканском заливе, Балеарская абиссальная равнина в западной части Средиземного моря и равнина бассейна Черного моря. Вследствие того что эти бассейны замкнутые, их глубоководные части питаются турбидными течениями, приносящими материал из весьма разнообразных источников. Наиболее глубокой частью бассейна обычно является ее центральная часть, которая может быть или слабонаклонной, или полностью выровненной. Для равнин бассейнов характерно близкое к центростремительному рассеивание турбидитов и обычно подпруживание турбидных течений. Турбидиты, например, в абиссальной равнине Сигсби, связанные как с терригенными, так и с биогенными источниками материала, могут языкообразно выклиниваться и обычно состоят из тонкозернистого алеврита, ила и кальцилютита. Мощность и протяженность отдельных горизонтов турбидитных песков в большинстве окраинных бассейнов, как правило, невелики, из-за относительно малых размеров самих турбидных течений. Однако вследствие наличия ряда активных источников их частота довольно высока. Скорость голоценового осадконакопления колеблется от 10 до 20 см/1000 лет, но в течение последней фазы оледенения она была в несколько раз выше.

Дно некоторых морских глубоководных желобов может целиком или частично состоять из равнин бассейна, которые вытянуты параллельно континентальной окраине на расстояние в сотни километров и имеют ширину не более нескольких десятков километров. Дно желоба может быть разбито поперечными зонами на отдельные ceгменты, часть из которых лишена осадков, а в другие поставляются большие объемы материала. Близость областей сноса, их высокий рельеф и наличие вулканической активности благоприятствует поставкам обломочного материала на равнины бассейна желобов. Турбидные течения распределяют eгo главным образом в продольном направлении. Вдоль краев равнины бассейна Могут развиваться отчетливые краевые фации. В Центральноамериканском желобе на его континентальном фланге преобладают алевролитовые глины, в то время как на океаническом фланге накапливаются биогенные осадки. На континентальной стороне Алеутской равнины бассейна параллельно ее продольной оси протягивается глубоководное русло шириной 2,56 км, маркируемое намывным валом, расположенным со стороны моря. Дно русла сложено песком, тогда как в намывном валу и на дне желоба накапливаются алевриты и илы. Однако в настоящее время связь равнины с областью терригeннoгo сноса отсутствует, и разрез турбидитов перекрывается пелагическими отложениями мощностью около 100 м. Тектоническая активность и крутые (до 100°) внутренние стенки желоба приводят к оползневым смещениям склоновых отложений на равнину бассейна. Направление оползания в целом перпендикулярно преобладающему рассеиванию турбидитов. В обстановках горизонтального смещения равнины бассейнов встречаются вдоль калифорнийской окраины, где их называют также бассейнами бордерленда, и вдоль окраины Новой 3еландии. Питание осадками этих равнин может происходить из нескольких мест, хотя, как правило, на окраине преобладает один активный разлом. Типы фаций зависят от окружающих областей сноса. Здесь могут присутствовать грубозернистые пески и гравий, крупные оползни, обломочные потоки тонкозернистых осадков, значителен вклад гемипелагического материала из континентальных источников. По направлению от окраины к центру бассейна происходят изменения, типичные для перехода от проксимальных к дистальным фациям, несмотря на то что подпруживание потоков может приводить к увеличению мощности осадков в ее центральных частях, горизонты турбидитных песков имеют тенденцию прерываться, поскольку турбидные течения относительно слабые, тогда как их встречаемость высока вследствие частой повторяемости потоков, обусловленной тектонической активностью.

Небольшие склоновые бассейны вдоль тектонически активных окраин с наличием диапиризма могут быть недосыщены осадками или могут быстро заполняться терригенными и вулканогенными отложениями, которые переполняют их, спускаясь вниз по склону и в нижние склоновые бассейны. Серии связанных склоновых бассейнов были описаны на окраине Эллинской дуги и на окраинах Тирренского моря, разбитых субвертикальными разломами. Эти бассейны питаются смешанными осадками, частично связанными с оползанием на склонах котловины, а частично поступающими из русел, которые соединяют бассейны и служат для переноса материала в наиболее глубокие бассейны.

12
• Далее ⇒