Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Динамика пелагического литогенеза

ВАК РФ 04.00.21, Литология

Автореферат диссертации по теме "Динамика пелагического литогенеза"

5$ од за

АКАДЕМИЯ НАУК СССР ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

На правах рукописи УДК 551.352:551.4.01

СВАЛЬНОЙ ВЯЧЕСЛАВ НИКОЛАЕВИЧ

ДИНАМИКА ПЕЛАГИЧЕСКОГО ЛИТОГЕНЕЗА (04.00.21 - литология)

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва

- 1992

Работа выполнена а Институте океанологии им.П.П.Ширшова

АН СОТ

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор А.Г.Коссовская

доктор геолого-минералогических наук, профессор Н.В.Логвиненко

доктор геолого-минералогических наук, профессор А.А.Чистяков

Ведущее предприятие: Институт геохимии и аналитической химии им.В.И.Вернадского АН СССР

Запита диссертации состоится " 2й" марта_1992 г.

в 10^ час. на заседания Специализированного со вата Д.002.51.01 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора наук при Геологическом институте АН СССР (109017, Москва, Пыжевский пер., 7).

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГЕМ АН СССР (109017, Москва, Старомонетный пер., 35).

Ученый секретарь Специализированного совета, кандидат геолого-минералогических наук

Л.И.Боголюбова

.'oli^iß

.лад

\ ВВЕДЕНИЕ

-двл^ ВДаментальные исследования Мирового океана, получившие

импульс с началом глубоководного бурения (1968 г.), нашли" отрааение в многочисленных статьях и монографических обобщениях. Наиболее известны результаты экспедиции "Челлендяера", труды Н.М.Страхова, А.Д.Архангельского, П.Л.Безрукова, В.Г.Бо-горова, Л.А.Зенкевича, А.П.Лисицына, Да.П.Кеннета, Н.В.Логви-ненко, Е.А.Роыанкевича, Г.Н.Батурина, В.Т.Фролова, И.И.Волкова, М.Е.Виноградова, О.И.Кобленц-Мишке, М.Н.Соколовой, А.С.Монина, В.Н.Степанова и др. В этих публикациях затронут широкий спектр проблем современной океанологии, включая взаимодействие океана и атмосферы, гидрофизические, гидродинамические, гравитационные, биологические, химические и геологически» процессы. Именно совокупность названных процессов приводит к формированию на дне океана разнообразных типов осадков и полезных ископаемых (нефть, газ, железо-марганцевые корки и конкреции, металлоносные осадки, сульфидные руды, фосфориты).

Наряду с успехами в изучении и освоении ресурсов океана до сих пор оставтся спорными представления о типах литогенеза в океанском секторе Земли, неоднозначно трактуются ранние стадии преобразования осадочного материала, нет обобщающих работ по перераспределению веаества на разных этапах литогенеза в пелагических областях. Отмеченные пробелы аиор и попытался восполнить ■ представленной к защите монографии "Динамика пелагического литогенеза".

Работа выполнена в Институте -океанологии им.П.П.Ширшова Ш СССР. За большую помощь при обработке материалов и полезные зо»еты автор искренне признателен И.И.Волкову, Л.И.Любомудро-юй, С.Д.Николаеву, А.Г.Розанову, Е.Л.Демиденко, Т.И.Линьковой, i.ii.Беляевой, В.Б.Курносову, О.В.Чудаеву, В.Т.Фролову, Е.А.Ро-ланкевичу, Г.Ю.Бутузовой, сотрудникам лабораторий геохимии, шалитической, палеоэкологии и биостратиграфии, физико-геологи-1еских исследований.

Актуальность темы. Литогенетические построения Н.М.Страхо-¡а завершились выделением осадочного океанского типа литогене-ia,который противопоставляется всем типам литогенеза на конти-[ентальном блоке и распространяется на весь океан, исключая ло-¡альные участки вулканизма. Вместе с тем довольно популярна :лиматическая концепция осадочного процесса в океанах, разви-¡аемая А.П.Лисицыным. Эту концепцию неоднократно критиковал 1.М.Страхов, отдельные ее положения не разделяют и морские reo-

логи. 1

Оригинальные материалы автора и комплексные океанологические исследования сотрудников ЮАН позволяет выделить вне бон вулканизма и гидротермальной деятельности два типа океанского • осадочного литогенеза - пркхонтинсняольный и пелагический. Целесообразность этого диктуется различия:«! "седиментогеноза в приконтинентальной и полагичсской областях океана, неоднозначной трактовкой стадий океанского литогенеза, особенностями ли-тодикашки пелагических областей, спецификой перераспределения осадочного материала на разных отапах литогенеза, а такхз потребностями палеоокеанологин.

Цель :: задачи. Цель работы - обосновать выделение пелагического типа литогенеза и выявить основные закономерности пэре-распределения вещества в пелагиаш; на этапах содиментогсиеза н раннего диагенеза. Поскольку пелагический литогенез понимается как совокупность процессов породообразования в условиях открытого (удаленного от суши) океана, наиболее важными задачами исследования представляются следующие:

1) выбор критериев типа литогенеза и обоснование литогене-тической структуры пелагических областей;

2) анализ особенностей мобилизации, переноса и осаадения Бещества в пелагиали;

3) изучение состава и пространственно-временных соотношений пелагических осадков;

4) выявление факторов, механизмов и следствий перераспределения осадочного материала в пелагических областях.

Научная новизна. Автором сформулированы и обоснованы критерии выделения пелагического типа литогенеза в Мировом океане. Впервые обобщены результаты многолетних собственных исследований и опубликованные данные, касающиеся границ современного пелагического литогенеза, велественного состава и ранних этапов преобразования осадочного материала. Предложена и охарактеризована литогенетическая структура пелагических областей. Рассмотрены процессы и некоторые следствия перераспределения вещества на разных этапах пелагического литогенеза. Проведено ли-тодинамическое районирование пелагических областей. Показано, что аутигенные минералы в основном формируются вблизи раздела вода-дно в результате коллоидно-химических, биологических и гальмиролитических процессов в окислительной обстановке. Распределение пелагических осадков на дне контролируется положением биологически продуктивных и непродуктивных зон, которое

прямо связано "с гкдродйнам'лчэсксй. структурой пехагиали.

Практическая ценность. Полученные результата и выводы вносят заметпхй вклад в теорзш планетарного литогенеза. Основные положения диссертации и ранее опубликованные" работи автора использустсл при конхшекстх океанологических исследование:., а также в учебных целях в некоторых ВУЗах. Выделение пзлагкчос-кого типа литогенеза позволяет четко разграничить области распространения нефтегазоносных залегеЯ и полкметаллкчэсоях руд, дает возможность более обоснованно реконструировать палеоокеаны.

Фактштссггий материал; вклад автора. В основу работи поло-вены образцы глубоководных осадков, собранные автором и другими сотрудника-.«! ИОАН в 13 морских экспедициях в Индийском, Тихом и Атлантическом океанах. При изучении осадков были использованы стандартнее методики: макроскопическое описание колонок и дночерпательшк монолитов, просмотр птеЗов и мазков, гранулометрический, иммерсионной и химический анализы, рентгэновскад дифрактометрия, атомная абсорбция, рвнтгено-фюоресцентный и микрозондовый методы. Аналцйы выполнены в лабораториях ,Ж)АН, ДВГИ, ГШ,,ИГЕМ. Палеемагйнтные йсследования колонок проведены Е.Л.Демиденко, Т.И.ЛннькйзсЯ, Ь.Ю.Иваковгл!, иакропалеонтологи-ческие. - В.В.Цутаной и Г.Х.Клэариной (диатблеи, силикофлагел-ляты), О.Б.Дмитренко й М.Г.Укяковой (кокколитофориды), Н.В.Бе-пяевей (планктонные форамиИифгры), И.И.Бурмистровэй (бентоскые рораминиферы), С.Б.Кругликозой (радиолярии). Больцую помочь в техническом оформлении работы оказали О.А.Фатеева, И.Л.Леонен-«>, А.Х.Славина.

В 1973-1990 гг. автор собирал образца осадков в экспедициях на судах ИОАН, идентифицировал их в соответствии с разрастаниями лично критери?ыи, проводил минералогическое исследо-1ание проб, расчленял и сопоставлял разрезы на основе ллтолрги-1еских, палеомынитных и микрипадеонтологичвских данных, обра-¡атыюл результаты различная виде« чкадиза, составлял минерало-■ические, литолегические, геохимические схемы, карты и разрезы, :артировал физические свэйства осадков, турбидиты разного гене-иса, перерывы седиментации и литодинамические типы отложений, бобщал результаты комплексных исследований, разрабатывал неко-орые вопросы теории океанского седиментвгенеза, пелагического итогенеза и рудообразования.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации автором публиковано более 90 работ. Основные ее положения наиболее олно отражены в личных монографиях "Четвертичное осадкообразо-

вание в восточной части Индийского океана" (1983), "Динамика пелагического литогенеза" (1991), а также в разделах коллективных монографий "Геолого-геофизические исследования в восточной части Индийского океана" (1979), "Железо-марганцевые конкреции центральной части Тихого океана" (1986), "Железо-марганцевые конкреции Центральной котловины Индийского океана" (1589). Отдельные фрагменты работы докладывались на I (Москва, 1977) и Ш (Ленинград, 1987) съездах советских океанологов, на Всесоюзных школах по морской геологии в Геленджике и Светлогорске (1974-1988 гг.), на ряде других научных совещаний и конференций

Объем и структура работы. Представленная к защите монография состоит из введения, 4 глав, заключения и списка литературы. В главе I рассмотрены вопросы, касающиеся выбора критериев типа литогенеза и обоснования литогенетической структуры пелагических областей. Особенностям мобилизации, переноса и осаждения вещества в пелагиали, а также описанию состава вещественно-генетических типов осадков и характеристике темпов пелагической седиментации посвящены главы П и Ш. Факторы, механизмы и следствия перераспределения осадочноге материала в пелагических областях обсуждаются в главе 1У. Общий объем составляет 256 стр., таблиц - 25, рисунков - 96. Список литературы включает 570 наименований. Все рубрикации монографии сохранены в автореферате.

Основные защищаемые положения

1. Результатом неравновесного (динамического) взаимодействия процессов в системе атмосфера - гидросфера - биосфера -раздел вода-дно - недра Земли являются три типа океанского литогенеза: вулканогенно-осадочный, приконтинентальный и пелагический. Основные критерии пелагического литогенеза: резкая подавленность редукционных процессов на фоне содержаний остаточного органического углерода менее 0,5%; медленное развитие лостседиментационных преобразований осадков; низкие скорости седиментации; прерывистость и сложное строение осадочного чехла; относительная бедность планктонных и бентосных организмов; высокая активность циркуляционных систем; формирование железо-марганцевых руд.

2. Отражением динамики природных процессов является следующая литогенетическая структура пелагических областей:

I) стадия седиментогенеза, включающая три этапа - председимен-тогенез, протосингенез, сингенез; 2) стадия диагенеза, также включающая три этапа - протодиагенез, ранний диагенез, поздний диагенез. Аутигенные минералы (цеолиты, смектиты, целестобарит,

марганцевые микроконкреции и пр.) в основном формируются вблизи раздела вода-дно в результате коллоидно-химических, биологических и гальмиролитических процессов в окислительной обстановка, т.е. являются сингенетическими.

3. Динамика пелагического литогенеза - проявление комплекса процессов перераспределения осадочного материала в полагичос-ких областях океана. Основными факторами перераспределения вещества в пелагиали являются гидродинамические, сейсмические, тектонические, гравитационные, биологические и химические процессы. Взаимодействие факторов и разнообразных механизмов перераспределения осадочного материала создает три главных рсжсга седиментации: I) непрерывкой аккумуляции, 2) устойчивой эрозки, 3) неустойчивого осадконакопления.

4. Из множества проявлений диизкяки пелагического литого-неза наиболее важными являются: региональные и локальные (явные, скрытые) перерывы; яелезо-маргалцевые конкреции и корхя;-турбидиты (биогенные, вулканокластические, эдафогенные); био-турбированные толщи; литодинамические типы отложений (пелагити, гравититы, каррентиты, гальмиролититы и др.); сингенетическио аутигенные минералы. Диагенетическое перераспределение элементов в основном завершается в пределах верхних 10-50 см разреза.

5. Пространственно-временные соотношения осадков контролируются гидродинамической структурой пелагиали и процессами перераспределения вещества вблизи раздела вода-дно. Характерными компонентами неоген-четвертичного пелагического разреза являются последовательно сменяющиеся (сверху вниз) окисленные биогенные (кремнистые или карбонатные) осадки, миопелагические глины и эвпелагические глины. Развитый в Атлантике пелагический литогенез следует считать несовершенным (миопелагическим).

Глава I. СОВРЕМЕННЫЕ ГРАНИЦЫ ПЕЛАГИЧЕСКОГО ЛИТОГЕНЕЗА

Тип литогенеза проявляется на лике Земли как результат взаимодействия физических, химических, биологических и геологических процессов. На континентальном блоке определяющим фактором классически считаются вариации климата (Страхов, 1956; Лисицын, 1974). Бри выделении типов литогенеза в океанском секторе более эффективным представляется комплексный подход, когда учитывается не только климат, но и гидродинамические, биологические, химические и физические факторы, а также многообразные звязи между условиями седиментации, типами осадков и процессами преобразования их на разных этапах литогенеза.

- ег-

1.1. Краткие сведения о типах литогенеза

Н.М.Страхов (1956, 1960-1963, 1976) выделил на поверхности Зеиаи пять типов современного и фанерозойского литогенеза: ледовый, гумидный и аридный - только на континентальном блоке; осадочный океанский - в океанском секторе Земли; вулканогенно-осадочный (в эксплозивной и эксгалятивной модификациях) - развит в обоих секторах. Он считал, что океанская седиментация принадлежит особому осадочному типу литогенеза (с двумя температурными модификациями), который противопоставляется как гу-шздному, так и всем типам литогенеза на континентах. Среди основных черт осадочного океанского литогенеза Н.М.Страхов (1976) отдавал предпочтение гидродинамике поверхностных вод, а роль климатического фактора считал незначительной. Из прочих особенностей этого типа литогенеза отмечены: низкие скорости осадконакопления, прерывистость осадочного покрова, бедность планктона, низкие содержания С0рГ в ил ах, резкая подавленность редукционных процессов, чрезвычайно далеко зашедшее фракционирование материала, поступающего с водосборов, сильное обогащение илов Ре, Мп и микроэлементами, образование Ге-Мп-стяясений, резко окисленный тип отложений, специфическое течение постседи-ментационных процессов, когда стадия раннего диагенеза неотличима от стадии диагенеза позднего и даже от раннего катагенеза: они как бы слиты. Перечисленные признаки характеризуют именно пелагические области океанов (пелагический литогенез в нашем понимании). Что касается приконтинентальной зоны, то Н.Ы.Страхов указывает лишь на возможность протекания в ней редукционные процессов, а другие черты седиментации опускает. Незаслуженно забытой представляется и роль придонных течений в океанском литогенезе.

А.П.Лисицын развил климатическую концепцию осадкообразования в океане, в основу которой положены три вида природной зональности (Безруков, 1959, 1962) - циркумконтинентальная, климатическая (широтная) и вертикальная. Полагая, что ведущая роль в формировании осадков принадлежит климатической зональности, он выделил в океане три зональных климатических типа литогенеза: ледовый, аридный и гумидный, а также азональный -вулканогенно-осадочный (Лисицын, 1974).

В классификации С.Л.Афанасьева (1984) типы литогенеза объединены в классы и группы в зависимости "от строения земной коры, на которой они развиты, и от источника осадочного материала. Уточнив границы аридных зон в океане, В.П.Васильев и

I

ю

I

Рис.1. Типы современного литогенеза в океанах и на суше 1,2 - океанские гумидные: I - пзлагический, 2 - приконтинентальный; 3-5 - континентальные (Страхов, 1963, с изменениями): 3 - гунидкый, 4 - ледовый, 5 - аридный; б - вулканогенно-осадочкый (вулканические районы, приповерхностные гидротермальные проявления и металлоносные осадки^

0.А.Поморцев (1988; пришли к выводу о неоооснованности выделения в океане (исключая сальфы) литогенеза аридного типа. Опре-долзны характерные черты криолитогенеза (Данилов, 1984). П.П.Тимофеев (1979, 1980) развивает представления о гидротермальном штразональном, аклиыатичном литогенезе в двух модификациях - наземном и подводном. При этом литогенез понимается 'к£п постседиментациониые стадии преобразования осадка от диагенеза до метаморфизма включительно. Кэпно только приветствовать стремление Н.В.Логвиненко и Ы.Г.Бзргера (1985) выделять типы осадочного процесса, опираясь на законы логики. К соаалениа, в довольно громодкой классификации не отра-ски особенности диагенеза, а некоторые из предлояенных.терминов не совсем удачны.

