03.03.2021

Углеродистые отложения в зонах регионального апвеллинга


В последнее время пристальное внимание геологов и океанографов привлекают несколько удаленных одна от другой зон в океане, различающихся довольно однообразным, но исключительно пышным развитием морской флоры и фауны. Плотность популяций фито- и зоопланктона, ряда видов рыб и морских млекопитающих и птиц достигает максимальных значений для Мирового океана, а огромная протяженность этих зон — многие сотни и тысячи километров — делает их похожими на гигантские питомники, где естественное воспроизводство морских организмов исключительно велико. На фоне пространств, занятых на карте Мира океаном, описываемые зоны представляются узкими, прижатыми к континентам полосками. Это — своего рода оазисы, расположенные между полупустынными пространствами центральных частей океана и наземной пустыней, занимающей обширные участки побережий в южном и северном поясах аридного климата. Расчеты производимой здесь биологической продукции показывают, что ее величина на 2—3 порядка выше по сравнению со средними значениями для океана в целом.

Причина подобной, на первый взгляд странной, локализации жизни в океане выявлена уже довольно давно. Она связана с устойчивым и интенсивным подъемом глубинных вод, или апвеллингом, — явлением, обеспечивающим поступление в фотический слой, где обитают фотосинтезирующие организмы, необходимых для развития жизни биогенных соединений. Известно, что развитие фитопланктона, который находится в начале трофических цепей и определяет иерархию жизни в водных средах, лимитируется дефицитом ряда минеральных веществ — кремния, фосфатов и нитратов, которыми обогащена глубинная водная масса океана. Такое распределение биогенных соединений в толще вод является следствием аномалийной приуроченности жизни к границе раздела океан — атмосфера. Co времени появления фотосинтезирующих организмов поверхностные воды стали областью активной жизнедеятельности, тогда как глубинные водные массы — вместилищем выведенных из биологического круговорота продуктов метаболизма. Биогены глубинных вод — это созданный за миллиарды лет бесчисленными поколениями морских организмов банк строительных материалов, своего рода резерв, расходуемый главным образом в зонах регионального перемешивания вод.

Важнейшими каналами, по которым происходит подача биогенов к поверхности, являются области апвеллинга. Неоднократно пройдя через биологические цепи, биогены устраняются из круговорота, попадая не в абиссальные осадки, как это естественно было ожидать, учитывая обогащенность глубинных вод этими компонентами, а в мелководные или гемипелагические. Действительно, насыщенные органическим веществом [ОВ] осадки, а также фосфориты и кремнистые отложения распространены главным образом на подводных окраинах континентов и на островных платформах. Самым надежным маркером локализации в прошлые геологические эпохи областей апвеллинга, по-видимому, являются фосфориты. Широкое их распространение в отложениях зон, переходных от континентов к океану, говорит о том, что в определенные геологические периоды апвеллинг становился явлением не столько уникальным, сколько обыденным. Так, в современную эпоху подъем глубинных вод в том или ином масштабе происходит у большинства материковых и островных склонов и даже в открытом океане. В последнем случае речь идет о районах квазистационарных круговоротов, с которыми связаны макроциркуляцнонные системы океанических течений. Внутри занимаемых ими районов наиболее протяженные и устойчивые восходящие потоки образуются при расхождении (дивергенции) течений. Эффект общего объема глубинных вод особенно велик в тропических циклонических круговоротах. В литологическом плане он выражается в появлении ареалов распространения глубоководных кремнистых осадков в низких экваториальных широтах, например в восточной части Тихого океана, где кремнистый компонент резко обогащает пластическую часть осадков либо становится в них преобладающим.

Однако подъем глубинных вод в центральных частях океана не является постоянным и строго локализованным в пространстве. Зоны регионального апвеллинга, устойчивого во времени и пространстве, приурочены к областям перехода от континента к океану. На границе любого достаточно крупного массива суши с океаном или относительно глубоководным морским водоемом наблюдается замещение поверхностных вод всплывающими более глубинными водами. Кратковременность подобных явлений, а главное — их слабая выраженность ограничивают возможные последствия небольшим временным подъемом биопродукции вод в соответствующем районе.

Иного масштаба достигает подъем вод в районах действия пассатов. Сгонный эффект, создаваемый этими постоянно действующими ветрами, обусловливает, согласно В.Н. Степанову, зарождение и поддержание апвеллинга над материковой окраиной. Перемешиванием здесь затронут значительный по мощности пласт поверхностных и подповерхностных вод, так как вверх поднимаются воды с глубины в несколько сот метров. Масштабность и постоянство явления говорят о его связи с важнейшими слагаемыми глобальной атмосферной и океанической циркуляции. Апвеллинг описываемого типа приурочен к материковым окраинам, находящимся в сфере влияния наиболее стабильных макроциркуляционных систем в атмосфере и океане — антициклонических субтропических круговоротов. Связанные с ними зоны высокой биологической продуктивности могут протягиваться и в экваториальные широты (5—7° ю. ш. в Тихом океане). Важнейшим компонентом этих макроциркуляционных систем являются холодные компенсаторные течения. Прижимаясь к западным окраинам материков, эти течения осуществляют перенос холодных антарктических или субарктических водных масс в субтропические и тропические районы. Отход холодных течений, точнее, его прибрежной ветви от континента под действием пассата создает благоприятные условия для подъема глубинных вод. Как пассаты, так и холодные компенсаторные течения в равной мере ответственны за формирование высокой биологической продуктивности: первые — создавая устойчивый подъем глубинных вод, вторые — поставляя в низкие широты богатые растворенным кислородом воды высоких широт.

