книги из ГПНТБ / Бабинец А.Е. Гидрогеологические и геохимические особенности глубоководных отложений Черного моря

Северная часть водосборной площади приходится на ВосточноЕвропейскую платформу и характеризуется небольшими превыше­ ниями высот над уровнем моря, сглаженным рельефом и неинтенсив­ ными эрозионными процессами. Реки здесь имеют значительную длину и небольшой уклон русла, скорость их течения невелика. С этой части бассейна питания в Черное море переносятся главным образом растворенные вещества и лишь незначительное количество взвесей. С запада, юга и востока к Черному морю примыкают моло­ дые горные системы высотой до 3000—4500 м. Рельеф их сильно расчленен, что обусловливает интенсивные денудационные процес­ сы. Здесь много речных потоков с круто падающим руслом, быстрым течением и большим выносом взвешенных частиц. Отсюда в Черное море поступает значительная часть терригенного обломочного ма­ териала.

Существенное значение в питании терригенным материалом имеет абразия морских берегов, однако значительная часть ее продуктов отлагается в пределах шельфа. Материал абразии поступает в глу­ боководные осадки в большом количестве лишь у южных берегов Крыма.

Значительная часть массы донных осадков Черного моря обра­ зуется вследствие жизнедеятельности живых организмов, обитаю­ щих в толще воды. Органический мир моря довольно разнообразен. Фитопланктон насчитывает 240 видов, из них 52 вида диатомовых водорослей; зоопланктон — 70 видов. Биомасса планктона над глу­ боководной зоной составляет 100—150 мг/м3. На мелководье сосре­ доточены огромные скопления водорослей: зостеры и филлофоры.

Биомасса зостеры достигает 4 кг/м2	(в среднем 1,5 кг/ж2 ), общие за­
пасы ее в Черном море оцениваются в 1 млн. т. Средняя		биомасса
филлофоры составляет 1,7 кг/м2,	достигая в максимуме	13 кг/м2.

Эти водоросли распространены вдоль всего побережья, но основное их скопление (до 95%) известно в северо-западной части моря.

Основными факторами, влияющими на распределение донных осадков, являются рельеф дна, течения и структура водных масс. Рассмотрим их по порядку.

Шельфовая зона Черного моря имеет максимальную ширину в северо-западной части, а минимальную — вдоль южного и восточ­ ного берегов. В пределах этой зоны глубина возрастает постепенно от нескольких десятков до 100—200 м. Затем крутизна склона резко возрастает от 0,5—1,0 до 5—13°, а около Новороссийска даже до 50°. Эта область является материковым склоном и простирается до изо­ баты 2000 м. Ниже углы наклона дна весьма малы, здесь простира­ ется почти плоская глубоководная равнина.

Течения Черного моря, согласно А. К. Леонову, довольно полно изучены. Отмечается, что основные причины возникновения течений здесь — ветры и динамика речного стока. По гидрологическим на­ блюдениям установлено существование единой циклонической систе­ мы течений до глубины около 1000 м. Выделяются три зоны [2361 с различными характеристиками течений в поверхностном слое:

lü

]) прибрежных круговоротов, 2) основного течения и 3) слабых те­ чений. В первой зоне скорость течения не превышает 20—30 см/сек, внешняя ее граница проходит в 2—5 милях от берега. Вторая зона шириной 30—50 миль. Скорость здесь 30—50 см/сек, максимальная наблюдается на материковом склоне. Третья зона охватывает цен­ тральную часть моря. Скорость течения здесь не более 5—15 см/сек.

Рис. 2. Схема циркуляции масс Черного моря (по А. К. Леонову, 1960).

А. К. Леонов [146] выделяет Анатолийское, Кавказское, Крым­ ское и Румелийское течения (рис. 2). Каждое из них распадается на ветви, иногда очень сложно переплетающиеся.

Вследствие сужения моря между меридианами 33 и 35° в. д. внутри общего циклонического кольца в Черном море существуют два частных циклонических круговорота: западный и восточный, причем в их центральных районах наблюдается подъем вод, а в пе­ риферических— опускание. По данным Д. М. Филиппова [236], горизонтальная составляющая скорости течения с глубиной умень­ шается по близкому к экспоненте закону, не превышая 5 см/сек на глубине более 1000 м. Скорость подъема (опускания) вод состав­ ляет около 3 • 10~3 см/сек и приурочена в океанах к области ярко выраженного подъема вод (up - welling).

