stringtranslate.com

Морские отложения

Распределение типов осадков на морском дне
. В каждой цветной области доминирует указанный тип материала, хотя, вероятно, присутствуют и другие материалы.
Для получения дополнительной информации об этой диаграмме см. ниже ↓

Морские отложения , или океанические отложения , или отложения морского дна — это отложения нерастворимых частиц, которые накопились на морском дне . Эти частицы либо имеют свое происхождение в почве и скалах и были перенесены с суши в море, в основном реками, но также пылью, переносимой ветром и течением ледников в море, либо они являются биогенными отложениями из морских организмов или из химических осадков в морской воде, а также из подводных вулканов и метеоритных обломков.

За исключением нескольких километров от срединно-океанического хребта , где вулканическая порода еще относительно молода, большая часть морского дна покрыта осадком . Этот материал поступает из нескольких различных источников и сильно различается по составу. Толщина осадка морского дна может варьироваться от нескольких миллиметров до нескольких десятков километров. Вблизи поверхности осадок морского дна остается неконсолидированным, но на глубине от сотен до тысяч метров осадок литифицируется ( превращается в камень).

Темпы накопления осадков относительно медленные на большей части океана, во многих случаях для формирования каких-либо значительных отложений требуются тысячи лет. Осадки, переносимые с суши, накапливаются быстрее всего, порядка одного метра или более за тысячу лет для более крупных частиц. Однако скорости седиментации вблизи устьев крупных рек с высоким стоком могут быть на порядки выше. Биогенные илы накапливаются со скоростью около одного сантиметра за тысячу лет, в то время как мелкие глинистые частицы откладываются в глубоком океане со скоростью около одного миллиметра за тысячу лет.

Осадки с суши откладываются на континентальных окраинах поверхностным стоком , речным стоком и другими процессами. Мутные течения могут переносить эти осадки вниз по континентальному склону на глубокое океанское дно. Глубокое океанское дно подвергается своему собственному процессу распространения от срединно-океанического хребта, а затем медленно субдуцирует накопленные осадки на глубоком дне в расплавленные недра земли. В свою очередь, расплавленный материал из недр возвращается на поверхность земли в виде потоков лавы и выбросов из глубоководных гидротермальных источников , обеспечивая бесконечное продолжение процесса. Осадки обеспечивают среду обитания для множества морских организмов , особенно морских микроорганизмов . Их окаменелые останки содержат информацию о прошлых климатах , тектонике плит , моделях циркуляции океана и сроках крупных вымираний . [1]

Обзор

За исключением нескольких километров от срединно-океанического хребта , где вулканическая порода еще относительно молода, большая часть морского дна покрыта осадками. Этот материал поступает из нескольких различных источников и сильно варьируется по составу в зависимости от близости к континенту, глубины воды, океанических течений, биологической активности и климата. Толщина донных отложений (и осадочных пород ) может варьироваться от нескольких миллиметров до нескольких десятков километров. Вблизи поверхности донные отложения остаются неконсолидированными, но на глубинах от сотен до тысяч метров (в зависимости от типа осадка и других факторов) осадок становится литифицированным . [2]

Различные источники отложений морского дна можно обобщить следующим образом:  [2]

Распределение некоторых из этих материалов вокруг морей показано на диаграмме в начале этой статьи ↑. Терригенные отложения преобладают вблизи континентов и во внутренних морях и крупных озерах. Эти отложения, как правило, относительно грубые, обычно содержащие песок и ил, но в некоторых случаях даже гальку и булыжники. Глина медленно оседает в прибрежных условиях, но большая часть глины рассеивается далеко от ее источников океанскими течениями. Глинистые минералы преобладают на обширных территориях в самых глубоких частях океана, и большая часть этой глины имеет наземное происхождение. Кремнистые илы (полученные из радиолярий и диатомовых водорослей) распространены в южной полярной области, вдоль экватора в Тихом океане, к югу от Алеутских островов и в больших частях Индийского океана. Карбонатные илы широко распространены во всех океанах в экваториальных и средних широтных регионах. На самом деле глина оседает повсюду в океанах, но в районах, где обитают организмы, производящие кремний и карбонат, они производят достаточно кремнеземных или карбонатных осадков, чтобы преобладать над глиной. [2]

Карбонатные отложения образуются из широкого спектра пелагических организмов, расположенных близко к поверхности и формирующих свои раковины из карбоната. Эти крошечные раковины и еще более мелкие фрагменты, которые образуются при их распаде, медленно оседают в толще воды, но они не обязательно попадают на дно. Хотя кальцит нерастворим в поверхностных водах, его растворимость увеличивается с глубиной (и давлением), и на глубине около 4000 м фрагменты карбоната растворяются. Эта глубина, которая меняется в зависимости от широты и температуры воды, известна как глубина компенсации карбоната . В результате карбонатные илы отсутствуют в самых глубоких частях океана (глубже 4000 м), но они распространены в более мелких районах, таких как Срединно-Атлантический хребет, Восточно-Тихоокеанское поднятие (запад Южной Америки), вдоль Гавайских/Императорских подводных гор (в северной части Тихого океана) и на вершинах многих изолированных подводных гор. [2]

Текстура

Шкала Вентворта классифицирует осадки по размеру зерен.

Текстуру осадка можно исследовать несколькими способами. Первый способ — размер зерна . [1] Осадки можно классифицировать по размеру частиц в соответствии со шкалой Вентворта . Глинистые осадки являются самыми мелкими с диаметром зерна менее 0,004 мм, а валуны являются самыми крупными с диаметром зерна 256 мм или больше. [3] Помимо прочего, размер зерна представляет собой условия, при которых откладывался осадок. Условия с высокой энергией, такие как сильные течения или волны, обычно приводят к отложению только крупных частиц, поскольку более мелкие будут унесены. Условия с более низкой энергией позволят более мелким частицам осесть и образовать более мелкие осадки. [1]

Хорошо отсортированные осадки (слева) имеют частицы, которые все имеют одинаковый размер. Плохо отсортированные осадки (справа) состоят из частиц широкого диапазона размеров
Различия в форме зерен, такие как сферичность (вертикальная) и округлость (горизонтальная)
Сканирующая электронная микрофотография, показывающая зерна кварцевого песка

Сортировка — это еще один способ категоризации текстуры осадка. Сортировка относится к тому, насколько однородны частицы по размеру. Если все частицы имеют одинаковый размер, например, в песке на пляже , осадок хорошо отсортирован. Если частицы имеют очень разные размеры, осадок плохо отсортирован, например, в ледниковых отложениях . [1]

Третий способ описания текстуры морских отложений — это их зрелость или то, как долго их частицы переносились водой. Один из способов, который может указывать на зрелость — это то, насколько округлыми являются частицы. Чем более зрелый осадок, тем более округлыми будут его частицы в результате истирания с течением времени. Высокая степень сортировки также может указывать на зрелость, потому что со временем более мелкие частицы будут вымыты, а определенное количество энергии переместит частицы аналогичного размера на то же расстояние. Наконец, чем старше и зрелее осадок, тем выше содержание кварца, по крайней мере, в осадках, полученных из частиц горных пород. Кварц — распространенный минерал в наземных породах, он очень твердый и устойчивый к истиранию. Со временем частицы, сделанные из других материалов, изнашиваются, оставляя только кварц. Пляжный песок — очень зрелый осадок; он состоит в основном из кварца, а частицы округлые и одинакового размера (хорошо отсортированные). [1]

Происхождение

Морские отложения также можно классифицировать по источнику происхождения. Существует четыре типа:  [3] [1]

Литогенный

Литогенные или терригенные отложения в основном состоят из небольших фрагментов ранее существовавших пород, которые попали в океан. Эти отложения могут содержать весь диапазон размеров частиц, от микроскопических глин до крупных валунов, и они встречаются почти повсюду на дне океана. Литогенные отложения образуются на суше в процессе выветривания, когда породы и минералы разбиваются на более мелкие частицы под действием ветра, дождя, потока воды, растрескивания, вызванного температурой или льдом, и других эрозионных процессов. Эти небольшие эродированные частицы затем переносятся в океаны посредством различных механизмов:  [1]

Ручьи и реки: Различные формы стока откладывают большие объемы осадков в океанах, в основном в виде более мелких частиц. Считается, что около 90% литогенных осадков в океанах поступило из речного стока, особенно из Азии. Большая часть этих осадков, особенно более крупные частицы, будут откладываться и оставаться довольно близко к береговой линии, однако более мелкие частицы глины могут оставаться взвешенными в толще воды в течение длительных периодов времени и могут переноситься на большие расстояния от источника. [1]

Ветер: Ветровой (эоловый) транспорт может переносить мелкие частицы песка и пыли на тысячи километров от источника. Эти мелкие частицы могут падать в океан, когда ветер стихает, или могут служить ядрами, вокруг которых образуются капли дождя или снежинки. Эоловый транспорт особенно важен вблизи пустынных районов. [1]

Ледники и сплав по льду : по мере того, как ледники скользят по суше, они собирают множество частиц почвы и камней, включая очень большие валуны, которые переносятся льдом. Когда ледник встречается с океаном и начинает распадаться или таять, эти частицы оседают. Большая часть отложений будет происходить вблизи того места, где ледник встречается с водой, но небольшое количество материала также переносится на большие расстояния сплавом, когда более крупные куски льда дрейфуют далеко от ледника, прежде чем высвободить свой осадок. [1]

Гравитация: оползни, сели, лавины и другие явления, вызванные гравитацией, могут выбрасывать большие объемы материала в океан, если они происходят вблизи берега. [1]

Волны: Воздействие волн вдоль береговой линии разрушает скалы и уносит свободные частицы с пляжей и береговых линий в воду. [1]

Извержение вулкана Майон, Филиппины, в 1984 году. Большая часть материала, выброшенного в результате извержения вулкана, в конечном итоге может попасть в океаны.