Зоны регионального апвеллинга находятся у западных побережий материков в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах. В Атлантике и Тихом океане, где сложились мощнейшие антициклонические системы течений (к северу и югу от экватора), обнаруживаются четыре наиболее протяженные зоны регионального апвеллинга. В Атлантическом океане они расположены у северо-западной (Марокко, Мавритания) и юго-западной окраин Африканского континента. В Тихом океане северная область подъема глубинных вод связана с Калифорнийским заливом и побережьем Калифорнии (США и Мексика), южная, самая протяженная и мощная, приурочена к окраине Перу и Северного Чили. В Индийском океане известна лишь одна макроциркуляционная антициклоническая система. Область регионального апвеллинга находится здесь у западной окраины Австралии. Однако она слабо изучена, и в литературе трудно найти сколь-нибудь подробное ее описание.

Сгонные явления, играющие важную роль в зарождении и стимулировании апвеллинга у материковых окраин в океане, известны и в районах с классическим муссонным климатом. Апвеллинг такого рода имеет сезонный характер и может быть приурочен как к западным, так и к восточным окраинам материков. Примером последних могут служить окраины западной части п-ова Индостан и северо-восточной части Африки (Сомали) в Индийском океане. Подъем глубинных вод здесь связан с активностью зимнего и летнего муссонов и возникает попеременно то у одной, то у другой окраины.

Апвеллинг наблюдается и вблизи (над) окраин, находящихся в областях с циклоническим типом циркуляции. Подъем глубинных вод имеет место, например, у северо-восточного побережья Канады, однако геологический эффект (в виде соответствующих осадков) здесь выражен значительно слабее по сравнению с апвеллингом в субтропических широтах. Это обусловлено не только его меньшей интенсивностью, но также разубоживающим влиянием терригенного материала, выносимого в большом количестве с суши. Таким образом, можно различать три случая апвеллинга в зонах перехода от материков к океану: 1) локальный апвеллинг, возникающий спорадически в результате сгонного действия ветров или дивергенции течений; 2) сезонный апвеллинг у материковых склонов в западных частях океанов, в областях с муссонной циркуляцией; 3) постоянный апвеллинг у материковых склонов в восточных частях океанов, в областях с пассатной циркуляцией.

С апвеллингами последних двух типов связано появление своеобразных парагенезов осадков, становящихся вместилищами ряда ценных полезных ископаемых.

В отличие от других геологических агентов, непосредственно определяющих состав накапливающихся в субаквальных обстановках осадков (например, с речным стоком связана аккумуляция русловых, пойменных, дельтовых и подводно-дельтовых терригенных отложений, а контурные геострофические течения разносят глинистый и кластический материал, откладывая его на подножиях материковых склонов), подъем глубинных вод не сопровождается поставкой вещества, которое способно отлагаться в виде осадка. Как говорилось выше, это — растворенные соединения, которые лишь посредством преобразования в живой клетке фотосинтезирующих водорослей переводятся в форму, в которой возможна их минерализация. Таким образом, воздействие апвеллинга на седиментационные процессы осуществляется опосредованно, через развитие популяций фотосинтезирующих морских организмов. Последние в большинстве современных зон апвеллинга представлены диатомовым фитопланктоном, для которого здесь складываются наиболее благоприятные условия. Поднимающиеся к поверхности глубинные воды значительно холоднее поверхностных. Несмотря на перемешивание, их температуры на 10—15° ниже по сравнению с обычной температурой поверхностных вод в низких широтах. Последнее обстоятельство в значительной степени препятствует жизнедеятельности карбонатстроящих форм планктона и бентоса.

Диатомеи же находят здесь почти идеальные условия для своего развития: избыток питательных веществ, пониженные температуры, достаточный объем солнечной радиации во все сезоны. Немаловажной является спокойная гидродинамическая обстановка в зонах апвеллинга. Так, у побережья Перу за год отмечается всего несколько дней штормовой погоды. Определенную роль в пышном цветении диатомовых водорослей играют холодные компенсаторные течения, которые приносят в субтропическую зону относительно богатые растворенным кислородом воды высоких широт. Этим, по-видимому, можно объяснить больший эффект, который создается апвеллингом в областях с пассатной циркуляцией, по сравнению с районами действия муссонов, где отсутствуют холодные течения и массовое развитие фитопланктона зачастую лимитируется недостатком кислорода в слое поверхностных и подповерхностных вод.

На базе почти постоянного цветения фитопланктона происходит массовое развитие других групп морских организмов. Однако значительное количество диатомей остается непереработанным в трофических цепях. Так как зоны подъема глубинных вод тяготеют к материковому склону и выходят к поверхности над его верхней половиной, распространяясь затем на шельф (внешняя часть и срединная шельфовая равнина), то и область массового развития диатомовых водорослей также приурочена к толще воды над этими участками материковой окраины.

