stringtranslate.com

Морские отложения

Распределение типов отложений на морском дне
В пределах каждой цветной области преобладает показанный тип материала, хотя, вероятно, присутствуют и другие материалы.
Дополнительную информацию об этой диаграмме см. ниже ↓

Морские отложения , или океанические отложения , или осадки морского дна , представляют собой отложения нерастворимых частиц, которые накопились на морском дне . Эти частицы либо происходят из почвы и горных пород и переносятся с суши в море, в основном реками, но также с пылью, переносимой ветром и потоком ледников в море, либо представляют собой биогенные отложения морских организмов, либо от химических осадков в морской воде, а также от подводных вулканов и обломков метеоритов.

За исключением нескольких километров срединно-океанического хребта , где вулканическая порода еще относительно молода, большая часть морского дна покрыта осадками . Этот материал поступает из нескольких разных источников и сильно различается по составу. Толщина отложений морского дна может варьироваться от нескольких миллиметров до нескольких десятков километров. Вблизи поверхности осадки морского дна остаются рыхлыми, но на глубинах от сотен до тысяч метров осадки литифицируются ( превращаются в скалу).

Скорость накопления отложений относительно медленная на большей части океана, и во многих случаях для формирования каких-либо значительных отложений требуются тысячи лет. Осадки, переносимые с суши, накапливаются быстрее всего, порядка одного метра и более за тысячу лет для более крупных частиц. Однако скорости седиментации в устьях крупных рек с высоким расходом могут быть на порядки выше. Биогенные илы накапливаются со скоростью около одного сантиметра в тысячу лет, а мелкие частицы глины откладываются в глубоком океане со скоростью около одного миллиметра в тысячу лет.

Отложения с суши откладываются на окраинах континентов в результате поверхностного стока , речного стока и других процессов. Мутные течения могут переносить этот осадок вниз по континентальному склону на глубокое дно океана. Глубокое дно океана претерпевает собственный процесс распространения от срединно-океанического хребта, а затем медленно погружает накопленные на глубоком дне осадки 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 продолжение процесса на неопределенный срок. Отложения обеспечивают среду обитания для множества морских обитателей , особенно морских микроорганизмов . Их окаменелые останки содержат информацию о прошлом климате , тектонике плит , моделях циркуляции океана и времени крупных вымираний . [1]

Обзор

За исключением нескольких километров срединно-океанического хребта , где вулканические породы еще относительно молоды, большая часть морского дна покрыта отложениями. Этот материал поступает из нескольких разных источников и сильно различается по составу в зависимости от близости к континенту, глубины воды, океанских течений, биологической активности и климата. Отложения морского дна (и осадочные породы ) могут иметь толщину от нескольких миллиметров до нескольких десятков километров. У поверхности донные осадки остаются рыхлыми, но на глубинах от сотен до тысяч метров (в зависимости от типа осадков и других факторов) осадки литифицируются . [2]

Различные источники донных отложений можно резюмировать следующим образом:  [2]

Распределение некоторых из этих материалов по морям показано на диаграмме в начале статьи ↑. Терригенные отложения преобладают вблизи материков, во внутренних морях и крупных озерах. Эти отложения, как правило, относительно крупные, обычно содержат песок и ил, но в некоторых случаях даже гальку и булыжник. Глина медленно оседает в прибрежных районах, но большая часть глины рассеивается океанскими течениями далеко от мест ее происхождения. Глинистые минералы преобладают на обширных территориях в самых глубоких частях океана, и большая часть этой глины имеет земное происхождение. Кремнистые илы (производные радиолярий и диатомей) распространены в южной полярной области, вдоль экватора в Тихом океане, к югу от Алеутских островов и на значительной части Индийского океана. Карбонатные илы широко распространены во всех океанах экваториального и среднеширотного районов. Фактически, глина оседает повсюду в океанах, но в районах, где организмы, производящие кремнезем и карбонаты, богаты, они производят достаточно кремнезема или карбонатных осадков, чтобы доминировать над глиной. [2]

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

Текстура

Шкала Вентворта классифицирует отложения по размеру зерен.

Текстуру осадка можно исследовать несколькими способами. Первый способ – это размер зерна . [1] Отложения можно классифицировать по размеру частиц по шкале Вентворта . Глинистые отложения являются самыми мелкими с диаметром зерен менее 0,004 мм, а валуны являются самыми крупными с диаметром зерен 256 мм и более. [3] Помимо прочего, размер зерна отражает условия, при которых откладывался осадок. Условия высокой энергии, такие как сильные течения или волны, обычно приводят к осаждению только более крупных частиц, поскольку более мелкие будут унесены. Условия более низкой энергии позволят более мелким частицам оседать и образовывать более мелкие осадки. [1]

Хорошо отсортированные отложения (слева) содержат частицы одинакового размера. Плохо отсортированные осадки (справа) состоят из частиц самого разного размера.
Различия в форме зерен, такие как сферичность (вертикальная) и закругленность (горизонтальная).
Сканирующая электронная микрофотография , показывающая зерна кварцевого песка.

Сортировка — еще один способ классификации текстуры отложений. Сортировка означает, насколько однородны частицы по размеру. Если все частицы одинакового размера, как, например, в пляжном песке , осадок хорошо отсортирован. Если частицы имеют очень разные размеры, осадок плохо сортируется, как, например, в ледниковых отложениях . [1]

Третий способ описать текстуру морских отложений — это их зрелость или то, как долго их частицы переносятся водой. Одним из показателей зрелости является то, насколько круглые частицы. Чем более зрелый осадок, тем округлее будут его частицы в результате их истирания с течением времени. Высокая степень сортировки также может указывать на зрелость, поскольку со временем более мелкие частицы будут смыты, и определенное количество энергии переместит частицы одинакового размера на одно и то же расстояние. Наконец, чем старше и зрелее осадок, тем выше содержание кварца, по крайней мере, в отложениях, образовавшихся из частиц горных пород. Кварц – распространенный минерал в земных породах, он очень твердый и устойчивый к истиранию. Со временем частицы других материалов стираются, оставляя после себя только кварц. Пляжный песок представляет собой очень зрелый осадок; он состоит преимущественно из кварца, частицы округлые, одинакового размера (хорошо отсортированные). [1]

Происхождение

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

Литогенный

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

Ручьи и реки: различные формы стока относят большое количество наносов в океаны, главным образом в виде более мелкозернистых частиц. Считается, что около 90% литогенных отложений в океанах образовалось в результате стока рек, особенно из Азии. Большая часть этих отложений, особенно более крупные частицы, будет откладываться и оставаться довольно близко к береговой линии, однако более мелкие частицы глины могут оставаться во взвешенном состоянии в толще воды в течение длительного периода времени и могут переноситься на большие расстояния от источника. [1]

Ветер: ветровой (эоловый) транспорт может захватывать мелкие частицы песка и пыли и перемещать их на тысячи километров от источника. Эти мелкие частицы могут упасть в океан, когда стихнет ветер, или служить ядрами, вокруг которых формируются капли дождя или снежинки. Эолийский транспорт особенно важен вблизи пустынных территорий. [1]