Вулканы: Извержения вулканов выбрасывают огромное количество пепла и другого мусора в атмосферу, откуда он затем может переноситься ветром и в конечном итоге осаждаться в океанах. [1]

Гастролиты : еще одним, относительно второстепенным, способом транспортировки литогенного осадка в океан являются гастролиты. Гастролит означает «желудочный камень». Многие животные, включая морских птиц, ластоногих и некоторых крокодилов, намеренно глотают камни и позже отрыгивают их. Камни, проглоченные на суше, могут быть отрыгнуты в море. Камни могут помочь перемалывать пищу в желудке или действовать как балласт, регулирующий плавучесть. В основном эти процессы откладывают литогенный осадок вблизи берега. Затем частицы осадка могут переноситься дальше волнами и течениями и в конечном итоге могут покинуть континентальный шельф и достичь глубокого дна океана. [1]

Состав

Литогенные отложения обычно отражают состав любых материалов, из которых они были получены, поэтому в них преобладают основные минералы, которые составляют большинство земных пород. Сюда входят кварц, полевой шпат, глинистые минералы, оксиды железа и земные органические вещества. Кварц (диоксид кремния, основной компонент стекла) является одним из наиболее распространенных минералов, встречающихся почти во всех породах, и он очень устойчив к истиранию, поэтому он является доминирующим компонентом литогенных отложений, включая песок. [1]

Биогенный

Биогенные отложения происходят из остатков живых организмов, которые оседают в виде осадка, когда организмы умирают. Это «твердые части» организмов, которые способствуют образованию отложений; такие вещи, как раковины, зубы или элементы скелета, поскольку эти части обычно минерализованы и более устойчивы к разложению, чем мясистые «мягкие части», которые быстро портятся после смерти. [1]

Макроскопические отложения содержат крупные останки, такие как скелеты, зубы или раковины более крупных организмов. Этот тип отложений довольно редок в большей части океана, поскольку крупные организмы не умирают в достаточно концентрированном изобилии, чтобы позволить этим останкам накапливаться. Исключением являются коралловые рифы ; здесь наблюдается большое изобилие организмов, которые оставляют после себя свои останки, в частности фрагменты каменистых скелетов кораллов, которые составляют большую часть тропического песка. [1]

Микроскопический осадок состоит из твердых частей микроскопических организмов, в частности их раковин или панцирей . Хотя эти организмы очень малы, они очень многочисленны, и поскольку они умирают миллиардами каждый день, их панцири опускаются на дно, образуя биогенные осадки. Осадки, состоящие из микроскопических панцирей, гораздо более многочисленны, чем осадки из макроскопических частиц, и из-за своего малого размера они создают мелкозернистые, кашеобразные слои осадка. Если слой осадка состоит по крайней мере из 30% микроскопического биогенного материала, он классифицируется как биогенный ил. Остальная часть осадка часто состоит из глины. [1]

Реконструкция климата прошлого
с помощью анализа отложений

Биогенные отложения позволяют реконструировать историю климата в прошлом на основе соотношений изотопов кислорода. Атомы кислорода существуют в трех формах, или изотопах, в морской воде: O16 , O17 и O18 (число относится к атомным массам изотопов). O16 является наиболее распространенной формой, за ней следует O18 (O17 встречается редко). O16 легче, чем O18, поэтому он испаряется легче, что приводит к образованию водяного пара с более высокой долей O16. В периоды более прохладного климата водяной пар конденсируется в дождь и снег, которые образуют ледниковый лед с высокой долей O16. Таким образом, оставшаяся морская вода имеет относительно более высокую долю O18. Морские организмы, которые включают растворенный кислород в свои раковины в виде карбоната кальция, будут иметь раковины с более высокой долей изотопа O18. Это означает, что соотношение O16:O18 в раковинах низкое в периоды более холодного климата. Когда климат теплеет, ледниковый лед тает, высвобождая O16 изо льда и возвращая его в океаны, увеличивая соотношение O16:O18 в воде. Когда организмы включают кислород в свои раковины, раковины будут содержать более высокое соотношение O16:O18. Поэтому ученые могут исследовать биогенные отложения, вычислять соотношения O16:O18 для образцов известного возраста и из этих соотношений делать выводы о климатических условиях, при которых эти раковины были сформированы. Те же типы измерений можно также проводить из ледяных кернов; уменьшение на 1 ppm O18 между образцами льда представляет собой снижение температуры на 1,5°C. [1]

Основными источниками микроскопических биогенных осадков являются одноклеточные водоросли и простейшие (одноклеточные амебоподобные существа), которые выделяют тесты либо карбоната кальция (CaCO 3 ), либо кремнезема (SiO 2 ). Тесты кремнезема происходят из двух основных групп: диатомовых водорослей (водорослей) и радиолярий ( простейших ). [1]

Диатомовые водоросли являются особенно важными членами фитопланктона, функционируя как небольшие дрейфующие водорослевые фотосинтезаторы. Диатомовая водоросль состоит из одной водорослевой клетки, окруженной сложной кремниевой оболочкой, которую она выделяет для себя. Диатомовые водоросли бывают разных форм: от удлиненных, пеннатных форм до круглых или центрических форм, которые часто состоят из двух половин, как чашка Петри. В районах, где диатомовые водоросли в изобилии, подстилающий осадок богат кремниевыми панцирями диатомовых водорослей и называется диатомовой землей . [1]

Радиолярии — это планктонные простейшие (что делает их частью зоопланктона), которые, как и диатомовые водоросли, выделяют кремниевую оболочку. Оболочка окружает клетку и может включать ряд небольших отверстий, через которые радиолярия может вытягивать амебоподобную «руку» или псевдоподию. Раковины радиолярий часто демонстрируют ряд лучей, выступающих из их раковин, которые помогают им плавать. Ил, в котором преобладают диатомовые или радиоляриевые раковины, называются кремниевыми илами . [1]

Подобно кремнистым отложениям, карбонат кальция или известковые отложения также образуются из раковин микроскопических водорослей и простейших; в данном случае кокколитофорид и фораминифер. Кокколитофориды — это одноклеточные планктонные водоросли, примерно в 100 раз меньшие, чем диатомовые. Их раковины состоят из ряда взаимосвязанных пластин CaCO3 ( кокколитов), которые образуют сферу, окружающую клетку. Когда кокколитофориды умирают, отдельные пластины тонут и образуют ил. Со временем ил кокколитофоридов литифицируется и становится мелом. Белые скалы Дувра в Англии состоят из ила, богатого кокколитофоридами, который превратился в меловые отложения. [1]

Фораминиферы (также называемые фораминиферами ) — это простейшие, чьи раковины часто разделены на камеры, похожие на раковины улиток. По мере роста организма он выделяет новые, более крупные камеры, в которых он может жить. Большинство фораминифер являются бентосными, живущими на или в осадке, но есть некоторые планктонные виды, живущие выше в толще воды. Когда кокколитофориды и фораминиферы умирают, они образуют известковые илы . [1]

Более старые слои известковых осадков содержат останки другого типа организмов, дискоастеров ; одноклеточные водоросли, родственные кокколитофоридам, которые также производили раковины карбоната кальция. Раковины дискоастеров имели звездообразную форму и достигали размеров 5-40 мкм в поперечнике. Дискоастеры вымерли примерно 2 миллиона лет назад, но их раковины сохранились в глубоких тропических отложениях, которые предшествовали их вымиранию. [1]

Из-за своего небольшого размера эти тесты тонут очень медленно; один микроскопический тест может погрузиться на дно примерно за 10–50 лет! Учитывая такой медленный спуск, течение всего в 1 см/сек может унести тест на расстояние до 15 000 км от точки его происхождения, прежде чем он достигнет дна. Несмотря на это, отложения в определенном месте хорошо соответствуют типам организмов и степени продуктивности, которая происходит в воде над головой. Это означает, что частицы осадка должны опускаться на дно гораздо быстрее, поэтому они накапливаются ниже точки своего происхождения, прежде чем течения смогут их рассеять. Большинство тестов не тонут как отдельные частицы; около 99% из них сначала потребляются каким-то другим организмом, а затем объединяются и выбрасываются в виде крупных фекальных шариков , которые тонут гораздо быстрее и достигают дна океана всего за 10–15 дней. Это не дает частицам достаточно времени для рассеивания, и осадок ниже будет отражать продукцию, происходящую вблизи поверхности. Повышенная скорость опускания посредством этого механизма получила название «фекальный экспресс». [1]

Водородный

Черный курильщик гидротермальный источник. «Дым» состоит из растворенных частиц, которые осаждаются в твердые частицы при воздействии более холодной воды
Гидротермальные источники в основном располагаются вдоль срединно-океанических хребтов.

Морская вода содержит много различных растворенных веществ. Иногда происходят химические реакции, которые заставляют эти вещества выпадать в осадок в виде твердых частиц, которые затем накапливаются в виде гидрогенного осадка. Эти реакции обычно вызываются изменением условий, таких как изменение температуры, давления или pH, что уменьшает количество вещества, которое может оставаться в растворенном состоянии. В океане не так много гидрогенных осадков по сравнению с литогенными или биогенными осадками, но есть некоторые интересные формы. [1]

В гидротермальных источниках морская вода просачивается в морское дно, где она становится перегретой магмой, прежде чем быть выброшенной из источника. Эта перегретая вода содержит много растворенных веществ, и когда она сталкивается с холодной морской водой после выхода из источника, эти частицы выпадают в осадок, в основном в виде сульфидов металлов. Эти частицы составляют «дым», который вытекает из источника, и в конечном итоге могут осесть на дне в виде водородного осадка. [1] Гидротермальные источники распределены вдоль границ плит Земли, хотя их также можно найти в местах внутри плит, таких как горячие точки вулканов. В настоящее время известно около 500 активных полей подводных гидротермальных источников, около половины из которых визуально наблюдаются на морском дне, а другая половина предполагается по индикаторам водной толщи и/или отложениям на морском дне. [4]

Марганцевые конкреции представляют собой округлые комки марганца и других металлов, которые образуются на морском дне, обычно диаметром от 3 до 10 см, хотя иногда они могут достигать 30 см. Конкреции образуются подобно жемчужинам; есть центральный объект, вокруг которого медленно откладываются концентрические слои, заставляя конкрецию расти с течением времени. Состав конкреций может несколько различаться в зависимости от их местоположения и условий их образования, но обычно в них преобладают оксиды марганца и железа. Они также могут содержать меньшее количество других металлов, таких как медь, никель и кобальт. Осаждение марганцевых конкреций является одним из самых медленных известных геологических процессов; они растут порядка нескольких миллиметров за миллион лет. По этой причине они образуются только в районах с низкими темпами литогенного или биогенного накопления осадков, потому что любое другое отложение осадков быстро покроет конкреции и предотвратит дальнейший рост конкреций. Поэтому марганцевые конкреции обычно ограничены районами в центральном океане, вдали от значительных литогенных или биогенных источников, где они иногда могут накапливаться в больших количествах на морском дне (рисунок 12.4.2 справа). Поскольку конкреции содержат ряд коммерчески ценных металлов, в течение последних нескольких десятилетий наблюдался значительный интерес к добыче конкреций, хотя большинство усилий до сих пор оставались на стадии разведки. Ряд факторов помешали крупномасштабной добыче конкреций, включая высокую стоимость глубоководных горнодобывающих операций, политические вопросы по правам на добычу и экологические проблемы, связанные с добычей этих невозобновляемых ресурсов. [1]