Через Босфор происходит водообмен между Черным и Мрамор­ ным морями: верхнее босфорское течение направлено в сторону Мраморного моря, нижнее — в сторону Черного. Это течение при­ вносит в Черное море соленую плотную мраморноморскую воду, которая, медленно распространяясь по дну, формирует промежуточ­ ную глубинную черноморскую водную массу [146]. Соленость по­ следней 22°/0 0 , температура + 9 ° С , кислорода в ней нет, концентра­ ция сероводорода изменяется от 4 до 11 мг/л. Верхняя водная масса формируется в слое 0—300 м (у берегов 0—300 м, в центре 0—150 м),

в основном в результате смешения пресных речных вод с морской водой. Температура и соленость колеблются здесь в зависимости от времени года (температура 5—26° С, соленость 17,5—18,60/00.), ки­ слорода содержится 8,9—2,5 мг/л. Это слой сезонного конвективного перемешивания. Промежуточная водная масса занимает слой 150— 1000 м. Температура и соленость изменяются по глубине. Резко убывает содержание кислорода, а сероводорода становится больше. Эти водные массы представляют собой единую систему. Время обнов­ ления черноморских вод (водообмен), как принято считать, не более

200лет.

Врезультате сейсмических, сейсмологических и гравиметриче­ ских исследований получены сведения о тектонике дна Черного мо­ ря: формировании структур, направлении разломов, глубинном строении земной коры.

Впоследнее десятилетие на акватории Черного моря выполнен большой объем геофизических исследований. По опубликованным результатам можно составить определенное представление о строе­ нии земной коры в районе Черноморской котловины. По данным Б. К. Балавадзе и П. Ш. Мендели [36], выполнившим количествен­ ную интерпретацию аномалий силы тяжести и сопоставление с ре­ зультатами сейсмологических исследований, глубина залегания по­ верхности Мохоровичича в районе ложа котловины составляет 22—25 км. Залегающий над поверхностью Мохоровичича базаль­ товый слой (плотностью 2,90 г/см3) имеет мощность 20—23 км в периферической части Черного моря, 10—14 км в центре восточной халистазы и 7—9 км в центре западной. Кроме того, базальт, по­ степенно уменьшаясь в мощности, выгибается вверх и образует вытянутый по широте региональный купол. Мощность гранитного слоя в Черном море изменяется вполне закономерно: у береговой полосы 10—15 км, к центральной части моря она уменьшается и, по-видимому, сходит на нет под глубоководной областью. Резуль­ таты количественной интерпретации аномалий силы тяжести хорошо совпадают с результатами глубинного сейсмического зондирования. Они показывают, что мощность осадочного комплекса от прибрежной полосы, где она составляет 5—8 км, увеличивается в сторону глу­ боководной части Черного моря, достигая здесь 13—15 км. Геофизи­ ки, выполнявшие исследования в Черном море, полагают, что отсут­ ствие гранитного слоя под глубоководной частью условно. Помня об этой условности, необходимо осторожно подходить к отнесению не­ которыми исследователями коры черноморской впадины к так на­ зываемому субокеаническому типу. По мнению Т. С. Лебедева

[139], земная кора впадины Черного моря континентального типа. В процессе ее развития гранитный слой претерпевал определенные изменения, связанные, очевидно, с образованием покровов и других крупных магматических тел больших горизонтальных размеров в результате поступления основной магмы по зонам глубинных раз­ ломов. Предполагаемые крупные масштабы магматической деятель­ ности, в какой-то мере локализованной в рамках срединных мас-

12

сивов и разбитой на блоки глубоководной впадины Черного моря, указывают на значительную систематическую переработку гранит­ ного слоя. Следовательно, отсутствие его здесь необходимо прини­ мать условно. С. И. Субботин [228] высказал предположение о почти полной переработке гранитного слоя континентальной коры Черно­ го моря базальтовым расплавом в процессе формирования впадины.