В упомянутых л да о г е не т иче с ких концзпциях просматривается сгроилекие выделить какой-то один ведущий критерий типа литогенеза - климат, источник вещества, строение эеыной коры и т.д. Только при характеристике океанского осадочного типа литогенеза Н.И.Страхов использует множество природных факторов, т.е. реа-л::зует комплексный подход к осадочному процессу. Именно такой подход к изучению седиментогенеза в океане давно и успешно практюгуется в ЮАН. Логическим завершением идеи о циркумкон-тшентальной зональности явилось Еыделение двух главных типов океанского седиментогенеза - приконтинентального и пелагического (Базруков, Мурдмаа, 19711. Характер перехода от приконти-нентальной области к пелагической наиболее полно изложен в работах И.О.Мурдмаа с соавторами (1976, 1989).

С учетом всех особенностей седиментогенеза автором было предложено выделить в океане два типа осадочного литогенеза -приконтинентальный и пелагический (рис.1). Область современного пелагического литогенеза простирается мористее подножия континентального склона и оконтуривается предельной границей развития раннедиагенетических восстановительных процессов в четвертичных осадках, т.е. выделяется по отсутствию сероцветного подповерхностного слоя. Эта граница соответствует в глобальном масштабе переходу от приконтинентальных условий высоких значений скоростей осадконакопления, абсолютных масс терригенного материала и органического вещества к пелагическим условиям низких значений названных величин.

1.2. Климатическая структура пелагиали

Г1о определению А.С.Конина (1977), климат - это статистический ансамбль состояний, которые проходит система океан-суша-атмосфера. Климат фошируется под воздействием астрономических.

геофизических, географических и метеорологических (атмосферных) факторов. Для литогенетических построений важно то обстоятельство, что суточные суммы приходящего на верхнюю границу земной атмосферы солнечного тепла не зазисят от долготы, поэтому климат, несмотря на различия, создаваемые континентами и океанами, в целом обладает ярко выраженной широтной зональностью. Б экваториальной зоне сильный нагрев земной поверхности создает интенсивную конвекцию атмосферы с образованием мощных кучевых облаков И ливневыми осадками, так что эта зона оказывается влажной (гумидной). Восходящие движения компенсируются здесь притоком воздуха к экватору в нитлнх слоях атмосферы (пассатпыэ ветры) и его оттоком в более высоких слоях. В субтропиках оттекающей воздух отклоняется вращением Земли ка восток, и алтейки пассатной циркуляции вынужденно замыхавтся нисходстк» а. л-жениями, так что субтропические зоны оказывается засупливкки (аридными). Дальше к полюсам тепло переносится подвижными циклонами, образующимися в западно-восточных течениях умеренных широт и сопровоядаощимися обильная осадками, тан что эти зоны опять оказываются гумидными. Кроме среднегодовых теуе^ч-турных контрастов между экгатором и полюсами и создаваемой эму-

ляции в нижней атмосфере, возникают сезонные (меняющие знак от зимы к лету) температурные контрасты между континентами и океанами и создаваемые ими сезонные циркуляции - муссоны.

Для пелагических областей характерны гумидкые условия седиментации, а материальное выражение аридности климата (повышенная соленость вод, формирование хемогеннкх карбонатов и т.д.) проявляется лишь в прибрежных зонах. Климатическое воздействие на осадкообразование в пелагиали сказывается не только через соотношение тепла и влаги, но и через циркуляцию в атмосфере, регулирующую локальный, тропосферный и стратосферный переносы эолового материала.

1.3. Гидродинамическая структура пелагиали

Циркуляция и структура вод океана зависят от градиентов температуры, солености, плотности, а также от взаимодействия с атмосферой, процессов леремегязанил и силы Кориолиса. По комплексу признаков выделяются (по вертикали) следующие структурные зоны (воды): I) поверхностная, 2) промежуточная, 3) глубинная, 4) придонная (Степанов, 1974, 1983). Зоны разделены пограничными слоями. В работе обсуждаются поля и профили температуры, солености, плотности. Здесь же даны только краткие све-

- хг -

дения о циркуляции вод применительно к литогенетическим построениям.

Пове£»гастныв воды_ формируются в процессе непосредственного обмена энергии и вещества между океанами и атмосферой. Основной причиной поверхностных течений в океане являются ветры нижней части атмосферы. Они непосредственно влияют только н; верхние слои, но вызванная ими циркуляция может проникать на разную глубину в зависимости от стратификации водной толщи. В общем виде горизонтальная циркуляция поверхностных вод сводит-, ся к гигантским антициклоническим круговоротам (макроциркуля-ционным системам) в северных и южных половинах океанов под соответствующими атмосферными субтропическими антициклонами. Круговороты двух полушарий разделяются четко выраженными зональными течениями западного и восточного направлений, в число которых входит идущее на восток протипотечение у экватора. Помимо субтропических антициклонических круговоротов, выделяются следующие макроциркуляционные системы: экваториальная антициклоническая, тропические циклонические, антарктическая циркумполярная, высокоширотные циклонические и арктическая антициклоническая. Циркуляция поверхностных вод контролирует латеральный разной" осадочного материала, а также расселение планктона, реализующего первичную биогенную мобилизацию вещества.

Промежуточные воцы_ формируются главный образом из поверхностных вод,опускающихся в местах интенсивных нисходящих движений, которые возбуждаются в верхних слоях океана. В промежуточной зоне большинство макроциркуляционных систем распадается на отдельные круговороты, слабо связанные друг с другом и отличающиеся низкой интенсивностью обращения. Эти воды (как и глубинные) являются зоной транзита и трансформации осадочного вещества.

Глубинные воды^ Свойства и динамика вод глубинной зоны в основном определяются меридиональным обменом масс и энергии в пределах каждого океана, а также обменом между океанами. Этим водам свойственна большая гомогенность и незначительная интенсивность обращения. Изменения циркуляции глубинных вод по сравнению с промежуточными водами относительно невелики. Наблюдается дальнейшее ослабление циркуляции (уменьшаются скорости, продолжают разрушаться макроциркуляционные системы), усиливается влияние рельефа дна на образование отдельных круговоротов.

Придонные врдр_ формируют свои свойства за счет адвекции вод полярного происхождения, взаимодействия между водой и океа-

гаческим дном, а также адиаоатических процессов, Основная масса антарктических придонных вод создается в море Уэдделла, в мень-зем количестве - в областях циклонических круговоротов, распо-юяенных на иге Индг>йского океана и в районе моря Росса, а так-:се почти повсеместно вдоль материкового склона Антарктиды за :чот нисходящего движения, вызываемого прибрежной конвергенцией, ) Атлантическом океане антарктические придонные воды перемеаапт-;я вплоть до 35-40° с.ш. На севере океана придонные североатлан-гические воды перемещаются к югу. На северо-западе Тихого океа-1а поле температуры формируется под влиянием северотихоокеанс-сих вод. Циркуляционная система придонных вод характеризуется >бразовакнэм в пределах отдельных котловин самостоятельных сла-!ьвс круговоротов с циклоническим и анткциклоническкм обращением юд. Направление их вращения большей частью совпадает с цирку-гяционшам система:.«! глубинных вод, за исключением антициклони-1еского круговорота в море Уэдделла. Придонные воды эродируют 1Н0, перераспределяют осадочный материал, а в зонах дивергенций :лутзат мощным источником питательных солей для яшзнэдеятельнос-?и планктона.

Раздел_вода-дно. Особое место в структуре вод океана зани-'ает граница раздела вода-дно (бкогеохимический пограничный ¡лой). Именно здесь завершает осаждение взвешенный материал, ¡заимодействуют гидродинамические, физико-химические, биологи-кзские и (/икробиологические процессы, образуются фосфориты, г.е-[езо-марганцевые конкреции и корки, переотлагак-тся древние н :вег.есформированные осадки, происходит вторичная биогенная мобилизация вещества. Перераспределение осадочного материала осу-1ествляется контурными (абиссальными) течениями, на которые на:с-гадываются перемещения водных масс во время приливов и отливов, I также сила Кориолиса. В рамках эксперимента НЕВВ1Е получены [редставления о подводных бурях (Холлистер и др., 1984), которые ■акже периодически эродирует морское дно и формируют мощные :лои тонкозернибтого материала. По физическим и гидрохимическим [араметрам на разделе вода-дно выделяет важные для понимания [елагического осадконакопления следующие элементы структуры ¡танционарного течения (Холлистер и др., 1384; \71аЪизЬ, Миак, ;971; Вои&гваи, Gui.na.s3o, 1982): диффузионный подслой, вязкий [аминарный подслой и логарифмический турбулентный слой. Чем юльше расчленен микрорельеф дна и чем выше скорость течения, •ем большие напряжения трения действуют на донные осадки.

_ 14 -

1.4. Биологическая структура пелагиали

Изучение биологической структуры океана включает выяснение количественной картины распределения фауны и флоры океана, определение продуктивности океана, изучение общей картины хода биологических процессов в различных районах (Зенкевич, 1956; Виноградов, 1977). Литогенегкческие аспекты названных биологических проблем многогранны. В поверхностном слое океана (верхняя "пленка" жизни) в процессе фотосинтеза создается первичное органическое вещество, которое затем многократно используется в шщеъых цепях океана. В разной степени прообразованное органическое вещество, достигшее дна, и продукты жизнедеятельности бентосных сообществ (нижняя "пленка" жизни) определяют интенсивность физико-химических процессов, протекающих в осадках. Извлекая из воды кремний, кальций и ряд малых элементов, фито-и зоопланктон обеспечивает формирование на дне кремнистых и карбонатных осадков, распределение которых в основном подчиняется закономерностям расселения планктона. Важное значение для осадкообразования имеют пеллетный транспорт органического и другого биогенного вещества в глубины океана, а также биотур' бация осадков.

Среда обитания в океане делится (Зенкевич, 1956; Edwards, 1979) на пелагические обстановки, охватывающие толщу вод, и бентические, или придонные, связанные с субстратом. Основная роль (70^) в продуцировании органического вещества в океане принадлежит диатомовым водорослям (Виноградов, Лисицын, 198I). В работе обсуждаются закономерности распределения в области пелагического литогенеза фитопланктона (Волковинский и др., 1972; Кобленц-Мишке, 1977; Семина, 1977), зообелтоса (Зенкевич и др., 1971; Филатова, 1977), зоопланктона (Богоров и др., 1968; Виноградов, 1977), трофическая структура макрсбентоса (Соколова, 1986), общие черты распределения биоты (Виноградов, Лисицын, I9ÖI). Расселение планктонных и бентосных организмов свидетельствует, что развитие жизни в океане главным образом подчинено циркумконтинентальной и широтной зональностям. Неоднородность Ее таксономического распределения населения океана зависит от многих факторов. Кроме особенностей внесшей среды, здесь играют роль и исторические факторы формирования флор и фаун, и сложные биологические взаимоотношения видов в сообществах.

Анализ опубликованных материалов и собственные наблюдения автора убеждают в том, что широтная зональность в чистом виде (как непрерывные полосы закономерно изменяющихся в меридиональ-

нл! направлении параметров} проявляется в Мировом океане только по вариациям температуры поверхностных вод. Нарушение непрерывности полос намечается уже в полях солености и плотности воды, а также в соотноявнии атмосферные осадки - испарение. Более отчетливая прерывистость (ячеистостъ) широтных полос наблюдается в распределении планктонных и бентосных организмов и пелагических областях, в распространении основных типов осадков в зоне пелагического седиментогенеза. Наиболее ярко ячеистая структура пелагиали выражена в расположении макроциркуля-ционных систем. По оценкам В.Н.Степанова (1983), меридиональная протяженность квазистационарных макроциркуляционных систем составляет 2000-5000 км, а широтная - от 5000 до 15000 км. При столь больших горизонтальных масштабах возбуждаемое ими вертикальное перемещение распространяется на всю толщу вод океана. С центральными частями антициклонических систем пространственно совпадают поля повышенной солености и плотности, низкой первичной продукции, биомассы планктона и бентоса, малых скоростей седиментации и содержаний органического углерода в осадках; под этими системами расположены три олиготрофные области макробентоса. Обратные соотношения перечисленных параметров наблюдаются в зонах развития циклонических макроциркуляционных систем.

1.5. Рельеф и структура дна пелагических областей

Важнейшими характеристиками условий пелагического седиментогенеза являются рельеф и структура дна. Крупные формы рельефа (срединные хребты, котловины, подводные горы и поднятия) контролируют циркуляцию глубинных и придонных вод, определяют направления течений и облик фаций, распределение на дне взвешенного материала. В местах сильно расчлененного рельефа развиваются оползневые процессы, формируется эдафогенный осадочный материал, возможны гидротермальные проявления и металлоносные осадки. Видимая разница средних высот континентов и океана отражает принципиальное различие между континентальной и океанской земной корой по отношению к изостазии и составу. В работе рассмотрены особенности влияния рельефа дна на осадкообразование в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах.

Океанская кора над мантией состоит из трех основных слоев (Haitt, 1963; Cann, 1974). Слой 2, подстилающий осадочный чехол (слой I), сложен преимущественно базальтами. Ниже залегают до-леритовые дайки и интрузии габбро (слой 3). Последние в свою очередь подстилаются перидотитами верхней мантии. Где именно

проходит граница между слоями 2 и 3, не ясно. Одни факты указывают на то, что она отмечена переходом от эффузивов к дайкам, по другим данным эта граница является переходом от даек к габбро.

1£агматическую деятельность внутри океанских бассейнов и на их окраинах делят (Кеннетт, IS87) по структурной .приуроченности, способу становления и составу магмы на следующие крупные категории: I) толеитовый вулканизм срединно-океанских хребтов и некоторых крупных океанских островов; 2) щелочно-базальтовый вулканизм подводных гор и многих океанских островов; 3) анде-зитовый и более кислый вулканизм активных континентальных окраин; 4) сочетание андезитового, толеит-базальтового и щелоч-но-базальтового вулканизма островных дут и задуговых бассейнов. Возраст океанской коры становится последовательно древнее по обе стороны от оси срединных хребтов. Преобладающая часть ложа океана сформировалась менее чем за 76 МЛН.лет (Pitm&n et al«, 1974). Наиболее древние участки океанской коры имеют поздне-юрский возраст (около 170 млн.лет).

