Строение дна Мирового океана

Осадконакопление - один из важнейших факторов рельефообразования в океане. Известно, что в Мировой океан ежегодно поступает более 21 млрд. т твердых осадков, до 2 млрд. т вулканических продуктов, около 5 млрд. т известковых и кремнистых остатков организмов.

Специфичны для Мирового океана и другие экзогенные процессы, формирующие рельеф его дна. Это прежде всего работа волн, преобразующая рельеф дна в береговой зоне, деятельность приливно-отливных течений, формирующих специфический рельеф песчаных гряд и разносящих осадочный материал. Осадочный материал перемещают, кроме того, постоянные (геострофические) океанические течения.

На дне океана происходят также гравитационные процессы. Мощные подводные оползни осложняют  рельеф материковых склонов, склоны подводных хребтов и возвышенностей. Другой фактор рельефообразования - мутьевые потоки.³

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

3 Осадки Мирового океана

Все те крупные формы  рельефа подводного мира созданы  силами внутреннего развития Земли: тектоническими движениями и вулканизмом. Они меняются под воздействием водной толщи океана и происходящих в  ней процессов. Морские волны срезают у берегов даже твердые скалы, засыпают песком и илом впадины и долины. Однако основная часть осадков, которая создается при разрушении берегов и выносится в море реками, не удерживается вблизи берега и откладывается за пределами материковой отмели. Особенно много осадков сбрасывается в виде стремительных мутных потоков (их называют суспензионными) через подводные каньоны материкового склона. На материковом склоне осадки тоже большей частью не задерживаются -- они сползают в виде оползней либо выносятся течениями в открытый океан. Там они осаждаются в огромных толщах близ подножия материкового склона, а частично выносятся течениями далеко в центральные части океана.

За пределами берегов  и отмелей, там, где волны уже  перестают действовать на дно, осадки накапливаются очень медленно и неравномерно: за тысячу лет от 0,3--0,4 мм до десятков сантиметров. Поэтому-то в одних районах сложный тектонический и вулканический рельеф долго сохраняется, а в других быстро выравнивается.

Различают четыре основных типа донных осадков: терригенные -- сносимые с суши, биогенные -- от остатков живых организмов, хемогенные -- выпадающие из растворов химическим путем и вулканогенные -- изверженные вулканами. Скорость накопления различных осадков зависит от расстояния до суши, географической широты, от глубины океана и характера подводного рельефа, от течений. Например, терригенные осадки, как правило, быстрее накапливаются вблизи берегов, образуя вокруг материков характерный пояс мощных осадочных толщ. Биогенные осадки накапливаются быстро там, где условия благоприятствуют бурному развитию жизни. Например, в антарктических водах бурно развиваются мелкие диатомовые водоросли с кремнистым панцирем. Отмирая, они образуют диатомовый ил, окружающий Антарктиду. В тропических водах главным образом оседают известковые илы из мелких раковинок простейших организмов -- фораминифер и птеропод, а также обломков кораллов. Биогенные осадки в открытых частях океанов накапливаются почти в 10 раз быстрее, чем выносимые туда течениями терригенные осадки.

Хемогенные осадки в  открытом океане накапливаются очень  медленно, но в некоторых обособленных частях морей и океанов, где вода быстро испаряется, они могут осаждаться быстро. Так, в Каспийском море в  заливе Кара-Богаз-Гол за сто лет  осаждается несколько сантиметров соли. В открытом океане хемогенные осадки встречаются в виде фосфатных и железо-марганцевых конкреций -- шарообразных скоплений. Это ценное/ сырье для добычи фосфатных удобрений, железа, марганца, меди, молибдена, никеля и кобальта. Как химическое сырье ценны соли Кара-Богаз-Гола и залива Сиваш.