Остатки этих организмов опускаются на дно в пределах батиали. Они, однако, не всегда проецируются на те участки, которые расположены в зонах выхода глубинных вод к поверхности, но под влиянием меандрирующих ветвей прибрежного течения могут быть отнесены в сторону. Так как перенос диатомового детрита из фотического слоя на дно происходит достаточно быстро, клеточное вещество не успевает полностью разложиться. Дефицит кислорода, основной расход которого связан с метаболизмом водных организмов, особенно заметен в придонных слоях водной толщи, где происходит окисление органических остатков. Последнее делает чрезвычайно уязвимым то относительное равновесие, которое складывается в среде обитания огромных пупуляций. Любое продолжительное нарушение в гидродинамической системе приводит к необратимым и катастрофическим последствиям. Одной из причин подобного нарушения является смещение географического экватора, которое сопровождается вторжением теплых и соленых экваториальных вод. Это вызывает массовые заморы, когда гибнет большая часть популяций низших растений и животных, обитающих в зоне апвеллинга. Подобные события происходят раз в несколько лет и отмечены у побережья Перу и юго-западной части Африки. Биологические кастастрофы наблюдались и у западного побережья п-ова Индостан, где они обусловлены подъемом к поверхности слоя кислородного минимума. Появление этого минимума связано с наличием слоя скачка плотности, который затрудняет проникновение кислорода в подповерхностные воды.

He исключено, что подобные биологические катастрофы явились причиной установления на обширной площади в осадках резко восстановительного режима, сочетающегося в ряде районов с сероводородным заражением, т. е. геохимической обстановки, характерной скорее для замкнутых и полузамкнутых водоемов, чем для открытого океана. Сероводородное заражение связано с определенным типом осадков и захватывает также придонный слой водного столба.

Важнейшим следствием высокой биопродуктивности зон апвеллингов и периодически случающихся катастрофических заморов является то, что OB, которое в большинстве других районов океана в значительной степени разрушается при осаждении и диагенезе, здесь накапливается в осадках в количествах, которые соизмеримы с объемом минеральной части. Содержание OB в отдельных случаях достигает 30% и более от сухого веса осадков. Вместе с органическим углеродом в осадок поступают элементы, участвующие в процессах клеточного метаболизма, прежде всего фосфор и азот, а также целый ряд микроэлементов, сорбированных организмами в процессе жизнедеятельности. Кремнезем, используемый диатомовыми при сложении панцирей, также концентрируется в донных осадках. Подобным образом осуществляется перевод растворенных в глубинных водах биогенных элементов в осадки, где они лишь на первом этапе преобразования связаны с OB. В дальнейшем их пути расходятся.

Таким образом, в основе осадочного процесса зон регионального апвеллинга лежит OB, живое и косное, которое определяет всю специфику не только седиментогенеза, но во многом и последующего диагенеза осадочных образований. Аппвеллинг определяет обстановки не только в подводной части окраины, но в значительной степени в прилегающих районах континента. Действительно, холодные воды в низких широтах препятствуют конденсации влаги в атмосфере и выпадению дождей. Маломощный облачный покров является характерной чертой районов апвеллинга. В обстановке пустынного и полупустынного климата вынос с суши терригенного материала, особенно тонкодисперсного глинистого, резко ограничен. Единственным активным агентом выветривания в прилегающих районах континента является ветровая эрозия, продукты которой, главным образом кварц с пустынным «загаром», выдуваются с побережий на шельф и склон. Об эоловом происхождении значительной части терригенной фракции осадков свидетельствует размерность частиц. Это — крупно- и мелкоалевритовый материал, преобладающий в спектре эоловой взвеси. Пески, в составе которых концентрируются продукты береговой абразии, пользуются зачастую значительным распространением в пределах сублиторали и на погруженных островных террасах. Ими образованы также небольшие конусы выноса мелких рек и пересыхающих потоков, как, например, конус «вади» на шельфе Западной Африки недалеко от Агадира.

Впрочем, чисто терригенные осадки почти везде занимают подчиненное положение. Из зон интенсивного апвеллинга, как, например, у побережья Перу, частично или полностью устраняются также биогенные карбонатные образования, обычно преобладающие на шельфе и склоне аридных климатических зон. Ракушечники, фораминиферовые пески и алевриты, а также древние и современные рифовые постройки вытесняются в периферийные участки шельфа и склона, туда, где подъем глубинных вод ослаблен либо неустойчив во времени. Их место на подводной окраине занимают специфические, сильно обводненные, алеврито-пелитовые илы, содержащие значительные количества OB и повышенные концентрации аморфного кремнезема. Эти черные сапропелевидные осадки, объем которых после высушивания уменьшается в 2—3 раза, а цвет из черного становится белесовато-желтым, могут быть названы углеродистыми, слабодиатомовыми алевритово-пелитовыми илами (окристаллизованное глинистое вещество в них подчас отсутствует). В одних районах эти осадки занимают обширные ареалы, в других развиты отдельными пятнами. Однако и в последнем случае воздействие, оказываемое ими на седиментационные, и главным образом диагенетические, процессы в пределах соседних участков шельфа и материкового склона, чрезвычайно велико.

Весьма своеобразны геохимические условия, устанавливающиеся в углеродистых слабодиатомовых илах вследствие деятельности сульфатредуцирующих бактерий и сероводородного заражения. Для иловых вод, заключенных в илах, характерны отрицательные Eh и повышенные pH, причем на отдельных участках зафиксированы значения pH = 9 и 10. В таких условиях обретают подвижность элементы, которые в других обстановках достаточно стабильны. Это прежде всего кремний и фосфор, миграция которых из ареала, занятого углеродистыми илами, приводит к их концентрированию на смежных участках и появлению разнообразной гаммы хемогенно-диагенетических образований.