1.6. Литогенетическая структура пелагических областей

С учетом комплекса осадкообразующих факторов и прямых наблюдений автором предложена следующая литогенетическая структура пелагических областей: I) стадия седиментогенеза, включающая три этапа - председиментогенез, протосингенез, сингенез; 2) стадия диагенеза, также включающая три этапа - протодиаге-нез, ранний диагенез, поздний диагенез (таблД, 2). Стадийность дальнейших преобразований пород соответствует схеме Н.М.Страхова (i960). На этапе председиментогенеза происходит мобилизация (преимущественно биогенная), перенос и осаждение в пелагической области эолового, растворенного и взвешенного материала. Наряду с деструкцией биогенного вещества в зоне транзита протекают процессы сорбции, электростатического агрегирования частиц, формирование пеллет, восходящими потоками со дна к поверхности океана выносятся биогенные и другие элементы (встречные потоки вещества). Протосингенез характеризуется формированием эфемерного слоя жидкого ила на разделе вода-дно, в котором происходит интенсивное окислительное минералообразование (железо-марганцевые корки, конкреции, микроконкреции, железистые смек-титы, цеолиты, целестобарит, продукты гальмиролитического изменения магматических пород дна). Условия существования осадков наиболее адекватны параметрам придонной воды. На этапе сингенеза илы становятся полужидкими, окислительное минералообпяяляя-

Таблица л

Сопоставление этапов гумидного породообразования на континентах и в океане

Н.М.Страхов (1960) В.Н.Свальнов (1991)

| Фаза Стадия Этап гумидного, породо-образова1шя ей СП СС Э К ее сс Е- Этап пелагического литогенеза

о аз X о и о Еч Я Седиментогенез 1. Мобилизация вещества в коре выветривания 2. Перенос вещества и осадкообразование на водосборных площадях 3. Осадкообразование в конечных водоемах стока ее 33 X 03 и о ь 5 | Седиментогенез I 1. Председш»'энтогекез: мобилизация, перенос и осаяденяе в пелагической области эолового, растворешого и взвезенного материала 2. Протосингенез: формирование эфемерного слоя вшдкого ила на разделе вода-дно; ' интенсивное окислительное минералообра-зоваже 3. Сингенез: полужидкий ил; окислительное ки-нералообразованне подавлено

| диагенез 1. Окислительное минерало-образование в группе малоустойчивых компонентов осадков 2. Восстановительное мине-ралообразование в той яе группе 3. Перераспределение аути-генных минералов и возникновение стяжений¡локальное уплотнение осадков 1 Диагенез I 1. Иротодиагенэз:мягккй ил; диффузионное перераспределение элементов; локальное восстановительное мя-нералообразоваше 2. Ранний диагенез:сла-боуплотненный ил¡локальные окислительно-восстановительные процессы 3. Поздний диагенез: неравномерно уплотненный осадок; диффузионные и редукционные процессы подавлены; трансформация структур аутигенных мине-раю в

« 03 X а) сей Е* 0) - 1 аз и ей ГЗ <Й 03 УХ Региональная литификация пород под влиянием глазным образом усиливающегося давления; частичное преобразование устойчивых, главным образом терригенных и частью аути-генных компонентов пороцы

ей О Я Е*>е о а. с^.о .; г Глубокие минералогические преобразования вещества осадочных пород, их структуры и текстуры под влиянием главным образом температуры

- 1Ъ -

Таблица ¿.

Соотношение параметров среды, этапов и стадий пелагического литогенеза

Атмосфера Стратосфера ^ $ Зона переноса и дифференциации эолового материала Председи- ментоге- нез 1 иедиментогенез 1

Тропосфера ^ 1

Гидросфера Поверхностные °орг Зона латерального переноса взвеси, первичной биогенной мобилизации вещества

Промежуточные ------ФЛ -Л^. воды---КЛ ' Зона транзита, деструкции и биогенной трансформации вещества

Придонные ^ ЛогаркФмический 4 „„„,, слой ♦

вод«---, Вязкий подслой * Диффузионный 1 подслой * Зона осаждения,перераспределения, вторичной биогенной мобилизации вещества

Литосфера Жидкий ил Протосингенез

Полужидкий ил -«- Сингенез

Мягкий ил Протодиа-генез I диагенез 1

Слабоуплотненный х ил <Д«- Ранний диагенез

Неравномерно уплотненный осадок ,,I а Зона абиогенной мобилизации вещества Поздний диагенез

Примечание: 3102 , С0рГ - уровень интенсивного растворения аморфного кремнезема и органического вещества; ФЛ - фо-раминиферовый лизоклин, НЛ - карбонатный лизоклин, КГК -критическая глубина карбонатонакопления. Стрелки - преобладающие направления переноса энергии и вещества.

вание относительно подавлено, В делом полужидкие ильт являются крайне неуравновешенной физико-химической системой, подверженной гидродинамическому, гравитационному и биологическому воздействию. Продолжительность стадии седиментогенеза составляет около 5 тыс.лет.

Для этапа протодиагенеза характерны мягкие илы, неравномерное диффузионное перераспределение элементов, возможно локальное восстановительное минералообраэование (в зоне перехода к приконтинентальному литогенезу). На этапе раннего диагенеза илы становятся слабоуплотненными, локально протекают окясли-тельно-восстановительные процессы. Перенос вещества к поверхности дна в основном осуществляется не диффузионным путем, а в результате Еыжимания поровых вод. Для этапа позднего диагенеза (самого длительного и "вялого" отрезка истории пелагического литогенеза) характерны неравномерно уплотненные осадки, резкая подавленность редукционных и диффузионных процессов, трансформация структур аутигенных минералов. Мощность зоны диагенеза в пелагических областях превышает местами 500 м, а продолжительность стадии составляет десятки миллионов лет, кз которых на этапы протодиагенеза и раннего диагенеза приходится лишь около 5-10 тыс.лет.

1.7. Критерии выделения пелагического типа лтогенеза

По комплексу признаков в Мировом океане автором выделены пелагический, приконтинентальный и вулканогенно-осадочный типы современного литогенеза. К последнему отнесены районы островного и подводного вулканизма приповерхностные гидротермальные проявления и металлоносные осадки. Приконтинентальный литогенез развит по периферии океана - на шельфе, континентальном склоне и его подножии. Являясь по своей сути гумидным (исключая аридную седиментацию в отдельных прибрежных районах), он характеризуется высокими скоростями терригенного осадконэкопления, включая органическое вещество, широким развитием редукционных процессов, формированием мощных пачек абиогенных турбидитов. В областях приконтинентального литогенеза наиболее заметно влияние на состав осадков материала ледового и вулканогенно-оса-дочного типов литогенеза. Именно в приконтинентальной зоне расположены основные ловушки для поступающего с суши вещества -широкие шельфы, обширные мелководные окраинные моря, глубоководные желоба. В результате на долю пелагической области остается главным образом тонкая флввиогенная и эоловая взвесь.

- 20 -

Пелагический литогенез обособляется в миопелагической и овпелагической фациальных зонах Мирового океана. Наибольшие площади он занимает в Тихом океане и примерно одинаковые - в Индийском и Атлантическом. Основным критерием выделения пелагического типа литогенеза является резкая подавленность редукционных процессов.'Современная граница литогенеза проЕедена по исчезновенио сероцветных восстановленных осадков в четвертичных разрезах. При этом учитывались другие, относительно независимые характеристики осадкообразования - распределение биокомпонентов, скорости седиментации, глобальная циркуляция водных масс, соотношения обломочных и глинистых минералов, особенности мобилизации, дифференциации и перераспределения осадочного материала, вещественно-генетические типы осадков и др.

В рамках пелагического литогенеза прослеживаются три широтные зоны повышенной биологической продуктивности - экваториальная и умеренных широт в обоих полушариях. Между ними располагаются непродуктивные воды субтропических антициклонических макроциркуляционных систем. Первичная продукция в основном составляет менее 100 мгС/м^ в день. Численность клеток фитопланктона в I л воды обычно не превышает 100, но может колебаться от 102 до Ю4. Биомасса сетного зоопланктона в среднем варьирует от 25 до 500 мг/м3, а общая биомасса бентоса - в пределах 0,051,00 г/м*". По условиям питания макробентоса, ^соотношению пищевых группировок и распространению отдельных систематических групп; представляющих эти группировки, пелагический литогенез развивается.в Северной и Южной олиготрофных областях, а также в Экваториальной и Океанической эвтрофных областях, занимающих в сумме около 7С$ площади Мирового океана (без Северного Полярного бассейна). На долю же Приконтинентальной эвтрофной области приходится только 30$. В поверхностном слое пелагических осадков содержание С0рГ, как правило, не превышает 0,Ь%, а абсолютные массы варьируют в пределах 1-50 гСорг/м^ в 1000 лет.

Судя по распределению биокомпонентов, одним из основных критериев пелагического литогенеза является гидродинамическая структура океана. Главные ее элементы в пелагиали представлены огромными по размерам циклоническими и антициклоническими мак-роциркуляционными системами. Наиболее биологически продуктивные районы приурочены к зонам подъема вод в циклонических круговоротах, низкая продуктивность характерна для зон опускания вод в

алтициклонических круговоротах течений.На дне это находит соответ ствующее отражение в параметрах трофических областей бентосшя: сообществ, распределении С0рр в осадках, скоростях седиментации и т.д.

Важная черта пелагического литогенеза - 'региональная и локальная изменчивость темпов седиментации. В региональном плана наблюдается постепенное уменьшение скоростей осадконакоплония на один-два порядка при переходе от приконтинентальных районов к пелагическим. Локальные условия седиментации приводят в пелагических областях к формированию участков устойчивого размыва или осаждения, а твкже неустойчивого осадконакопления. По уменьшению средних темпов седиментации основные типы пелагических осадков образуют следующий ряд: известковые илы —»-глинисто-кремнистые илы —V мкополагические гликы —>• эвпелагическиз глины.

Дополнительным критерием пелагического литогенеза являют- • ся типы турбидитоз. Биогенные карбонатные и крзмнистыо турби-диты характерны для экваториальной продуктивной зоны. На склонах и у подножий срединных хребтов, подводных гор и поднятий развиты эдафогеншз турбидиты. Местами формируются вулканоклас-тические турбидиты за счет переотлоаения продуктов андеэитово-го вулканизма. Характерными комплексами аутигенных минералов в пелагическом литогекезэ являются филлипсит-феррисмектитозый и гидроокисный. Среди обломочных минералов преобладают моноклинные пироксены, нередки кварц, полевые платы, фосфаткзироваиный костный детрит.

Распределение и состав осадков в области пелагического литогенеза характеризуются сильной изменчивостью, часто встречаются обнаженные участки,-длительные и кратковременные (скрытые) перерывы. В целом низкие скорости седиментации способствуют формированию на разделе вода-дно железо-марганцевых конкреций, корок, микроконкреций, цеолитов, железистого монтмориллонита, це-лестобарита. Характерными членами разреза являются миопелаги-ческке и эвпелагические глины, пелагические глинисто-кремнистые и карбонатные планктоногенные илы,эдафогенные обломочные образования. В районах, примыкающих к зонам эксплозивного вулканизма, встречаются пепловые прослои.

Количественные показатели пелагического литогенеза изменяются постепенно при переходе к литогенезу приконтинентальному. Последний во многом сходен с гумидным породообразованием на континентальном блоке, но отличает и Кмор яняиитвльными масштаба-

ии проявления и завершенность» процессов дифференциации вещества.

Глава П. ОСОБЕННОСТИ ЫОШШЩШ, ПЕРЕНОСА И

ОСАВДЕНИЯ ИСХОДНОГО ВЕЩЕСТВА В П2ЛАГИАЛИ

Область пелагического литогенеза изолирована от континентального блока системой глубоководных келобов, окраинных морей и шельфов, препятствующих выносу флювиогенного материала в по-лагиаль. Более доступна эта область поступлению аэрозолей, продуктов ледового разноса и эндогенного"вещества. На фоне подавленной терригенной седиментации здесь в полной мерз раскрываются возможности биогенных процессов н аутигенного минералообра-зования. Однако, в настоящее время можно уверенно говорить лишь о качественном соотношении различных факторов пелагического литогенеза.

Флювиогенный материал. Терригеннае компоненты отложений (речная взвесь, ледниковый сток, эоловый перенос, абразия берегов) в основном (92,2$) оседают по периферии океана и участия в пелагической седиментации не принимают, а доля биогенных компонентов в пелагических осадках составляет в среднем не менее 40-50$ (Лисицын, 1977). По мнению же Н.М.Страхова (1976), в океане преобладает процесс механического разноса и фракционирования твердых фаз, поступивших с берега; в весьма малой степени (6,0-9,2%) этот физический процесс осложнен биогенным. Разделяя Представления Н.М.Страхова о фракционировании терригенного материала в пелагиали, трудно согласиться с его оценкой количества такого материала и роли биоса в пелагическом осадкообразовании.

Мобилизованное на водосборных площадях осадочное вещество (обломочные и глинистые минералы, растворенные, взвешенные и сорбированные элементы) выносятся.реками и временными водотоками в прибрежную зону океана. Смешиваясь на разделе река-море с абразионным материалом, это вещество подвергается геохимической трансформации, интенсивному осаждению и механической дифференциации. Основные формы нахождения элементов в речных взвесях следующие (Гордеев, 1983): сорбированная, аморфных и раскрис-галлизованных гидроокислов железа и марганца и связанных с ними элементов, органическая и кристаллическая (или силикатная, обломочная). Для большинства металлов преобладающие формы - гидроокиси железа и марганца и кристаллическая фаза, тогда как органическая форма и сорбированный комплекс имеют подчиненное зна-

чение. Для подавляющего большинства элементов перенос в составе взвеси резко преобладает над растворенным стоком и лишь для хлора, серы, йода, фтора, брома, кальция, натрия и сурьмы сток в растворенной форме превышает сток во взвешенной. Потери растворенных и взвешенных элементов на геохимическом барьере река-море снижают фактическую поставку этих элементов в пелагиаль речным стоком на порядок и более. По мнению В.В.Гордеева, марганец и сопутствующие ему тяжелые металлы (медь, цинк, никель, кобальт и др.) способны с большей легкостью, чем прочие элементы, преодолевать барьер река-море.

На примере Индийского океана показано (Серова, 1988), что в пелагической области суммарное количество водной взвеси в основном контролируется уровнем развития планктона. Влияние обломочного материала ледового разноса на пелагический литогенез заметно сказывается лишь севернее Антарктики, в зоне перехода к гумидному приконтинентальному литогенезу южных умеренных широт.

Эоловый материал. Подготовка эолового материала осуществляется под воздействием эндогенных, экзогенных, космогенкых и техногенных факторов, однако главным источником его являются пустыни и семиаридкые области. Размер аэрозольных частиц колеблется от 0,01 до 1000 мим и более, расстояние переноса - з пределах 10-10^ га, время пребывания в атмосфере - от секунд до многих тысяч лет. Различают (Лисицын, 1978) локальный, тропосферный, стратосферный переносы и осаждение из космоса. В формировании пелагических осадков материал локального переноса не участвует. Роль космической пыли незначительна и проявляется лишь в зонах минимальных скоростей седиментации.

Заметный вклад в пелагический литогенез вносит алевритово-пелитовый материал (терригенный, наземно-вулканогенный) тропосферного и стратосферного переносов. Опускание воздушных масс в глобальных масштабах и выпадение аэрозоля из стратосферы происходят вблизи 30° с. и ю.ш., а также около полюсов (Погосян, 1972). Вклад аэрозоля в пелагическую терригенную седиментацию колеблется от 10 до 5055 (Лисицын, 1978).

Эндогенный материал. В океане мобилизация эндогенного вещества осуществляется вулканами, подводными эксгаляциями и гидротермами, гидродинамическими, тектоническими и гравитационными процессами. В области развития пелагического типа литогенеза эндогенные источники вещества в основном проявляются опосредованно. Пярокластический материал, извергаемый вулкана- • ми островных дуг, разносится в направлении преобладающих ветров

и тропосферных струй. Главная часть грубообломочного вещества и продуктов поствулканической деятельности оседает в зоне при-континентального литогенеза. В пелагическую же область эпизодически проникают пепел, обломки пемзы на плаву, пелитовая вулканокластика тропосферного переноса. Местами алевритово-пе-литовый пирокластический материал образует прослои тефры либо попадает в осадки в рассеянном виде. Вулканы внутриокеанических островов поставляют в прилегающие пелагические районы пепел, эксгаляционный материал, а вблизи островов и подводных вулканов накапливаются грубообломочные продукты извержений. Не реализованное в зонах вулканогенно-осадочного типа литогенеза гидротермальное вещество также выносится, по-видимому, в пелагиаль. Допускается, в частности, что гидротермами срединно-океаничес-ких хребтов поставляется весь марганец, осаждающийся в глубинных частях океана (Edmond, I9B0). Для оценки вклада эндогенного вещества в пелагическое осадкообразование используют процентные содержания компонентов, а также отношения групп элементов, имеющих сходную историю в океане: С*"8 + Mn)/Ti; (Fe + Mn)/Al; А.1/(А1 + Ре + Mn); Fe/(A1 + Ре + Mn); Mn/(A1 + Fe + Ma).