Ледники и сплав льда . Когда ледники пробираются по суше, они собирают много частиц почвы и горных пород, в том числе очень большие валуны, которые уносятся льдом. Когда ледник встречается с океаном и начинает распадаться или таять, эти частицы откладываются. Большая часть осаждения будет происходить вблизи места, где ледник встречается с водой, но небольшое количество материала также переносится на большие расстояния путем сплава, когда более крупные куски льда дрейфуют далеко от ледника, прежде чем высвободить осадок. [1]

Гравитация. Оползни, оползни, лавины и другие явления, вызванные гравитацией, могут привести к попаданию большого количества материала в океан, когда они происходят вблизи берега. [1]

Волны: Воздействие волн вдоль береговой линии будет разрушать камни и уносить в воду незакрепленные частицы с пляжей и береговой линии. [1]

Извержение вулкана Майон, Филиппины, 1984 год. Большая часть материала, выброшенного в результате извержения вулкана, может в конечном итоге 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 откладываться в океанах. [1]

Гастролиты . Другим, относительно второстепенным средством транспортировки литогенных отложений в океан являются гастролиты. Гастролит означает «желудочный камень». Многие животные, в том числе морские птицы, ластоногие и некоторые крокодилы, намеренно глотают камни, а затем срыгивают их. Камни, проглоченные на суше, могут отрыгиваться в море. Камни могут помочь перемалывать пищу в желудке или действовать как балласт, регулирующий плавучесть. В основном эти процессы приводят к отложению литогенных отложений вблизи берега. Частицы отложений затем могут переноситься волнами и течениями дальше и в конечном итоге могут покинуть континентальный шельф и достичь глубокого дна океана. [1]

Состав

Литогенные отложения обычно отражают состав материалов, из которых они образовались, поэтому в них преобладают основные минералы, составляющие большую часть земных пород. Сюда входят кварц, полевой шпат, глинистые минералы, оксиды железа и земные органические вещества. Кварц (диоксид кремния, основной компонент стекла) — один из наиболее распространенных минералов, встречающихся практически во всех горных породах, он очень устойчив к истиранию, поэтому является доминирующим компонентом литогенных отложений, включая песок. [1]

Биогенный

Биогенные отложения образуются из останков живых организмов, которые оседают в виде осадка после смерти организмов. Именно «твердые части» организмов способствуют образованию отложений; такие вещи, как панцири, 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 панцири более крупных организмов. Этот тип отложений довольно редок на большей части океана, поскольку крупные организмы не умирают в достаточной концентрации, чтобы позволить этим останкам накопиться. Единственное исключение – коралловые рифы ; здесь большое изобилие организмов, оставляющих после себя останки, в частности фрагменты каменных скелетов кораллов, составляющих большую часть тропического песка. [1]

Микроскопический осадок состоит из твердых частей микроскопических организмов, особенно их панцирей или панцирей . Хотя эти организмы очень малы, они очень многочисленны, и поскольку они умирают миллиардами каждый день, их останки опускаются на дно, образуя биогенные отложения. Осадки, состоящие из микроскопических частиц, гораздо более многочисленны, чем осадки из макроскопических частиц, и из-за своего небольшого размера образуют мелкозернистые, мягкие слои осадка. Если слой осадка состоит не менее чем на 30% из микроскопического биогенного материала, его относят к биогенному илу. Остальная часть осадка часто состоит из глины. [1]

Реконструкция климата прошлого
посредством анализа отложений

Биогенные отложения могут позволить восстановить прошлую историю климата на основе соотношений изотопов кислорода. Атомы кислорода существуют в трех формах, или изотопах, в океанской 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 O18, поэтому он легче испаряется, что приводит к образованию водяного пара с более высоким содержанием O16. В периоды более прохладного климата водяной пар конденсируется в дождь и снег, образуя ледниковый лед с высоким содержанием 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 становится теплее, ледниковый лед тает, высвобождая O16 изо льда и возвращая его в океаны, увеличивая соотношение O16:O18 в воде. Когда организмы включают кислород в свои оболочки, оболочки будут содержать более высокое соотношение O16:O18. Таким образом, ученые могут исследовать биогенные отложения, рассчитать соотношения O16:O18 для образцов известного возраста и на основании этих соотношений сделать вывод о климатических условиях, в которых образовались эти раковины. Те же типы измерений можно провести и с кернами льда; уменьшение содержания O18 на 1 ppm между образцами льда означает снижение температуры на 1,5°C. [1]

Основными источниками микроскопических биогенных отложений являются одноклеточные водоросли и простейшие (одноклеточные амебоподобные существа), выделяющие пробы либо карбоната кальция (CaCO 3 ), либо кремнезема (SiO 2 ). Пробы кремнезема происходят от двух основных групп: диатомовых водорослей (водорослей) и радиолярий ( простейших ). [1]

Диатомеи являются особенно важными членами фитопланктона, функционируя как небольшие дрейфующие фотосинтезаторы водорослей. Диатомовая водоросль состоит из единственной клетки водоросли, окруженной сложной кремнеземной оболочкой, которую она выделяет для себя. Диатомеи бывают самых разных форм: от удлиненных пернатых до круглых или центрических форм, которые часто имеют две половинки, как чашка Петри. В районах, где диатомовые водоросли обильны, подстилающий осадок богат кремнеземными диатомовыми водорослями и называется диатомовой землей . [1]

Радиолярии — это планктонные простейшие (что делает их частью зоопланктона), которые, как и диатомеи, выделяют кремнеземный тест. Тесто окружает клетку и может включать в себя множество небольших отверстий, через которые радиолярия может вытягивать амебоподобную «руку» или ложноножку. Радиолярии часто демонстрируют несколько лучей, выступающих из их раковин, что способствует плавучести. Илы, в которых преобладают раковины диатомей или радиолярий, называются кремнистыми илами . [1]

Подобно кремнистым отложениям, карбонат кальция или известковые отложения также образуются в результате проб микроскопических водорослей и простейших; в данном случае кокколитофоры и фораминиферы. Кокколитофоры — одноклеточные планктонные водоросли, примерно в 100 раз мельче диатомей. Их раковины состоят из ряда переплетенных пластинок CaCO 3 (кокколитов), образующих сферу, окружающую клетку. Когда кокколитофороры отмирают, отдельные пластинки опускаются и образуют ил. Со временем ил кокколитофора превращается в мел. Белые скалы Дувра в Англии состоят из богатой кокколитофорами ила, превратившейся в отложения мела. [1]

Фораминиферы (также называемые форами ) — это простейшие, раковины которых часто имеют камеры, похожие на раковины улиток. По мере роста организма он выделяет новые, более крупные камеры, в которых он может жить. Большинство фораминифер ведут донный образ жизни и живут на отложениях или в них, но есть некоторые планктонные виды, живущие выше в толще воды. Когда кокколитофоры и фораминиферы погибают, они образуют известковые илы . [1]

Более древние слои известковых отложений содержат остатки организмов другого типа — дискостеров ; одноклеточные водоросли, родственные кокколитофорам, которые также производят тесты на карбонат кальция. Испытания дискоката имели звездообразную форму и достигали размеров 5–40 мкм в поперечнике. Дискастеры вымерли примерно 2 миллиона лет назад, но их останки остались в глубоких тропических отложениях, существовавших еще до их исчезновения. [1]