Эвапориты — это гидрогенные отложения, которые образуются при испарении морской воды, в результате чего растворенные материалы выпадают в осадок в виде твердых веществ, в частности, галита (соль, NaCl). Фактически, испарение морской воды является старейшей формой производства соли для использования человеком и продолжается по сей день. Крупные залежи галитовых эвапоритов существуют в ряде мест, в том числе под Средиземным морем. Начиная примерно с 6 миллионов лет назад, тектонические процессы закрыли Средиземное море от Атлантики, а теплый климат испарил так много воды, что Средиземное море почти полностью высохло, оставив на своем месте большие залежи соли (событие, известное как Мессинский кризис солености ). В конце концов, Средиземное море снова затопило около 5,3 миллиона лет назад, и залежи галита были покрыты другими отложениями, но они все еще остаются под морским дном. [1]

Оолиты — это небольшие округлые зерна, образованные из концентрических слоев осадков материала вокруг взвешенной частицы. Обычно они состоят из карбоната кальция, но могут также состоять из фосфатов и других материалов. Накопление оолитов приводит к образованию оолитового песка, который в наибольшем количестве встречается на Багамах. [1]

Гидраты метана — еще один тип гидрогенных отложений с потенциальным промышленным применением. Все продукты эрозии на суше включают небольшую долю органического вещества, полученного в основном из наземных растений. Крошечные фрагменты этого материала, а также другие органические вещества из морских растений и животных накапливаются в терригенных отложениях, особенно в пределах нескольких сотен километров от берега. По мере накопления отложений более глубокие части начинают нагреваться (от геотермального тепла), и бактерии приступают к работе по разложению содержащегося органического вещества. Поскольку это происходит при отсутствии кислорода (т. е. в анаэробных условиях), побочным продуктом этого метаболизма является газ метан (CH 4 ). Метан, выделяемый бактериями, медленно поднимается вверх через отложения к морскому дну. На глубине воды от 500 м до 1000 м и при низких температурах, типичных для морского дна (около 4 °C), вода и метан объединяются, образуя вещество, известное как гидрат метана. В пределах от нескольких метров до сотен метров от морского дна температура достаточно низкая для того, чтобы гидрат метана был стабильным, и гидраты накапливаются в осадке. Гидрат метана воспламеняется, потому что при нагревании метан выделяется в виде газа. Метан в осадках морского дна представляет собой огромный резервуар энергии ископаемого топлива. Хотя энергетические корпорации и правительства стремятся разработать способы добычи и продажи этого метана, любой, кто понимает последствия его добычи и использования для изменения климата, может понять, что это было бы глупостью. [1] [2]

Космогенный

Стекло, похожее на тектит, найдено на западе России

Космогенные отложения происходят из внеземных источников и существуют в двух основных формах: микроскопические сферулы и более крупные метеоритные обломки. Сферулы состоят в основном из кремния или железа и никеля и, как полагают, выбрасываются, когда метеоры сгорают после входа в атмосферу. Метеорные обломки возникают в результате столкновений метеоритов с Землей. Эти сильные столкновения выбрасывают частицы в атмосферу, которые в конечном итоге оседают обратно на Землю и вносят свой вклад в осадки. Как и сферулы, метеоритные обломки в основном состоят из кремния или железа и никеля. Одной из форм обломков, образующихся в результате этих столкновений, являются тектиты , представляющие собой небольшие капельки стекла. Вероятно, они состоят из земного кремния, выброшенного и расплавленного во время удара метеорита, который затем затвердел по мере охлаждения при возвращении на поверхность. [1]

Космогенные отложения довольно редки в океане и обычно не накапливаются в больших отложениях. Однако они постоянно добавляются через космическую пыль, которая непрерывно падает на Землю. Около 90% входящего космогенного мусора испаряется при входе в атмосферу, но, по оценкам, от 5 до 300 тонн космической пыли приземляется на поверхность Земли каждый день. [1]

Состав

Кремнистый ил

Кремнистый ил — это тип биогенных пелагических осадков , расположенных на глубоком дне океана . Кремнистый ил является наименее распространенным из глубоководных осадков и составляет приблизительно 15% дна океана. [5] Илы определяются как отложения, которые содержат не менее 30% скелетных останков пелагических микроорганизмов. [6] Кремнистый ил в основном состоит из скелетов микроскопических морских организмов на основе кремния, таких как диатомовые водоросли и радиолярии . Другие компоненты кремневого ила вблизи континентальных окраин могут включать частицы кремнезема наземного происхождения и спикулы губок. Кремнистый ил состоит из скелетов, сделанных из опалового кремнезема Si(O 2 ) , в отличие от известкового ила , который состоит из скелетов организмов, содержащих карбонат кальция (т. е. кокколитофорид ). Кремний (Si) является биологически важным элементом и эффективно перерабатывается в морской среде через круговорот кремния . [7] Расстояние от суши, глубина воды и плодородие океана — все это факторы, которые влияют на содержание опалового кремнезема в морской воде и наличие кремнистых илов.

Известковый ил

Термин «известковый» может применяться к ископаемому, осадочному или осадочному камню, который образован из карбоната кальция в форме кальцита или арагонита или содержит его в большом количестве . Известковые отложения ( известняк ) обычно откладываются на мелководье вблизи суши, поскольку карбонат осаждается морскими организмами, которым нужны питательные вещества, получаемые с суши. Вообще говоря, чем дальше от суши оседают отложения, тем они менее известковые. В некоторых районах могут быть переслаивающиеся известковые отложения из-за штормов или изменений в океанических течениях. Известковый ил — это форма карбоната кальция, полученного из планктонных организмов, который накапливается на морском дне . Это может произойти только в том случае, если океан мельче глубины компенсации карбоната . Ниже этой глубины карбонат кальция начинает растворяться в океане, и только неизвестковые отложения являются стабильными, такими как кремнистый ил или пелагическая красная глина .

Литифицированные отложения

Каменный кинжал Эци Ледяного человека , жившего в медном веке . Лезвие сделано из кремня, содержащего радиолярии, кальцисферы, кальпионеллиды и несколько спикул губок. Наличие кальпионеллидов , которые вымерли, было использовано для датировки этого кинжала. [12]

Распределение

Где и как накапливаются отложения, будет зависеть от количества материала, поступающего из источника, расстояния от источника, времени, в течение которого накапливались отложения, того, насколько хорошо они сохранились, и количества других типов отложений, которые также добавляются в систему. [1]

Темпы накопления осадков относительно медленные на большей части океана, во многих случаях требуются тысячи лет для формирования каких-либо значительных отложений. Литогенные отложения накапливаются быстрее всего, порядка одного метра или более за тысячу лет для более крупных частиц. Однако скорости седиментации вблизи устьев крупных рек с высоким сбросом могут быть на порядки выше. [1]

Биогенные илы накапливаются со скоростью около 1 см за тысячу лет, в то время как мелкие глинистые частицы откладываются в глубоком океане со скоростью около одного миллиметра за тысячу лет. Как описано выше, марганцевые конкреции имеют невероятно медленную скорость накопления, набирая 0,001 миллиметра за тысячу лет. [1]

Возраст океанической коры  [14]
На этой схеме самые молодые части океанической коры окрашены в красный цвет. Эти молодые части находятся по обе стороны от срединно-океанического хребта . Новая кора появляется и распространяется от этого хребта, который пересекает центральные части океана.
Толщина морских отложений
Осадки располагаются на поверхности океанической коры и имеют большую толщину (зеленый и желтый) вдоль континентальных шельфов и вниз по континентальным склонам. Они наиболее тонкие (темно-синие) вблизи и вдоль срединно-океанического хребта.

Морские отложения наиболее толстые вблизи континентальных окраин , где они могут быть толщиной более 10 км. Это происходит потому, что кора вблизи пассивных континентальных окраин часто очень старая, что допускает длительный период накопления, и потому, что с континентов поступает большое количество терригенных осадков. Вблизи систем срединно-океанических хребтов , где формируется новая океаническая кора , осадки тоньше, так как у них было меньше времени для накопления на более молодой коре. [1]

По мере увеличения расстояния от центра распространения хребта осадки постепенно становятся толще, увеличиваясь примерно на 100–200 м осадков на каждые 1000 км расстояния от оси хребта. При скорости распространения морского дна около 20–40 км/млн лет это представляет собой скорость накопления осадков около 100–200 м каждые 25–50 млн лет. [1]

Диаграмма в начале этой статьи ↑ показывает распределение основных типов осадков на дне океана. Космогенные осадки потенциально могут оказаться в любой части океана, но они накапливаются в таких малых количествах, что подавляются другими типами осадков и, таким образом, не доминируют ни в одном месте. Аналогично, гидрогенные осадки могут иметь высокие концентрации в определенных местах, но эти регионы очень малы в глобальном масштабе. Поэтому космогенные и гидрогенные осадки можно в основном игнорировать при обсуждении глобальных моделей осадков. [1]

Грубые литогенные/терригенные отложения доминируют вблизи континентальных окраин, поскольку сток с суши , речной сток и другие процессы откладывают огромные количества этих материалов на континентальном шельфе . Большая часть этих отложений остается на шельфе или около него, в то время как мутные потоки могут переносить материал вниз по континентальному склону к глубокому океанскому дну ( абиссальная равнина ). Литогенные отложения также распространены на полюсах, где толстый ледяной покров может ограничивать первичное производство , а ледниковый распад откладывает осадки вдоль кромки льда. [1]

Грубые литогенные отложения менее распространены в центральном океане, поскольку эти области слишком далеки от источников для накопления этих отложений. Исключением являются очень мелкие частицы глины, и, как описано ниже, они могут накапливаться в областях, куда другие литогенные отложения не попадут. [1]

Распределение биогенных осадков зависит от скорости их производства, растворения и разбавления другими осадками. Прибрежные районы демонстрируют очень высокую первичную продукцию, поэтому в этих регионах можно ожидать обильных биогенных осадков. Однако осадок должен быть >30% биогенным, чтобы считаться биогенным илом, и даже в продуктивных прибрежных районах литогенного поступления так много, что оно затапливает биогенные материалы, и этот 30% порог не достигается. Таким образом, прибрежные районы остаются с преобладанием литогенных осадков, а биогенные осадки будут более обильными в пелагических средах, где литогенного поступления мало. [1]

Известковые отложения могут накапливаться только на глубинах, меньших глубины компенсации карбоната кальция (CCD). Ниже CCD известковые отложения растворяются и не будут накапливаться. Лизоклин представляет собой глубины, где скорость растворения резко возрастает.