Названные критерии эндогенного материала относительно надежны вблизи источников такого вещества, а на значительном удалении от них становятся неоднозначными. Более определенна роль в пелагическом осадкообразовании марино-литогенных продуктов разрушения субаквальной литосферы (пород дна океана), называемых в целом эдафогенными компонентами (Петелин, 1971). Продукты дезинтеграции пород перемещаются вниз по склонам под воздействием придонных течений, суспензионных потоков и гравитационных склоновых процессов. В итоге формируются грубообломочные накопления, эдафогенные турбидиты, специфические комплексы обломочных минералов. Учитывая масштабы и многообразие проявлений магматизма в океане (срединные хребты, подводные горы, поднятия, острова), можно говорить о существенном вкладе эдафогенно-го материала в пелагический седиментогенез. Именно такой материал (наряду с биогенными компонентами) приводит местами к инверсии гранулометрического состава осадков, т.е. нарушению действия закона механической дифференциации вещества по направлению от берега в пелагиаль.

Биогенный материал. Процессы мобилизации, переноса и осаждения биогенного материала в пелагической области океана называют биодифференциацией вещества. Комплекс этих процессов включает биогенную экстракцию (биоассимиляцию), биофильтрацию, био-

сорбцию и биологический транспорт (Лисицын, 1977). Способы и формы проникновения биокомпонентов на дно сводятся (Лисицын, Виноградов, 1982): I) к опусканию мертвого органического вещества или в виде отмерших организмов, или в виде продуктов их жизнедеятельности (фекальные комочки - пеллеты, линочные шкурки и т.п.); 2) к миграции животных-фитофагов, кормящихся в бо-. гатых пищей (прежде всего фитопланктоном) поверхностных слоях, а затем с наполенкыми кишечниками опускающихся на глубину. Интенсивность процессов биоэкстракции и биофильтрации в пелагиа-ли океана в первую очередь зависит от интенсивности процессов фотосинтеза, отражающихся в величине первичной продукции. Чем выше продукция фитопланктона, тем интенсивнее идут процессы биоэкстракцки, т.е. процессы подготовки осадочного материала на поверхности пелагиали океана. Вместе с тем увеличивается количество зоопланктона и повышается интенсивность биофильтрашгл, т.е. процессов тргнспортировкн осадочного вещества на дно. В глобальном плане имеется прямая связь между зоналыюстьо продукционных процессов з океане и зональностью процессов осадкообразования (Биноградов, Лисиц:™, 1931).

На путях переноса п оеанденкя биоко.чпонентоз пелагических осадков сильно развиты деструкцконше процессы, параллельно с которыми в зонах подъема под осусествляется еынос растворенных элементов со дна к поверхности океана (встречный поток вещества) . Главная часть органического вещества распадается в верхнем ЮОО-кетровсм слоз воды и на большие глубины проникает всего 0,2% и менее от первичного содержания С0рГ во взвеси о поверхности ( Suess, СдШегД980). Ср?.яу после отмирания радиолярий к диатомей начинается растворение их скелетов. Особенно быстро идет растворение в верхней сотне метров водной толщи. Скорость растворения 3iO;„..„i возрастает с повышением температур« и практически не меняется по мере увеличения глубины ниже главного термоклина. Интенсивность растворения СаСОэ (скелетные остатки планктонных фораминифер, коиколитсфорид, птеропод) в значительной мере зависит от глубины - наиболее глубоководные участки дна характеризуются полным растворением СаСОд. Полагают ( van Andel et al., 1975), что растворение биогенных карбонатов обусловлено агрессивностью воцы, которая усиливается с уменьшением содержания карбонатного иона, с понижением температуры, повышением гидростатического дазления, увеличением количества проходящей через осадок зоды и повышением парциального давления Cüp. 3 зависимости от сохранности карбоната кальция

- гь -

в глубоководных осадках выделяют несколько уровней, положение которых заметно варьирует по глубине в пределах разных регионов (лиэоклины - фораминиферовый, птероподовый, кокколитовый, карбонатный; критическая глубина карбонатонакопления, глубина карбонатной компенсации). Б частности, средняя величина глубины карбонатной компенсации, разделяющей карбонатсодержащие и бескарбонатные осадки, составляет 4500 м, однако минимум (4200-4500 м) наблюдается в Тихом океане, максимум (5000 м и глубже) - в Атлантике, промежуточное положение занимает Индийский океан. В целом же в районах подъема вод и высокой биологической продуктивности, удаленных от континентов, уровень карбонатной компенсации находится ниже, а в прибрежных районах высокой продуктивности поднимается.

Таким образом, в области пелагического литогенеза биогенный материал проделывает сложный путь от мобилизации в поверхностном слое воды до захоронения. Проходя через пищевые цепи и физико-химические деструкционные процессы на разных глубинных уровнях,.биогенные компоненты многократно вовлекаются в седи-ментационный цикл перед окончательным осаждением. Наиболее благоприятными для их накопления являются условия циклонических макроциркуляционных систем с режимом подъема глубинных вод. Под антициклоническими круговоротами биогенное вещество уступает свою ведущую роль флювиогенной и эоловой взвеси, а местами -эндогенному и эдафогенному материалу.

Глава Ш. СОСТАВ И СООТНОШЕНИЯ ПЕЛАГИЧЕСКИХ ОСАДКОВ

В формировании пелагических осадков участвуют терригенные, биогенные, вулканогенные, эдафогенные, космогенные и аутигенные компоненты, соотношения которых в конкретных условиях седиментации сильно варьируют. Л работе рассмотрены главным образом рыхлые отложения, прошедшие этап раннего диагенеза.

Ш.1. Принципы классификации осадков

В разделе дан краткий обзор работ по классификации пелагических осадков от Дк*меррея до наших дней. За основу в данной работе принята вещественно-генетическая классификация осадков П.Л.Безрукова и А.П.Лисицына (1960), несколько измененная и дополненная автором. Главным критерием при выделении груш и типов пелагических отложений являлся преобладающий компонент. Название типа осадка определял компонент, составляющий более 70% площади шлифа (радиоляриевый ил, кокколитовый ил и т.д.).

При содержании 50-70% компонент оставался ведущим, а к названию осадка добавлялось'(слева) название компонентов-примесей, слагающих более 30& объема осадка (глинисто-радиоляриевый ил, форачиниферово-нокколитовый ил и др.). Компоненты, составляющие менее 30&, обычно отмечались при описании соответствующих осадков как "обогащение" (кокколитовый ил, обогащенный радиоляриями, и т.д.).

В области пелагического литогенеза выделены следующие основные группы и типы нелитифнцировенккх отложений.

I. Обломочные осадки: вулканокластические, эдафогенные.

П. Глинистые осадки: миопелагическне, эппелагические.

Ш. Известковые осадки: планктоногенные.фораминиферовые, кокколитовые, фораминиферово-кокколитовые, кокколитово-фораминиферовые, глинисто-известковые.

IV.Кремнистые осадки: планктоногенные радиоляриевые, этмо-дискусовые (диатомовые), этмодискусово-радиоляриевые, радиоляриево-этмодискусовые, глиннсто-радиоляриезыо, гликисто-этмодискусовые.

V. Известковисто-глинистые осадки.

VI.Кремнисто-глинистые осадки: радиоллриево-глинистые, зтмодискусово (диатомово)-глинистые.

УП.Хемогенно-сингенетические образования.

Кроме основных типов осадков существует множество переходных (смешанных) разновидностей, описанных в работе (осадки слабоизвестковистые, туффитовые, обогащенные радиоляриями и ДР-).

111.2. Петрографический состав осадков

В разделе приведена подробная характеристика цвета, петрографического и гранулометрического состава пелагических осадков, обсуждается их генезис.

Обломочные_оса£ки. К обломочным отнесены вулканокластические осадки псаммитовой и алевритовой структур, образованные кластическим материалом (тефрой), поставляемым в область пелагического литогенеза при наземных и подводных извержениях вулканов. Включены в эту группу и эдафогенные образования (от глыбовых осыпей до алевритов), сформированные продуктами разрушения пород дна. Генетически и пространственно с пеплами андези-тового и базальтового вулканизма связаны туффитовые осадки, содержащие 10-70Й вулканокластического материала. Туффитовыми могут быть практически все типы пелагических осадков.

Гяюшстыо осадки^ Эта группа объединяет пглитовые и алев-р^тово-пелктовыа иды, содержащие соответственно более 70 и 50-7С> фракции ценъЕЭ 0,01 гаа. Она в основном состоят из глинистых шшераяов разного генезиса и гонкообломочного материала, "зста-кн заматнув пр^ось б составляв? биогенные, эдафогешше и аутигенные компонент. Глнлпстыо осадки формируатся на лвбкя глубинах океана, но с удаленном от берега со с таг. их существенно изменяется. Главными литолого-фациалыгыми типами пелагкчэс-кях глин является терригеккые ииополапгсзские и существенно аутигвнныо ЭЕпелагические. Последние разделяется по содержании цэолктов на собственно озпелагкческш глины (до 30? филлипсито), цзолитово-глинистые осадки (30-50&) и цеолититы (более 50% цеолитов).

Известковые осадки^ Распространение пелагических карбонатных осадков четко контролируется положением критической глубина карбонатонахопления (КГК). Быке КГК карбонатные скелеты от-лнчаотся хорошей сохранностью и нередко слагают почти ыономи-неральные отложения. Нике КГК скелеты интенсивно растворяются, а содержание СаС0д в осадках постепенно становится исчезающе «алым. Осадки считаются бескарбонатными, если СаС0д в них составляет менее 10д>. В глубоководных районах основными типами известковых отложений является плантоногенные фораминиферовые, г.скколитоеыз, кокколитово-фораминкферовые, сораминиферово-кок-колитовые и глинисто-известковые осадки. В гранулометрическом спектре карбонатных отложений различается все переходы от пелитов до псалаштов.

КремгШ£тые_осадки. В формировании кремнистых (вернее, гли-нясто-кремнистых) илов ведущая роль принадлежит радиоляриям и диатомовым водорослям. По преобладанию кремневых скелетов планктонных микроорганизмов выделяются следующие типы кремнистых осадков: радиоляриевые и глинисто-радиоляриевые, этмодискусовые (диатомовые) и глкнисто-этмодискусовие, этмодискусово-радиоля-риевые и радиоляриево-зтмодискусовые. Диатомовые илы распространены в приантарктическом поясе кремненакопления. Отличительной чертой биогенного кремненакопления в тропических районах являются радиоляриевые и этмодискусовые шит. Основным компонентом последних служат фрагменты створок гигантских диатомей рода ЕИшосИасив. .

Известковисто-глшистые осадки_ соответствуют по гранулометрическому составу пелиту и алевритовому пелиту. В основном эти осадки состоят из тонкодисперсного и глинистого материала

(50-70%). Количество фрагментов раковин планктонных форамини-фэр и кокколитов достигает 30-5055.

Кре;ж;!сто-глшистыз оса,япк_ содержат до 50(3 кремневых скелетных остатков :! подразделяются на радиоляркево-глинистыз и этмодискусово-глинистые. По гр&лулометркчэскоиу составу они отвечает пелиту и алезритистому педкту.

Хемогекно-с1щген£тическио обпаэоватая интересны в качестве индикаторов условий седиментацгп, а часть из них - как е^л-кнэ осадкообразугсщяе компоненты. Если приконтннентальные осадки отличаются высоким содержанием органического вещества, налетном пирита, глпухоимта и т.д., то для областей пелагячэспо-го лотогензеа иггболеэ згарактерт гзлезо-иарганцввцз гидроохге-лы (корки, хонхрецхи п (япгрсхскяреции), цеолиты, цолестобаркт, опал С-Т и сияятеи. С?лкчятзлькоЗ чзртоа миопегагкчесют глгк является ассоциация ау?ггс!::г_гг; цеол::тоз, см^гт-та, «арггкцзпз: инкроконкрсциЗ, цзлестобарста (догсшоцзноеыз гданы) п, вероятно, эдафогенкого опала С-Т. Суи-;а этих компонентов доз^гггаст 30-50/5, что указываем на заметиуэ роль аутигзнногэ :.:::н-ралооб-раэоазняя в фор-лнрозаики кясяггзрэтэсхих г.ткн. Проимуазстзснно ауткгеннгми яилпятся только ззпзлаг'г'осгс'з глк^:, цсояитозэ-гл13с1с5иэ ос1д~11 и цеоли?г.тн, з которых сукна цсодктоз, сксгяк-ТТ. И !К1КрОКОН:ф9ЦПЯ кор-здяо ПрОЕЖаеГ 7Са. Нояозо-Уйргалщошю кентфоцни прсдставлгэт собол у.о'щеттрпгес^и-с.чоиспгэ образоза-пия раокерон до 10-20 см. Основная часть конкреций залегает ип поверхности пелагических оеадооз, э ,чс:п>сзм количество встрз-чаотся она в погребенном состоянии. Рудныз кори» развиты на поверхности корзни-к пород дна и достигают толн:теы 10-20 см. Иногда они фиксирует перорыш в оегдг.онг-копяении. В цзлом пе конкреции и корки свидетельствует об условиях замедяеннэго накопления осадочного материала, связагсяз: с низкой биологической продуктивностью поверхностных вод и (или) высогой активностью прндонных течений.

Ш.З. Структурные и текстурнкз особенности осадков

Структуры и текстуры адекватно отражают динамику процессог пелагической седиментации - интенсивность аутигенного минорало-образования и деструкции биокомпонентов, скорость придонных течений, напряженность тектонического режима, гравитационное перемещение материала, сингенетическое и диагенетическое перераспределение элементов, жизнедеятельность бентосных организмов и т.д.

Структщэы осадков определяются формой и размерами частиц. Пелагические отложения имеет следующие цельнораковинные биоморфные структуры: фораминиферовую, радиоляриевую, диатомовую и Бтмодискусовув, а такЕе соответствующие детритовне биоморфные структуры, включая кокколитовую микроструктуру. Вулканокласти-ческиэ и здафогенные осадки характеризуются обломочной структурой. В первых наблюдается своеобразная витрокластическая алевритовая структура. Эдафогенные образования обладают алевритовой, псаммитовой и псефитовой структурами. Пелагические глины отличаются пелитоыорфной структурой, чешуйчатой и сотовой микроструктурами. Эвпелагическиа глины, цеолитово-глинистые осадки и цеолититы имеет порфиробластовую микроструктуру, которая сонет переходить в ыикрокриеталличгскую по мере увеличения ко-личаства цеолитов. В цеолиитах возможна также сферолитовая структура.. В смешанных осадках на фоне обломочных и пелитоыорф-ных структур проявляются биоморфные и наоборот.

Текстура - совокупность признаков строения осадка, связанных с относительным расположением и распределением его компонентов. В изученных разрезах слоистость вызвана сменой условий седиментации, а также эпизодическим поступлением материала, обычно инородного для данной фациальной обстановки. Инородные слои часто представлены турбидмдаши разного состава с характерной градационной текстурой. В олифах наблюдаются микроградационные текстуры, когда более крупные скелеты фораминифер, радиолярий, створки диатомей и обломки пород дна приурочены к основанию слойков, а выше размер частиц постепенно уменьшается. Своеобразно проявлена микроградациониая текстура в этмодискусо-вых илах: в основания слойков ориентировка фрагментов этмодис-кусов неупорядоченная, .а в их кровле - упорядоченная, по напластованию. В глинисто-кремнистых и карбонатных илах нередко встречается ритмическая горизонтальная слойчатость разного масштаба (первые миллиметры - десятки сантиметров), связанная с неравномерным поступлением биогенного или глинистого материала. Разновидностью слоистых текстур является неправильно-линзовид-ная слойчатость, наблюдаемая в глинисто-этмодискусовых илах.

Неслоистые текстуры проявлены в виде пятнистости (мраморо-видности), обусловленной диагенетическим перераспределением гидроокислов железа.и марганца в осадках, испытавших биотурба-цию. Еще один тип пятнистости связан с перераспределением осадочного (часто биогенного) материала слабыми придонными течениями. ¡3 результате образуются светлоокрашенные линзочки и пят-

- di

на нечетких очертаний. Пятнистые текстуры ооусловлены также яе-лезо-марганцевыми конкреция;.«, обломками пемзы и другими экзотические включениями, рассеянными я толпе осадков.

Ш.4. Пространственно-временные соотношения осадков

На поверхности дна пелагических областей океанов наиболее широко распространены фораминиферовыо осадки (47% площади дна), на пелагические глины приходится 38!?, а доля глинисто-кремнистых илоз не превышает 15% ( Berger, 1976). Совре?«енкые карбонатные илы накапливаются выше КГК и в основном тяготеют к сре-дга-тно-окзанским хребтам, подводным горам и поднятиям. По мере увеличения глубины фораминиферовые осадки, как правило, посте-пэнно смэняэтся ноккояитовыми и глинисто-известковыми илами, а затем - известновисто-глинистыми и слабоизвестковистыми отложе-К'.итгл.