Вулканогенные осадки накапливаются  большей частью вблизи вулканов, но они также разносятся течениями  далеко по океану -- насыщенное пузырьками газов вулканическое стекло (пемза) обладает хорошей плавучестью. Большое количество пепла при сильных взрывах вулканов выбрасывается в воздух и разносится ветром на далекие расстояния над океаном.

Океанские течения перемещают взвешенную в воде муть на большие  расстояния, и по их пути откладываются  мощные полосы осадков. Особенно ярко выражены они вдоль сильных течений -- Ку-ро-Сио, Гольфстрима и Экваториального. Суспензионные потоки, о которых мы уже говорили, движутся непосредственно по дну и, вынося с мелководий огромные количества взвешенного материала, быстро заполняют понижения дна. Благодаря им на дне глубоких океанских котловин часто можно встретить идеально плоские равнины. Осадки, выпадающие из толщи воды, обычно покрывают неровности дна более или менее равномерно.

В отдаленных от берега частях океанов, куда течения не заносят терригенный материал, а количество живых организмов в воде не так велико, образуются характерные осадки -- красные глубоководные глины. В них смешиваются осадки всех типов. Красная окраска их связана с химическим выпадением окислов железа и марганца. Образуются эти глины крайне медленно.⁴

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

4 Геология и минерагения Мирового океана  

Минерагения океана изучает океанические полезные ископаемые: их состав, текстурно-структурные особенности, условия залегания, закономерности распространения и генезис. Это  новая геологическая отрасль  знаний, но она является составной частью общей минерагении Земли. В основу ее положены научно-методические разработки и подходы, утвердившиеся и традиционно используемые при решении минерагенических задач на континентах.

Минерально-сырьевой потенциал  Мирового океана представлен тремя группами твердых полезных ископаемых. В первую входят разновидности твердых полезных ископаемых, признанные как практически значимые минеральные ресурсы. В их составе железомарганцевые конкреции, кобальтмарганцевые корки, глубоководные полиметаллические сульфиды рудоносные илы и рассолы, океанические фосфориты. Вторая группа объединяет нетрадиционные и новые виды океанических полезных ископаемых. Она включает металлоносные осадки, гидротермальные корки, бариты, цеолитовые глины и газогидраты. Третья группа представлена прогнозируемыми видами полезных ископаемых океана. Одни из них связываются с осадочной толщей (стратиформные, элизионные образования), другие с базальтами второго океанического слоя или тектоническими геоблоками базит-ультрабазитового состава.

Основные черты океанской  минерагении определяются особенностями  строения Мирового океана: спецификой состава слагающих его горных пород, геодинамикой развития и возрастного  положения в общегеологической  инфраструктуре Земли. Три из четырех, составляющих океан мегабассейна, по данным глубоководного бурения, содержат в качестве наиболее древних образования среднеюрского возраста (Тихий океан, скв. 197; Атлантический океан, скв. 105 и 391; Индийский океан, скв. 261). Среднеюрский возраст дна океана подтверждается результатами идентификации осей магнитных аномалий (до М38) к югу от Магеллановых гор в Тихом океане. Четвертый, самый маленький по площади океанический бассейн – Северный Ледовитый океан в Амеразийской части имеет раннемеловой возраст; в Евразийской – кайнозойский, по разным трактовкам: раннепалеогеновый, отвечающий 24-й аномалии Ламонтской последовательности, или среднемиоценовый, если учитывать только приосевые магнитные аномалии хр. Гаккеля.⁵