Из-за своего небольшого размера эти тесты тонут очень медленно; Одному микроскопическому тесту может потребоваться около 10–50 лет, чтобы опуститься на дно! Учитывая этот медленный спуск, течение со скоростью всего 1 см/сек может унести испытание на расстояние до 15 000 км от точки его возникновения, прежде чем оно достигнет дна. Несмотря на это, отложения в конкретном месте хорошо соответствуют типам организмов и степени продуктивности верхних вод. Это означает, что частицы осадка должны опускаться на дно с гораздо большей скоростью, поэтому они накапливаются ниже точки своего происхождения, прежде чем течения смогут их рассеять. Большинство проб не тонет как отдельные частицы; около 99% из них сначала потребляются каким-либо другим организмом, а затем агрегируются 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 диспергирования, а осадок внизу будет отражать продукцию, происходящую вблизи поверхности. Повышенная скорость погружения за счет этого механизма получила название «фекальный экспресс». [1]

Водородный

Гидротермальное жерло Черного курильщика . «Дым» состоит из растворенных частиц, которые оседают в твердые вещества при воздействии более холодной воды.
Гидротермальные жерла встречаются в основном вдоль срединно-океанических хребтов.

Морская вода содержит много различных растворенных веществ. Иногда происходят химические реакции, в результате которых эти вещества выпадают в осадок в виде твердых частиц, которые затем накапливаются в виде водородосодержащего осадка. Эти реакции обычно запускаются изменением условий, например изменением температуры, давления или pH, что уменьшает количество вещества, которое может оставаться в растворенном состоянии. Водородистых осадков в океане не так много по сравнению с литогенными или биогенными осадками, но есть некоторые интересные формы. [1]

В гидротермальных жерлах морская вода просачивается на морское дно, где она перегревается магмой, а затем выбрасывается через жерло. Эта перегретая вода содержит много растворенных веществ, и когда она после выхода из жерла сталкивается с холодной морской водой, эти частицы выпадают в осадок, в основном в виде сульфидов металлов. Эти частицы составляют «дым», выходящий из вентиляционного отверстия, и в конечном итоге могут оседать на дне в виде водородосодержащего осадка. [1] Гидротермальные жерла распределены вдоль границ земной плиты, хотя их также можно обнаружить и внутри плит, например, в горячих точках вулканов. В настоящее время известно около 500 активных подводных гидротермальных жерловых полей, около половины из которых наблюдаются визуально на морском дне, а другая половина подозревается по индикаторам водной толщи и/или отложениям морского дна. [4]

Марганцевые конкреции представляют собой округлые комки марганца и других металлов, образующиеся на морском дне, обычно диаметром от 3 до 10 см, хотя иногда они могут достигать и 30 см. Узелки формируются подобно жемчугу; имеется центральный объект, вокруг которого медленно откладываются концентрические слои, вызывающие со временем рост узла. Состав конкреций может несколько меняться в зависимости от их местоположения и условий образования, но обычно в них преобладают оксиды марганца и железа. Они также могут содержать меньшее количество других металлов, таких как медь, никель и кобальт. Выпадение марганцевых конкреций — один из самых медленных известных геологических процессов; они растут порядка нескольких миллиметров в миллион лет. По этой причине они образуются только в районах с низкой скоростью накопления литогенных или биогенных отложений, поскольку любое другое отложение отложений быстро покроет конкреции и предотвратит их дальнейший рост. Поэтому марганцевые конкреции обычно ограничиваются районами центральной части океана, вдали от значительных литогенных или биогенных источников, где они иногда могут накапливаться в больших количествах на морском дне (рис. 12.4.2 справа). Поскольку конкреции содержат ряд коммерчески ценных металлов, в последние несколько десятилетий наблюдается значительный интерес к их добыче, хотя большая часть усилий до сих пор остается на стадии разведки. Крупномасштабной добыче конкреций препятствует ряд факторов, включая высокие затраты на глубоководную добычу полезных ископаемых, политические проблемы, связанные с правами на добычу полезных ископаемых, а также экологические проблемы, связанные с добычей этих невозобновляемых ресурсов. [1]

Эвапориты — это водородосодержащие отложения, которые образуются при испарении морской воды, в результате чего растворенные материалы выпадают в осадок в твердые вещества, особенно в галит (соль NaCl). Фактически, испарение морской воды является старейшей формой производства соли для использования человеком и осуществляется до сих пор. Крупные месторождения галитовых эвапоритов существуют в ряде мест, в том числе и под Средиземным морем. Начавшиеся около 6 миллионов лет назад тектонические процессы закрыли Средиземное море от Атлантики, а теплый климат испарил столько воды, что Средиземное море почти полностью высохло, оставив на своем месте большие залежи соли (событие, известное как Мессинский период) . Кризис солености ). В конце концов, около 5,3 миллиона лет назад Средиземное море снова затопило, и отложения галита были покрыты другими отложениями, но они все еще остаются под морским дном. [1]

Оолиты представляют собой небольшие округлые зерна, образовавшиеся из концентрических слоев осажденного 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 водородосодержащих месторождений, имеющий потенциальное промышленное применение. Все продукты наземной эрозии включают небольшую долю органических веществ, полученных в основном из наземных растений. Крошечные фрагменты этого материала, а также других органических веществ 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 начинают расщеплять содержащееся в них органическое вещество. Поскольку это происходит в отсутствие кислорода (анаэробные условия), побочным продуктом этого метаболизма является газ метан (СН 4 ). Метан, выделяемый бактериями, медленно пузырится вверх через осадок к морскому дну. На глубине от 500 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 морского дна температура достаточно низкая, чтобы гидрат метана был стабильным, и гидраты накапливались в отложениях. Гидрат метана легко воспламеняется, поскольку при нагревании метан выделяется в виде газа. Метан в отложениях морского дна представляет собой огромный резервуар энергии ископаемого топлива. Хотя энергетические корпорации и правительства стремятся разработать способы производства и продажи этого метана, любой, кто понимает последствия его добычи и использования для изменения климата, может понять, что это было бы безумием. [1] [2]

Космогенный

Тектитоподобное стекло найдено на западе России

Космогенные осадки происходят из внеземных источников и существуют в двух основных формах; микроскопические шарики и более крупные метеоритные обломки. Сферулы состоят в основном из кремнезема или железа и никеля и, как полагают, выбрасываются при сгорании метеоров после входа в атмосферу. Метеоритный мусор образуется в результате столкновений метеоритов с Землей. Эти сильные столкновения выбрасывают частицы в атмосферу, которые в конечном итоге оседают обратно на Землю и способствуют образованию отложений. Как и шарики, обломки метеорита состоят в основном из кремнезема или железа и никеля. Одной из форм обломков этих столкновений являются тектиты , представляющие собой маленькие капли стекла. Вероятно, они состоят из земного кремнезема, который был выброшен и расплавлен во время удара метеорита, а затем затвердел по мере охлаждения при возвращении на поверхность. [1]

