Литология

Глубоководные морские обстановки

Три основных процесса вызывают эрозию, транспортировку и осаждение материала в глубоком море:

• гравитационное перемещение материала,
• обычные придонные течения,
• поверхностные течения с пелагическим отложением.

Эти процессы могут действовать одновременно или последовательно.

Гравитационное перемещение материала

Сюда относятся все процессы, в ходе которых осадки перемещаются вниз по склону в более глубокие воды под действием силы тяжести.

Камнепады в море относительно редки. Они происходят только на крутых склонах, которые редко встречаются в глубоководной обстановке. Перемещаемые обломки (олистолиты) могут быть очень большими (>10 м) и скатываться вниз по склону на расстояние от нескольких десятков до сотен метров.

Осадочный крип (ползучесть) возникает в процессе медленной деформации, обусловленной постоянной нагрузкой. Вероятно, он является широко распространенным явлением даже на очень пологих склонах.

Сползание блоков. Сползание (англ. – slide – соскальзывание) характеризуется небольшими внутренними нарушениями. Оползни (англ. – slump) сопровождаются значительными внутренними нарушениями.

Обломочные потоки представляют собой высоко концентрированную, очень вязкую осадочную дисперсию, которая ведет себя как пластический поток. (подробнее)
Зерновые потоки характеризуются столкновением между частицами, что приводит к возникновению рассеивающего давления, поддерживающего частицы. Для их образования необходимы склоны с углом наклона, превышающим 18°, эти потоки проявляются локально. Мощность зерновых потоков не может превышать нескольких сантиметров, и они не могут накапливать мощные песчаные горизонты (подробнее).

Иловые потоки подобны обломочным, но не содержат крупных обломков. Возникают на склонах, образованных накоплениями ила.

Разжиженные и флюидизированные потоки являются взаимосвязанными явлениями. Причиной их возникновения является обрушение нестабильной структуры. Флюидизации подвержены алеврит и песок. Гравий является слишком пористым, а в илах флюидизации противодействуют силы сцепления (подробнее). Флюидизированный песок ведет себя подобно жидкости с высокой вязкостью и может быстро течь вниз по склону с углом наклона выше 2—3°. Избыток давления порового флюида быстро рассеивается за время от нескольких минут до нескольких часов. Осадконакопление из разжиженного потока происходит очень быстро, и поток «застывает» от подошвы до кровли. Эти потоки обычно представляют собой конечную стадию турбидных течений высокой плотности.

Турбидные потоки высокой и низкой плотности. По концентрации взвеси можно выделить течения высокой (50—250 г/л), так и низкой (0,025—2,5 г/л) плотности. Во всех турбидных потоках осадочные частицы поддерживаются во взвешенном состоянии главным образом направленной вверх компонентой турбулентности в жидкости. Доказано, что турбидный поток может сохраняться в виде автосуспензии. Для сохранения автосуспензии необходимо, чтобы потеря энергии при трении компенсировалась приростом энергии силы тяжести. Турбидные течения высокой плотности возникают:

• 1) из оползней или обломочных потоков при перемешивании их материала с морской водой;
• 2) из песчаных обвалов, зернистых потоков, или разрывных течений, питающих осадками верховья подводных каньонов;
• 3) при штормах, взмучивающих неконсолидированные донные осадки;
• 4) непосредственно из взвешенного осадочного материала, поставляемого в море реками в половодье или при таянии ледников.

Свидетельством существования природных потоков высокой плотности являются последовательные разрывы подводных кабелей. Классическим примером является землетрясение 1929 г. на Большой Ньюфаундлендской банке, вызвавшее колоссальный обвал с последующим турбидным потоком, который переместился вниз по склону на расстояние в сотни километров, выйдя на абиссальную равнину Сом. Максимальная скорость, достигнутая этим течением, составляла примерно 70 км/ч (25 м/с). Другие примеры имели место у побережья Алжира, в системе каньонов у устьев рек Конго и Магдалена и в Новобританском желобе. По оценкам скорость потока здесь также составляла десятки километров в час.

Турбидные потоки низкой плотности переносят с низкой скоростью частицы главным образом песчаной и глинистой размерностей, имеющие низкую концентрацию. Они, вероятно, более обычны, чем потоки высокой плотности. По мощности они варьируют от нескольких метров до более чем 800 м, и имеют скорости от 10 до 50 см/с.