Распространение кремнистых, глинисто-кремнистых и кремнисто-глинистых илов контролируется положением циклонических ыак-роциркуляционных систем, к центрам которых приурочены зоны повышенной биологической продуктивности - приэкваториальная, северная умеренная и приантарктнческая. В пределах этих зон прослеживается широтно ориентированные прерывистые пояса биогенного кремненакопления. Приэкваториальный пояс в основном представлен глинисто-радиоляриевыми и радиоляриево-глинистыми илами, в подповерхностных слоях встречаются этмодискусовые илы. Шный (при-антарктический) пояс характеризуется диатомовыми и глинисто-диатомовыми илами. Северный пояс кремненакопления прослеживается только в пелагической области Тихого океана по миопелагичес-ким глинам, обогащенным радиоляриями и диатомеяии.

Пелагические глины тяготеют к низкопродуктивным районам -антициклоническим макроциркуляционным системам. Поверхностный слой обычно представлен миопелагическкми"глинами, нередко обогащенными радиоляриями. Эвпелагические глины обнаружены на поверхности дна в ряде районов только Индийского и Тихого океанов. В работе показано, что такие глины всегда несовременные. Они формируются за счет продуктов изменения базальтоидов дна при длительном экспонировании или гидротермальной переработке.

Кроме биогенных и глинистых илов, на поверхности дна местами встречаются вулканокластические и эдафогенные образования, нередки обнажения коренных пород дна, покрытые рудными корками, широко распространены железо-марганцевые конкреции.

Наиболее изменчиво строение неоген-четвертичной осадочной

толки с пределах приэкваториального пояса креынэнакопления. Мяогочнсяашыо примеры, рассмотренные в работе, свидетельствуют, что в осковаки: вскрытого трубкагш разреза залегают кг:о-цзноваа и ьшоцен-плйоцеиовыз кпопелагкческке и эвпзлагичеек2;е глккы, перзкрыпго плкоцэн-плейстоценовымя ииопелагнческиыи глинами, более молодые разновидности которых обогащены радиоляриями. Разрез нарааивается радиоляриево-глкиистыми, а затеи и гли-нисго-радиоляриевыыи плоди, заметно возрастает количество дка-тоыей. На приподнятых участках дна пелагические глины нередко перекрыта карбонатными осадками. По мере перехода к непродуктивным зонзд долл биогенных остатков в состава осадков постепенно умапьЕается, а пелагические глиш все более приближайся к посзргности дна.

Характерными чертами на о г е н-чз т з от? т I:чкых пелагических разрезов явяяэтсл пестродветкость осадков, поверхностный и погро-беткэ горизонты конкреций, перерывы седиментации, довольно интенсивная биотурбацзи», гидродинаагчэсказ и гравитационное перераспределение вецества. Пгстроцветкость пэлагкчес:глх отложений объясняется не только окраской исходный гткп^аэнтов и литодина-■кичзсюши процессами, ко и спецификой д::агенетическкх процессов физико-химической природа. При общем дефиците реакционноспособ-ного органического естества (0,2-0,5% С0рГ в повэрхностном слое оссдпов) г»срзраспределеккз олеиентов часто происходит локально и носкт случайный характер, так как благоприятные восстановительные кнкроусловпя создаются только вблизи следов кизнэдея-тельности бентоскых организмов. В результате длительной биотур-бации часть следов уничтожается, среда гомогенизируется, а вок-|руг оставшихся следов осадок в различной степени обесцвечивается в основном за счет выноса марганца. Интенсивность процессов биотрубацип, выраженная в текстурных и геохимических особенностях осадков, служит надежным критерием при страификации самих верхних слоев разреза. В основе пространственно-временных соотношений пелагических осадков лежат глобальные изменения климата, циркуляции вод и биологической продуктивности.

Ш.5. Физические свойства осадков

Динамика пелагического литогенеза находит отражение в изменениях естественной влажности ( тг), пористости ( а) и плотности (Д). Именно эти параметры чаще всего определяют при проведении геологических работ в океане. Величины тт., п и д заметно варьируют в зависимости от типа о едка и положения проб в

разрезе. Среднее значения физических параметров у глшшсто-яремнистых я кремнисто-глинисты! плов довольно близки и ворьп-рузт в прэделах: Д » 1,17-1,28 р/си3, ~ « 68,5-79,455, а « 85,6-94,05?. Сходными величинами плотности (1,19-1,30 г/см3), но болс-з влажностью (67,8-75,0,1) и поригтостьа (82,8-

90,0) обладает илопелагдозские глины. Для энпеяагкчэских гл!:н характерны д» 1,28-1,32 г/см3, w = 63,4-67,2,1, п = 82,784,9/5. При переходе стих глин к цзолитово-глиндстки осадкам в среднем увеличивается д до 1,36 г/сма, ^ уменьшается до 6I,5S, а п варьирует в пределах 83,9-84,4$. Повышенной плотностью (1,44-1,55 г/см''3) и низкими величинами (46,9-57,4/5) и а (71,3-79,6) отличаются карбонатные осадки.

Как правило, максимальную для каждого разреза пла-ность имеют осадки гомогенного слоя I (стали протосютгнгза и ciuiro-нэза), особенно верхние 2-5 ;хм. В последнем случае перепад относительно подстилающих ало в достигает местами 55?. В цолом яэ градиент влажности при переходе от гомогенных плов к слабо био-турбированным (слой П, зтап протодиагенеза) варьирует в проде-лая 1,2-0,952. Относительно слоя I вгачность сильно биотурбиро-ванных осадков (слой И, этап раннего диагенеза) меньпз на 1,99,1%, а по сравнения со слоем П градиент составляет 0,1-4,55$. Таким образом, вниз по разрезу наблюдается снижение темпа потери влаги. В пределах верхних 25 см инверсии влажности довольно редки, а глубже практически отсутствуют или вкрааены очень слабо, что свидетельствует о крайне затрудненном влагообмене мел-пу погребенными осадка;'.и и придонной водой. По мере медленного уплотнения пелагических осэдяов преобладаете.) процессом является, вероятно, Еыталкивание поровой еоды (а такзее растворенных веществ и коллоидов) к поверхности дна. Наблюдаемые же инверсии влажности в основном вызваны проникновением воды в толщу осадков по открытым ходам зарывающихся бектосных организмов. Такие полости наиболее обильны в верхних 10-20 см. Весьма широко распространена кажущаяся инверсия влажности в погребенных пелагических глинах, обусловленная их еысокой дисперсностью, а в конечном счете - затрудненным оттоком пленочкой воды, сорбированной на частицах глинистых минералов.

Необходимо отметить, что в преимущественно плейстоценовых илах (включая миопелагические глины) физические параметры изменяются закономерно, незначительно и постепенно, а в более древ-чих эвпелагических глинах и цеолитово-глинистых осадках - существенно и скачкообразно. 13 пределах однородного слоя (один

тип осадка) наиболее заметный перепад физических параметров (увеличение л , уменьшение * и и ) наблюдается на глубине около I см. Ниже физсвойства стабилизируются, но при резкой смене типов осадков заметно варьируют.

Ш.6. Химический состав осадков

Различия между выделенными типами осадков обусловлены со-отношзнием б них таких основных компонентов, как биогенные зю2 и СаС03, глинистый материал и гидроокислы металлов. Вклад указанных компонентов оценивался по концентрациям б1 , ах, з?е, Са, СО^, Ып и И . При сопоставлении одновозрасткых осадков близкого состава, характеризующих различные участки дна, в основном использовались средние результаты многочисленных анализов.

Индийский океан. На-примере глубоководных отложений Индийского океана показано, что средние содержания Ре, Т1 и Ка постепенно увеличиваются в ряду от терригенных обломочных осадков к глинистым, достигая максимума в эвпелагических глинах. В этом же ряду убывает количество валового и аморфного ВЮ2, С0рГ и СО^. В карбонатных осадках наблюдается относительное воз-возрастание доли Ре, Ма, и валового ЭЮ2 при переходе к

более глинистым их разновидностям (с уменьшением СаС0д). В глинисто-кремнистых плах отчетливо прослеживается увеличение содержания валового и аморфного БЮ2,а также С0рГ по мере перехода от радиоляриевых илов к этмодискусовым. В ряду от гемипела-гических осадков к пелагическим возрастают концентрации йа, гг, тн, Сг, V, N1 и Со, тогда как содержания ах, И, ть, и

изменяются незначительно.

Поверхностный (0-0,2 см), наиболее обводненный слой пелагических осадков нередко обогащен С0рГ, Мп (1У), Со, Си, Бг, V, Сг, в меньшей степени N1 и Ип . Ниже (гор.0,2-0,4 см) обнаружены относительные максимумы Ре (Ш) и РЪ . Для гор.0,4-0,6 см характерны повышенные содержания Мп (1У), Со и N1 . На глубине 0,6-0,8 см отмечены относительные максимумы Ге (Ш), Ва, гп и Сг, а ниже (гор.0,8-1,0 см) - Их. К интервалу 1-2 см тяготеют повышенные концентрации Си; гор.4-5 см обогащен Ре (Ш) и Ыа (1У). В осадках гор.5-21 см, подстилающих гомогенный слой, относительные максимумы рассматриваемых элементов встречаются редко, что может свидетельствовать о выносе ремобилизованных компонентов осадков из этого интервала разреза к разделу вода-дно. Разная подвижность элементов в условиях неравновесной био-турбированной толщи приводит, вероятно, к формированию диагене-

тических максимумов их концентраций не только в поверхностном слое осадков, но и ниже по разрезу. Не исключено, что

подповерхностные максимумы ряда' элементов являются унаследованными, т.е. после захоронения обогащенного ими поверхностного слоя осадков ремобилизация этих элементов по каким-то причинам не происходила (максимум "не рассасывался").

Тихий океан. Геолого-геохимические работы на трансокеанском профиле позволили выделить присущие и другим океанам три типа распределения элементов, поступающих с берега, и соответственно три контролирующие их механизма: биологический, механкчео-кого фракционирования и переходный (Страхов, 1976). Биологический тип распределения характерен для биогенной группы ком. тов осадков (Ссрг,Я, ¿Г, Вг, СаС03, БЮ2вморф, в и8в). - -Г компоненты в основном приурочены к прибрежной и гемипелагнчес-кой зонам океана, а за их пределами - к областям подъема глубинных вод.

Распределение в осадках железо-марганцевой группы элементов происходит путем механического фракционирования аллохтоннш и автохтонных взвесей. Эта группа включает подгруппы железа (Ре, Сг, V, ве), гидролизатов (А.1, И., йг, йа, Та, 1ТЬ), халь-кофилов ( Си, гп, РЬ, Аз) и подгруппу марганца ( Мп, И1, Со, Мо). В результате процессов фракционирования по направлению от прибрежных осадков к пелагическим увеличиваются процентные содержания элементов на фоне уменьшения скоростей седиментации и абсолютных масс перечисленных элементов и всего осадочного материала. Фосфор и редкоземельные элементы занимают промежуточное положение, поскольку в их распределении сочетаются черты двух названных типов.

Колебания средних содержаний С0 в пелагических осадках Тихого океана лежат в пределах 0,08-0,50$, при этом минимум (0,08-0,20) характеризует плиоцен-плейстоценовые эвпелагические и миопелагические глины, повышенные значения отмечаются в глинисто-кремнистых илах. Количество С0рГ в однотипных осадках поверхностного горизонта всегда несколько больше (местами в 1,52 раза), чем в погребенных слоях, т.е. примерно 50$ С0рГ расходуется на начальном этапе диагенетических превращений осадков верхних 10-30 см. Оставшаяся после захоронения часть С0рГ (0,10,2$), вероятно, на поздних этапах диагенеза ведет себя пассивно.

Атлантический ок^ан. В области пелагического литогёнеза в

основном исследован химический состав поверхностного слоя. Высокие содержания СаС03 (до 90%) и низкие (менее 0,25%) концентрации Сорг выявлены в пределах Срединно-Атлантического хребта. В прилегающих к нему котловинах осадки повсеместно содержат 0,25-0,50$ С0рГ. Аморфный Si02 сосредоточен главным образом в приаятарктическом поясе диатомовых илов. Характерной чертой локализации Cr, Ti и Fe является отчетливо выраженное тяготение их максимальных концентраций к Северной Атлантике (Страхов, 1976), тогда как Ufa, Iii, Со и Си преимущественно локализуются в Южной Атлантике, хотя повышенные содержания всех четырех элементов выявлены в центральной части океана в целом.

111.7. ¡Иинеральный состав осадков

Факторами формирования минерального состава пелагических осадков являются петрографический состав пород ложа океана, циркуляции вод и атмосферы, рельеф дна и тектонический режим, биологичес 'ая структура пелагкали, процессы сингенетического ыинсралообразования.

Иесчан£-алев£итоше бракшш осадков. Для качественной характеристики минерального состава песчано-алевритовых компонентов осадков за основу принята крупноалевритовая фракция (0,10,05 мм), которая характеризуется максимально возможным набором минеральных видов и позволяет определять наиболее далекие границы влияния береговых питающих провинций. Различаются следующие генетические группы минералов: I) аллохтонные - терригенные, наземно-вулкано.генные, космогенные; 2) автохтонные - биогенные, аутигенные, эдафогенные, подводно-вулканогенные. Число минеральных видов в океане превышает 100. Наиболее часто в пелагических осадках встречаются трудноопределимые зерна, магнетит, бесцветное вулканическое стекло, обыкновенная роговая обманка, моноклинные пироксены, эпидот, плагиоклазы,биогенные кальцит и опал, а в зонах развития эвпелагических глин - филлипсит, марганцевые микроконкреции и костный детрит. Общее число минералов заметно уменьшается по направлению от берегов к пелагическим областям, отражая закономерности механической дифференциации, а в конечном счете - циркумконтинентальную зональность распределения терригенных компонентов осадков.

На примере центральной котловины Индийского океана показано, что среди обломочных крупноалевритовых компонентов осадков поверхностного слоя по удаленности южной границы их ареалов максимальных содержаний прослеживается следующий ряд механичес-

кой дифференциации (относительно устья Ганга): турмалин, ставролит (4° с.и.) --»-моноклинные пироксены, основные и средние плагиоклазы (0°) --»-корунд, кислые плагиоклазы, мусковит (5° ю. ш.) —>эпидот, оливин, сфен, силлиманит (8° ю.ш.) --»»гранаты, дистен (10° ю.ш.) --»-тремолит, актинолит (12° ю.т.) --»-обыкновенная роговая обманка, апатит, циркон, калиевые полевые шпаты, кварц (20° ю.ш.) --»-биотит (26° ю.ш.). Учитывая возможность переноса некоторых минералов эоловым путем, а также поставку за счет разрушения пород дна, следует признать полученный ряд в значительной мере условным, однако трудно не согласиться с тем, что минеральное разнообразие заметно уменьшается примерно южнее 10° ю.ш. Наиболее удаленные границы разноса терригенных минералов, как и следовало ожидать, метит листоватый биотит, хотя ни один из названных минералов не достигает полного истощения в столь благоприятных условиях механической дифференциации.

Комплексы обломочных минералов. В осадках Мирового океана выделяют три главных макрокомплекса, внутри которых прослеживаются и более дробные подразделения (Петелин, 1965; Мурдмаа и др., 1979):

1) вулканопластический и вулканотерригенный макрокомплекс окраинно-океанского андезитового вулканического пояса ("анде-зитовый");

2) вулканопластический и эдафогенный макрокомплекс центральных частей ложа океанов и срединных хребтов ("океанский");

3) терригеннъш макрокомплекс приконтинентальных областей океанов ("континентальный").