Для того чтобы биогенные отложения накапливались, скорость их производства должна быть больше скорости растворения тестов . Кремний недонасыщен во всем океане и будет растворяться в морской воде, но он растворяется легче в более теплой воде и при более низком давлении; то есть он растворяется быстрее вблизи поверхности, чем в глубокой воде. Поэтому кремниевые отложения будут накапливаться только в более прохладных регионах с высокой продуктивностью, где они накапливаются быстрее, чем растворяются. Это включает в себя регионы апвеллинга вблизи экватора и в высоких широтах, где есть обильные питательные вещества и более прохладная вода. [1]

В илах, образующихся вблизи экваториальных областей, обычно преобладают радиолярии, тогда как диатомовые водоросли чаще встречаются в полярных илах. После того, как кремниевые раковины оседают на дне и покрываются последующими слоями, они больше не подвергаются растворению, и осадок накапливается. Примерно 15% морского дна покрыто кремнистыми илами. [1]

Биогенные отложения карбоната кальция также требуют, чтобы производство превышало растворение для накопления осадков, но вовлеченные процессы немного отличаются от процессов для кремния. Карбонат кальция растворяется легче в более кислой воде. Холодная морская вода содержит больше растворенного CO2 и немного более кислая, чем теплая вода. Поэтому тесты карбоната кальция с большей вероятностью растворятся в более холодной, глубокой, полярной воде, чем в более теплой, тропической, поверхностной воде. На полюсах вода однородно холодная, поэтому карбонат кальция легко растворяется на всех глубинах, и карбонатные отложения не накапливаются. В умеренных и тропических регионах карбонат кальция растворяется легче, когда он погружается в более глубокую воду. [1]

Глубина, на которой карбонат кальция растворяется так же быстро, как и накапливается, называется глубиной компенсации карбоната кальция или глубиной компенсации кальцита , или просто CCD. Лизоклин представляет собой глубины, на которых скорость растворения карбоната кальция резко возрастает (аналогично термоклину и галоклину ). На глубинах, меньших CCD, накопление карбоната будет превышать скорость растворения, и карбонатные осадки будут откладываться. В областях, более глубоких, чем CCD, скорость растворения будет превышать производство, и карбонатные осадки не могут накапливаться (см. диаграмму справа). CCD обычно находится на глубине 4–4,5 км, хотя он намного мельче на полюсах, где поверхностные воды холодные. Таким образом, известковые илы в основном будут встречаться в тропических или умеренных водах глубиной менее 4 км, например, вдоль систем срединно-океанических хребтов и на вершинах подводных гор и плато . [1]

CCD глубже в Атлантике, чем в Тихом океане, поскольку в Тихом океане содержится больше CO 2 , что делает воду более кислой, а карбонат кальция более растворимым. Это, наряду с тем фактом, что Тихий океан глубже, означает, что в Атлантике содержится больше известковых осадков, чем в Тихом океане. В общей сложности около 48% морского дна покрыто известковыми илами. [1]

Большая часть остальной части глубоководного дна океана (около 38%) занята абиссальными глинами. Это не столько результат обилия глинистого образования, сколько отсутствие каких-либо других типов осадочного материала. Глинистые частицы в основном имеют наземное происхождение, но поскольку они настолько малы, они легко рассеиваются ветром и течениями и могут достигать областей, недоступных для других типов осадочного материала. Например, глины преобладают в центральной части северной части Тихого океана. Эта область слишком далека от суши, чтобы туда могли попасть грубые литогенные осадки, она недостаточно продуктивна для накопления биогенных проб и слишком глубока, чтобы известковые материалы достигли дна до растворения. [1]

Поскольку частицы глины накапливаются так медленно, глубоководное дно океана, где преобладает глина, часто является домом для гидрогенных осадков, таких как марганцевые конкреции. Если бы здесь образовался какой-либо другой тип осадка, он бы накапливался гораздо быстрее и погреб бы конкреции до того, как они успели бы вырасти. [1]

Прибрежные отложения

Мелководье

Мелководные морские среды встречаются в областях между берегом и более глубокой водой, такими как рифовая стена или шельфовый разлом. Вода в этой среде мелкая и чистая, [15] что позволяет формировать различные осадочные структуры, карбонатные породы, коралловые рифы и позволяет некоторым организмам выживать и становиться ископаемыми.

Сам осадок часто состоит из известняка , который легко образуется в мелководных, теплых спокойных водах. Мелководные морские среды состоят не исключительно из кремнистых или углеродистых осадков. Хотя они не всегда могут сосуществовать, возможно существование мелководной морской среды, состоящей исключительно из углеродистых осадков или полностью из кремнистых осадков. Мелководные морские осадки состоят из более крупных размеров зерен , поскольку более мелкие зерна были вымыты в более глубокие воды. В осадочных породах, состоящих из углеродистых осадков, также могут быть эвапоритовые минералы. [16] Наиболее распространенными эвапоритовыми минералами, обнаруженными в современных и древних отложениях, являются гипс, ангидрит и галит; они могут встречаться в виде кристаллических слоев, изолированных кристаллов или скоплений кристаллов. [16]

С точки зрения геологического времени, считается, что большая часть фанерозойских осадочных пород отложилась в мелководных морских условиях, поскольку около 75% осадочного панциря состоит из мелководных морских отложений; затем предполагается, что докембрийские осадочные породы также отложились в мелководных морских водах, если только это специально не указано иначе. [17] Эта тенденция наблюдается в регионе Северной Америки и Карибского бассейна. [18] Кроме того, в результате распада суперконтинента и других процессов смещения тектонических плит мелководные морские отложения демонстрируют большие колебания в количественном отношении в геологическом времени. [18]

Водосборные бассейны основных океанов и морей мира обозначены континентальными водоразделами . Серые области — это бессточные бассейны , которые не имеют стока в океан.
Биотурбация и биоирригация в осадочных породах на дне прибрежных экосистем

Биотурбация

Биотурбация — это переработка осадка животными или растениями. К ним относятся рытье нор, проглатывание и дефекация зерен осадка. Биотурбационная деятельность оказывает глубокое влияние на окружающую среду и считается основным фактором биоразнообразия . [ 19] [20] Формальное изучение биотурбации началось в 1800-х годах Чарльзом Дарвином , экспериментировавшим в своем саду. [20] Нарушение водных отложений и наземных почв посредством биотурбационной деятельности обеспечивает значительные экосистемные услуги . К ним относятся изменение питательных веществ в водных отложениях и вышележащих водах, укрытие для других видов в форме нор в наземных и водных экосистемах и производство почвы на суше. [21] [22]

Биотурбаторы являются инженерами экосистем, поскольку они изменяют доступность ресурсов для других видов посредством физических изменений, которые они вносят в свою среду. [22] Этот тип изменения экосистемы влияет на эволюцию совместно обитающих видов и окружающей среды, [22] что очевидно в следовых ископаемых , оставшихся в морских и наземных отложениях. Другие эффекты биотурбации включают изменение текстуры осадков ( диагенез ), биоирригацию и перемещение микроорганизмов и неживых частиц. Биотурбацию иногда путают с процессом биоирригации , однако эти процессы различаются по тому, что они смешивают; биоирригация относится к смешиванию воды и растворенных веществ в отложениях и является эффектом биотурбации [20]

Моржи и лосось являются примерами крупных биотурбаторов. [23] [24] [25] Хотя деятельность этих крупных макрофаунных биотурбаторов более заметна, доминирующими биотурбаторами являются мелкие беспозвоночные, такие как полихеты , креветки-призраки и грязевые креветки. [20] [26] Деятельность этих мелких беспозвоночных, которая включает рытье нор, проглатывание и дефекацию частиц осадка, способствует перемешиванию и изменению структуры осадка.

Биоирригация

Биоирригация — это процесс промывания бентических организмов своими норами вышележащей водой . Обмен растворенными веществами между поровой водой и вышележащей морской водой, который возникает в результате, является важным процессом в контексте биогеохимии океанов. В прибрежных водных средах часто встречаются организмы, которые дестабилизируют осадок . Они изменяют физическое состояние осадка. Таким образом, улучшая условия для других организмов и для себя. Эти организмы часто также вызывают биотурбацию , которая обычно используется взаимозаменяемо или в связи с биоирригацией. [27]

Биоирригация работает как два разных процесса. Эти процессы известны как переработка частиц и вентиляция , которая является работой бентосных макробеспозвоночных ( обычно тех, которые роют норы). Эта переработка частиц и вентиляция вызваны организмами, когда они питаются (фаунистическое питание), испражняются , роют норы и дышат . Биоирригация отвечает за большой объем окислительного транспорта и оказывает большое влияние на биогеохимические циклы .

Пелагические отложения

Пелагические отложения , или пелагит , представляют собой мелкозернистые отложения , которые накапливаются в результате оседания частиц на дно открытого океана, вдали от суши. Эти частицы в основном состоят из микроскопических, известковых или кремнистых оболочек фитопланктона или зоопланктона; глинистого кремнистого осадка ; или некоторой их смеси . Следовые количества метеоритной пыли и переменные количества вулканического пепла также встречаются в пелагических отложениях. В зависимости от состава ила выделяют три основных типа пелагических отложений: кремнистые илы , известковые илы и красные глины . [29] [30]

За последние 150 лет, начиная с плавания HMS Challenger (1872–1876), во время которого было проведено первое систематическое исследование донных осадков, был проведен обширный объем работ по глубоководным процессам и отложениям. [31] [32] В течение многих десятилетий после этой новаторской экспедиции и в течение первой половины двадцатого века глубоководное море считалось по своей природе исключительно пелагическим. [28]

Состав пелагических осадков контролируется тремя основными факторами. Первый фактор — это расстояние от основных массивов суши, которое влияет на их разбавление терригенными или наземными осадками. Второй фактор — это глубина воды, которая влияет на сохранение как кремнистых, так и известковых биогенных частиц, когда они оседают на дно океана. Последний фактор — это плодородие океана, которое контролирует количество биогенных частиц, образующихся в поверхностных водах. [29] [30]

Турбидиты

Турбидиты — это геологические отложения мутного течения , которое является типом объединения флюидального и осадочного гравитационного потока, ответственного за распределение огромных объемов обломочных осадков в глубины океана . Турбидиты откладываются в глубоких океанских впадинах под континентальным шельфом или в аналогичных структурах в глубоких озерах подводными лавинами, которые скатываются по крутым склонам края континентального шельфа. Когда материал оседает в океанической впадине, первыми оседают песок и другой грубый материал, за которыми следует ил и, в конечном итоге, очень мелкие твердые частицы. Эта последовательность отложения создает последовательности Боума , которые характеризуют эти породы.