И. А. Гаркаленко [84], Т. С. Лебедев [139—140] и другие ис­ следователи предлагают различные варианты тектонического рай­ онирования Черноморской впадины. Основная роль в них отводится системе глубинных разломов, определяющих блоковое строение тер­ ритории.

В: пределах Черноморско-Азовской тектонической провинции известны три основных геотектонических элемента: докембрпйский Украинский щит и его южные склоны, область эпигерцинских Скиф­ ской и Мизийской плит и область альпийской складчатости. Выде­ ляются также субмеридиональные и субширотные системы зон важ­ нейших глубинных разломов. Одесско-Анкарская и КриворожскоСамсунская зоны—субмеридионального простирания. КриворожскоСамсунская зона разломов пересекается южнее побережья Крыма с субширотной Крымско-Кавказской зоной. Здесь наблюдается ин­ тенсивная сейсмическая деятельность. Субширотное простирание имеют также северная Черноморско-Азовская и южная Черномор­ ская зоны. Зоны глубинных разломов выражены аномалиями силы тяжести, особенностями геосейсмических разрезов, аномалиями маг­ нитного поля и сейсмической активностью. Такова в самых общих чертах тектоника впадины Черного моря.

Строение осадочной толщи ложа впадины, материкового склона и шельфа северной части Черного моря изучалось методом отражен­ ных волн. Результаты этих работ свидетельствуют о сильной вер­ тикальной расчлененности осадочного слоя (до глубины 3—4 км). Границы раздела в осадках глубоководной части проходят почти го­ ризонтально. Более сложное строение имеет осадочная толща при переходе от ложа котловины к материковому склону южнее Крыма. По данным Я- П. Маловицкого и Ю. П. Непрочнова [155], в верхней части осадочного чехла здесь есть два несогласно залегающих струк­ турных этажа. Верхний этаж (до 500—700 м) характеризуется моно­ клинальным залеганием отражающих границ. В основании его рас­ полагается опорный отражающий горизонт, почти полностью соот­ ветствующий рельефу дна. Толща отложений между дном и этой границей отличается слабой сейсмической слоистостью. Нижний структурный этаж несравненно более дислоцирован. В нем наблюда­ ются складки с амплитудой до 1000 м и зоны дизъюнктивных нару­ шений. Интересно, что самые южные из этих погребенных складок и нарушений располагаются уже в пределах глубоководной котлови­ ны с выравненным дном.

Геологическую историю Черного моря впервые пытался восста­ новить Н. И. Андрусов [11—14]. В дальнейшем в работах А. Д. Ар­ хангельского и H. М. Страхова [26] изложены представления,

13

согласно которым в эоцене и олигоцене на месте современного Черно­ го моря существовал залив Тетиса. В конце олигоцена он стал ме­ леть, уменьшаться и распадаться на отдельные бассейны. В среднем миоцене, когда он еще больше сократился, узкий барьер, прохо­ дивший от Добруджи на Тарханкут, преградил сообщение южного бассейна с северным, этот залив отделился от Мирового океана. Южный бассейн был более опресненным по сравнению с северным. Чокракские отложения (миоцен) распространены у Варны, в Кры­ му, на Кавказе, на берегах среднего и южного Каспия и далее к востоку до Аральского моря. Южная граница чокракского моря почти совпадала с современной границей.

К началу сарматского века средиземноморский бассейн полностью обособился от океана, а разделяющий его примерно по 43—44° с. ш. с перерывом у Азовского моря барьер был разрушен. Сарматское море занимало весь юг европейской части СССР, Мраморное, Чер­ ное, Азовское, Каспийское и Аральское моря, Крым, Кавказ и зна­ чительную часть суши восточнее Каспия. На севере оно доходило до 47—48° с. ш., на юге — до современной границы Черного моря.