"Океанский" макрокомплекс - один из важнейших критериев выделения пелагического типа литогенеза. Он характеризует области сплошного развития океанской земной коры, где влияние континентального терригенного и андезитового вулканогенного комплексов ничтожно. В тяжелой фракции преобладают клинопироксены, обычно присутствуют оливин, хромэпинелид; легкие минералы главным образом представлены базальтовым стеклом, палагонитом, основными плагиоклазами. Эдафогенный комплекс включает также амфиболы, энстатит-бронзит, зпидот, серпентин, хлорит. Характерна ассоциация клинопирэксенэв с аутигенными филлипситом, целестобари-точ и марганцевыми микроконкрециями., с костным детритом. 3 рамках "океанского" гакроко:.'плекса выделяют несколько генетических г".'пл'-кс\- базальтовый вулканскяастический, с разновидностями ■ „•гдкчно-'жеанских тэлеигов, субделочных глубоководных базаль-:~идс.->-, подвергшихся гтозкчнч» изменения-.?; эдафогенный сфиоли-

товый рифтовых зон и трансформных разломов, с разновидностями гипербазнт-серпентинитовой, зеленокаменной - метабазальтовой, ыетагаббровой, габбровой - габбро-норитовой; полигенный комплекс пелагических осадков и др.

Космогенные компоненты. В пелагических осадках в небольших количествах встречаются магнитные и силикатные шарики размером до 0,02 мм. Гораздо шире распространены тектиты и микротектиты -стекловатые частицы диаметром соответственно 2-4 см и от 30 мкм до I мм, имеющие округлую, каплевидную и гантелевидную форму. Известны четыре поля выпадения тектитов (Иаез еЪ а1., 1979): Австрало-Азиатское (Австралия, Индонезия и северная часть Фил-липин) - возраст 0,69 млн.лет; Берега Слоновой Кости в Африке -возраст 1,1 млн.лет; Северо-Американское (штаты Техас, Джорджия) - возраст 35 млн.лет; Чехословацкое - возраст 14,7 млн.лет. Микротектиты обнаружены в пелагических осадках вблизи трех первых из названных полей.

Биогенные компоненты. Роль биогенных минералов (опал, кальцит, магнезиальный кальцит, арагонит, коллофан) в формировании пелагических осадков весьма значительна относительно других компонентов. Опал представлен скелетами радиолярий и силикофлагел-лят, панцирями диатомей, спикулами и микросклерами кремневых губок. Кальцитом сложены кокколитофориды и раковины фораминифер. Магнезиальный кальцит входит в состав скелетов красных коррапи-новых водорослей, мланок, иглокожих и некоторых других видов бентосных организмов. Арагонит слагает раковины птеропод, гаст-ропод, иглы морских ежей. Коллофан является составной частью костного детрита (зубы, кости рыб и морских млекопитающих, слуховые косточки китообразных). Намечается четкая приуроченность повышенных содержаний костей и зубов к медленно накапливающимся пелагическим глинам.

Аутигенные компоненты. Наиболее характерными аутигенными компонентами песчано-алевритовых фракций пелагических осадков являются цеолиты (филлипсит, клиноптиллолит и др.), марганцевые микроконкреции, целестобарит и палагонит, хотя в зоне перехода к приконтинентальному литогенезу встречаются пирит, единичные зерна глауконита, карбонаты Са-М&-ряда и родохрозит,- на подводных горах широко распространены фосфориты. Аутигенные минералы в основном формируются на разделе вода-дно, а после захоронения испытывают только кристаллохимические преобразования, не изменяясь заметно в количественном отношении. Наблюдаемые вариации содержаний по разрезам - отражение условий седиментации, су-

шествовавших вблизи раздела вода-дно з момент зарождения аути-генных минералов. Совместное нахождение в осадках пирита и микроконкреций свидетельствует о гетерогенности окислительно-зос-становителькых микроусловий в пределах продуктивных зон.

Традиционно марганцевые микроконкреции относят к диагене-ткчвским образованиям. Допускается также ( МагсМб, (ЗшкИасЬ, 1979), что после захоронения они растворяются, частично обеспечивая рост макроконкреций. Однако, формированию микроконкреций на стадии диагенеза противоречат следующие наблюдения автора: I) рудные стяжения встречаются в придонной Еоде и в поверхностной пленке жидкого осадка; 2) микроконкреции распределены крайне неравномерно на площади, занятой одним типом осадка; 3) отсутствуют четкие тенденции уменьшения или увеличения количества микроконкреций вниз по разрезу осадков одного типа; 4) на стадии диагенеза микроконкреции теряют воду, т.е. уплотняются, а структурная упорядоченность марганцевых минералов повышается; 5) количестго микроконкреций резко увеличивается во время перерывов седиментации; 6) отсутствуют прямые корреляции между химическим составом микроконкреций и вмещающих осадков; 7) в пределах одной пробы размеры микроконкреций заметно варьирупт; 8) локально протекающие в пелагических осадках восстановительные процессы не обеспечивают в полной мере диагенетическуга ре-мобилизацию рудных компонентов, необходимых для образования микроконкреций; 9) наиболее благоприятные условия формирования микроконкреций (окислительная обстановка, достаточное количество реакционноспособного органического вещества, перемешивание осадочного материала бентосными организмами и придонными течениями, поступление рудных элементов из водной толщи и за счет диагенетического подтока) существуют на разделе вода-осадок.

С учетом изложенного природа марганцевых микростяжений представляется хемогенно-сингенетической. Образование их в основном обусловлен™ коллоидно-химическими процессами вблизи раздела вода-дно. Теоретические предпосылки этих процессов обобщены А.А.Морозовым (1985), подтвердившим путем качественного эксперимента принципиальную возможность фиксации коллоидных частиц гидроокислов Мпи твердой поверхностью, содержащей весьма небольшие количества восстановленных форм этих элементов. Главным образом на этапе сингенеза формируются также филлипснт, палагонит, целестобарит, рудные корки и Ре-смектит.

Пелитовые фракции осадков. В гранулометрическом спектре пелагических осадков нередко преобладают пелитовые фракции (ме-

нее 0,01 мм). Основу пелитовых фракций абиогенных осадков составляют четыре группы глинистых минералов: монтмориллонита (сыектиты, ферриыонтмориллонит, бейделит, нонтронит, сапонит, волконскит), каолинита (каолинит, накрит, галлуазит), иллита (гидрослвды, глауконит, селадонит, браымалит), хлорита. Заметную роль в составе пелитовых фракций играют рентгеноаморфные вещества, цеолиты и тонкодисперсные обломочные минералы (полевые шпаты, кварц, слюды, амфиболы, палагонит, доломит, вулканические стекла и др.). Местами встречаются палыгорскит, сепко-лит и вермикулит. Биогенные компоненты представлены кокколита-ми, фрагментами скелетов фораминифэр, радиолярий и диатоыей.

Соотношение глинистых минералов в пелагических осадках в основном контролируется зональностью-распространения кор выветривания, а также путями эолового переноса и флювиогенной поставки. Минералы групп иллита и хлорита тяготеют к осадкам ледовых и умеренных зон, а каолинит - к осадкам тропической зона. Кроме терригенных минералов группы монтмориллонита, в глу-5оководньпс осадках довольно часто встречается аутигенный монтмориллонит. Он образуется в областях развития металлоносных эсадков, вблизи срединных хребтов, крупных разломов и отдельных вулканов, возникает за счет подводного выветривания вулкано-кластического материала и при гидротермальных изменениях осадков, а также в процессе диагенетических преобразований кремнисто-глинистых отложений. В целом устойчивый максимум монтмориллонита в поверхностном слое осадков прослеживается в центральной и южной частях Тихого океана, на западной окраине пелагической области Индийского океана и в южной половине Атлантики. Распределение глинистых минералов в миоцен-плейстоценовых осадках довольно однообразное. К основанию разрезов, как правило, увеличивается содержание смектита в субколлоидной фракции, что связано, по-видимому, с диагенетическим преобразованием рентге-ноаморфных компонентов осадков (гелей) поверхностного слоя в кристаллический смектит по мере их погружения. Наиболее высокие концентрации смектита, образованного при подводном выветривании и гидротермальном изменении базальгоидов ложа океана, характерны для эвпелагических глин.

Парные коэффициенты корреляции между содержанием глинистых минералов в субколлоидной фракции и концентрацией в ней химических элементов свидетельствует, что смектит прямо коррелирует

с Mg, Mo, Ni, Со,Си и обратно - с А1, Ре2+, К, На. Гидрослю-

2+

да имеет положительную связь с Al, Fe , К, На, отрицательную -

; Mg, Но, Hi и Со. Хлорит положительно коррелирует с Si, Д1, >о2+, На, имеет отрицательную связь с llg, Cu, Ыо, Hi, Со.

Ш.8. Скорости пелагической седиментации

Важнейшим количественным критерием пелагического литогене-а является скорость осадконакопления. Эта величина отражает :онечный результат взаимодействия экзогенных и эндогенных фак-■оров седиментации за определенный промежуток времени. Минимальнее скорости осадконакопления зафиксированы в конце эоцена-на-:але миоцена, а максимальные - в среднем миоцене-голоцене (Darles et al., 1977). 3 Атлантике средняя за последние 0,7 млн. :ет скорость пелагической седиментации колеблется (Лисицын, .974) в пределах I—100 (здесь и ниже мм/1000 лет), но обычно ¡оставляет 10-30. Отчетливый минимум (от I до 10) прослеживает-:я под центральными частями антициклонических субтропических |акроциркуляционных систем. В Индийском океане на фоне 3-10 не-|едки величины 10-30, а местами - менее I. Повышенные скорости i основном наблюдаются в приэкваториальном и южном (приантарк-'ическом) поясах биогенного кремненакопления, минимальные (ме-¡ee I до 3) - под южным антициклоническим круговоротом течений, í Тихом океане при фоновых величинах 3-10максимумы (10-30) приу-ючены к экваториальной и приантарктической продуктивным зонам, . минимумы (менее I) выявлены под субтропическими антициклони-:ескими макроциркуляционными системами. 3 целом относительно риконтинентальных районов скорость пелагической седиментации :а один-два порядка ниже и в основном контролируется биологичео-:ой продуктивностью, циркуляцией вод и рельефом дна. Темпы на-юпления материала уменьшаются примерно в такой последователь-:ости: известковые осадки (3-30) —í» кремнистые илы (I—10) —з» :иопелагические глины (1-3) ~^эвпелагические глины (менее I).

Детальные геологические исследования свидетельствуют о :райне изменчивых скоростях пелагического осадконакопления. Особенно это проявляется в зонах сильно расчлененного рельефа ¡на. Под воздействием гидродинамических, тектонических, биоло-■ических, гидрохимических, гравитационных склоновых процессов ■частки устойчивой седиментации соседствуют с участками "неот-отения" или неустойчивого накопления осадочного материала. Следствием перераспределения зещестэа на дне являются слои тур-'идитов, рудные конкреции и корки, биотурбированные толди, яв-;ые и скрытые перерывы. Зое это ухудшает достоверность определяя скоростей пелагической седиментации и ставит под сомнение

саму возможность использования осредненных за большой промежуток времени величин для подсчета абсолютных масс и других палеоокеа-нологичесхих построений на огромных территориях.

Глава 1У. ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОСАДОЧНОГО МАТЕРИАЛА В ПЕЛАГИЧЕСКОМ ЛИТОГЕНЕЗЕ

Поступивший в пелагическую область флювиогенный, эоловый, эндогенный и биогенный материал подвергается перераспределению на разных этапах литогенеза под воздействием изменчивых параметров среды. Высокая мобильность условий пелагической седиментации позволяет классифицировать не только ведущие факторы и механизмы перераспределения вещества, но и результаты их взаимодействия - литодинамические типы осадков, перерывы в разрезах, аути-генные минералы и т.д.

1У.1. Факторы и механизмы перераспределения вещества

Основными факторами перераспределения осадочного материала в пелагиали являются гидродинамические, сейсмические, тектонические, гравитационные, биологические и химические процессы. Они проявляются в разной степени в зависимости от глубины, морфологических и морфометрических характеристик рельефа, температуры и солености вод, гранулометрического и минерального состава осадков, распределения реакционноспособного органического вещества, тектонической позиции региона и т.п. Так, с возрастанием скорости придонных течений увеличивается вероятность взмучивания, размыва и переотложения осадков поверхностного слоя, разноса частиц на значительные расстояния. Эти механизмы наиболее эффективны на заключительной фазе председиментогенеза (осаждение) и на этапе протосингенеза, поскольку дальнейшие процессы уплотнения осадка с потерей влаги затрудняют нарушение его целостности течениями. Бри скорости течения менее 5 см/с размывается исходный материал пелагических глин и кокколитовых илов, при 10 см/с - фораминиферовых осадков; промежуточное положение занимают, вероятно, глинисто-кремнистые или. Важным гидродинамическим фактором перераспределения вещества являются подводные бури (Холлистер и др., 1984), возникающие примерно один раз в два месяца. Значимость таких бурь для пелагического литогенеза заключается в том, что взмученный осадок может захватываться к переноситься на огромные расстояния более слабыми, но стабильными течениями.

Зоны высокой сейсмо-текгонической активности наиболее бла-

гоприятны для развития склоновых гравитационных процессов - обрушения и осыпания коренных пород дна, оползания блоков рыхлых образований, зарождения седиментационных потоков разной плотности: турбидных, разжиженного осадка, зерновых, грязекаменных. Критические величины масс осадков и уклонов дна, необходимые для начала и поддержания различных видов гравитационного движения, варьируют в широких пределах в зависимости от физико-механических свойств осадочного материала. В грязекаменном потоке мелкие зерна и крупные обломки удерживаются в подвешенном состоянии главным образом за счет упруго-пластических свойств плотной суспензии тонкодисперсного матрикса ( Middleton, Hampton, 1976). Способ удержания частиц в зерновом потоке заключается в дисперсионном давлении, создаваемом столкновениями зерен, которое превышает стремление обломков к погружению под собственным весом. В потоках разжиженного песчано-алевритового осадка основным удерживающим механизмом является выжимание межгранулярной жидкости при гравитационном опускании зерен. Главным механизмом возникновения пелагических турбидаых потоков служит разжижение и взмучивание осадков в результате трансформации оползней. Следствием этого могут быть и промежуточные звенья, представленные гряэекаменными и пастообразными потоками. В области пелагического литогенеза наиболее широко проявлено оползание осадков. Практически повсеместно вниз по склонам (независимо от крутизны) медленно перемещаются сингенетические жидкие и полужидкие осадки, образованные вблизи раздела вода-дно. Такие перемещения, как правило, не трансформируются в турбидные потоки. Для развития обрушений, оползней и турбидных потоков благоприятны следующие основные условия: относительно крутые склоны, землетрясения, интенсивные придонные течения, быстрое накопление масс осадков, превышающих критические, деятельность бентосных организмов.

Злияние биологического фактора на перераспределение вещества в пелагических областях прослеживается на всех этапах седи-ментогенеза и раннего диагенеза. Во время мобилизации, переноса и осаждения исходного материала в перераспределении участвуют такие процессы, как биогенная экстракция (биоассимиляция), биофильтрация, биосорбция и биологический транспорт. В сочетании с гидродинамикой поверхностных и глубинных вод эти процессы обеспечивает избирательное извлечение компонентов, перераспределе-гт.з их в годной тотце, гсптоотно-зональное размещение основных типов осадков на дне. На этапах сингенеза и раннего диа-

генеза з перераспределении вещества активно включаются аэробные и анаэробные бактерии, регулируя скорость протекания окислительно-восстановительных реакций. На этих же этапах литогенеза деятельность бентосных сообществ (биотурбация) приводит не только к перемешиванию верхних 10-15 см осадков, но и к заносу материала этого слоя (включая реакционноспособное органическое вещество) в нижележащие осадки, возраст которых зачастую существенно более древний. Кроме того, отмершие зарывающиеся организмы стимулируют локальные восстановительные процессы.

В глобальном масштабе на стадии седиментогенеза геохимическое перераспределение вещества начинается на барьере река-море. В дальнейшем (Страхов, 1976) биогенные компоненты осадков (Сорг, СаС03, ^О^) в основном концентрируются в зонах повышенной биологической продуктивности гемипелагической и пелагической областей. Перераспределение железо-марганцевой группы элементов (гидролизаты, халькофилы, подгрупп железа и марганца) осуществляется путем механического фракционирования алдох-тонных и автохтонных взвесей. Способ перераспределения фосфора и редкоземельных элементов характеризуется как переходный между биологически.« концентрированием и механическим фракционированием.