Турбидиты были впервые обнаружены в 1950-х годах  [34], а первая модель фаций была разработана Боума в 1962 году. [35] С тех пор турбидиты стали одной из наиболее известных и наиболее интенсивно изучаемых глубоководных осадочных фаций. Теперь они очень хорошо известны по кернам осадочных пород, извлеченным из современных глубоководных систем, подземных (углеводородных) скважин и древних обнажений, которые теперь находятся на суше. Каждое новое исследование конкретной турбидитной системы выявляет специфические характеристики отложений и фации для этой системы. Наиболее часто наблюдаемые фации были по-разному синтезированы в ряд схем фаций. [36] [37] [28]

Контуриты

Контурит — это осадочное отложение, которое обычно формируется на континентальном подъеме в нижних склонах, хотя оно может встречаться в любом месте, которое находится ниже базы штормовых волн . Контуриты образуются в результате термохалинных глубоководных придонных течений и могут подвергаться влиянию ветра или приливных сил. [39] [40] Геоморфология контуритовых отложений в основном зависит от скорости глубоководного придонного течения, поступления осадка и рельефа морского дна. [41]

Контуриты были впервые идентифицированы в начале 1960-х годов Брюсом Хизеном и его коллегами из Океанографического института Вудс-Хоул . Их ныне основополагающая работа  [42] продемонстрировала весьма существенное влияние контурных донных течений на формирование осадконакопления на глубоком континентальном поднятии у восточной части Северной Америки. Отложения этих полупостоянных вдольсклоновых течений вскоре стали известны как контуриты, а разграничение параллельных склону, удлиненных и холмистых осадочных тел, состоящих в основном из контуритов, стало известно как контуритовые дрейфы. [43] [44] [28]

Гемипелагический

Гемипелагические отложения , или гемипелагит , представляют собой тип морских отложений, которые состоят из зерен размером с глину и ил, которые являются терригенными и некоторым биогенным материалом, полученным из суши, ближайшей к отложениям, или из организмов, живущих в воде. [45] [46] Гемипелагические отложения откладываются на континентальных шельфах и континентальных возвышенностях и отличаются от пелагических отложений по составу. Пелагические отложения состоят в основном из биогенного материала из организмов, живущих в толще воды или на морском дне, и содержат мало или совсем не содержат терригенного материала. [45] Терригенный материал включает минералы из литосферы, такие как полевой шпат или кварц . Вулканизм на суше, переносимые ветром осадки, а также твердые частицы, сбрасываемые реками, могут способствовать образованию гемипелагических отложений. [47] Эти отложения можно использовать для квалификации климатических изменений и выявления изменений в источниках осадконакопления. [48] [49]

Экология

Бентос (от др.-греч. βένθος (bénthos)  «глубины (моря)») — сообщество организмов , обитающих на морском дне , в нем или вблизи него, также известное как бентосная зона .

Микробентос

Морской микробентос — это микроорганизмы, которые живут в бентической зоне океана — которые живут вблизи или на морском дне, или внутри или на поверхности донных отложений. Слово бентос происходит от греческого слова, означающего «глубина моря». Микробентос встречается повсюду на морском дне континентальных шельфов или около него, а также в более глубоких водах, с большим разнообразием в или на донных отложениях. На мелководье луга морской травы , коралловые рифы и леса из водорослей обеспечивают особенно богатые среды обитания. В фотических зонах доминируют бентосные диатомовые водоросли как фотосинтезирующие организмы. В приливно-отливных зонах изменяющиеся приливы сильно контролируют возможности для микробентоса.

Диатомовые водоросли образуют (спорный) тип, содержащий около 100 000 признанных видов в основном одноклеточных водорослей. Диатомовые водоросли вырабатывают около 20 процентов кислорода, производимого на планете каждый год, [52] поглощают более 6,7 миллиардов метрических тонн кремния каждый год из вод, в которых они живут, [53] и вносят почти половину органического материала, обнаруженного в океанах.

Бентосные диатомовые водоросли

Кокколитофориды — это крошечные одноклеточные фотосинтезирующие простейшие с двумя жгутиками для передвижения. Большинство из них защищены оболочкой, покрытой декоративными круглыми пластинами или чешуйками, называемыми кокколитами . Кокколиты состоят из карбоната кальция . Термин кокколитофориды происходит от греческого слова, означающего « камень, несущий семена », что указывает на их небольшой размер и камни кокколитов, которые они несут. При правильных условиях они цветут , как и другой фитопланктон, и могут сделать океан молочно-белым . [54]

Кокколитофориды
Кокколитофориды строят кальцитовые скелеты, важные для морского углеродного цикла [55]

Радиолярии — одноклеточные хищные простейшие, заключенные в сложные шаровидные раковины, обычно сделанные из кремния и пронизанные отверстиями. Их название происходит от латинского слова «радиус». Они ловят добычу, просовывая части своего тела через отверстия. Как и в случае с кремниевыми панцирями диатомовых водорослей, раковины радиолярий могут опускаться на дно океана, когда радиолярии умирают, и сохраняться как часть океанического осадка . Эти останки, как микроископаемые, предоставляют ценную информацию о прошлых океанических условиях. [56]

Фораминиферы
Фораминиферы — одноклеточные простейшие зоопланктона, с тестами на кальций

Подобно радиоляриям, фораминиферы ( сокращенно фораминиферы ) являются одноклеточными хищными простейшими, также защищенными раковинами с отверстиями. Их название происходит от латинского слова «носители отверстий». Их раковины, часто называемые панцирями , имеют камеры (фораминиферы добавляют больше камер по мере роста). Раковины обычно состоят из кальцита, но иногда из слипшихся частиц осадка или хитона и (редко) из кремнезема. Большинство фораминифер являются бентосными , но около 40 видов являются планктонными . [57] Они широко исследуются с помощью хорошо известных ископаемых записей , которые позволяют ученым делать много выводов о прошлых средах и климате. [56]

И фораминиферы, и диатомовые водоросли имеют планктонные и бентосные формы, то есть они могут дрейфовать в толще воды или жить в осадке на дне океана. В любом случае, их раковины оказываются на морском дне после смерти. Эти раковины широко используются в качестве климатических прокси . Химический состав раковин является следствием химического состава океана во время формирования раковин. Прошлые температуры воды также можно вывести из соотношений стабильных изотопов кислорода в раковинах, поскольку более легкие изотопы испаряются легче в более теплой воде, оставляя более тяжелые изотопы в раковинах. Информацию о прошлом климате можно вывести из обилия фораминифер и диатомовых водорослей, поскольку они, как правило, более многочисленны в теплой воде. [58]

Внезапное вымирание , которое убило динозавров 66 миллионов лет назад, также привело к вымиранию трех четвертей всех других видов животных и растений. Однако глубоководные бентосные форамины процветали впоследствии. В 2020 году сообщалось, что исследователи изучили химический состав тысяч образцов этих бентосных фораминов и использовали свои выводы для создания самой подробной климатической летописи Земли за всю историю. [59] [60]

Некоторые эндолиты живут очень долго. В 2013 году исследователи сообщили о наличии эндолитов на дне океана, возможно, возрастом в миллионы лет, со временем генерации в 10 000 лет. [61] Они медленно метаболизируются и не находятся в состоянии покоя. Некоторые актиномицеты, обнаруженные в Сибири , по оценкам, имеют возраст в полмиллиона лет. [62] [63] [64]

Керны осадочных пород

Пример осадочного керна — с линейным сканированием и рентгеновским изображением. [65]

На диаграмме справа показан пример осадочного керна. Образец был извлечен из фьорда Упернавик около 2018 года. Были проведены измерения размера зерна, а верхние 50 см были датированы методом 210Pb. [65]

Керн осадка, взятый гравитационным буром на исследовательском судне RV Polarstern в Южной Атлантике; изменения цвета от светлого к темному обусловлены климатическими циклами четвертичного периода ; базовый возраст керна составляет около одного миллиона лет (длина каждого сегмента составляет один метр). [66]

Переработка углерода

Различные подходы к переработке углерода в морских отложениях  [67]
            Палеоокеанографы фокусируются на осадочных отложениях. Биогеохимики количественно определяют захоронение и переработку углерода. Органические геохимики изучают изменение органического вещества. Экологи фокусируются на углероде как на пище для организмов, живущих в осадочных отложениях.
            
            
            
Красно-оранжево-желтые фракции органического вещества имеют различную лабильность
Поставка органического вещества в осадки океана  [68]
(1) Органическое вещество, оседающее из водной толщи, откладывается на морском дне (контроль донора; фиксированное верхнее граничное условие потока).
(2) Отложения в фотической зоне населены бентосными микроводорослями, которые производят новое органическое вещество in situ, и травоядные животные могут влиять на рост этих первичных производителей.
(3) Биотурбирующие животные переносят лабильный углерод из поверхностного слоя осадка в более глубокие слои в осадках. (Вертикальная ось - глубина; горизонтальная ось - концентрация)
(4) Организмы, питающиеся взвешенными частицами, усиливают перенос взвешенных частиц из водной толщи в осадки (биодепозицию).
(5) Губка потребляет растворенный органический углерод и производит клеточный детрит, который может быть потреблен бентосными организмами (т. е. губчатая петля ). [67]

В последние годы взгляд на углерод и секвестрацию углерода в океане сместился от структурно-обоснованной точки зрения на химическую реактивность к точке зрения, которая включает роль экосистемы в скорости деградации органического углерода. [69] Этот сдвиг взгляда в сторону органического углерода и участия экосистемы включает аспекты «молекулярной революции» в биологии, открытия пределов жизни, достижения в количественном моделировании, палеоисследования круговорота углерода в океане , новые аналитические методы и междисциплинарные усилия. В 2020 году ЛаРоу и др. изложили широкий взгляд на эту проблему, который распространен на несколько научных дисциплин, связанных с морскими отложениями и глобальным круговоротом углерода. [70] [69]

Эволюционная история

Суперконтиненты
Анимация рифтогенеза Пангеи
Анимация рифтогенеза Пангеи

Поверхность Земли непрерывно меняла свою форму на протяжении миллиардов лет. Континенты формировались и распадались, мигрируя по поверхности и время от времени объединяясь, образуя суперконтинент . Самый ранний известный суперконтинент Родиния образовался около миллиарда лет назад, а затем начал распадаться около 700 миллионов лет назад. Позднее континенты объединились, образовав Паннотию , от 600 до 540 миллионов лет назад , а затем, наконец, Пангею , которая распалась 200 миллионов лет назад .

Сначала Земля была расплавлена ​​из-за сильного вулканизма и частых столкновений с другими телами. В конце концов, внешний слой планеты остыл, образовав твердую кору , и вода начала накапливаться в атмосфере. Вскоре после этого образовалась Луна , возможно, в результате столкновения планетоида с Землей. Газовыделение и вулканическая активность создали первичную атмосферу. Конденсирующийся водяной пар , дополненный льдом, доставленным с комет , создал океаны . [71] [72] [73]

К началу архея , около четырех миллиардов лет назад, породы часто представляли собой сильно метаморфизованные глубоководные отложения, такие как граувакки , аргиллиты , вулканические отложения и полосчатые железистые образования . Зеленокаменные пояса являются типичными архейскими образованиями, состоящими из чередующихся высоко- и низкосортных метаморфических пород. Высокосортные породы были получены из вулканических островных дуг , в то время как низкосортные метаморфические породы представляли собой глубоководные отложения, вымытые из соседних островных пород и отложившиеся в преддуговом бассейне . [74] Самый ранний известный суперконтинент Родиния образовался около миллиарда лет назад и начал распадаться примерно через 250 миллионов лет во второй половине протерозоя .