Космогенные осадки в океане довольно редки и обычно не накапливаются в крупных отложениях. Однако к нему постоянно добавляется космическая пыль, которая непрерывно выпадает на Землю. Около 90% поступающего космогенного мусора испаряется при попадании в атмосферу, но, по оценкам, каждый день на поверхность Земли приземляется от 5 до 300 тонн космической пыли. [1]

Состав

Кремнистый ил

Кремнистый ил — разновидность биогенных пелагических отложений , расположенных на глубоком дне океана . Кремнистые илы являются наименее распространенными из глубоководных отложений и составляют примерно 15% дна океана. [5] Тины определяются как отложения, которые содержат не менее 30% скелетных остатков пелагических микроорганизмов. [6] Кремнистые илы в основном состоят из кремнеземных скелетов микроскопических морских организмов, таких как диатомеи и радиолярии . Другие компоненты кремнистых илов вблизи окраин континентов могут включать частицы кремнезема земного происхождения и спикулы губок. Кремнистые илы состоят из скелетов опалового кремнезема Si(O 2 ) , в отличие от известковых илов , которые состоят из скелетов организмов, карбоната кальция (т.е. кокколитофоров ). Кремнезем (Si) является биоэссенциальным элементом и эффективно перерабатывается в морской среде посредством кремнеземного цикла . [7] Расстояние от суши, глубина воды и плодородие океана — все это факторы, влияющие на содержание опалового кремнезема в морской воде и наличие кремнистых илов.

Известковый ил

Термин «известковый» может применяться к ископаемому, отложению или осадочной породе, которая образована из карбоната кальция в форме кальцита или арагонита или содержит большую его долю . Известняковые отложения ( известняк ) обычно откладываются на мелководье вблизи суши, поскольку карбонат осаждается морскими организмами, которым необходимы питательные вещества, полученные из суши. Вообще говоря, чем дальше от суши падают осадки, тем менее известковыми они являются. В некоторых районах могут присутствовать прослои известковых отложений из-за штормов или изменений океанских течений. Известковый ил — это форма карбоната кальция, полученная из планктонных организмов, которая накапливается на морском дне . Это может произойти только в том случае, если океан мельче, чем глубина компенсации карбонатов . Ниже этой глубины в океане начинает растворяться карбонат кальция, и устойчивы только неизвестковые отложения, такие как кремнистый ил или пелагическая красная глина .

Литифицированные отложения

Каменный кинжал Эци Ледяного человека , жившего в медный век . Лезвие состоит из кремня , содержащего радиолярии, кальцисферы, кальпионеллиды и несколько спикул губки. Присутствие вымерших кальпионеллидов было использовано для датировки этого кинжала. [12]

Распределение

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

Скорость накопления отложений относительно медленная на большей части океана, и во многих случаях для формирования каких-либо значительных отложений требуются тысячи лет. Литогенные осадки накапливаются быстрее всего, порядка одного метра и более за тысячу лет для более крупных частиц. Однако скорости седиментации в устьях крупных рек с высоким расходом могут быть на порядки выше. [1]

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

Возраст океанической коры  [14]
На этой диаграмме самые молодые части океанической коры окрашены в красный цвет. Эти молодые части встречаются по обе стороны срединно -океанического хребта . Новая кора возникает и распространяется от этого хребта, пересекающего центральные части океана.
Мощность морских отложений
Отложения располагаются поверх океанической коры и имеют толстую толщину (зеленого и желтого цвета) вдоль континентальных шельфов и вниз по континентальным склонам. Самые тонкие (темно-синие) они находятся вблизи срединно-океанического хребта и вдоль него.

Морские отложения имеют наибольшую толщину вблизи континентальных окраин , где их толщина может достигать более 10 км. Это связано с тем, что кора вблизи пассивных окраин континентов часто очень старая, что позволяет проводить длительный период накопления, а также с тем, что с континентов поступает большое количество терригенных отложений. Вблизи систем срединно-океанических хребтов , где формируется новая океаническая кора , осадки тоньше, поскольку у них было меньше времени для накопления на более молодой коре. [1]

По мере увеличения расстояния от центра спрединга хребта толщина отложений постепенно увеличивается, увеличиваясь примерно на 100–200 м осадка на каждые 1000 км расстояния от оси хребта. При скорости расширения морского дна около 20–40 км/миллион лет это представляет собой скорость накопления отложений примерно 100–200 м каждые 25–50 миллионов лет. [1]

Диаграмма в начале этой статьи ↑ показывает распределение основных типов отложений на дне океана. Космогенные отложения потенциально могут оказаться в любой части океана, но они накапливаются в таких небольших количествах, что вытесняются другими типами отложений и, таким образом, не являются доминирующими ни в одном месте. Аналогичным образом, водородосодержащие отложения могут иметь высокие концентрации в определенных местах, но эти регионы очень малы в глобальном масштабе. Таким образом, космогенные и водородосодержащие отложения в большинстве случаев можно игнорировать при обсуждении глобальной структуры отложений. [1]

Грубые литогенные/терригенные отложения преобладают вблизи континентальных окраин, поскольку поверхностный сток , речной сток и другие процессы откладывают огромные количества этих материалов на континентальном шельфе . Большая часть этих отложений остается на шельфе или вблизи него, в то время как мутные потоки могут переносить материал вниз по континентальному склону на глубокое дно океана ( абиссальная равнина ). Литогенные отложения также распространены на полюсах, где толстый ледяной покров может ограничивать первичную продукцию , а разрушение ледника откладывает отложения вдоль кромки льда. [1]

Грубые литогенные отложения менее распространены в центральном океане, так как эти районы находятся слишком далеко от источников для накопления этих осадков. Исключением являются очень мелкие глинистые частицы, которые, как описано ниже, могут накапливаться в местах, куда не могут попасть другие литогенные отложения. [1]

Распределение биогенных осадков зависит от скорости их образования, растворения и разбавления другими отложениями. Прибрежные районы демонстрируют очень высокую первичную продукцию, поэтому в этих регионах можно ожидать обильных биогенных отложений. Однако, чтобы считаться биогенным илом, отложения должны быть более 30% биогенными, и даже в продуктивных прибрежных районах присутствует так много литогенного привноса, что он затопляет биогенные материалы, и порог в 30% не достигается. Таким образом, в прибрежных районах по-прежнему преобладают литогенные отложения, а биогенные отложения будут более распространены в пелагической среде, где литогенный приток незначителен. [1]

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

Для того чтобы биогенные отложения накопились, скорость их образования должна быть выше скорости растворения проб . Кремнезем недонасыщен во всем океане и растворяется в морской воде, но он растворяется легче в более теплой воде и при более низком давлении; то есть он растворяется быстрее у поверхности, чем в глубокой воде. Поэтому отложения кремнезема будут накапливаться только в более прохладных регионах с высокой продуктивностью, где они накапливаются быстрее, чем растворяются. Сюда входят регионы апвеллинга вблизи экватора и в высоких широтах, где много питательных веществ и более прохладная вода. [1]

В илах, образующихся вблизи экваториальных областей, обычно преобладают радиолярии, а в полярных илах чаще встречаются диатомеи. После того как пробы кремнезема осядут на дно и покроются последующими слоями, они уже не подлежат растворению и будет накапливаться осадок. Около 15% морского дна покрыто кремнистыми илами. [1]