Процесс диагенетического перераспределения вещества начинается в осадках зон апвеллинга достаточно рано, практически в самом верхнем слое осадочного плаща, и захватывает разнообразные отложения — от терригенных до карбонатных. Вначале происходит обрастание слагающих осадок зерен либо фосфором (который, по-видимому, мигрирует на границы ареала распространения углеродистых осадков, а также высвобождается при разрушении OB, обогащающего пелитовые фракции), либо железом (которое образует каемки наподобие лептохлоритовых). В терригенных песках, находящихся в зоне постоянного волнового воздействия, большинство зерен не только песчаной, но и крупноалевритовой размерности захвачены оолитизацией. Оболочки, толщина которых в поверхностных осадках не превышает сотых долей миллиметра, лишь в редких случаях демонстрируют концентрическую структуру. Следы обрастания фиксируются и в отложениях, которые откладывались на значительном расстоянии от участков, находящихся непосредственно в полосе апвеллинга. Широкое распространение процессов обрастания обусловлено не только специфическими условиями диагенеза в рассматриваемых зонах, но и низкими скоростями накопления осадков, прежде всего терригенных. Раннедиагенетическую трансформацию претерпевают и тонкозернистые алевритово-глинистые, а также редко встречающиеся глинистые илы. В приготовленных из них постоянных препаратах можно наблюдать микростяжения, представляющие собой, видимо, консолидированные фосфатным материалом комочки глинистого или алевритово-глинистого вещества.

Помимо фосфора, в диагенетических процессах активное участие принимают кремнезем и железо. В отдельных пробах с южноперуанского шельфа были обнаружены новообразованные цеолиты, концентрирующиеся в тяжелой фракции крупного алеврита. Это мелкие призматические кристаллы, растущие в виде щеточек на зернах полевых шпатов. В других пробах, главным образом в тяжелой фракции терригенных мелких песков и крупных алевритов, которые распространены на срединной шельфовой равнине к югу от мыса Aryxa (Перу), установлены повышенные содержания барита. Последний, вероятно, также является аутигенным (40—44% от числа зерен в тяжелой фракции). Однако основная область аутигенного минералообразования — внешние участки шельфа и материковый склон, в верхней части которого как в Перу, так и на окраине северо-западных районов Африки прослеживаются протяженные ареалы, занятые глауконитовыми осадками. Возраст этих осадков вызывает большие споры. Некоторые данные свидетельствуют об их реликтовом характере, другие — о продолжающемся в настоящее время процессе новообразования.

Глауконит широко распространен среди отложений материковых склонов и на внешнем шельфе подводных окраин материков в Атлантике, менее широко — в Тихом и Индийском океанах, где встречается чаще в составе тяжелой фракции осадков. По-видимому, глауконит не является минералом, специфическим только для районов апвеллинга, но именно здесь он приобретает осадкообразующее значение (в древние геологические эпохи глаукониты формировались и в эпоконтинентальных водоемах). Если на внешнем шельфе западной части п-ова Индостан и во многих других районах первичные глауконитовые ядра формируются в камерах фораминифер, то в Перуанском районе возникновение глауконита, по крайней мере частично, связано с гальмиролизом — подводным выветриванием древних пород, обнажающихся в уступах материкового склона. В шлифах можно видеть в различной степени трансформированные обломки пород, чьи угловатая форма и отсутствие сортировки свидетельствуют о том, что они являются своего рода подводным делювием, который не подвергся длительному переносу. Одни из этих обломков еще сохраняют реликты прежней структуры, другие же приобрели характерное для глауконита агрегатное строение, на третьих отчетливо видны каемки обрастания. Еще одним источником глауконита могли быть железистые оолитоподобные стяжения в описываемых выше алевритовых и алевритово-глинистых илах. Представления о реликтовой природе глауконитовых осадков плохо вяжутся с их слабой раскристаллизованностью, мягкостью большинства зерен. Впрочем, среди глауконита, который нередко составляет до 40—45% кластической части осадков в верхней половине материкового склана на окраине Перу, могут находиться и зерна, перемытые из более древних толщ. В частности, меловые, обогащенные глауконитом песчаники обнажаются в береговых клифах к северу от Салавери.

Процесс аутигенного минералообразования, по-видимому, значительно активизируется большими количествами OB, поступающего в осадки различных частей подводной окраины. В составе этого OB значительную роль играют активные реакционноспособные соединения — так называемые амикагиновые кислоты, в составе которых участвуют многочисленные металлоорганические группировки. Катионы металлов при разрушении некоторых из них заселяют катионные позиции в решетке аутигенных минералов (Fe, Cu, Sr, Li и др.).

Размыв и переотложение в периоды низкого стояния уровня океана фосфатизированных прибрежно-шельфовых песков и обогащенных фосфором алевритово-глинистых осадков срединной шельфовой равнины зачастую приводили к накоплению фосфатного, материала на внешних участках шельфа и у перегиба его в материковый склон. В периоды падения уровня океана активное волновое воздействие приводило к вымыванию из осадков наиболее легких и тонких частиц и к выносу их за пределы шельфа, тогда как крупные, покрытые рубашкой железистого или фосфатного вещества зерна концентрировались вблизи древней береговой линии. Продолжавший мигрировать из ареалов углеродистых слабодиатомовых илов фосфор не только отлагался в виде новых концентров в оболочках ооидов, но и заполнял межзерновые пространства, что в конечном итоге вело к образованию конкреционных стяжений. Особенно интенсивно описываемый процесс мог протекать в горизонтах, перекрытых более молодыми илами. Последующий перемыв описываемых образований сопровождался уже появлением конкреционных фосфоритов, которые после захоронения под плащом неконсолидированных молодых осадков нередко формировали пластовые фосфоритовые стяжения. Образцы пластовых фосфоритов неоднократно попадали в тралы при проведении донных работ на шельфе Северного и Центрального Перу.