На этапах сингенеза-раннего диагенеза широко и довольно разнообразно проявлены химические и физико-химические механизмы перераспределения вещества в пелагических областях (коагуляция, сорбция, десорбция, диффузия, окисление, локальное восстановление, растворение, осаждение, комплекс гальмиролитичес-ких преобразований вулкано'-ластического материала).Однако, следует признать, что многие проблемы геохимии пелагического литогенеза еще ждут своего разрешения. Известно (Страхов, 195.3; Остроумов, 1953, 1980), что в восстановительном типе диагенеза приконтинентальных областей направление и интенсивность диаге-нетических преобразований определяются органическим веществом, в результате распада которого происходят изменения как иловых в.од, так и твердой минеральной фазы осадков. Ь окислительном типе диагенеза, развитом только в пелагических осадках океана, органическое вещество (обычно меньше 0,5% С0рр) играет лишь подчиненную роль, распад его не оставляет заметных следов в осадках к поровых водах. Диагечетические процессы здесь имеют в основном физико-химическую природу, деструкция и минерализация органического вещества осуществляется главным образом микробиологическими процессами. Именно сульфятредуцируючие бактерии от-

ветственны, вероятно, за локальное образование сульфидов железа в продуктивных зонах области пелагического литогенеза.

Аутигенное минералообразование в пелагиали в основном приурочено к разделу вода-дно (стадия седиментогенеза) и слабо связано с перераспределением элементов в условиях окислительного типа диагенеза. Вблизи этой границы реализуется коллоидно-химический механизм формирования железо-марганцевых конкреций, корок и микроконкреций (Морозов, 1985). Целестобарит, имевший преимущественно биохимическую природу (секреционные обособления в планктонных организмах), также образуется местами на разделе вода-осадок за ечет взаимодействия барня и сульфат-иона океанской воды (Гурвич и др., 1978). Сингенетическими являются и па-лагонит, филлипсит, Ре-смектит - продукты гальмиролитических преобразований базальтового материала подводных извержений. Формирование последнего, кроме того, наблюдается при диаг^"""" кремнисто-глинистых осадков.

Анализ многочисленных публикаций по диффузионному механизму перераспределения элементов свидетельствует о весьма разнообразном и неоднозначном поведении их на стадии диагенеза пелагических осадков. Кроме диффузии, факторами, влияющими на перенос вещества, являются отжим воды при уплотнении осадков, био-турбация, а также возможность химических взаимодействий твердой и жидкой фаз. Детальные исследования разрезов пелагических осадков показали, что практически повсеместно к разделу вода-дно тяготеют максимумы концентраций С0рГ, Ма (П), Мп (1У), Со, Си, Бг, V, Сг, в меньшей мере Их и йп. Вниз по разрезу содержания их падают, однако нередко наблюдаются подповерхностные относительные максимумы, вызванные биотурбацией, а также исторически сложившимися условиями перерыва или усиления поставки элементов из придонной воды. Диагенетическое перераспределение в основном завершается, вероятно, в пределах верхних 10-50 см и зависит от скорости седиментации, включая реакционноспособное органическое вещество.

1У.2. Некоторые следствия перераспределения осадочного материала

При выявлении признаков перераспределения Еещества в пелагических областях учитывачись следующие основные параметры: текстурные, структурные, химические и минералогические особенности осадков, их цвет, влажность и плотность,• величины Еь. и рН, характер границ раздела, возрастные соотношения в осадках био-

генных остатков, глубина океана в месте отбора монолита, макро-и микрорельеф дна, гидродинамический режим, сейсмо-тектоничес-к&я позиция региона и др. Последствия химического, фиэико-хи-мичеекого и биологического перераспределения осадочного материала были кратко рассмотрены выше. Не менее важными представляются результаты воздействия на пелагическое осадкообразование сейсмических, гидродинамических и гравитационных процессов.

Литод1шамическив_типы осадков. Исходя из представлений о вертикальных (седиментационных) и латеральных (перемещение субпараллельно дну) потоках твердого осадочного материала, автор, вслед за И.О.Мурдмаа (1987), различает следующие литодинамичес-кие типы отложений: I) седиментационных потоков (пелагиты),

2) придонных гидродинамических потоков (каррентиты, контуриты),

3) гравитационные (гравититы), 4) с транспортировкой на плаву, 5) автохтонные. При формировании пелагитов (миопелагические глины, тефроиды, биогенные кремнистые и карбонатные илы, а также их разновидности с изменчивым содержанием компонентов иного генезиса) материал оседает по механизму "частица за частицей" либо с использованием биофильтрационного пеллетного транспорта. Они непрерывно накапливаются в центральных частях котловин и плоских вершин крупных поднятий в условиях слабых придонных течений, а в иных ситуациях интенсивно перераспределяются гидродинамическими и гравитационными потоками. "

Основными признаками каррентитов являются: знаки ряби, относительно равномерная примесь древних биогенных остатков в более молодых ос-^ках, эпизодически встречающиеся в разрезе рассеянные и обособленные в линзочки псгшмитово-алевритовые эда-фогенные обломки и окатыши глин, местами - высокое фоновое содержание в осадочной толще кислого вулканического стекла. Кроме образования аккумулятивных шлейфов, гидродинамические потоки медленно, но постоянно перераспределяют осадочный материал на огромных пространствах глубоководных котловин. Контуриты являются следствием эрозии, переноса и отложения терригенного материала глубоководными придонными течениями, парралельными батиметрическим контурам континентального подножия. По текстурно-структурным признакам они весьма сходны с турбидитами. Полагают (Лисицын, 1988), что в пелагических областях контуриты распространены вдоль крупных подводных хребтов, имеющих меридиональное простирание.

К гравититам (группа подводно-колювиальных отложений по В.Т.Фролову, 1984) относятся лодводно-оползневые, подводно-об-

зальные, подводно-осыпные образования, а также отложения, связанные с медленным сползанием осадков под действием силы тяжести (крипом) и с разнообразными гравитационными потоками осадочного материала, включая турбидные. Вследствие трансформации автокинетических потоков по ходу движения ( Fisher, 1983) гравитационные отложения могут образовать непрерывный ряд от сползших монолитов и оползней до турбидитов, имеющих сходство как с гра-влтитами, так и с отложениями гидродинамических потоков. 06-вально-осыпные и оползневые процессы широко развиты только в сейсмически активных зонах пелагиали, поэтому обусловленные этими процессами образования, вероятно, целесообразно называть ссйсмо-гравититамя. К ним относятся несортированные скопления цебнисто-глыбовых обломков базальтов у подножий крутых склонов в пределах срединных хребтов и трансформных разломоз, а также дресвяно-щебнистые эдафогенныо осыпи на склонах подводных гор, возвышенностей и сбросовых депрессий, нередко содержащие значительную примесь тонкозернистого пелагического материала. К признакам сползших блоков разновозрастных осадков относятся резкие границы раздела, оползневые текстуры, хаотичное распределение магматических и осадочных пород, рудных корок и конкреций, отсутствие градационных текстур.

Из разнообразных отложений гравитационных потоков в области пелагического литогенеза наиболее широко распространены тур-бидиты. Главными признаками пелагических турбидитов являются: резкая граница раздела с подстилающими-осадками и постепенная -с перекрывающими, наличие макро- и микроградационных текстур, заметное отличие от вмещающих осадков по цвету, влажности и плотности, присутствие мелководных биогенных остатков на больших глубинах, нахождение карбонатных осадков ниже КГК, обилие псамитово-алевритовых обломков пород дна, обогащение подошвы слоя тяжелыми минералами, существенное отличие от вмещающих осадков по химическому составу и соотношению глинистых минералов. Набор перечисленных характерных признаков изменяется в зависимости от состава и длительности перемещения материала. Одноактное проявление турбидного потока приводит к формированию слоя мощностью от 1-2 мм до первых метров (карбонатные турбиди-гьт). По генезису преобладающих компонентов пелагические турби-циты разделены автором на терригенные (преимущественно глинистые), вулканокластические (тефроидные), биогенные (кремнистые, карбонатные) и эдафогенные. Терригенные турбидиты в основном об-""ьуатсч за счет сверхдальнего разноса придонной взвеси (дис-

тальные гурбидиты); распространение других типов турбидитов обусловлено локальный разносом: преимущественно они приурочены к подножиям склонов подводных хребтов, поднятий и гор. Эдафо-геккьй материал обычно переносится на короткие расстояния, поэтому соответствующие турбидиты пространственно тяготеэт к об-кажетим пород дна и часто не имеют градационных текстур. В коккодитовых турбидитах градационные текстуры иногда отсутствуют из-за первично однородного гранулометрического состава биогенных остаткоь, а в тефроидных - вследствие унаследованной хорошей сортировки переотлагашихся частиц.

Осадочный материал, переносимый на плаву, образует в условиях пелагического литогенеза лишь примесь грубых обломков ледового и айсбергового разноса в осадках приантарктической зоны. Тонкодиспзрсный материал ("ледниковая мука") также но формирует самостоятельных литодинамических типов осадков, обезличиваясь в пелагической взвеси после таяния льдов и разноса течениями.

К автохтонным относят (Фролов, 1984) подводно-элювиальную группу отложений, которые не связаны с перемещением твердого осадочного материала, а накапливаются на месте путем биогенного или хеыогенного осаждения растворенных компонентов, либо за счет физического или химического выветривания коренных пород дна. В области пелагического литогенеза--в эту группу входят же-лезо-ыарганцевые конкреции и корки, а также гальмиролититы (Фролов, 1984). Поскольку обычными продуктами гальмиролиза являются монтмориляонитовые глины по вулканическому стеклу, гидроокислы железа, марганца и цеолиты, к гальмиролититам целесообразно отнести существенно ауткгенные эвпелагические глины (типы ЭГ, ЦТ, Д). В целом же для автохтонных отложений благоприятны условия низких темпов седиментации, приближающихся к перерыву, когда твердый осадочный материал не накапливается из-за его дефицита или вследствие интенсивных придонных течений.

Пе£е£ывы_в_осадконакоплении. Стратиграфические перерывы встречаются в разрезах океанских осадков любого возраста - от поздней юры до голоцена включительно. По степени выраженности различаются перерывы явные и скрытые, а по площади распространения - глобальные, региональные и локальные. Возникают они в условиях размыва или неотложения осадочного материала, в результате удаления его гравитационными процессами, а также при растворении карбонатных осадков вследствие изменения уровня НТК. Главными причинами стратиграфических перерывов являются колеба-

ния уровня Мирового океана, вариации температуры, состава и циркуляции придонных вод, перестройки конфигурации бассейнов, уменьшение биологической продуктивности, сейсмо-тектоничесяая активность. Длительность явных перерывов в пелагических областях колеблется от долей до десятков миллионов лет, часто же составляет около 4 млн.лет. Максимальное число перерывов в океанах приходится на границу мезозоя и кайнозоя, на поздний эоцен (включая границу эоцен-олигоцена), на средний и поздний миоцен. Время крупных изменений в'распространении перерывов соответствует времени принципиальных перестроек конфигурации океанских бассейнов, способных сильно повлиять на циркуляцию (Кеннетт, 1987). Пространственно-временное распределение перерывов неотделило также от вариаций палеообстановок седиментации - климата, циркуляции вод, биологической продуктивности и Т.д.

Основными элементами кайнозойских палеоокеанологических изменений являются (Кеннетт, 1987): а) ослабление экваториальной циркуляции в связи с распадом океана Тетис в раннем-среднем кайнозое, закрытием Индонезийского прохода в среднем-позднем кайнозое, и появлением сухопутного моста в плиоцене между Северной и Южной Америкой; б) развитие антарктического Циркумполярного течения за счет открытия в начале олигоцена прохода между Австралией и Антарктидой, эволюцией плато Кергелен, а также вследствие открытия пролива Дрейка в олигоцене; в) развитие в начале олигоцена психросферной (холодноводной) циркуляции в связи с эволюцией полярного оледенения. Самые яркие различия между четвертичным и третичным периодами состоят в том, что оледенения были более суровыми и обпирными, особенно на континентах Северного полупария, а также, возможно, и в Антарктиде. Более того, в течение последнего миллиона лет климат Земли был в соновном ледниковым.

В четвертичном периоде произошло 30 ледниковых эпизодов, каждый из которых был связан с развитием обширных ледников в высоких и средних широтах Северного полушария. Эти эпизоды выдавали крупномасштабные меридиональные смещения климатических зон на 20-30° широты, флуктуации системы океанской циркуляции. Уровень Мирового океана колебался в пределах примерно 100 м. Широкое распространение эрозии океанского дна в четвертичном периоде, вероятно, было следствием интенсификации глубинной циркуляции, т.е. усиленного образования антарктических придонных вод, ускорения антарктического Циркумполярного течения и увелй-

чения меридиональных термических градиентов в обоих полушариях.

По результатам глубоководного бурения было сделано заключение (Moore et al., IS78) о небольшом числе перерывов в интересующих нас четвертичных осадках. Учитывая сложную историю их формирования и разрушение верхней части керна на первом этапе бурения, такой вывод представляется не совсем корректным. В частности, проведенное автором комплексное исследование колонок пелагических осадков, полученных прямоточной трубкой в Центральной котловине Индийского океана, показало, что в разрезах имеются многочисленные перерывы. Длительность явных перерывов колеблется от 0,2 до 4,5-5,0 млн.лет. Они проявлены локально или на значительных площадях. Наиболее выдержанным по площади представляется перерыв, проявившийся 0,3-0,5 млн.лет назад. В ряде колонок нет голоценовых осадков, перерывы приходятся на поздний плиоцен-ранний плейстоцен и конец позднего миоцена. Самые длительные перерывы охватывают весь плиоцен и основную часть плейстоцена. Границы явных продолжительных перерывов опознаются по резкой смене типов осадков и их химического состава, неполноте палеомагнитных разрезов и микропалеонтологических зон.

Кроме явных стратиграфических перерывов, в разрезах вероятны скрытые перерывы (резко замедленная седиментация), методика обнаружения которых предложена автором. Основными признаками скрыты* перерывов в литологически однородных толщах служат горизонты погребенных железо-марганцевых конкреций, повышенное содержание марганцевых микроконкреций и геохимически аномальные горизонты осадков. Для границы скрытого перерыва характерны повышенные валовые содержания Ма, Hi, Со, Си, иногда также Fe, AI, К, Li и Fb, однако количество Сг и Zn обычно падает относительно фона. На этой же границе наблюдается уменьшение доли подвижных форм элементов. По мере увеличения длительности перерыва возрастает концентрация практически всех перечисленных выше элементов, но наиболее чувствительны к фактору времени Ып и Hi . В отличие от диагенетического концентрирования элементов обогащение осадков рудными компонентами на границе перерыва имеет седиментационную природу.

В области пелагического литогенеза наиболее распространены, по-видимому, региональные и локальные перерывы седиментации. Первые в основном приурочены к зонам неустойчивого осадконакоп-ления в условиях слабой поставки исходного вещества (низкой биологической продуктивности), интенсиных придонных течений и

растворения биогенных карбонатов глубже КГК (рудные поля конкреций и корки на приподнятых участках дна, эрозионные поверхности, сильно нарушенные илоедами). Локальные перерывы (часто кратковременные - явные и скрытые) тяготеют к осадкам продуктивных зон океана при сильно расчлененном рельефе дна, нестабильном сейсмо-тектоническом режиме и локальном проявлении эродирующей деятельности придонных течений. Региональные перерывы формируются длительное время на огромных площадях: (в пределах одного океана), ярко выражены литологически и геохимически (марганцевая специализация), в разрезах встречаются довольно редко. По основным характеристикам региональным перерывам близки перерывы глобальные, однако последние прослеживаются "в пределах трех океанов и отражают значительные события планетарного масштаба (резкие изменения климата, уровня океана, циркуляции вод, конфигурации материков, биологической продуктивности). Локальные перерывы занимают небольшие площади, формируются почти мгновенно (при оползнях, обрушениях, развитии турбидных потоков и т.д.), в разрезах наблэдажтся часто, геохимически выражены слабо.