Палеозой , 542–251 млн лет назад (млн лет назад), начался вскоре после распада Паннотии и в конце глобального ледникового периода. На протяжении раннего палеозоя суша Земли была разделена на значительное количество относительно небольших континентов. К концу эры континенты объединились в суперконтинент под названием Пангея , который включал большую часть площади суши Земли. [75] В течение силура , который начался 444 млн лет назад, [75] Гондвана продолжала медленно дрейфовать на юг к высоким южным широтам. Таяние ледяных шапок и ледников способствовало повышению уровня моря , что можно узнать по тому факту, что силурийские отложения залегают на эродированных ордовикских отложениях, образуя несогласие . Другие кратоны и фрагменты континентов дрейфовали вместе вблизи экватора, начав формирование второго суперконтинента, известного как Еврамерика .

В триасовый период глубоководные отложения отложились и впоследствии исчезли из-за субдукции океанических плит, поэтому очень мало известно о триасовом открытом океане. Суперконтинент Пангея раскололся во время триаса — особенно в конце периода — но еще не разделился. Первые неморские отложения в рифте , который отмечает первоначальный раскол Пангеи, имеют позднетриасовый возраст. [76] Из-за ограниченной береговой линии одной суперконтинентальной массы триасовые морские отложения в глобальном масштабе относительно редки; несмотря на их известность в Западной Европе , где триас был впервые изучен. Например, в Северной Америке морские отложения ограничены несколькими выходами на запад. Таким образом, стратиграфия триаса в основном основана на организмах, живущих в лагунах и гиперсоленых средах, таких как ракообразные Estheria и наземные позвоночные. [77]

Геологическое время представлено геологическими часами, показывающими относительную продолжительность
эпох истории Земли и отмечающими основные события.
Девонский период знаменует собой начало обширной колонизации суши растениями , которые — посредством своего воздействия на эрозию и седиментацию — привели к значительным климатическим изменениям.

Образцы или следы биотурбации сохраняются в литифицированной породе. Изучение таких образцов называется ихнологией , или изучением «следовых ископаемых», которые в случае биотурбаторов представляют собой ископаемые, оставленные роющими или роющими животными. Это можно сравнить со следами, оставленными этими животными. В некоторых случаях биотурбация настолько распространена, что полностью стирает осадочные структуры , такие как слоистые слои или косая слоистость . Таким образом, она влияет на дисциплины седиментологии и стратиграфии в геологии. Изучение ихнотканей биотурбаторов использует глубину окаменелостей, поперечное расположение окаменелостей и резкость (или насколько хорошо определена) окаменелости [78] для оценки активности, которая происходила в старых отложениях. Обычно, чем глубже окаменелость, тем лучше сохранился и хорошо определен образец. [78]

Важные следы окаменелостей биотурбации были обнаружены в морских отложениях из приливных, прибрежных и глубоководных отложений. Кроме того, песчаные дюны или эоловые отложения важны для сохранения широкого спектра окаменелостей. [79] Свидетельства биотурбации были обнаружены в кернах глубоководных отложений, включая длинные записи, хотя процесс извлечения керна может нарушить признаки биотурбации, особенно на небольших глубинах. [80] Членистоногие, в частности, важны для геологической летописи биотурбации эоловых отложений. Записи дюн показывают следы роющих животных еще в нижнем мезозое, 250 млн лет назад, [79] хотя биотурбация в других отложениях наблюдалась еще в 550 млн лет назад. [81] [82]

История исследования

Первое крупное исследование глубоководных отложений океана было проведено между 1872 и 1876 годами экспедицией HMS Challenger , которая прошла около 70 000 морских миль, отбирая пробы морской воды и морских отложений. [83] Научными целями экспедиции были проведение физических измерений морской воды на разных глубинах, а также взятие образцов для определения химического состава, а также любых присутствующих твердых частиц или морских организмов . Это включало взятие образцов и анализ осадков с глубоководного дна океана. [84] До плавания Challenger океанография была в основном умозрительной. [83] Будучи первым настоящим океанографическим круизом, экспедиция Challenger заложила основу для целой академической и исследовательской дисциплины. [85]

Ранние теории континентального дрейфа предполагали, что движущиеся континенты «пропахивают» неподвижное морское дно. Позднее, в 1960-х годах, идея о том, что само морское дно движется и также увлекает за собой континенты, поскольку оно расширяется от центральной оси рифта, была предложена Гарольдом Гессом и Робертом Дитцем . [86] [87] Сегодня это явление известно как тектоника плит . В местах, где две плиты расходятся, в срединно-океанических хребтах, новое морское дно непрерывно формируется во время расширения морского дна. [88] В 1968 году было спущено на воду океанографическое исследовательское судно Glomar Challenger , которое приступило к 15-летней программе — Программе глубоководного бурения . Эта программа предоставила важные данные, которые подтвердили гипотезу расширения морского дна, собрав образцы горных пород, которые подтвердили, что чем дальше от срединно-океанического хребта , тем старше горная порода. [89] [90]