Таким образом, в поверхностных осадках, вероятно, протекает лишь первый этап формирования фосфоритов. Весь же процесс занимает значительный интервал геологического времени и связан с трансгрессивнорегрессивными циклами. Условия образования фосфоритов на океанском дне, в том числе и зонах апвеллинга, обстоятельно изучены Г.Н. Батуриным.

Еще одной обязательной составляющей парагенезов осадочных образований, характерных для зон регионального апвеллинга, являются кремнистые осадки (породы). В современных осадках этого типа повышенные концентрации аморфного кремнезема обычны в углеродистых алевритово-пелитовых слабодиатомовых илах. Интересно, что средние его содержания в осадках обычно не превышают 20—30%, т. е. значительно уступают в этом отношении кремнистым осадкам, которые развиты в высокоширотных районах. Лишь в отдельных пробах установлены концентрации аморфной SiO2, превышающие 50%, что позволяет относить вмещающие осадки к категории кремнистых диатомовых илов. He подлежит сомнению, что плотность популяций диатомового фитопланктона в водах зон апвеллинга выше над шельфом и склоном, чем в водах высоких широт. Несмотря на то что далеко не все остатки диатомей после смерти попадают в осадки проксимальных частей подводной окраины (многие выносятся в глубоководные зоны,) основная их масса все же аккумулируется в пределах шельфа и склона. Об этом свидетельствуют хотя бы аномально высокие концентрации OB в соответствующих осадках. Отсутствие же высоких содержаний аморфного кремнезема в условиях очень слабого разбавления терригенным материалом можно объяснить лишь постседиментационным растворением скорлупок диатомей с последующим выносом значительной части аморфного кремнезема.

Действительно, резко восстановительные условия, существующие в среде углеродистых слабодиатомовых илов, инициируют процессы растворения аморфной SiO2, находящейся в составе панцирей диатомей. При рН = 9—10 кремнезем становится подвижным. Одним из следствий этого, по-видимому, и являются широкие масштабы новообразования слоистых и цепочечных силикатов по периферии ареалов, занятых углеродистыми илами. Однако не меньшее значение может иметь миграция кремнезема из уже захороненных осадков описываемого типа в смежные горизонты терригенных кластических и карбонатных осадков. Об этом свидетельствует широкое распространение кремнистых песчаников, алевролитов, известняков и доломитов в древних отложениях, формировавшихся в зонах апвеллингов.

Пределы колебаний аморфной SiO2 в шельфовых и склоновых осадках подводной окраины Перу составляют от 2,02 до 15,50% при средних содержаниях не выше 7%. В аналогичных по типу образованиях юго-западной части Африки в ряде проб были обнаружены более высокие концентрации аморфного кремнезема. По данным Е.М. Емельянова и Г.Н. Батурина, они достигали 67%. Впрочем, такие концентрации аморфного SiO2 не являются характерными для собственно углеродистых илов в силу неустойчивости кремнекислоты в условиях, которые возникают в среде этих осадков. Показателен в этом отношении состав иловых вод, в которых содержание растоворенной кремнекислоты достигает 42 кг/л, в то время как содержания фосфора не превышают 9 мг/л. Для иловых вод характерны также повышенные концентрации урана (до 650 мкг/л), меди (до 180 мкг/л) и фтора (до 11 мг/л), уран и фтор фиксируются в фосфоритовых конкрециях.

Интересно, что наиболее высокие концентрации органического углерода (Cорг) на шельфе юго-западной части Африки обнаруживаются в ареале развития углеродистых слабодиатомовых илов, а не собственно диатомовых кремнистых осадков. С последними связаны значительно меньшие содержания Cорг. Отсутствие прямой корреляции между содержаниями органического углерода и аморфной кремнекислоты в осадках весьма показательно и подтверждает широкое развитие процессов распадения панцирей диатомей и вынос значительных количеств растворенной SiO2 из районов накопления собственно углеродистых осадков. Аккумуляция же кремнистых диатомовых илов, по-видимому, происходила в условиях, когда значительная часть органики успевала распасться в процессе переноса отмерших раковин или их последующего переотложения. Представляется поэтому правильным рассматривать кремнистые диатомовые илы и углеродистые слабодиатомовые осадки в качестве двух самостоятельных типов образований, формирующихся в зонах регионального апвеллинга.

Подытоживая данные о литологии осадков, возникающих в районах регионального подъема глубинных вод, мы можем говорить о своеобразной тетраде осадочных образований, придающей неповторимый облик толщам, сформированным в этих уникальных условиях. Это — парагенез углеродистых (обогащенных OB) слабодиатомовых алевритово-пелитовых илов, затем фосфоритов, глауконитовых и кремнистых образований. Вместе с ними встречаются и другие, в том числе терригенные кластические, а также различные карбонатные, осадки (рис. 1, а). На активных окраинах с ними могут сочетаться туфогенные пепловые образования.

Если на других участках зоны перехода от континента к океану формирование осадков нередко является одноактовым процессом, а минеральная структура осадка определяется главным образом на стадии седиментогенеза, то в зонах апвеллинга не менее важную роль играют диагенетические процессы, благодаря которым первичная структура осадков может быть в значительной мере изменена. Вследствие этого районы регионального апвеллинга являются зонами не только биогенного, но и хемогенно-диагенетического осадкообразования. В этом смысле они могут считаться уникальными, так как на современных материковых окраинах отсутствуют другие обстановки, в которых столь интенсивно развивались бы процессы хемогенной садки вещества.