Биогенные отложения карбоната кальция также требуют, чтобы производство превышало растворение для накопления отложений, но процессы немного отличаются от процессов, связанных с кремнеземом. Карбонат кальция легче растворяется в более кислой воде. Холодная морская вода содержит больше растворенного CO 2 и немного более кислая, чем более теплая вода. Таким образом, тесты на карбонат кальция с большей вероятностью растворятся в более холодной и глубокой полярной воде, чем в более теплой тропической поверхностной воде. На полюсах вода равномерно холодная, поэтому карбонат кальция легко растворяется на всех глубинах, и карбонатные осадки не скапливаются. В регионах с умеренным и тропическим климатом карбонат кальция растворяется легче, когда он погружается в более глубокие воды. [1]

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

CCD находится глубже в Атлантическом океане, чем в Тихом океане, поскольку Тихий океан содержит больше CO 2 , что делает воду более кислой, а карбонат кальция более растворимым. Это, наряду с тем фактом, что Тихий океан глубже, означает, что Атлантический океан содержит больше известковых отложений, чем Тихий океан. В целом около 48% морского дна занято известковыми илами. [1]

На большей части остальной части глубоководного дна океана (около 38%) преобладают абиссальные глины. Это связано не столько с обилием глинистых образований, сколько с отсутствием поступления каких-либо других видов осадков. Частицы глины в основном имеют земное происхождение, но из-за своего малого размера они легко разносятся ветром и течениями и могут достигать участков, недоступных для других типов отложений. Например, в центральной части северной части Тихого океана преобладают глины. Эта территория находится слишком далеко от суши, чтобы туда могли добраться крупные литогенные осадки, она недостаточно продуктивна для накопления биогенных проб и слишком глубока, чтобы известковые материалы могли достичь дна перед растворением. [1]

Поскольку частицы глины накапливаются очень медленно, глубоководное дно океана с преобладанием глины часто является домом для водородосодержащих отложений, таких как марганцевые конкреции. Если бы здесь образовался какой-либо другой тип отложений, он накапливался бы гораздо быстрее и похоронил бы конкреции прежде, чем у них появится возможность вырасти. [1]

Прибрежные отложения

Мелководье

Мелководная морская среда встречается в районах между берегом и более глубокими водами, например, у рифовой стены или шельфа. Вода в этой среде мелкая и прозрачная, [15] что позволяет формировать различные осадочные структуры, карбонатные породы, коралловые рифы, а также позволяет определенным организмам выживать и превращаться в окаменелости.

Сам осадок часто состоит из известняка , который легко образуется на мелководье , в теплых спокойных водах. Мелководная морская среда не состоит исключительно из кремнеобломочных или углеродистых отложений. Хотя они не всегда могут сосуществовать, возможна мелководная морская среда, состоящая исключительно из углеродистых отложений или полностью состоящая из кремнеобломочных отложений. Морские отложения на мелководье состоят из зерен большего размера , поскольку более мелкие зерна были вымыты на более глубокие воды. В составе осадочных пород, сложенных углеродистыми осадками, могут встречаться и эвапоритовые минералы. [16] Наиболее распространенными эвапоритовыми минералами, обнаруженными в современных и древних месторождениях, являются гипс, ангидрит и галит; они могут встречаться в виде кристаллических слоев, изолированных кристаллов или скоплений кристаллов. [16]

Что касается геологического времени, то говорят, что большая часть фанерозойских осадочных пород отложилась в мелководной морской среде, поскольку около 75% осадочного панциря состоит из мелководных морских отложений; тогда предполагается, что докембрийские осадочные породы также отлагались на мелководных морских водах, если не указано иное. [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 различия в количестве в течение геологического времени. [18]

Водосборные бассейны основных океанов и морей мира отмечены континентальными водоразделами . Серые зоны представляют собой бессточные бассейны , не впадающие в океан.
Биотурбация и биоорошение в отложениях на дне прибрежных экосистем

Биотурбация

Биотурбация – это переработка осадка животными или растениями. К ним относятся закапывание нор, проглатывание и дефекация зерен отложений. Биотурбационная деятельность оказывает глубокое воздействие на окружающую среду и считается основной движущей силой биоразнообразия . [19] [20] Формальное изучение биотурбации началось в 1800-х годах, когда Чарльз Дарвин экспериментировал в своем саду. [20] Разрушение водных отложений и наземных почв в результате биотурбационной деятельности обеспечивает значительные экосистемные услуги . К ним относятся изменение питательных веществ в водных отложениях и вышележащих водах, укрытие других видов в виде нор в наземных и водных экосистемах, а также 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 окружающую среду. [22] Этот тип изменения экосистемы влияет на эволюцию совместно обитающих видов и окружающей среды, [22] что проявляется в следах окаменелостей , оставшихся в морских и наземных отложениях. Другие эффекты биотурбации включают изменение текстуры отложений ( диагенез ), биоорошение и перемещение микроорганизмов и неживых частиц. Биотурбацию иногда путают с процессом биоорошения , однако эти процессы различаются тем, что они смешивают; биоорошение 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 макрофаунистических биотурбаторов более заметна, доминирующими биотурбаторами являются мелкие беспозвоночные, такие как полихеты , креветки-призраки и грязевые креветки. [20] [26] Деятельность этих мелких беспозвоночных, которая включает в себя рытье нор, заглатывание и дефекацию зерен отложений, способствует перемешиванию и изменению структуры отложений.

Биоорошение

Биорорригация – это процесс промывки нор бентосными организмами вышележащей водой . Возникающий в результате обмен растворенными веществами между поровой водой и вышележащей морской водой является важным процессом в контексте биогеохимии океанов. В прибрежной водной среде часто обитают организмы, дестабилизирующие осадки . Они изменяют физическое состояние осадка. Тем самым улучшая условия для других организмов и себя. Эти организмы часто также вызывают биотурбацию , которая обычно используется взаимозаменяемо или в отношении биоорошения. [27]

Биорорригация работает как два разных процесса. Эти процессы известны как переработка частиц и вентиляция — это работа донных макробеспозвоночных ( обычно роющих норы). Эта переработка частиц и вентиляция вызываются организмами, когда они питаются (питание фауны), испражняются , роют норы и дышат . Биорорригация отвечает за большой объем окислительного транспорта и оказывает большое влияние на биогеохимические циклы .