Предыстория современного Мирового океана представляет собой острый дискуссионный вопрос. С позиции ортодоксальной плейттектоники, планета испытала несколько этапов перманентного океанообразования, соответствующих циклам Вильсона. Продолжительность одного цикла оценивается в 600–650 млн лет. С других позиций, Мировой океан заложился в доальгонское время, т.е. более чем 500 млн лет назад. Древнейшим океаническим бассейном – праокеаном – является Тихий океан, уже существовавший, по всей видимости, в докембрии, в интервале 590–800 млн лет. Ю.М. Пущаровский, анализируя общий тектонический план Тихоокеанского подвижного пояса, пришел к выводу, что самый древний на Земле Тихий океан начал формироваться в рифейскую эру, около 1 млрд лет тому назад. Представления о древнем возрасте Тихого океана в настоящее время преобладают среди современных геологов, хотя прямых свидетельств этому в пределах океанических пространств установить никому не удалось. В конце 90-х годов XX в. – начале этого столетия углубленный анализ вопроса о возрасте океанов был проведен в работах И.С. Грамберга, обозначившего эволюционный ряд океанов от древних к молодым в следующем порядке: Тихий, Индийский, Атлантический, Северный Ледовитый. Опираясь на особенности строения и возраста пород, слагающих структуру сопредельной суши, он логично обосновал концепцию постепенного омоложения крупных океанических бассейнов в указанном направлении и связал с особенностями этой эволюции масштабы нефтегазоносности в переходных зонах. По И.С. Грамбергу, Тихий океан мог возникнуть в интервале 600–1000 млн лет тому назад и, согласно циклической теории Вильсона, должен приближаться к моменту своего закрытия. Однако реальная картина геолого-тектонического состояния Тихоокеанского региона, наблюдая воочию, едва ли свидетельствует о наличии признаков его регрессивного развития.

Все вышесказанное  свидетельствует, что Мировой океан  в современном его виде, несомненно, имеет доюрскую предысторию развития, косвенным свидетельством чего является структура сопредельной континентальной рамы. Ее анализ позволяет оценить степень зрелости отдельных океанических бассейнов: Тихоокеанского, подчинившего себе тектоническую схему развития краевых осадочных бассейнов, породившего переходную зону активного (западнотихоокеанского и андийского) типа с набором всех свойственных транзиталям элементов: внутренних морей, островных дуг и окраинных желобов; Атлантического – имеющего краевую структуру, типичную для переходной зоны пассивного типа, дискордантную более древним складчатым и разломным структурам сопредельных континентов с локальным проявлением фрагментов активных транзиталей сложной конфигурации (Малые Антилы, дуга Скоша); Индоокеанского, занимающего промежуточное положение между двумя упомянутыми выше, на востоке с активной транзиталью (Зондская островная дуга), на западе с пассивной переходной зоной на границе с Африканским континентом.⁶

Четвертый, самый  молодой член эволюционного ряда океанов, представлен Северным Ледовитым океаном, наложенным на континентальные шельфовые структуры Арктики палеозойского и мезозойского возраста.

Глубоководная часть Северного Ледовитого океана состоит из двух суббассейнов: Евразийского – молодого (кайнозойского), сформировавшегося в режиме спрединга с образованием срединно-океанического хр. Гаккеля и двух симметрично расположенных котловин Амундсена и Нансена, и Амеразийского – более древнего (мелового), главными элементами строения которого являются Канадская котловина и несколько расположенных в приполюсной его части поднятий (Менделеева, Альфа), разобщенных небольшими котловинами Подводников и Макарова.

Границей между  суббассейнами служит хр. Ломоносова. Он вероятнее всего возник на краю Евразийского суббасейна под воздействием широко проявленной спрединговой геодинамики, и как структура новообразованная отличается сравнительно «альпинотипным» обликом рельефа. Суммарная мощность коры под хр. Ломоносова, по сейсмическим данным, достигает 25 км, мощность «верхней» коры около 8 км при скоростных характеристиках 6,0–6,4 км/с, что позволяет относить его к тектоническим элементам с корой субконтинентального типа. В приполюсной части Северного Ледовитого океана к Хр. Ломоносова со стороны Канадской котловины примыкает череда поднятий – Менделеева, Альфа, Чукотское, имеющих сглаженный («палеотипный») характер выражения в рельефе дна. Эти поднятия представляются как реликтовые структуры доокеанического плана региона, формирующие своеобразный Чукотско-Гренландский мост, по-видимому, когда-то соединявший Азиатский континент с Северной Америкой и, вероятно, бывший в прошлом легендарной гиперборейской сушей. Недавние сейсмические и геологические экспедиционные наблюдения, проведенные ВНИИОкеангеология в пределах поднятия Менделеева, подтвердили возможную континентальную природу его коры, выявив большую суммарную ее мощность (до 25–27 км) и наличие в верхней части низкоскоростных (5,0–6,6 км/с) сейсмических горизонтов. Эти данные обращают внимание на сходные черты геологического строения поднятия Менделеева и сопредельного нефтегазоносного континентального арктического шельфа, уточняют положение его внешней границы в зоне российских интересов в Арктике.⁷