Геохимия осадков зон регионального апвеллинга в основных чертах определяется OB, вместе с которым многие элементы попадают в осадок, создавая в нем надкларковые концентрации. Разложение и трансформация OB в условиях высоких его содержаний и дефицита кислорода создают предпосылки для активного развития сульфат-редукции (сульфат-редуцирующие бактерии чуть ли не единственные представители бентоса в углеродистых илах). Механизм этого процесса приводит к концентрированию в илах пиритного железа, переработке определенной части органического материала, который, однако, сохраняет многие черты, свойственные исходным биополимерам.

Распределение Cорг в осадках зон апвеллинга неоднократно описано в научной литературе. В данной работе важно еще раз подчеркнуть, что повышенные содержания органического углерода характерны не только для слабодиатомовых углеродистых илов, но также и для многих типов осадков (рис. 2, б; см. рис. 1, б). Например, в глауконитовых песках, развитых в верхней половине материкового склона Центрального и Южного Перу, величина Cорг достигает 2,54%. Миграционноспособные соединения в составе OB из этой зоны отличаются значительно большей окисленностью по сравнению с аналогичными фракциями OB в углеродистых илах. Распад сложных металлорганических комплексов при переносе с шельфа на склон и в самих глауконитовых осадках сопровождается высвобождением Fe, Cu, Sr и др. Эти катионы впоследствии фиксируются в структуре новообразованных слоистых силикатов (того же глауконита). Именно поэтому с глауконитовыми осадками связаны повышенные содержания железа в осадках зон апвеллинга (рис. 2, в). На подводной окраине Перу они достигают 6—7%, а в отдельных пробах 25,7%. Средние концентрации не превышают 3,34% при диапазоне колебаний от 0,22 до 15,71%. Определенное повышение концентраций железа устанавливается и в углеродистых слабодиатомовых илах, которые зачастую обогащены пиритом. Последний в виде глобулей и сростков концентрируется чаще всего в скорлупках диатомей.

Надкларковые концентрации фосфора обнаруживаются в осадках различных типов из зон регионального апвеллинга. В целом, однако, пределы колебаний достаточно велики — от 0,06 до 3,65% при среднем содержании 0,31% (по данным анализа 89 проб осадков из Перуанского района). Наиболее обогащены фосфоритовым веществом углеродистые осадки верхней части материкового склана (Перу), где его средние содержания составляют 0,7%. Несколько более низкие, но устойчивые концентрации фиксируются в шельфовых осадках, расположенных в непосредственной близости от участков с наибольшей биопродуктивностью вод (0,5%). По данным Г.Н. Батурина, содержание P2O3 в диатомовых илах внешнего шельфа юго-западной части Африки колеблется также в значительных пределах — от 0,21 до 3,82%. Распределение фосфора, а также марганца в осадках шельфа и склона Перу показано на рис. 2, а и б.

По данным Е.М. Емельянова и Г.Н. Батурина, формирование различного типа фосфатных стяжений, в том числе гелеобразных сгустков с содержанием Р2О5 11,45%, а также мягких неконсолидированных образований (стяжений) с содержанием P2O5 до 26,53%. связано именно с диатомовыми илами. Это — голоцен-древнечетвертичные конкреционные образования, в которых фосфаты представлены карбонат-фтор-апатитом, франколитом и коллофаном (возраст от 0 до 51 тыс. лет). Мощность вмещающих диатомовых илов превышает 2,6 м. Возможно, что эти илы являются переотложенными углеродистыми слабодиатомовыми осадками, которые отлагались первоначально на участках с повышенной активностью придонных течений, вследствие чего тонкие в том числе и органического происхождения, частички были вымыты на участках повышенной активности течений.

Таким образом, детальный анализ, по-видимому, подтверждает тезис о том, что фосфоритовые стяжения первично возникают не столько в среде самых углеродистых слабодиатомовых осадков, сколько по периферии ареала их распространения в результате фосфатизации широкой гаммы образований — от терригенных песков и алевритов до глинистых и кремнистых илов. Довольно широкий возрастной диапазон, устанавливаемый для этих стяжений, свидетельствует о неоднократном частичном или полном перемыве вмещающих осадков, в результате которого происходило постепенное обогащение их более крупными фосфоритовыми стяжениями.

Из всего сказанного следует, что углеродистые слабодиатомовые илы являются тем стержневым типом осадка, наличие или отсутствие которого во многом определяет формирование других специфических для зон регионального апвеллинга образований. Скорость их накопления, по данным Г.Н. Батурина, довольно велика и достигает на шельфе юго-западной части Африки 0,5 мм/год. При таком темпе аккумуляции за 10 тыс. лет должен сформироваться слой мощностью около 5 м.

За голоцен таким образом могла накопиться 5-метровая пачка слабо уплотненного черного ила, а за плейстоценовой период — толща мощностью в несколько сот метров. Из-за отсутствия данных глубоководного бурения на шельфах рассматриваемых зон трудно судить об истинных мощностях голоценовых и плейстоценовых угледористых слабодиатомовых илов. В какой-то мере о степени распространения подобных образований в разрезе подстилающих неуплотненные осадки шельфа плейстоценовых и плиоценовых пород можно судить по материалам драгирования и тралений. Надо отметить, что в траловых пробах с различных участков перуанского шельфа отсутствовали образцы пород, которые могли бы быть генетически связаны с илами типа современных углеродистых алеврито-пелитов. При этом, однако, были взяты пробы пластовых и конкреционных фосфоритов.