Пелагические отложения

Пелагические отложения , или пелагит , — это мелкозернистые отложения , накапливающиеся в результате оседания частиц на дно открытого океана, вдали от суши. Эти частицы состоят в основном из микроскопических, известковых или кремнистых оболочек фитопланктона или зоопланктона ; кремнистые обломочные осадки размером с глину ; или их смесь. Следовые количества метеорной пыли и переменное количество вулканического пепла также встречаются в пелагических отложениях. По составу ила выделяют три основных типа пелагических отложений: кремнистые илы , известковые илы и красные глины . [29] [30]

Обширный объем работ по глубоководным процессам и отложениям был построен за последние 150 лет, начиная с путешествия HMS Challenger (1872–1876), во время которого было проведено первое систематическое исследование донных отложений. [31] [32] В течение многих десятилетий после этой новаторской экспедиции и в течение первой половины двадцатого века глубокое море считалось полностью пелагическим по своей природе. [28]

Состав пелагических осадков определяется тремя основными факторами. Первым фактором является расстояние от основных массивов суши, что влияет на их разбавление терригенными или наземными отложениями. Вторым фактором является глубина воды, которая влияет на сохранность как кремнистых, так и известковых биогенных частиц при их оседании на дно океана. Последним фактором является плодородие океана, которое контролирует количество биогенных частиц, образующихся в поверхностных водах. [29] [30]

Турбидиты

Турбидиты представляют собой геологические отложения мутного потока , который представляет собой тип слияния жидкостного и осадочного гравитационного потока , ответственного за распространение огромных количеств обломочных отложений в глубокие глубины океана . Турбидиты отлагаются в глубоких океанских впадинах ниже континентального шельфа или подобных структурах в глубоких озерах в результате подводных лавин, скатывающихся по крутым склонам края континентального шельфа. Когда материал останавливается в океанской впадине, сначала оседает песок и другой крупный материал, за ним следует ил и, в конечном итоге, очень мелкие твердые частицы. Эта последовательность отложений создает последовательности Боума , которые характеризуют эти породы.

Турбидиты были впервые обнаружены в 1950-х годах  [34] , а первая фациальная модель была разработана Боумой в 1962 году . [35] С тех пор турбидиты стали одной из наиболее известных и наиболее интенсивно изучаемых фаций глубоководных отложений. В настоящее время они очень хорошо известны по кернам отложений, извлеченным из современных глубоководных систем, подземных (углеводородных) скважин и древних обнажений, обнаженных сейчас на суше. Каждое новое исследование конкретной турбидитовой системы выявляет специфические характеристики месторождений и фаций этой системы. Наиболее часто наблюдаемые фации были по-разному синтезированы в ряд фациальных схем. [36] [37] [28]

Контуриты

Контуриты — это осадочные отложения, обычно образующиеся на склонах континентов и нижних склонах, хотя они могут встречаться где угодно, ниже основания штормовых волн . Контуриты образуются в результате термохалинных глубоководных придонных течений и могут подвергаться влиянию ветра или приливных сил. [39] [40] На геоморфологию контуритовых отложений в основном влияют скорость глубоководного придонного течения, поступление наносов и топография морского дна. [41]

Контуриты были впервые обнаружены в начале 1960-х годов Брюсом Хизеном и его коллегами из Океанографического института Вудс-Хоул . Их ставшая плодотворной статья  [42] продемонстрировала весьма существенное влияние придонных течений, следующих за контурами, на формирование отложений на глубоком континентальном поднятии у восточной части Северной Америки. Отложения этих полупостоянных вдоль склонов течений вскоре стали известны как контуриты, а разграничение параллельных склонам, удлиненных и насыпных тел осадочных пород, состоящих в основном из контуритов, стало известно как контуритовые наносы. [43] [44] [28]

Гемипелагический

Гемипелагические отложения , или гемипелагит , представляют собой тип морских отложений, которые состоят из зерен размером с глину и ила, которые являются терригенными , и некоторого биогенного материала, полученного из суши, ближайшей к отложениям, или из организмов, живущих в воде. [45] [46] Гемипелагические отложения откладываются на континентальных шельфах и континентальных поднятиях и отличаются от пелагических отложений по составу. Пелагические отложения состоят преимущественно из биогенного материала организмов, живущих в толще воды или на морском дне, и практически не содержат терригенного материала. [45] Терригенный материал включает минералы из литосферы , такие как полевой шпат или кварц . Вулканизм на суше, отложения, переносимые ветром, а также частицы, выбрасываемые из рек, могут способствовать образованию гемипелагических отложений. [47] Эти отложения можно использовать для оценки климатических изменений и выявления изменений в источниках отложений. [48] ​​[49]

Экология

Бентос (от древнегреческого βένθος (bénthos)  «глубины (моря)») — сообщество организмов , живущих на морском дне, внутри него или вблизи него , также известное как бентосная зона .

Микробентос

Морской микробентос — это микроорганизмы, обитающие в донной зоне океана, то есть вблизи морского дна или на нем, а также внутри или на поверхностных отложениях морского дна. Слово бентос происходит от греческого языка и означает «глубина моря». Микробентос встречается повсюду на морском дне континентальных шельфов или вблизи него, а также в более глубоких водах, с большим разнообразием в донных отложениях или на них. На мелководье луга с морской травой , коралловые рифы и леса из водорослей представляют собой особенно богатую среду обитания. В фотических зонах как фотосинтезирующие организмы доминируют бентосные диатомеи. В приливных зонах изменение приливов сильно ограничивает возможности микробентоса.

Диатомеи образуют (спорный) тип, содержащий около 100 000 признанных видов, в основном одноклеточных водорослей. Диатомовые водоросли производят 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 обитают, [53] и вносят почти половину найденного органического материала. в океанах.

Бентосная диатомовая водоросль

Кокколитофоры — это мелкие одноклеточные фотосинтезирующие протисты с двумя жгутиками для передвижения. Большинство из них защищено панцирем, покрытым декоративными круглыми пластинками или чешуйками, называемыми кокколитами . Кокколиты состоят из карбоната кальция . Термин кокколитофор происходит от греческого слова « камень, несущий семя» , что связано с их небольшим размером и камнями кокколита, которые они несут. При правильных условиях они цветут , как и другой фитопланктон, и могут сделать океан молочно-белым . [54]

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

Радиолярии — это одноклеточные хищные протисты, заключенные в сложные шаровидные раковины, обычно сделанные из кремнезема и пронизанные отверстиями. Их название происходит от латинского слова «радиус». Они ловят добычу, вытягивая части своего тела через отверстия. Как и в случае с кремнеземными панцирями диатомей, раковины радиолярий могут опускаться на дно океана, когда радиолярии умирают, и сохраняются как часть океанских отложений . Эти останки в виде микрокаменелостей предоставляют ценную информацию о прошлых условиях океана. [56]

Фораминиферы
Фораминиферы - одноклеточные протисты зоопланктона с тестами на кальций.