Обычные придонные течения. К ним относятся: 1) внутренние волны и приливы; 2) течения в каньонах; 3) контурные течения.
Внутренние волны и приливы. В верхних нескольких сотнях метров водной толщи между приповерхностными горизонтами разной плотности, главным образом в термоклине, могут формироваться внутренние волны.
Течения в каньонах. Почти не затухающие течения вдоль осей каньонов и других подводных долин движутся вверх и вниз даже на глубинах более 4000 м. Скорость их сильно колеблется, составляя в среднем около 30 см/с. Они оказывают значительное воздействие на перемещение осадков на морском дне и на формирование морфологии каньонов и русел.
Придонные (контурные) течения формируются вследствие охлаждения и погружения поверхностных вод в высоких широтах и глубинной циркуляции полярных водных масс через Мировой океан. Контурными их назвали потому, что они главным образом огибают подножия континентальных склонов. Интенсивность течения увеличивается: а) если поток ограничен узкими проходами, б) под действием силы Кориолиса, которая отклоняет движущуюся воду направо в Северном полушарии и налево в Южном. Таким образом, на западных границах океанских котловин формируются контурные течения. Большая часть морского дна охвачена очень медленными течениями (<2 см/с), но западные пограничные течения обычно имеют скорости 10—20 см/с, а в узкостях скорости превышают 100 см/с. Нефелоидные слои (мутьевые придонные воды с повышенной концентрацией взвешенного вещества) обычно связаны с высокоскоростными придонными течениями. Концентрация глубинных нефелоидных слоев является предельно низкой (0,01—0,3 мг/л), а их мощность изменяется от менее 100 м до более 1000 м. Придонные течения вызывают формирование крупных удлиненных или куполообразных осадочных тел, сложенных контуритами. В некоторых случаях с ними связаны грубозернистые остаточные отложения («промытые» контуриты).

Модели переотложенных глубоководных обломочных фаций

Оползни и сползшие блоки могут включать в себя отложения любого литологического состава, и их мощность может быть или очень большой (>100 м), или очень маленькой (<10см). В сползших блоках внутренние слои в основном согласные. В оползнях наблюдается широкий спектр деформационных структур.

Дебриты, также называемые отложениями обломочных потоков и олистостромами, состоят из осадков смешанного литологического состава.

Турбидиты. Можно выделить три различные модели турбидитов, каждая из которых имеет свой стандартный разрез текстур в пределах единого слоя.
Грубозернистый турбидит на начальной стадии развивается как зернистый поток, затем трансформируется во флюидизированный поток. Модельный цикл включает в себя следующие элементы:
1) пачка с обратной градационной слоистостью (R₁), 2) массивная пачка (R₂), стратифицированная пачка (S₁), 3) градационно-слоистая пачка (S₂), 4)пачка с блюдцеобразными и трубкообразными структурами (S₃). Кровля обычно имеет резкий и плоский контакт.

Среднезернистый турбидит (классический) включает в себя элементы стандартного цикла Боумы:

• 1) песок от массивного до градационного (Тa),
• 2) песок с параллельной слоистостью (Tb),
• 3) песок с косой и изогнуто-волнистой (конволютной) слоистостью (Tc),
• 4) тонкий песок и алеврит с параллельной слоистостью (Td) и
• 5) ил от массивного до биотурбированного (Te).

Мелкозернистые турбидиты. Для них наиболее характерны резкий контакт с нижележащим слоем, внутренняя нечеткая градация, соответствующая подразделениям Боума Td и Te. Проксимальные мелкозернистые турбидиты могут содержать в основании тонкий прослой слойчатого песка. В аэробной обстановке кровля иловых турбидитов подвергается биотурбации. Главные текстурные подразделения: глины с прослоями алеврита и градационной слоистостью (Е₁) переходят вверх в сортированный ил (E₂) и в несортированный ил (E₃).

Модели переотложенных карбонатных (биогенных) фаций. Переотложенные карбонаты встречаются вблизи многих современных карбонатных платформ и на флангах подводных гор и срединно-океанических хребтов. Отложения камнепадов в карбонатных толщах более распространены, чем в терригенных породах; по-видимому, это связано с наличием крутых склонов на рифах и краях карбонатных платформ. Широко распространены карбонатные оползни и дебриты, которые мало отличаются от терригенных аналогов.

Карбонатные турбидиты, также называемые кальцитурбидитами или аллодапическими известняками (Meischner, 1964). Они в основном состоят из скелетного материала, образующегося на карбонатных шельфах и платформах. Обильный материал раковин, рифовый детрит и ранняя литификация различных типов карбонатов дают различные средне- и крупнозернистые обломки. Следовательно, аллодапические известняки могут чередоваться с карбонатными брекчиями и песками, полученными непосредственно с краев платформы.