Все это заставляет думать, что лишь незначительная часть рассматриваемых илов переходит в ископаемое состояние. Большие массы полужидких, зараженных сероводородом илов перемываются частично или полностью вследствие понижений уровня океана или усиления гидродинамической активности придонных вод. Накопление углеродистых осадков возможно лишь на затишных участках подводной окраины. Поэтому позднеголоценовые и современные осадки этого типа встречаются только на внешнем шельфе, в верхней половине материкового склона и изредка в полузакрытых бухтах, например в бухте Кальяо. Доголоценовые отложения сходного состава не установлены. Возможно, они и не накапливались, так как с этим временем был связан низкий уровень стояния океана (впрочем, как и для большей части позднего плейстоцена). Нижний горизонт углеродистых илов на шельфе юго-западной части Африки имеет вюрмский возраст. Это не означает, что апвеллинг отсутствовал в период последнего оледенения. Вполне возможно, что в это время углеродистые илы вообще не отлагались либо отлагались гораздо ниже, где-то в нижней половине склона.

Если в фациальном отношении углеродистые слабодиатомовые илы характерны для внешней части шельфа и прилегающих участков материкового склана, то осадки другого типа, помимо чисто терригенных, которые тяготеют к сублиторали и литорали, не имеют строгой фациальной принадлежности. Так, фосфатизированные оолитовые пески или илы встречены как в прибрежной части шельфа, так и в затишных участках центральной шельфовой равнины, а судя по данным Г.Н. Батурина, обнаруживаются также и у кромки шельфа. Значительная часть этих образований переотложенная. Кремнистые диатомовые илы, по-видимому, имеют спорадическое распространение и также тяготеют к внешней кромке шельфа, где активность придонных течений наиболее высока.

Глауконитовые песчаные и алевритовые осадки также не имеют четкой фациальной приуроченности. В Перуанском районе они занимают широкую полосу на материковом склоне (диапазон глубин 500—1500 м), тогда как в районе южноафриканского апвеллинга осадки этого типа встречены в прибрежной части шельфа и на срединной шельфовой равнине.

Достаточно определенное место на профиле через подводную окраину занимают карбонатные осадки. Так, ракушечники (биоморфные и биоморфно-детритусовые осадки) тянутся узкой полосой на глубинах 15— 25 м. Как правило, это терригенно-карбонатные осадки, отмытые от тонких фракций действием волн. Фораминиферовые пески залегают на периферии области интенсивного подъема глубинных вод, где покрывают обширные участки на срединной шельфовой равнине и во внешних частях шельфа. В районе юго-западной части Африки эти осадки занимают значительную часть материкового склона (в верхней его половине). В областях относительно слабого апвеллинга, например на подводной окраине северо-западной части Африки, карбонатные осадки всецело преобладают. Здесь распространены как современные биогенно-детритусовые пески и алевриты, так и фораминиферовые песчаные и песчаноалевритовые осадки. Кроме того, известны реликтовые рифовые и другие биогермные постройки, приуроченные к отдельным участкам срединной шельфовой равнины. Углеродистые слабодиатомовые и кремнистые диатомовые илы здесь не образуются, а геологический эффект апвеллинга сводится главным образом к формированию глауконитовых или других хемогенно-диагенетических образований, составленных плохо окристаллизованными стяжениями углеродисто-глинистого вещества, с повышенным содержанием OB.

В современную геологическую эпоху зоны регионального апвеллинга приурочены в основном к окраинам орогенных поясов, являющихся либо мощнейшими складчатыми сооружениями (Кордильеры Южной Америки), либо эпиплатформенными поднятиями глыбового типы. Последние занимают западную и юго-западную части Африки, южную половину п-ова Индостан, часть побережья Австралии со стороны Индийского океана. Особенность подобных окраин — относительно неширокий шельф (50—80 км) с многочисленными выходами скальных пород, который граничит с узкой прибрежной равниной. Материковый склон на пассивных окраинах описываемого типа обычно довольно пологий и слабо изрезан ложбинами и каньонами, тогда как склон активной перуанской окраины отличается значительной крутизной на многих участках и сложным рельефом. Здесь известно несколько крупных каньонов. Совершенно особым строением характеризуется бордерленд Калифорнии.

В прошлые геологические эпохи геоформации зон апвеллинга возникали как на пассивных, так и на активных окраинах материков. Крупнейшие фосфоритоносные бассейны ближайших к нам периодов, когда расположение материков на лике Земли в общих чертах еще напоминало современную картину, приурочены к материковым окраинам Атлантики — Западной и Центральной Африки, Флориды, а также к окраинам исчезнувшего океана Тетис: Сирия, Египет, Северная Африка. Типично апвеллинговые отложения формировались в миоценовое время на окраине Калифорнии (формация Монтерей), а от пермского периода сохранилась мощная толща горючих сланцев, фосфоритов и вулканогенно-кремнистых пород формации Фосфория (древняя окраина Северной Америки со стороны Тихого океана).