Как и радиолярии, фораминиферы ( сокращенно форамы ) представляют собой одноклеточные хищные протисты, также защищенные раковинами с отверстиями. Их название происходит от латинского слова «носители дыр». Их раковины, часто называемые панцирями , имеют камеры (по мере роста у них появляются дополнительные камеры). Раковины обычно состоят из кальцита, но иногда из склеенных частиц осадка или хитона и (редко) кремнезема. Большинство форамов донные , но около 40 видов — планктонные . [57] Они широко исследуются с использованием хорошо известных записей окаменелостей , которые позволяют ученым делать много выводов о прошлой окружающей среде и климате. [56]

И фораминиферы, и диатомеи имеют планктонную и донную формы, то есть могут дрейфовать в толще воды или обитать на отложениях на дне океана. В любом случае, после смерти их раковины оказываются на морском дне. Эти оболочки широко используются в качестве индикаторов климата . Химический состав раковин является следствием химического состава океана в момент образования раковин. О температуре воды в прошлом также можно судить по соотношению стабильных изотопов кислорода в раковинах, поскольку более легкие изотопы легче испаряются в более теплой воде, оставляя более тяжелые изотопы в раковинах. Информацию о климате прошлого можно получить на основе обилия форов и диатомовых водорослей, поскольку они, как правило, более распространены в теплой воде. [58]

Внезапное вымирание, унесшее жизни динозавров 66 миллионов лет назад, также привело к вымиранию трех четвертей всех других видов животных и растений. Однако впоследствии глубоководные бентосные форумы процветали. В 2020 году сообщалось, что исследователи изучили химический состав тысяч образцов этих донных образований и использовали свои результаты для создания самых подробных климатических записей Земли за всю историю. [59] [60]

Некоторые эндолиты живут чрезвычайно долго. В 2013 году исследователи сообщили о наличии на дне океана эндолитов возрастом, возможно, миллионы лет, со временем образования 10 000 лет. [61] Они медленно метаболизируются и не находятся в спящем состоянии. Возраст некоторых Actinomycetota , обнаруженных в Сибири , оценивается в полмиллиона лет. [62] [63] [64]

Керны отложений

Пример керна осадка - с линейной разверткой и рентгеновским изображением. [65]

На диаграмме справа показан пример керна отложений. Образец был извлечен из фьорда Упернавик примерно в 2018 году. Были проведены измерения размеров зерен, а верхние 50 см датированы методом 210Pb. [65]

Керн осадка, взятый гравитационным керном исследовательского судна RV Polarstern в Южной Атлантике; изменения светлого/темного цвета обусловлены климатическими циклами четвертичного периода ; Базовый возраст ядра составляет около миллиона лет (длина каждого сегмента — один метр). [66]

Углеродная обработка

Различные подходы к переработке углерода в морских отложениях  [67]
            Палеоокеанографы сосредотачивают внимание на летописи осадочных пород. Биогеохимики количественно оценивают захоронение и переработку углерода. Органические геохимики изучают изменение органического вещества . Экологи сосредотачивают внимание на углероде как пище для организмов, живущих в отложениях.
            
            
            
Красно-оранжево-желтые фракции органического вещества обладают различной лабильностью.
Поступление органического вещества в отложения океана  [68]
(1) Органические вещества, оседающие из толщи воды, откладываются на морском дне (контроль доноров; фиксированное верхнее граничное условие потока).
(2) Отложения в фотической зоне населены бентосными микроводорослями, которые производят новое органическое вещество in situ, и выпас животных может влиять на рост этих первичных продуцентов.
(3) Биотурбирующие животные переносят лабильный углерод из поверхностного слоя осадка в более глубокие слои осадка. (Вертикальная ось — глубина; горизонтальная ось — концентрация)
(4) Организмы, питающиеся взвесью, усиливают перенос взвешенных твердых частиц из толщи воды в отложения (биоосаждение).
(5) Губка потребляет растворенный органический углерод и производит клеточный мусор, который может потребляться донными организмами (т. е. петля губки ). [67]

В последние годы взгляды на океанский углерод и секвестрацию углерода сместились с точки зрения структурно-обоснованной химической реактивности на точку зрения, которая включает роль экосистемы в скорости деградации органического углерода. [69] Этот сдвиг во взглядах на участие органического углерода и экосистем включает аспекты «молекулярной революции» в биологии, открытия о пределах жизни, достижения в количественном моделировании, палеоисследования круговорота углерода в океане , новые аналитические методы и междисциплинарные усилия. . В 2020 году ЛаРоу и др. изложил широкий взгляд на эту проблему, который распространяется на множество научных дисциплин, связанных с морскими отложениями и глобальным круговоротом углерода. [70] [69]

Эволюционная история

Суперконтиненты
Анимация рифта Пангеи
Анимация рифта Пангеи

Поверхность Земли постоянно меняла свою форму на протяжении миллиардов лет. Континенты формировались и распадались, мигрируя по поверхности и иногда объединяясь, образуя суперконтинент . Самый ранний из известных суперконтинентов Родиния образовался около миллиарда лет назад, а затем начал распадаться на части около 700 миллионов лет назад. Позднее континенты объединились, образовав Паннотию , 600-540 миллионов лет назад , а затем, наконец, Пангею , которая распалась 200 миллионов лет назад .

Начнем с того, что Земля расплавилась из-за сильнейшего вулканизма и частых столкновений с другими телами. В конце концов внешний слой планеты остыл, образовав твердую кору , и в атмосфере начала скапливаться вода. Вскоре после этого образовалась Луна , возможно , в результате столкновения планетоида с Землей. Выделение газов и вулканическая деятельность создали первичную атмосферу. Конденсирующийся водяной пар , дополненный льдом, доставленным кометами , образовал океаны . [71] [72] [73]

К началу архея , около четырех миллиардов лет назад, горные породы часто представляли собой сильно метаморфизованные глубоководные отложения, такие как граувакки , аргиллиты , вулканические отложения и полосчатые железные образования . Зеленокаменные пояса представляют собой типичные архейские образования, состоящие из чередования высоко- и низкометаморфических пород. Высокосортные породы образовались из вулканических островных дуг , а низкосортные метаморфические породы представляли собой глубоководные отложения, размытые из соседних островных пород и отложившиеся в преддуговом бассейне . [74] Самый ранний известный суперконтинент Родиния образовался около одного миллиарда лет назад и начал распадаться примерно через 250 миллионов лет во второй половине протерозоя .

Палеозой , длившийся от 542 до 251 миллиона лет назад (млн лет назад), начался вскоре после распада Паннотии и в конце глобального ледникового периода. На протяжении раннего палеозоя территория Земли была разбита на значительное количество относительно небольших континентов. К концу эпохи континенты объединились в суперконтинент под названием Пангея , который включал большую часть суши Земли. [75] Во время силура , который начался 444 млн лет назад, [75] Гондвана продолжала медленный дрейф на юг к высоким южным широтам. Таяние ледяных шапок и ледников способствовало повышению уровня моря , о чем свидетельствует тот факт, что силурийские отложения перекрывают эродированные ордовикские отложения, образуя несогласие . Другие кратоны и фрагменты континентов слились вместе возле экватора, положив начало формированию второго суперконтинента, известного как Еврамерика .

В триасовый период глубоководные океанические отложения откладывались и впоследствии исчезли в результате субдукции океанических плит, поэтому об открытом океане триаса известно очень мало. Суперконтинент Пангея раскололся во время триаса – особенно в конце этого периода – но еще не отделился. Первые неморские отложения в рифте , отмечающем начальный распад Пангеи, относятся к позднему триасу. [76] Из-за ограниченной береговой линии одной суперконтинентальной массы триасовые морские отложения во всем мире относительно редки; несмотря на их известность в Западной Европе , где впервые был изучен триас. В Северной Америке , например, морские отложения ограничены несколькими обнажениями на западе. Таким образом, стратиграфия триаса в основном основана на организмах, живущих в лагунах и гиперсоленой среде, таких как ракообразные Estheria и наземные позвоночные. [77]

Геологическое время, представленное геологическими часами, показывающее относительную продолжительность
эонов истории Земли и отмечающее основные события.
Девон знаменует собой начало обширной колонизации земель растениями , которые – из-за своего воздействия на эрозию и седиментацию – привели к значительным климатическим изменениям.