В среднесарматское время это море начало сокращаться. На гра­ нице мэотического века от него сохранилась лишь незначительная часть. Долгое время покрывавшаяся водой суша снова вышла на поверхность. В это время из Северной Африки расселялись и продви­ гались на север крупные млекопитающие, ископаемые остатки кото­ рых найдены в верхнесарматских и мэотических отложениях Крыма. В конце миоцена, в мэотический век, по-видимому, возобновилась связь с океаном и, вследствие сильного погружения суши, море вновь заняло обширное пространство южной части Украины, Румы­ нию, Крым, Кавказ и Каспий. Однако мэотическое море просуще­ ствовало сравнительно недолго, в верхнем мэотисе наступила новая регрессия.

Таким образом, глубоководная котловина Черного моря в общих чертах обозначилась в среднемиоценовое время. В начале плиоцена опускание суши вызвало трансгрессию, в результате которой были затоплены прилегавшие к Черному морю с севера степи. Наметив­ шееся разделение этого бассейна барьером в области ставропольско­ го плато на черноморский и каспийский окончательно оформилось в позднеплиоценовое время. По-видимому, южная часть Понтического моря была мелководной, а северная — глубоководной. К началу киммерийского времени северная часть Понтического моря припод­ нимается, и его сообщение с Каспийским морем прерывается. Воз­ можно, что в позднепонтическое и киммерийское время в северо-за­ падной части море отступило, а затем в куяльницкое время вновь трансгрессировало. В конце плиоцена Черное море имело почти со­ временные очертания.

В четвертичный период его размеры изменялись лишь незначи­ тельно. В конце древнеэвксинского времени возобновилась связь Черного моря со Средиземным и началось осолонение его вод вслед­ ствие поступления средиземноморской воды через Дарданеллы, при-

14

чем средиземноморская фауна распространилась даже в Азовское море. В карангатское время соленость воды Черного моря продол­ жала возрастать, что привело к существенному изменению гидроло­ гического режима и фауны, которая заметно отличалась от совре­ менной. По ископаемым остаткам карангатской фауны можно пред­ полагать, что соленость на поверхности моря в то время была выше 20°/0 0 . Затем, по окончании карангатского времени, гидрологический режим и соленость моря еще раз довольно резко изменились; на месте карангатского моря возник сильно опресненный новоэвксинский бассейн. Это подтверждается изменением состава фауны, при­ обретающей в новоэвксинеких отложениях каспийский и даже ли­ манный характер.

Переходные этапы в истории формирования новоэвкси некого бас­ сейна неясны, но стационарная и последняя фазы его оставили вполне определенные следы. К ним относятся: сохранение и широкое рас­ пространение карангатских террас на побережье; наличие новоэвксинских отложений только на дне Черного моря; распространение болотных и речных осадков в северо-западной части под верхними горизонтами новоэвксинских пород, что подтверждает вероятность поднятия дна по всей периферии моря в конце карангатского вре­ мени и, как следствие этого, прерывание нижнего босфорского те­ чения, влияющего на соленость вод Черного моря решающим обра­ зом. Существует мнение, что нижнее босфорское течение могло пре­ кратиться и при повышении уровня моря приблизительно на 0,5 м. Это могло произойти только вследствие значительного увеличения: поверхностного притока, т. е. существенного изменения климата, что в конце карангатского времени маловероятно. Поднятие суши в конце карангатского века не вызывает сомнений, и если оно распро­ странялось на Босфор и Дарданеллы, значительно сокращая их глубины, то нижнее босфорское течение должно было прекратиться^ а само карангатское море должно было стать проточным озером,, причем опреснение могло захватить и глубокие слои вод.

После новоэвксинского времени наступила древнечерноморская фаза (стадия), в течение которой окончательно оформились макроструктурные особенности рельефа Черного моря. Начало ее опреде­ лилось проникновением в Черное море средиземноморских форм —

Cardium edule, Mytilaster, Lindesmya ovata и других, указывающих наосолонение воды. Очертания древнечерноморского бассейна почти совпадают с современными. Осолонение воды началось вследствие увеличения глубины проливов и притока соленых вод из Средизем­ ного моря. Вначале древнечерноморские воды были еще довольно пресными, но постепенно их соленость повысилась до современной. По результатам подсчета годичных слоев микрослоистых глубоко­ водных осадков H. М. Страхов [221] полагает, что это последнее осолонение началось всего около 5000 лет назад.