Характер взаимодействия континентальной рамы и океана является определяющим фактором размещения нефтегазового потенциала в мире. И.С. Грамберг оценил потенциальные извлекаемые ресурсы нефти и газа шельфовых окраин океана в виде пропорции от древнего, самого большого Тихого океана (палеозой–кайнозой) к Индийскому (мезозой) и Атлантическому (мезозой–кайнозой), затем к самому молодому и маленькому Северному Ледовитому (кайнозой), как 1; 3,6; 3,0; 5,2. Для газогидратов аналогичное отношение в ряду Тихий, Индийский, Атлантический, океаны представляется в виде 1,0; 1,1; 2,3. Столь же существенно влияние возраста океанов отмечается при сравнении масштабов распространения продуктов Fe–Mn рудогенеза. Если взять объем Fe-Mn рудной массы в Атлантике за 1,0, то в Индийском океане он незначительно возрастает до 1,1–1,2, а в Тихом океане оценивается величиной 7,0. Углеводородный потенциал возрастает от древних океанов к молодым, Fe-Mn рудогенез наиболее масштабно представлен в пределах самого древнего Тихого океана. В той же мере сказанное относится к фосфоритам, особенно если массу сульфидных руд в Тихоокеанском бассейне считать суммарно по срединному хребту и активной транзитали.

Специфика океанского рудогенеза определяется не только особенностями  строения и развития Мирового океана как целостной геологической  структуры. Важнейшим «минерагеническим» элементом является мощная (в среднем 3900–4000 м) водная толща. Однородная по составу, единая по геохимической структуре, она представляет уникальное, почти «мономинеральное» геологическое тело, находящееся в физико-химическом и изостатическом равновесии со смежными средами: симатическим ложем океана, сиалическим континентальным обрамлением, а также с атмосферой и космосом. Водная толща океана – это геологическое тело, сформировавшееся в ходе длительной эволюции Земли и окончательно стабилизировавшееся в мезозойско-кайнозойское время как важнейший компонент Мировой талассогенной системы, включающей также кору океанического типа и активизированную подлитосферную мантию – астеносферу.

Океанская вода имеет преимущественно мантийную  природу. Она образовалась в результате дегазации мантии. Более чем на 80 % океанские воды являются хлоридными, на 10,8 % сульфатными, на 0,34 % карбонатными. Океанская водная толща жестко гидрохимически структурирована. В ней четко выделяются два гидрохимических барьера, определяющих специфику океанского рудогенеза. Слой кислородного минимума на глубине 600–800 м, представляющий горизонт активной разгрузки отмерших биогенных масс, трансформирующихся в органокомплексные соединения большого спектра металлов с захватом растворенного в воде кислорода и выделением углекислого газа. На больших глубинах (4300–5100 м) в абиссалях располагаются зона лизоклина и уровень критического карбонатонакопления (критическая глубина карбонатонакопления), где идет активное растворение карбонатного вещества с освобождением содержащихся в нем металлов, стабилизируется кислотно-щелочная обстановка (pH – 7,8–8,0), благоприятная для их сорбции железомарганцевыми оксигидроксидами, накапливающимися на дне в виде конкреционных и корковых образований.⁸