Лито£инамическое^^он^овадие_пелагических областей^ Взаимодействие факторов и механизмов перераспределения вещества в области пелагического литогенеза создает три основных режима седиментации: I) непрерывной аккумуляции, 2) устойчивой эрозии, 3) неустойчивого осадконакопления. Непрерывно осадочный материал накапливается в осевых зонах котловин и на достаточно протяженных плоских вершинах подводных поднятий. Неустойчивая седиментация характерна для склонов поднятий и сопряженных с ними котловин, а также для островернинных подводных гор. В этих условиях аккумуляция многократно прерывается перемещением осадков на более низкие гипсометрические уровни, у основания склонов в разрезах появляются экзотические (относительно конкретных условий) отложения, а на склонах обычны стратиграфические перерывы. Устойчивая эрозия (или неотложение) осадков связана главным образом с деятельностью нзазистационарных придонных течений, в меньшей степени - с аномально низкой продуктивностью поверхностных вод и растворением биогенных остатков. Особенно благоприятны для эрозяи течениями вершины поднятий и склоны узких проходов субмеридиональной 'ориентировки.

Названные режимы седиментации нашли отражение tía предложенной автором схеме (рис.2) основных литодинамических типов преимущественно четвертичных пелагические осадков. Наибольшие .

Рис. 2. Схема литодина^ического районирования пелагических областей

1-4 - литодинамические типы отложений: I - пелагиты; 2 - гальмиро-лититы; 3 - гравититы; 4 - каррентиты (Холлистер и др., 1984); 5 -районы вулканогенно-осадочного литогенеза; б - основные трассы холодных глубинных вод (Холлистер и др., 1984)

площади в пределах Атлантического, Индийского и Тихого океанов занимают пелагиты - окисленные глинистые, карбонатные и крем-нисто-глинкстые осадки, не претерпевшие заметного перераспределения на дне. Гравититы в основном тяготеют к системе средин-но-океанских хребтов, подводным горам, поднятиям и зонам трансформных разломов, т.е. к участкам сильно расчлененного рельефа дна. Гальмиролититы пока известны под центрами антициклонических макроциркуляционных систем только в Индийском и Тихом океанах, однако границы их распространения в плейстоцене требуют дальнейшего уточнения. Главным критерием поиска гальмиролититов являются обширные поля подводных стекловатых базальтоидов, медленное изменение которых протекает на фоне очень слабой поставки терригенного и биогенного материала.

Каррентиты занимают довольно большие участки в приантарк-тических районах океанов и в Северной Атлантике. Их формирование тесно связано с мощными потоками холодных глубинных вод. Проникая в пелагические области, эти потоки эродируют дно и переотлагают взвешенный материал в виде узких, но протяженных осадочных тел и шлейфов. Наиболее часто пелагические каррентиты встречаются в Индийском и Атлантическом океанах.

Среди автохтонных отложений, не связанных с перемещением твердого осадочного материала, важное место принадлежит железо-марганцевым коркам и конкрециям. Корки формируются на твердом субстрате при условии постоянного удаления течениями рыхлых осадков, поэтому они тяготеют к обнажениям коренных пород дна в пределах подводных гор, поднятий и хребтов. Фациальные обстановки образования конкреций весьма разнообразны (Безруков, 1979; Сгопап, 1977; и др.). Наиболее широко они распространены на дне Тихого океана, гораздо меньше их в Индийском и Атлантическом океанах. Конкреции занимают огромные площади в области пелагического литогенеза, где скорости седиментации колеблются в пределах 1-3 мм/1000 лет. Максимальные площади распространения известны на холмистом дне океанских котловин ниже КГК. Кроме того, конкреции нередко образуют скопления на вершинах и склонах положительных форм рельефа на глубинах 4-1 км и менее, когда высокие скорости придонных течений препятствуют накоплению осадков. В целом же повышенные концентрации железо-марганцевых конкреций наблюдаются в пелагических осадках под центрами антициклонических макроциркуляционных систем и под антарктическим Циркумполярным течением.

- 54 -ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Пелагический литогенез - явление в неоген-четвертичной истории Земли уникальное. Развиваясь на океанской коре, пелагическое породообразование протекает на больших глубинах и охватывает огромные площади. В условиях столь крупных бассейнов седиментации механическая дифференциация вещества достигает своего максимально возможного выражения, когда осадкообразуюаими становятся не терригенные обломочные компоненты, а преимущественно продукты жизнедеятельности биоса и дезинтегрированные ба-зальтоиды дна. Важнейшее значение приобретают гидродинамические, климатические и биологические факторы седиментации, рельеф и структура дна. Слабое поступление в осадки реакционноспоссбного органического вещества обеспечивает лишь локальные редукционные процессы. Диагенетическое преобразование осадочного материала происходит крайне медленно. Аутигенные минералы в основном формируются вблизи раздела вода-дно в результате коллоидно-химических, биологических и гальмиролитических процессов в окислительной обстановке.

Распределение пелагических осадков на дне контролируется положением биологически продуктивных и непродуктивных зон, которое прямо зависит от гидродинамической структуры пелагиали: наибольшие продуктивность планктона и скорости седиментации приурочены к областям подъема глубинных вод в циклонических макроциркуляционных системах, минимальные величины наблюдаются под антициклоническими круговоротами (области опускания вод). Пространственно-временнше соотношения осадков зависят также от конфигурации материков, резких изменений климата, уровней океана и КГК, процессов перераспределения вещества на разных этапах литогенеза. Характерными компонентами пелагического разреза являются окисленные биогенные карбонатные и кремнистые осадки, миопелагические и эвпелагические глины. Последние не обнаружены только в Атлантическом океане, который отличается повышенными скоростями седиментации. В целом же в неоген-четвертичное время происходило постепенное сокращение площадей распространения эв-пелагических, а затем и миопелагических глин за счет расширения ареалов биогенного карбонато- и кремненакопления.

Важными чертами пелагического литогенеза являются относительно низкие скорости седиментации, формирование на огромных пространствах железо-марганцевых конкреционных и корковых руд, прерывистость осадочной толщи, заметный вклад в состав отложений эдафогенного материала. Из множества проявлений перераспределе-

ния вещества в пелагических областях широко распространены региональные и локальные (явные, скрытые) перерывы, обусловленные как глобальными факторами (заметные изменения климата, циркуляции вод, биспродуктивности и т.д.), так и гравитационными процессами, деятельностью придонных течений, суспензионных потоков, сейсмо-тектоническими особенностями района. Для пелагического разреза характерны биогенные, вулканокластические и эдафогенные турбидиты. Редкие находки терригенных турбидитов свидетельствуют о сверхдальнем разносе взвешенного исходного материала.

В качестве модели пелагического литогенеза можно рассматривать Тихий океан, характеризующийся биполярностью широтных природных зон, наличием многочисленных периферийных ловушек флюзио-генного вещества (желоба, окраинные моря, широкие шельфы) и наибольшими размерами. Специфика породообразозания в Индийском океане обусловлена асимметрией поставки терригенного материала (преобладает речной вынос с севера) и отсутствием акваторий северных умеренных и высоких широт. Несовершенным пелагическим литогенезом отличается Атлантика. Обильные флювиогенные выносы почти беспрепятственно проникают в осевую зону океана, не достигая полного механического фракционирования. Естественной преградой этому служит Срединно-Атлантический хребет. Недостаточная ширина океана проявилась в слабом выражении приэкваториального и северного поясов биогенного кремненакопления, в отсутствии плиоцен-плейстоценовых звлелагических глин. В целом же осадконакоп-ление здесь осложнено встречными потоками холодных глубинных вод из полярных областей. По комплексу признаков Атлантика занимает промежуточное положение в ряду седиментационннх бассейнов океан-внутреннее море, поэтому развитый в центральной части этого океана тип литогенеза следует, вероятно, называть миопелагичес-ким. Отчетливо выраженная в пределах трех океанов тенденция постепенного усиления биогенных факторов седиментации в неоген-четвертичное время в перспективе может пгшрст:; к лтпсеместному развитию в глубоководных районах нетаг..'л..;'_-.«1ого пелагического (миопелагического) литогенег.а.

Автором опубликовано по теме диссг-_,-'оле° 20 работ. Основными из них являются:

1. Свальнов В.Н. Новообразованный палыгорскит в осадках станции

4599 (Индийский океан) // Океанология. 1574. Т. 14, вьгп.1.

С.138-142.

2. Демиденко Е.Л., Свальнов В.Н. Новые дяннме о плейстоценовой

истории глубоководного осадкообразования в южном тропи-

- Ь6 -

ческом поясе Индийского океана // Докл.АН СССР. 1974. Т.217. № 6. C.I4I2-I4I5.

3. Свальнов В.Н. Этмодискусовые или восточной части Индийского

океана // Океанология. 1974. Т.14, вып.5. С.859-863.

4. Свальнов В.Н., Рудакова А.Н. Состав крупноалевритовой фрак-

ции современных осадков восточной части Индийского океана // Литол. и полезн.ископ. 1976. £ 2. С.35-46.

5. Свальнов В.Н., Демиденко Е.Д., Мухина В.В. Скорости осадко-

накопления в восточной части Индийского океана // Докл. АН СССР. 1976. Т.227, № 2. С.465-168.

6. Свальнов В.Н., Цурдмаа И.О., Репечка U.A., Демиденко Е.Л.

Вулканический материал в четвертичных отложениях восточной части Индийского океана // Океанология. 1976. Т.16, вып.З. С.479-487.

7. Свальнов В.Н,, Шевченко А.Я. К вопросу о распространении

глинистых минералов в осадках восточной части Индийского океана // Там же. 1977. Т.17, вып.5. C.855-86I.

8. Свальнов В.Н., Беляева Н.В., Демиденко Е.Л., Дмитренко О.Б.,

Ушакова М.Г. Комплексные исследования турбидитовв восточной части Индийского океана // Морская микропалеонтология. М.: Наука, 1978. C.I00-I26.

9. Свальнов В.Н., Рудакова А.Н. Минералогические исследования на

полигонах в Индийском океане // Океанология. 1978. Т. 18, вып.4. С.660-670.

10. Свальнов В.Н., Демиденко Е.Л. Основные закономерности седи-

ментогенеза в восточной части Индийского океана // Климатическая зональность и осадкообразование. М.: Наука, 198I. С.139-150.

11. Скорнякова Н.С., Свальнов В.Н., Безруков П.Л., Курносов В.Б.,

Мухина В.В., Кругликова С.Б., Дмитренко О.Б., Бараш М.С. Дочетвертичные осадки и осадочные породы // Геология и геофизика дна восточной части Индийского океана. М.: Наука, 1981. С.195-225.

12. Свальнов В.Н. Влияние островного вулканизма на осадкообра-

зование в Индийском океане // Океанология. 198I. Т.21, вып.5. С.855-864.

13. Попов В.П., Свальнов В.Н. Минералы-индикаторы седиментацион-

ных провинций в северной части Индийского океана // Изв. ВУЗ. Геология и разведка. 198I. № 12. С.48-57.

14. Свальнов В.Н., Демиденко Е.Л. Эволюция приэкваториального

пояса биогенного кремненакопления в Индийском океане //

Океанология. 1982.-Т.22, выпД. С.80-86.

15. Свальнов В.Н. Четвертичное осадкообразование в восточной

части Индийского океана. М.: Наука, 1983. 192 с.

16. Свальнов В.Н., Димитров П.С., '.Мухина В.В., Ушакова М.Г. Не-

которые черты осадконакопленяя сэверной приэкваториальной зоны Тихого океана // Океанология. София. 1984. № 12. С.33-40.

17. Свальнов З.Н., Линькова Т.Н., Мухина В.В., Малахова Г.В.,

1':*ла;:ов М.И. К стратиграфии осздков северной тропической зоны Тихого океана // Тихоокеанская геология. IS85. !'> 2. С. 33-43.

[8. Нозпкова З.Т., Свальнов В.Н. Физические созйства осадков се-вс-рной тропической зоны Тихого океана // Океанология.

1935. Т.25, вып.2. С.274-278.

19. Сважыюв В.Н., Шзачэнко А.Я., Успенская Т.В., Гурвич Е.Г.,

Завадская H.H. Состав гидротермальных корок Красного моря // Литол. и полезн.ископ. 1935. № 3. С.40-52.

20. Ссальнов В.Н. Типы нормальных осадков Красного моря, их

состав, распространение, текстуры и структуры, диалогическое расчленение разрезов // Металлоносные осадки Красного поря. М.: Наука, 1986. С.18-23.

21. Свальнов В.Н., Натвеенков В.В. Некоторые особенности фосфа-

• тизацни на подводных горах Тихого океана // Изв. АН СССР. Сер.геол. 1936. $ 10. C.III-I2I.

22. Свальнов В.Н. Литология и стратиграфия // Железо-марганцевые

конкреции центральной части Тихого океана. Ii.: Наука,

1936. С.36-67.

23. Свальнов В.Н., Гордеев В.В. Химический состав осадков //

Там же. С.63-88.

24. Свальнов В.Н. Минеральный состав крупноалевритовой фракции

осадков на исследованных полигонах // Там же. С.88-98.

25. Чудаев О.В., Свальнов В.Н. Состав глинистых минералов пела-

гических осадков // Там же. С.98-101. £6. Свальнов В.Н. Закономерности формирования осадков, вмещающих келезо-марганцевыр конкреции // Там же. С.104-108.

27. Свальнов В.Н. Геохимические неоднородности в разрезах пела-

гических осадков как показатель перерывов седиментации // Литол. и полезн. ископ. 1986. № 6. С.28-44.

28. Свальнов В.Н. Литогенетическая структура пелагиали // Геоло-

гия морей и океанов. М.: ИОАН, 1986. Т.З. С.223-224.

29. Свальнов В.Н. Пелагический литогенез // Осадочный слой, па-

леоокеанология. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. С.201-203.

30,

31,

32,

33,

34,

35,

36,

37

38,

39,

40

4L

42,

43.

44

Свальнов В.H., Шишкова Е.Ю., Мурдмаа И.О. Осадкообразование в радиоляриевом поясе Тихого океана по фотографиям дна// Литол. и полезн. ископ. 1987. № 2. С.12-24.'

Свальнов В.Н., Новикова З.Т. Абиогенные минералы северной приэкваториальной зоны Тихого океана // Океанология. 1987. Т.27, вып.5. С.776-786.

Свальнов В.Н., Казарина Г.Х., Шевченко А.Я. Эоловый материал плиоцен-плейстоценовых отложений возвышенности Шагского // Тихоокеанская геология. 1987. № 4. С.21-29.

Свальнов В.Н., Беляева Н.В., Дмитренко О.Б., Новикова З.Т., Успенская Т.Ю., Шевченко А.Я. Эдафогенный материал в осадках северной тропической зоны Атлантики // Литол. и полезн. ископ. I98Ü« # 3.- С.45-63.

Свальнов В.Н., Николаев С.Д., Стрижов В.П., Колоколов С.Л., Шевченко А.Я. Избирательная литификация плейстоцен-голо-ценовых осадков в Красном море // Деп. в ВИНИТИ. 1988. » 2585. 69 с.

Свальне» В.Н., Скорнякова Н.С., Сипайло Л.Е. Распределение рудник элементов в гомогенном слое пелагических осадков/^ Изв.АН СССР. Сер.геол. 1989. № 5. С. 19-25.

Мурдмаа И.О., Свальнов В.Н., Скорнякова Н.С. Фациальное районирование Индийского -океана // Железо-марганцевые конкреции Центральной котловины Индийского океана. М.: Наука, 1989. С.5-24.

Свальнов В.Н. Литолого-фациальные типы осадков, литестратиграфия, магнитостратиграфия // Там же. C.72-IÖ4.

Свальнов В.Н., Казарина Г.Х., Крутикова С.Б. Сопоставление стратиграфических данных, скорести оеадконакопления // Там же. С.105-108.

Свальнов В.Н., Шабина H.H., Завадскля H.H., Кузьмина Т.Г. Валовые содержания осадкообразуюиих элементов // Там же. С. II3-I2I.

Свальнов В.Н. Геохимические признаки перерывов оеадконакопления // Там же. С.I2I-I24.

Свальнов В.Н., Новикова З.Т., Казакова В.П. Состав крупноалевритовой фракции осадков // Там же. С.1^7-134.

Свальнов В.Н., Чудаев О.В. Состав пелитовых фракций осадков // Там же. С.134-138.

Свальнов В.Н. Некоторые особенности формирования неоген-четвертичных конкрециеносных осадков // Там же. C.I38-I4I.

Свальнов В.Н., Чудаев О.В. Основные типы глин Центральной