Однако четвертичная история Черного моря не сводится только к смене одного гидрологического режима другим. Одновременно про­ текали и более глубокие процессы. На основании наблюдений над

15

лиманами известно, что в настоящее время море медленно наступает на юг Восточно-Европейской платформы. Параллельно с этим расши­ ряется центральная глубоководная часть Черноморской впадины в результате сбрасывания или опускания участков континентального плато (склона). Подтверждением этого предположения служат сле­ дующие особенности донных осадков: 1) вдали от берега мелковод­ ные новоэвксинские пески находятся сейчас на глубине 100—200 м и более; 2) галечники, еще более мелководная фация того же

времени,	также встречены	на глубине в несколько сотен	метров;
3) в нижней части континентального склона встречаются			глыбы
коренных	пород и прослои	дресвы.

По мере того, как море завоевывает все новые участки на севере, уже затопленные районы разбиваются сложной системой трещин, по которым и опускаются отдельные глыбы. Эти тектонические про­ цессы являются причиной землетрясений, время от времени проис­ ходящих в Крыму и достигающих иногда большой силы.

Таким образом, четвертичная история Черноморского бассейна свидетельствует не только об изменениях его гидрологического ре­ жима, но и о медленном разрастании его котловины при одновре­ менном наступлении моря на южные окраины Восточно-Европей­ ской платформы.

Г лава

II

ДОННЫЕ ОСАДКИ ГЛУБОКОВОДНОЙ ЧАСТИ ЧЕРНОГО МОРЯ

Глубоководные отложения, залегающие на глубине более 200 м, за пределами шельфа (рис. 3) покрывают континенталь­ ный склон, площадь которого между изобатами 200 и 1000 м в Чер­ ном море составляет 38 300 км2, подножие склона и наклонную глу­ боководную равнину площадью 101 500 км2 между изобатами 1000 и 2000 м, а также глубоководную равнину площадью 144 800 км2. Таким образом, глубоководные осадки занимают около 70% пло­ щади дна Черного моря, поверхность которого составляет 413 490 км2.

Исходным материалом для наших исследований послужили ко­ лонки донных осадков, полученные с помощью ударной грунтовой трубки на геологических станциях в глубоководной области Черного моря. Ниже приводится геологическое описание колонок донных осадков, из которых отбирались образцы для лабораторных иссле­ дований, в порядке их расположения на профилях.

		Профиль А—А1 (станции с запада							на восток,	рис. 4)
		Станция 1307,		глубина моря 1930		м
	см
	0—8	— ил	известково-глинистый		светло-серый			с	зеленоватым	оттенком,
		однородный.
	8—40	— ил известково-глинистый			буровато-серый,				тонкослоистый.
	40—58	— ил известково-глинистый			темно-серый,		однородный.
	58—107 — ил		глинистый	светло-серый, встречаются линзы и прослойки ила
		более темной		окраски.
	107—291 — ил		глинистый	черный, однородный,			плотный.
	291—631 — ил глинистый			светло-серый, однородный,				плотный. Местами встре­
		чаются нечеткие полосы ила, обогащенного							гидротроилитом.
	см.	Станция 1309, глубина моря 2130				м
		— ил известково-глинистый серый с зеленоватым оттенком, тонкослоис­
	0 - 6
		тый, жидкой консистенции.
	6—36	— ил	глинистый	зеленовато-бурый,		тонкослоистый.
	36—96	— ил глинистый светло-серый, однородный.
	2 3"1361				*~				^Т^^гтггг^"-"i17

" ' О ' **•>

Рис. 3. Схематическая карта распространения современных осадков в Черном море (по H . М. Страхову):

/ — песок, 2 — ракушняк, 3 — мидиевый ил, 4 — фазеолиновый ил, 5 — серый слабоиз­ вестковый глинистый ил, 6 — то же, с прослоями известково-глинистого ила, 7 — гли­ нисто-известковый ил, 8 — то же, с прослоями песка, 9 — то же, с частыми прослоями глинистого ила, 10 — известково-глинистый ил, / / — то же, с прослоями глинистого ила, 12 — области отсутствия современных осадков, 13 — глинисто-известковый ил с про­ слоями слабоизвесткового ила (к югу количество прослоев возрастает).