Анализ имеющихся в настоящее время данных позволяет локализовать в первом приближении районы, где в течение длительного времени отмечался подъем глубинных вод. В основном этот феномен запечатлелся в виде фосфоритоносных отложений. Однако его можно фиксировать также по присутствию гидробиотит-шамозитовых, хлорит-монтмориллонитовых глинистых образований, глауконитовых песков, кремнистых образований и горючих сланцев. Последние, к сожалению, в большей степени, чем другие отложения из зон регионального апвеллинга, подвержены позднейшему размыву и переотложению. Они сохраняются не так часто, как другие образования, литификация которых происходит весьма быстро, даже под маломощным слоем позднейших осадков. Интересно, что в мезозойско-кайнозойских разрезах нередко встречается ассоциация древних апвеллинговых отложений с магнезиальными глинами — палыгорскитом и сепиолитом. Подобный парагенез в современных осадках отсутствует.

На рис. 3 и 4 показано местоположение зон регионального апвеллинга в пределах материковых окраин Атлантики и западной части Тетиса в позднемеловую (см. рис. 3) и палеогеновую (см. рис. 4)) эпохи. Расположение материков для того или иного промежутка времени приведено согласно палинспастическим схемам Слейтера с соавторами. Эти схемы дополнены нами данными о размещении различных типов материковых окраин и зон регионального апвеллинга. Вплоть до позднего мела на древних окраинах Атлантики не фиксируются отложения зон регионального апвеллинга. Последнее, по-видимому, было связано с относительно небольшой глубиной молодого в то время океана и с отсутствием развитой системы поверхностных и придонных течений, осуществлявших перенос водных масс из низких широт к высоким и обратно. После расхождения Африки и Южной Америки такая система стала формироваться. На первых этапах она, видимо, являлась продолжением макроциркуляционной системы западной части Тетиса.

Как видно из рис. 3 и 4, апвеллинговые фации в рассматриваемые эпохи были приурочены главным образом к окраинам пенепленизированных участков древних кратонов или к местам выхода к океану авлакогенов (нераскрывшихся рифтов). И те и другие отличаются сглаженным рельефом в верхней, континентальной части зоны перехода. В периоды регрессий шельф на этих окраинах сильно сужается. Большая его часть превращается в обширную, до нескольких сот километров шириной, прибрежную равнину. При трансгрессиях море, напротив, захватывает всю прибрежную равнину, а иногда и соседние участки континента. Здесь образовывались эпиконтинентальные бассейны, связь которых с океаном при очередном падении уровня океанских вод становилась непостоянной. Именно такое положение, вероятно, сложилось в конце позднемеловой эпохи, а затем в позднепалеоценовое и раннеэоценовое время. Развитие апвеллинга на некоторых окраинах сопровождалось аридизацией климата, вследствие чего соленость вод в остаточных эпиконтинентальных водоемах повышалась весьма значительно. В этих условиях начиналось отложение магнезиальных глин. По другую сторону от ограждающих эти бассейны отмелей и баров формировались отложения апвеллинговых фаций. Время от времени океанские воды по системе приливных русел проникали в эти водоемы. Они содержали богатый набор необходимых биогенных компонентов, что вызывало бурное развитие планктона и бентоса. В результате накапливались карбонатные или кремнистые осадки, обогащенные фосфором и OB. А при общей тенденции к падению уровень вод в океане испытывал определенные ундуляции. При этом временный подъем уровня сопровождался смещением карбонатных банок и баров в сторону суши, тогда как опускание — продвижением их к кромке шельфа. Подобные ундуляции должны были запечатлеться в разрезе в виде регионально выдержанных карбонатных горизонтов, в которых уже в раннем диагенезе стал концентрироваться фосфор. Таким образом формировались толщи магнезиальных глин, прослоенных фосфоритоносными известняками.

В позднемеловую эпоху зоны апвеллинга локализовались главным образом в западной части Тетиса (северная и западная окраины Аравии). В Атлантике известна лишь одна зона у северо-западной оконечности Африки (окраина Марокко). В зачаточном виде подъем глубинных вод, возможно, имел место и на окраине Габона. В раннем кайнозое (поздний палеоцен — ранний эоцен) положение апвеллинговых зон значительно изменилось (см. рис. 4). В Тетисе одна из зон распологалась на окраине Алжира и Туниса. В Атлантике образовались две обширные зоны: одна — у побережья Северо-Западной (Марокко, Мавритания) и Западной (Сенегал) Африки, другая — в Гвинейском заливе (Догомея, Нигерия, Того). Интенсификация подъема глубинных вод в раннем кайнозое была, вероятно, связана с начавшимся похолоданием климата и возникновением системы придонных и поверхностных течений.

Хотя отложения зон апвеллинга приурочены главным образом к окраинам пенепленизированных участков кратонов и авлакогенам, т. е. к областям преимущественного прогибания, отложения этого типа были распространены, безусловно, значительно шире. Однако на окраинах орогенных областей они, видимо, сохранились весьма слабо. Активизация тектонических движений в позднем эоцене — олигоцене привела к трансформации атлантических окраин Африки в орогенные окраины, отличавшиеся узким шельфом и довольно крутым склоном. Несмотря на то что зоны апвеллинга на востоке Атлантического океана существовали и в позднем кайнозое, условия для формирования апвеллинговых отложений были в целом малоблагоприятными. В большинстве своем эти фации не сохранились до наших дней и представлены лишь хлорит-монтмориллонитовыми и глауконитовыми осадками, расположенными на краю шельфа. Фосфориты известны главным образом на южной оконечности Африки (банка Агульяс).

Таким образом, лишь в сочетании с определенным типом окраины явления апвеллинга реализовывались в виде соответствующих формаций, заключающих широкий спектр полезных ископаемых.





Яндекс.Метрика