Пелагические осадки в океанах

Пелагические осадки сложены главным образом микроскопическими скелетными остатками планктонных животных и растительных организмов, в разной степени разбавленных абиогенными компонентами. Такие осадки могут быть богаты карбонатами, кремнеземом или глинистым веществом. Фациальная изменчивость контролируется в первую очередь двумя факторами:

• глубиной карбонатной компенсации (ГКК)
• продуктивностью поверхностных вод.

ГКК – глубина, на которой скорость поступления биогенного карбонатного материала и скорости его растворения равны. Уровень увеличения скорости растворения, или лизоклин, находится обычно на меньшей глубине, чем ГКК. Глубже нескольких сотен метров морская вода недосыщена по отношению к карбонату кальция, но наибольшее растворение происходит, как правило, на глубинах несколько километров. Выше ГКК накапливаются известковые осадки, состоящие в основном из низкомагнезиального кальцита раковин фораминифер и нанофоссилий, в более мелководных условиях – примесь арагонитовых раковин птеропод . Глубина, ниже которой арагонит не сохраняется, известна под названием глубины арагонитовой компенсации (ГАК).

Ниже ГКК формируются, в зависимости от биологической продуктивности, диатомовые и радиоляриевые илы или красные (коричневые) глины, скорости накопления которых, как правило, ниже скоростей накопления карбонатов.

Биогенные осадки накапливаются быстро под областями высокой биологической продуктивности вод, где апвеллинги поставляют к поверхности океана богатые питательными веществами воды. Это создает условия для цветения микроскопических планктонных растительных организмов (фитопланктона). В таких условиях вблизи и ниже ГКК существенным компонентом осадков становится кремнезем.

Кремнистые илы распространены в приэкваториальных зонах, в Субарктике и Субантарктике, а также в определенных районах у побережий континентов. Все эти районы характеризуются апвеллингами и высокой биологической продуктивностью.

Перенос на дно таких мелких биогенных частиц, как диатомеи и кокколиты, происходит в составе фекальных комочков (пеллет), выделяемых хищными планктонными организмами. Однако на пути сквозь толщу вод и на поверхности дна части скелетов могут растворяться, оставляя в осадке только самые грубые формы. Растворяется не только твердый скелетный материал, вследствие бактериального окисления разрушается также органическое вещество планктона.

На глубинах от 300 до 1500 м, где окисление идет особенно интенсивно, развивается слой минимума кислорода. Этот слой характеризуется обычно максимальным содержанием CO₂ и питательных солей (фосфатов и нитратов). Подъем этих вод приводит к повышению биологической продуктивности, усиленному развитию кислородного минимума и обильному оседанию биогенных скелетных частиц. Подобные условия могут способствовать также формированию осадочных фосфатов.

В непродуктивных регионах океанов глубже ГКК за счет осаждения эолового, вулканогенного и космогенного материала медленно образуются красные глины. В субполярных районах существенным компонентом осадков становится материал ледового разноса. Все типы пелагических осадков при приближении к континентальным окраинам включают все больше терригенного материала.

Выводы

1. Основные процессы транспортировки и осаждения материала в глубоководной морской обстановке: гравитационное перемещение материала, обычные придонные течения, поверхностные течения с пелагическим отложением.
2. Гравитационное перемещение материала включает в себя камнепады, осадочный крип, сползание блоков и оползни, обломочные, зерновые и иловые потоки, разжиженные и флюидизированные потоки, турбидные потоки высокой и низкой плотности.
3. Обычные придонные течения не связаны с гравитацией. К ним относятся: 1) внутренние волны и приливы; 2) течения в каньонах; 3) контурные течения.
4. Пелагические осадки сложены главным образом микроскопическими скелетными остатками планктонных животных и растительных организмов, в разной степени разбавленных абиогенными компонентами.
5. Пелагическое осадконакопление контролируется в первую очередь двумя факторами: глубиной карбонатной компенсации (ГКК) и продуктивностью поверхностных вод.
6. Биогенные осадки накапливаются быстро под областями высокой биологической продуктивности вод, где апвеллинги поставляют к поверхности океана богатые питательными веществами воды.
7. В непродуктивных регионах океанов глубже ГКК за счет осаждения эолового, вулканогенного и космогенного материала медленно образуются красные глины.

Вопросы для самопроверки

1. Как образуются разжиженные и флюидизированные потоки?
2. Как возникают турбидные течения высокой плотности?
3. Как образуются контурные течения?
4. Что представляют собой нефелоидные слои?
5. Что такое «глубина карбонатной компенсации»?