Рис. 4. Схема расчленения донных осадков по профилю	А—А1:
J — ил глинистый однородный, 2 — известково-глинистый,	3 — гл*инисто-

известковый микрослоистый ил, 4 — сапропелевидный, 5 — черный глини­

стый,	6 — глинистый ил с примесью песка,	7 — новоэвксинскне	осадки.
П р и м е ч а н и е : здесь и в последующих		разрезах показаны	осадки со­
временные черноморские — Q?; древнечерноморские О'; новоэвксинскне — ОЪ
2130 .	4	4	3
-g^ '	числитель — глубина от поверхности моря в м, знаменатель — длина ко­

лонки, см. Масштабы: — горизонтальный 1:750000, вертикальный 1:10000, коло­

нок — 1:50.

96—101 — ил

известково-глинистый

черный.

101—131 — ил глинистый

светло-серый,

однородный.

131—315 — ил глинистый

серый, однородный. Местами полосы и пятна гидро-

троилита. В интервалах 219—233, 235—272, 275—292 ил слоистый,

слои темно- и светло-серые.

315—555 — ил глинистый

светло-серый, однородный. В интервале 405—406 см

отмечен прослой темно-серого ила.

Станция 1312, глубина моря 2260 м

см

— ил

0—20

известково-глинистый

светло-серый, однородный, в верхней

части горизонта

полужидкий.

20—32

— ил известковый

светло-серый,

тонкослоистый.

32—282 — ил глинисто-известковый

светло-серый, однородный. В интервалах

74—78, 112—118, 142—166

отмечаются прослои

тонкослоистого

плотного глинистого ила зеленовато-серого

цвета.

282—301 — ил глинистый

темно-серый с пятнами светло-серого, очень плотный.

301—307 — ил глинистый

светло-серый, мягкий.

см

Станция 1627, глубина моря 2220 м

— ил известково-глинистый

0—22

желтовато-серый,

полужидкий.

22—57

— ил

известково-глинистый

черный.

57—67

— ил глинистый с примесью песка,

серый.

67—74

— ил

известково-глинистый

зеленовато-серый,

тонкослоистый.

74—76

— ил

глинисто-известковый

черный.

76—НО — ил глинистый

серый, однородный.

ПО—151 — ил

глинистый

с прослоями алевритового ила, темно-серый.

151— 163 — ил глинистый с примесью мелкозернистого песка, серый.

163—166 — ил

известково-глинистый

буровато-серый,

тонкослоистый.

166—169 — ил глинистый

темно-зеленый, очень плотный.

169—196 — ил глинистый

серый, однородный.

196—204 — ил

известково-глинистый

буровато-серый,

тонкослоистый.

204—278 — ил глинистый

серый, однородный.

278—321 — ил известково-глинистый

желтовато-серый,

тонкослоистый.

321—324 — ил

глинистый

зеленовато-серый,

тонкослоистый.

324—344 — ил глинистый,

светло-серый, слабо известковый, комковатый.

344—349 — ил глинистый

черный,

обогащенный гидротроилитом.

349—405 — ил глинистый

серый, однородный.

см

- Станция 1317, глубина моря 2210 м

— ил

0—10

известково-глинистый

желтовато-серый,

жидкий.

10—152 — ил

глинисто-известковый

серый, мягкий. В интервалах 11—16,

21—22, 30—32, 60—61,

66—67, 87—88, 98—108, 115—121,

126—127

и 137—138 см прослои

тонкослоистого глинистого

плотного

ила. В

интервалах 132—135 и 140—144 см наблюдаются полосы ила, обога­

щенного гидротроилитом.

152— 449 — переслаивание

глинистого однородного светло-серого ила и глинис­

того тонкослоистого буровато-серого ила. В интервале 374—378 ем

залегает ил с примесью песка. Местами отмечаются пятна

и полосы

гидротреилита.

449—493 — ил

глинистый

темно-серый.

493—540 — ил глинистый

светло-серый, в верхней части горизонта есть полосы

гидротроилита.

см

Станция 1633, глубина моря 2100 м

0—22 — ил

известково-глинистый

желтовато-серый, тонкослоистый,

полу­

жидкий.

2*

19