Смотрите также

Ссылки

  1. ^ abcdefghijklmnopqrstu vwxyz aa ab ac ad ae af ag ah ai aj ak al am an ao ap aq ar as at au av aw ax ay Вебб, Пол (2019) Введение в океанографию , Глава 12: Океанические отложения, стр. 273–297, Сообщество Rebus. Обновлено в 2020 г.Измененный текст был скопирован из этого источника, который доступен по лицензии Creative Commons Attribution 4.0 International.
  2. ^ abcde Эрл, Стивен (2019) Физическая геология , второе издание, «Осадки морского дна», глава 18.3.Измененный текст был скопирован из этого источника, который доступен по лицензии Creative Commons Attribution 4.0 International.
  3. ^ abc Sediments NOAA . Доступ 5 апреля 2021 г. Общественное достояниеВ этой статье используется текст из этого источника, который находится в общественном достоянии .
  4. ^ Болье, Стэйс Э.; Бейкер, Эдвард Т.; Герман, Кристофер Р.; Маффей, Эндрю (ноябрь 2013 г.). «Авторитетная глобальная база данных по активным подводным гидротермальным полям». Геохимия, геофизика, геосистемы . 14 (11): 4892–4905. Bibcode : 2013GGG....14.4892B. doi : 10.1002/2013GC004998 . hdl : 1912/6496 .
  5. ^ Малдер, Тьерри; Хюнеке, Хайко; Ван Лун, А. Дж. (2011), «Прогресс в глубоководной седиментологии», Deep-Sea Sediments , Elsevier, стр. 1–24, doi :10.1016/b978-0-444-53000-4.00001-9, ISBN 9780444530004
  6. ^ Борманн, Герхард; Абельманн, Андреа; Герсонде, Райнер; Хуббертен, Ганс; Кун, Герхард (1994). "Чистый кремнистый ил, диагенетическая среда для раннего формирования кремня". Геология . 22 (3): 207. Bibcode :1994Geo....22..207B. doi :10.1130/0091-7613(1994)022<0207:psoade>2.3.co;2.
  7. ^ ДеМастер, Дэвид Дж. (октябрь 1981 г.). «Поставка и накопление кремния в морской среде». Geochimica et Cosmochimica Acta . 45 (10): 1715–1732. Bibcode : 1981GeCoA..45.1715D. doi : 10.1016/0016-7037(81)90006-5.
  8. ^ Хасл, Грета Р.; Сиверцен, Эрик Э.; Штайдингер, Карен А.; Танген, Карл (25 января 1996 г.). «Морские диатомовые водоросли». В Томасе, Кармело Р. (ред.). Определение морских диатомей и динофлагеллят . Академическая пресса. стр. 5–385. ISBN 978-0-08-053441-1. Получено 13 ноября 2013 г.
  9. ^ Ald, SM; et al. (2007). «Разнообразие, номенклатура и таксономия простейших». Syst. Biol . 56 (4): 684–689. doi : 10.1080/10635150701494127 . PMID  17661235.
  10. ^ Moheimani, NR; Webb, JP; Borowitzka, MA (2012), "Биоремедиация и другие потенциальные области применения кокколитофоридных водорослей: обзор. . Биоремедиация и другие потенциальные области применения кокколитофоридных водорослей: обзор", Algal Research , 1 (2): 120–133, doi :10.1016/j.algal.2012.06.002
  11. ^ Тейлор, AR; Крахри, A.; Уилер, G.; Годдард, H.; Браунли, C. (2011). «Потенциал-управляемый канал H+, лежащий в основе гомеостаза pH у кальцифицирующихся кокколитофорид». PLOS Biology . 9 (6): e1001085. doi : 10.1371/journal.pbio.1001085 . PMC 3119654. PMID  21713028 . 
  12. ^ Wierer, U.; Arrighi, S.; Bertola, S.; Kaufmann, G.; Baumgarten, B.; Pedrotti, A.; Pernter, P.; Pelegrin, J. (2018). «Литовый инструментарий ледяного человека: сырье, технология, типология и использование». PLOS ONE . 13 (6): e0198292. Bibcode : 2018PLoSO..1398292W. doi : 10.1371/journal.pone.0198292 . PMC 6010222. PMID  29924811 . 
  13. ^ ab Haq BU и Boersma A. (ред.) (1998) Введение в морскую микропалеонтологию Elsevier. ISBN 9780080534961 
  14. ^ Мюллер, Р. Дитмар; Сдролиас, Мария; Гайна, Кармен; Руст, Вальтер Р. (2008). "Возраст, скорости спрединга и асимметрия спрединга коры мирового океана" (PDF) . Геохимия, геофизика, геосистемы . 9 (4): н/д. Bibcode :2008GGG.....9.4006M. doi :10.1029/2007GC001743. S2CID  15960331.
  15. ^ Боггс, Сэм (2012). Принципы седиментологии и стратиграфии (пятое изд.). Нью-Джерси: Pearson. ISBN 978-0-321-64318-6.
  16. ^ ab Demicco, Robert V., Hardie, Lawrence A. (1994). Осадочные структуры и ранние диагенетические особенности мелководных морских карбонатных отложений (первое издание). Талса, Оклахома: Общество седиментационной геологии. ISBN 1-56576-013-1.{{cite book}}: CS1 maint: multiple names: authors list (link)
  17. ^ Питерс, Шанан и др. (2017). «Подъем и падение строматолитов в мелководных морских условиях». Геология . 45 (6): 487–490. Bibcode : 2017Geo....45..487P. doi : 10.1130/G38931.1.
  18. ^ ab Peters, Shanan (2017). «Цикл осадков на континентальной и океанической коре». Геология . 45 (4): 323–326. Bibcode :2017Geo....45..323P. doi :10.1130/G38861.1.
  19. ^ Мейсман, Ф.; Медделбург, Дж.; Хейп, К. (2006). «Биотурбация: свежий взгляд на последнюю идею Дарвина». Тенденции в экологии и эволюции . 21 (12): 688–695. doi :10.1016/j.tree.2006.08.002. PMID  16901581.
  20. ^ abcd Уилкинсон, Маршалл Т.; Ричардс, Пол Дж.; Хамфрис, Джефф С. (1 декабря 2009 г.). «Прорыв: педологические, геологические и экологические последствия биотурбации почвы». Earth-Science Reviews . 97 (1): 257–272. Bibcode : 2009ESRv...97..257W. doi : 10.1016/j.earscirev.2009.09.005.
  21. ^ Шалер, Н. С., 1891, Происхождение и природа почв, в Powell, JW, ред., USGS 12th Annual report 1890-1891: Вашингтон, округ Колумбия, Правительственная типография, стр. 213-45.
  22. ^ abc Кристенсен, Э.; Пенья-Лопес, Г.; Делефосс, М.; Вальдемарсен, Т.; Кинтана, КО.; Банта, Г.Т. (2 февраля 2012 г.). «Что такое биотурбация? Необходимость точного определения фауны в водных науках». Серия «Прогресс морской экологии» . 446 : 285–302. Bibcode : 2012MEPS..446..285K. doi : 10.3354/meps09506 . ISSN  0171-8630.
  23. ^ Хамфрис, Г.С. и Митчелл, П.Б., 1983, Предварительная оценка роли биотурбации и дождевого вымывания на склонах холмов из песчаника в Сиднейском бассейне, в Australian and New Zealand Geomorphology Group, стр. 66-80.
  24. ^ Pillay, D (23 июня 2010 г.). «Расширение оболочек: связь беспозвоночных биотурбаторов с микроэволюционными изменениями». Серия «Прогресс морской экологии» . 409 : 301–303. Bibcode : 2010MEPS..409..301P. doi : 10.3354/meps08628 . ISSN  0171-8630.
  25. ^ Рэй, Г. Карлтон; Маккормик-Рэй, Джерри; Берг, Питер; Эпштейн, Говард Э. (2006). «Тихоокеанский морж: бентосный биотурбатор Берингии». Журнал экспериментальной морской биологии и экологии . 330 (1): 403–419. doi :10.1016/j.jembe.2005.12.043.
  26. ^ Braeckman, U; Provoost, P; Gribsholt, B; Gansbeke, D Van; Middelburg, JJ; Soetaert, K; Vincx, M; Vanaverbeke, J (28 января 2010 г.). «Роль функциональных признаков и плотности макрофауны в биогеохимических потоках и биотурбации». Серия «Прогресс морской экологии» . 399 : 173–186. Bibcode : 2010MEPS..399..173B. doi : 10.3354/meps08336 . hdl : 20.500.11755/e43f4d57-cf7f-494d-a724-a4b2aab2a772 . ISSN  0171-8630.
  27. ^ Volkenborn, N.; Hedtkamp, ​​SIC; van Beusekom, JEE; Reise, K. (1 августа 2007 г.). «Влияние биотурбации и биоирригации пескожилами (Arenicola marina) на физические и химические свойства осадков и их влияние на сукцессию приливно-отливной среды обитания». Estuarine, Coastal and Shelf Science . 74 (1–2): 331–343. Bibcode :2007ECSS...74..331V. doi :10.1016/j.ecss.2007.05.001.
  28. ^ abcdefgh Стоу, Доррик; Смилли, Зейнаб (13 февраля 2020 г.). «Различение глубоководных осадочных фаций: турбидиты, контуриты и гемипелагиты». Geosciences . 10 (2). MDPI AG: 68. doi : 10.3390/geosciences10020068 . ISSN  2076-3263. Измененный текст был скопирован из этого источника, который доступен по лицензии Creative Commons Attribution 4.0 International.
  29. ^ ab Rothwell, RG, (2005) Глубоководные пелагические илы , том 5. of Selley, Richard C., L. Robin McCocks, and Ian R. Plimer, Encyclopedia of Geology, Oxford: Elsevier Limited. ISBN 0-12-636380-3 
  30. ^ ab HüNeke, H., and T. Mulder (2011) Глубоководные осадки . Развитие седиментологии, т. 63. Elsiever, Нью-Йорк. 849 стр. ISBN 978-0-444-53000-4 
  31. ^ Мюррей, Дж. и Ренард, А. Ф. (1891) Отчет о глубоководных отложениях на основе образцов, собранных во время плавания HMS Challenger в 1872–1876 годах. Канцелярия Ее Величества .
  32. ^ Мюррей, Дж., Хьорт, Дж., Гран, Х. Х. и Хелланд-Хансен, Б. (1912) Глубины океана: общий обзор современной науки океанографии, основанный в значительной степени на научных исследованиях норвежского парохода «Майкл Сарс» в Северной Атлантике, том 37, Macmillan.
  33. ^ Что такое мутное течение? NOAA. Последнее обновление: 26 февраля 2021 г. Общественное достояниеВ этой статье используется текст из этого источника, который находится в открытом доступе .
  34. ^ Kuenen, Ph. H.; Migliorini, CI (1950). «Турбидные течения как причина градуированной слоистости». The Journal of Geology . 58 (2). University of Chicago Press: 91–127. Bibcode : 1950JG.....58...91K. doi : 10.1086/625710. ISSN  0022-1376. S2CID  129300638.
  35. ^ Боума, А. Х. (1962) Седиментология некоторых флишевых отложений. Графический подход к интерпретации фаций. Elsevier Publishing Company.
  36. ^ Pickering, KT (2015). Глубоководные системы: процессы, отложения, среды, тектоника и седиментация. Чичестер, Западный Суссекс Хобокен, Нью-Джерси: John Wiley & Sons Inc. ISBN 978-1-118-86549-1. OCLC  908192785.
  37. ^ Hüneke, Heiko (2011). Глубоководные отложения (на литовском языке). Амстердам Бостон: Elsevier. ISBN 978-0-08-093187-6. OCLC  706803062.
  38. ^ Стоу, Доррик; Смилли, Зейнаб (13 февраля 2020 г.). «Различение глубоководных осадочных фаций: турбидиты, контуриты и гемипелагиты». Geosciences . 10 (2). MDPI AG: 68. doi : 10.3390/geosciences10020068 . ISSN  2076-3263.
  39. ^ Холлистер, CD (1993). «Концепция глубоководных контуритов». Sedimentary Geology . 82 (1–4): 5–11. Bibcode : 1993SedG...82....5H. doi : 10.1016/0037-0738(93)90109-I.
  40. ^ Ребеско, М. и Камерленги, А. 2008. Contourites, Elsevier Science, 688 стр. ISBN 978-0-444-52998-5 
  41. ^ Faugères, J.-C.; Mézerais, ML; Stow, DAV (1993). «Типы дрейфа контуров и их распределение в бассейнах Северной и Южной Атлантики». Sedimentary Geology . 8 (1–4): 189–203. Bibcode : 1993SedG...82..189F. doi : 10.1016/0037-0738(93)90121-k.
  42. ^ Heezen, Bruce C.; Hollister, Charles D.; Ruddiman, William F. (22 апреля 1966 г.). «Формирование континентального подъема глубокими геострофическими контурными течениями». Science . 152 (3721). Американская ассоциация содействия развитию науки (AAAS): 502–508. Bibcode :1966Sci...152..502H. doi :10.1126/science.152.3721.502. ISSN  0036-8075. PMID  17815077. S2CID  29313948.
  43. ^ Холлистер, CD и Хезен, BC (1972) [ "Геологические эффекты океанских донных течений: Западная часть Северной Атлантики"]. В: Гордон, AL, Исследования по физической океанографии , Gordon and Breach Science Publishers. ISBN 9780677151700 . 
  44. ^ МакКейв, ИН; Тухолке, Брайан Э. (1986). «Глубокое течение-контролируемое осадконакопление в западной части Северной Атлантики». Западный североатлантический регион . Северная Америка: Геология Северной Америки. стр. 451–468. doi :10.1130/dnag-gna-m.451. ISBN 0813752027.
  45. ^ ab Ochoa, Jesús; Wolak, Jeannette; Gardner, Michael H (2013). «Критерии распознавания для различения гемипелагических и пелагических илистых пород при характеристике неоднородности глубоководного резервуара». AAPG Bulletin . 97 (10): 1785–803. Bibcode : 2013BAAPG..97.1785O. doi : 10.1306/04221312086.
  46. ^ Стоу, Д.А.В. (1994). «Глубоководные процессы переноса и отложения осадков». В Pye, К. (ред.). Перенос осадков и процессы отложения осадков . Лондон: Blackwell. С. 257–91.
  47. ^ Аксу, AE; Яшар, D; Муди, PJ (1995). «Происхождение позднеледниковых — голоценовых гемипелагических осадков в Эгейском море: глинистая минералогия и карбонатная цементация». Морская геология . 123 (1–2): 33–59. Bibcode : 1995MGeol.123...33A. doi : 10.1016/0025-3227(95)80003-T.
  48. ^ Trentesaux, A; Recourt, P; Bout-Roumazeilles, V; Tribovillard, N (2001). "Распределение гранулометрического состава карбонатов в гемипелагических отложениях с помощью лазерного измерителя частиц". Journal of Sedimentary Research . 71 (5): 858. Bibcode : 2001JSedR..71..858T. doi : 10.1306/2DC4096E-0E47-11D7-8643000102C1865D. hdl : 20.500.12210/62326 .
  49. ^ Weedon, GP (1986). «Гемипелагическая шельфовая седиментация и климатические циклы: базальная юра (голубой лиас) Южной Британии». Earth and Planetary Science Letters . 76 (3–4): 321–35. Bibcode : 1986E&PSL..76..321W. doi : 10.1016/0012-821X(86)90083-X.
  50. ^ Боума, Арнольд Х. (1962) Седиментология некоторых флишевых отложений: графический подход к интерпретации фаций. Издательская компания Elsevier.
  51. ^ Брэкенридж, Рэйчел Э.; Стоу, Доррик А.В.; Эрнандес-Молина, Франсиско Х.; Джонс, Клаудия; Мена, Анксо; Алехо, Ирен; Дюкассу, Эммануэль; Ллаве, Эстефания; Эрсилла, Джемма; Номбела, Мигель Анхель; Перес-Арлучеа, Марта; Фрэнсис, Гиллермо (12 апреля 2018 г.). Марцо, Мариано (ред.). «Текстурные характеристики и фации богатых песком контуритовых систем отложений». Седиментология . 65 (7). Уайли: 2223–2252 гг. дои : 10.1111/сед.12463. hdl : 10261/172929. ISSN  0037-0746. S2CID  134489105.
  52. ^ Воздух, которым вы дышите? Его создали диатомовые водоросли
  53. ^ Treguer, P.; Nelson, DM; Van Bennekom, AJ; Demaster, DJ; Leynaert, A.; Queguiner, B. (1995). «Баланс кремния в Мировом океане: повторная оценка». Science . 268 (5209): 375–9. Bibcode :1995Sci...268..375T. doi :10.1126/science.268.5209.375. PMID  17746543. S2CID  5672525.
  54. ^ Wassilieff, Maggy (2006) "Кокколитофорида", Te Ara - Энциклопедия Новой Зеландии . Доступ: 2 ноября 2019 г.
  55. ^ Рост, Б. и Рибеселл, У. (2004) «Кокколитофориды и биологический насос: ответы на изменения окружающей среды». В: Кокколитофориды: от молекулярных процессов до глобального воздействия , страницы 99–125, Springer. ISBN 9783662062784 . 
  56. ^ ab Wassilieff, Maggy (2006) «Планктон — Животный планктон», Te Ara — Энциклопедия Новой Зеландии . Доступ: 2 ноября 2019 г.
  57. ^ Хемлебен, К.; Андерсон, О.Р.; Шпиндлер, М. (1989). Современные планктонные фораминиферы. Springer-Verlag. ISBN 978-3-540-96815-3.
  58. ^ Брукнер, Моника (2020) «Палеоклиматология: как мы можем делать выводы о климате прошлого?» SERC , Карлтонский колледж. Изменено 23 июля 2020 г. Получено 10 сентября 2020 г.
  59. ^ Земля движется к «тепличному» состоянию, не наблюдавшемуся за 50 миллионов лет, свидетельствуют новые эпические климатические данные LiveScience , 10 сентября 2020 г.
  60. ^ Вестерхольд, Т., Марван, Н., Друри, А.Дж., Либранд, Д., Аньини, К., Ананьосту, Э., Барнет, Дж.С., Богати, С.М., Влишувер, Д., Флориндо, Ф. и Фредерихс, Т. (2020) «Астрономически датированные записи климата Земли и его предсказуемости за последние 66 миллионов лет». Science , 369 (6509): 1383–1387. doi : 10.1126/science.aba6853.
  61. ↑ Боб Йирка 29 августа 2013 г.
  62. ^ Сассман: Древнейшие растения, The Guardian , 2 мая 2010 г.
  63. ^ "Быть умным — это нормально • старейшее живое существо в мире: Эти". Архивировано из оригинала 13 июля 2018 г. Получено 13 июля 2018 г.
  64. ^ Виллерслев, Эске; Фрёзе, Дуэйн; Гиличинский, Давид; Рённ, Регин; Банс, Майкл; Зубер, Мария Т.; Гилберт, М. Томас П.; Брэнд, Тина; Мунк, Каспер; Нильсен, Расмус; Масстепанов Михаил; Кристенсен, Торбен Р.; Хебсгаард, Мартин Б.; Джонсон, Сара Стюарт (4 сентября 2007 г.). «Древние бактерии демонстрируют доказательства восстановления ДНК». Труды Национальной академии наук . 104 (36): 14401–14405. Бибкод : 2007PNAS..10414401J. дои : 10.1073/pnas.0706787104 . ЧВК 1958816 . ПМИД  17728401. 
  65. ^ аб Вермассен, Флор; Андреасен, Нанна; Вангнер, Дэвид Дж.; Тибо, Николя; Зайденкранц, Марит-Сольвейг; Джексон, Ребекка; Шмидт, Сабина; Кьер, Курт Х.; Андресен, Камилла С. (2019). «Реконструкция притока теплой воды в Упернавик-Исстрем с 1925 года нашей эры и ее связь с отступлением ледника». Климат прошлого . 15 (3): 1171–1186. Бибкод : 2019CliPa..15.1171V. дои : 10.5194/cp-15-1171-2019 .
  66. ^ Райнер Герсонде (2003) «Документация керна отложений PS2492-2», Институт Альфреда Вегенера - хранилище керна Polarstern. дои :10.1594/PANGAEA.115344
  67. ^ ab Middelburg, Jack J. (2018). «Обзоры и синтезы: к основанию переработки углерода на морском дне». Biogeosciences . 15 (2): 413–427. Bibcode : 2018BGeo...15..413M. doi : 10.5194/bg-15-413-2018 . Измененный текст был скопирован из этого источника, который доступен по лицензии Creative Commons Attribution 4.0 International.
  68. ^ Мидделбург, Джек Дж. (2019). «Переработка углерода на морском дне». Биогеохимия морского углерода . SpringerBriefs in Earth System Sciences. стр. 57–75. doi :10.1007/978-3-030-10822-9_4. ISBN 978-3-030-10821-2. S2CID  134246610. Измененный текст был скопирован из этого источника, который доступен по лицензии Creative Commons Attribution 4.0 International.
  69. ^ ab LaRowe, DE; Arndt, S.; Bradley, JA; et al. (2020). «Судьба органического углерода в морских отложениях — Новые идеи из последних данных и анализа» (PDF) . Earth-Science Reviews . 204 : 103146. Bibcode :2020ESRv..20403146L. doi :10.1016/j.earscirev.2020.103146. S2CID  216242654.
  70. ^ Гронстал, Аарон (7 мая 2020 г.) Взгляд на судьбу органического углерода в морских отложениях NASA Astrobiology . Общественное достояниеВ этой статье используется текст из этого источника, который находится в общественном достоянии .
  71. ^ Пиани, Лоретт (28 августа 2020 г.). «Вода Земли, возможно, была унаследована от материала, похожего на метеориты энстатит-хондрит». Science . 369 (6507): 1110–1113. Bibcode :2020Sci...369.1110P. doi :10.1126/science.aba1948. PMID  32855337. S2CID  221342529 . Получено 28 августа 2020 г. .
  72. ↑ Университет Вашингтона в Сент-Луисе (27 августа 2020 г.). «Исследование метеоритов предполагает, что Земля могла быть влажной с момента своего образования — метеориты энстатит-хондритов, когда-то считавшиеся «сухими», содержат достаточно воды, чтобы заполнить океаны — и даже больше». EurekAlert! . Получено 28 августа 2020 г.
  73. ^ Американская ассоциация содействия развитию науки (27 августа 2020 г.). «Неожиданное обилие водорода в метеоритах раскрывает происхождение воды на Земле». EurekAlert! . Получено 28 августа 2020 г. .
  74. ↑ Стэнли 1999, стр. 302–303.
  75. ^ ab "International Chronostratigraphic Chart v.2015/01" (PDF) . Международная комиссия по стратиграфии . Январь 2015 г.
  76. ^ Олсен, Пол Э. (1997). "Великие триасовые комплексы, часть 1 - Чинл и Ньюарк". Динозавры и история жизни . Земная обсерватория Ламонта–Доэрти Колумбийского университета.
  77. ^ Sereno PC (1993). «Пекторальный пояс и передняя конечность базального теропода Herrerasaurus ischigualastensis». Журнал палеонтологии позвоночных . 13 (4): 425–450. doi :10.1080/02724634.1994.10011524.
  78. ^ ab Taylor, AM; Goldring, R. (1993). «Описание и анализ биотурбации и ихноткани». Журнал Геологического общества . 150 (1): 141–148. Bibcode : 1993JGSoc.150..141T. doi : 10.1144/gsjgs.150.1.0141. S2CID  129182527.
  79. ^ ab Ahlbrandt, TS; Andrews, S.; Gwynne, DT (1978). "Биотурбация в эоловых отложениях". Journal of Sedimentary Research . 48 (3). doi :10.1306/212f7586-2b24-11d7-8648000102c1865d.
  80. ^ Hertweck, G; Liebezeit, G (2007). «Структуры биотурбации полихет в современных мелководных морских условиях и их аналоги следам группы Chondrites». Палеогеография, Палеоклиматология, Палеоэкология . 245 (3): 382–389. Bibcode :2007PPP...245..382H. doi :10.1016/j.palaeo.2006.09.001.
  81. ^ Дейл, AW (2016). «Модель микробного фосфорного цикла в биотурбированных морских отложениях: значение для захоронения фосфора в раннем палеозое». Geochimica et Cosmochimica Acta . 189 : 251–268. Bibcode : 2016GeCoA.189..251D. doi : 10.1016/j.gca.2016.05.046. hdl : 10871/23490 .
  82. ^ Boyle, RA (2014). "Стабилизация сопряженных циклов кислорода и фосфора путем эволюции биотурбации" (PDF) . Nature Geoscience . 7 (9): 671. Bibcode :2014NatGe...7..671B. doi :10.1038/ngeo2213. hdl : 10871/35799 .
  83. ^ ab Eiseley, Loren (1946). "The Great Deeps" . The Immense Journey (редакция 1959 г.). Соединенные Штаты: Vintage Books. стр. 38-41. ISBN 0394701577.
  84. ^ "HMS Challenger: Science". Birch Aquarium. Архивировано из оригинала 26 января 2013 года . Получено 3 декабря 2013 года .
  85. ^ Бишоп, Тина. «Тогда и сейчас: экспедиция HMS Challenger и экспедиция «Горы в море»». oceanexplorer.noaa.gov . NOAA . Архивировано из оригинала 25 апреля 2015 г. . Получено 31 января 2018 г. .
  86. ^ Hess, HH (ноябрь 1962 г.). «История океанических бассейнов» (PDF) . В AEJ Engel; Harold L. James; BF Leonard (ред.). Петрологические исследования: том в честь AF Buddington . Боулдер, Колорадо: Геологическое общество Америки. стр. 599–620.
  87. ^ Dietz, Robert S. (1961). «Эволюция континентов и океанических бассейнов путем расширения морского дна». Nature . 190 (4779): 854–857. Bibcode :1961Natur.190..854D. doi :10.1038/190854a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4288496.
  88. ^ Распространение морского дна National Geographic . Доступно 4 января 2022 г.
  89. ^ Открытие океанического хребта География и вы , 10 апреля 2017 г.
  90. ^ "Отчеты и публикации проекта глубоководного бурения". Проект глубоководного бурения.

Источники

На Викискладе есть медиафайлы по теме «Морские отложения».
В Wikibooks есть книга по теме: Историческая геология