В литифицированных породах сохранились закономерности или следы биотурбации . Изучение таких закономерностей называется ихнологией , или изучением «следов окаменелостей», которые в случае биотурбаторов представляют собой окаменелости, оставленные в результате рытья или закапывания нор животных. Это можно сравнить со следом, оставленным этими животными. В некоторых случаях биотурбация настолько распространена, что полностью уничтожает осадочные структуры , такие как слоистые слои или перекрёстные слои . Таким образом, это влияет на дисциплины седиментологии и стратиграфии в геологии. При изучении ихнотканей биотурбатора используется глубина залегания окаменелостей, их поперечность и четкость (или насколько четко они определены) окаменелостей [78] для оценки активности, которая происходила в старых отложениях. Обычно, чем глубже окаменелость, тем лучше сохранился и четко очерчен экземпляр. [78]

Важные следы окаменелостей , образовавшихся в результате биотурбации, были обнаружены в морских отложениях приливных, прибрежных и глубоководных отложений. Кроме того, отложения песчаных дюн, или эолового периода , важны для сохранения широкого спектра окаменелостей. [79] Доказательства биотурбации были обнаружены в кернах глубоководных отложений, в том числе в длинных записях, хотя извлечение керна может нарушить признаки биотурбации, особенно на небольших глубинах. [80] Членистоногие, в частности, играют важную роль в геологической летописи биотурбации эоловых отложений. Записи в дюнах 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 исследований

Первое крупное исследование глубоководных отложений произошло между 1872 и 1876 годами во время экспедиции HMS Challenger , которая преодолела почти 70 000 морских миль, отбирая образцы морской воды и морских отложений. [83] Научными целями экспедиции было проведение физических измерений морской воды на различных глубинах, а также отбор проб для определения химического состава, а также любых присутствующих твердых частиц или морских организмов . Это включало взятие проб и анализ отложений с глубокого дна океана. [84] До полета «Челленджера» океанография носила в основном спекулятивный характер. [83] Будучи первым настоящим океанографическим круизом, экспедиция «Челленджер» заложила основу для целой академической и исследовательской дисциплины. [85]

Более ранние теории дрейфа континентов предполагали, что движущиеся континенты «пропахивают» неподвижное и неподвижное морское дно. Позже, в 1960-х годах, идея о том, что морское дно само по себе движется, а также увлекает за собой континенты, распространяясь от центральной оси разлома, была предложена Гарольдом Хессом и Робертом Дитцем . [86] [87] Сегодня это явление известно как тектоника плит . В местах, где две плиты раздвигаются, на срединно-океанических хребтах, в ходе расширения морского дна постоянно формируется новое морское дно. [88] В 1968 году океанографическое исследовательское судно «Гломар Челленджер» было спущено на воду и приступило к реализации 15-летней программы « Программа глубоководного бурения» . Эта программа предоставила важные данные, которые подтвердили гипотезу о расширении морского дна, путем сбора образцов горных пород, которые подтвердили, что чем дальше от срединно-океанического хребта , тем старше была порода. [89] [90]

Смотрите также

Рекомендации

  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 Уэбб, Пол (2019) Введение в океанографию , Глава 12: Океанские отложения, страницы 273–297, Ребус Сообщество. Обновлено 2020 г.Измененный текст был скопирован из этого источника, который доступен по международной лицензии Creative Commons Attribution 4.0.
  2. ^ abcde Эрл, Стивен (2019) Физическая геология , второе издание, «Отложения морского дна», глава 18.3.Измененный текст был скопирован из этого источника, который доступен по международной лицензии Creative Commons Attribution 4.0.
  3. ^ abc Отложения NOAA . По состоянию на 5 апреля 2021 г. Всеобщее достояниеВ эту статью включен текст из этого источника, находящегося в свободном доступе .
  4. ^ Болье, Стейс Э.; Бейкер, Эдвард Т.; Герман, Кристофер Р.; Маффеи, Эндрю (ноябрь 2013 г.). «Авторитетная глобальная база данных по активным подводным гидротермальным полям». Геохимия, геофизика, геосистемы . 14 (11): 4892–4905. Бибкод : 2013GGG....14.4892B. дои : 10.1002/2013GC004998 . hdl : 1912/6496 .
  5. ^ Малдер, Тьерри; Хюнеке, Хайко; Ван Лун, AJ (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. ^ Пурман, Герхард; Абельманн, Андреа; Герсонде, Райнер; Хуббертен, Ганс; Кун, Герхард (1994). «Чистый кремнистый ил, диагенетическая среда для раннего образования кремней». Геология . 22 (3): 207. Бибкод : 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 кремнезема в морской среде». Geochimica et Cosmochimica Acta . 45 (10): 1715–1732. Бибкод : 1981GeCoA..45.1715D. дои : 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. Проверено 13 ноября 2013 г.
  9. ^ Альд, С.М.; и другие. (2007). «Разнообразие, номенклатура и систематика протистов». Сист. Биол . 56 (4): 684–689. дои : 10.1080/10635150701494127 . ПМИД  17661235.
  10. ^ Мохаймани, Северная Каролина; Уэбб, JP; Боровицка, Массачусетс (2012), «Биоремедиация и другие потенциальные применения кокколитофоридных водорослей: обзор. Биоремедиация и другие потенциальные применения кокколитофоридных водорослей: обзор», Algal Research , 1 (2): 120–133, doi : 10.1016/ j.algal.2012.06.002
  11. ^ Тейлор, Арканзас; Храчри, А.; Уилер, Г.; Годдард, Х.; Браунли, К. (2011). «Потенциал-зависимый канал H+, лежащий в основе гомеостаза pH в кальцифицирующихся кокколитофорах». ПЛОС Биология . 9 (6): e1001085. дои : 10.1371/journal.pbio.1001085 . ПМК 3119654 . ПМИД  21713028. 
  12. ^ Вирер, У.; Арриги, С.; Бертола, С.; Кауфманн, Г.; Баумгартен, Б.; Педротти, А.; Пернтер, П.; Пелегрин, Дж. (2018). «Набор каменных инструментов Ледяного человека: сырье, технология, типология и использование». ПЛОС ОДИН . 13 (6): e0198292. Бибкод : 2018PLoSO..1398292W. дои : 10.1371/journal.pone.0198292 . ПМК 6010222 . ПМИД  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, Уолтер Р. (2008). «Возраст, скорость распространения и асимметрия распространения коры мирового океана» (PDF) . Геохимия, геофизика, геосистемы . 9 (4): н/д. Бибкод : 2008GGG.....9.4006M. дои : 10.1029/2007GC001743. S2CID  15960331.
  15. ^ Боггс, Сэм (2012). Принципы седиментологии и стратиграфии (пятое изд.). Нью-Джерси: Пирсон. ISBN 978-0-321-64318-6.
  16. ^ аб Демикко, Роберт В., Харди, Лоуренс А. (1994). Осадочные структуры и раннедиагенетические особенности неглубоких морских карбонатных отложений (Первое изд.). Талса, Оклахома: Общество осадочной геологии. ISBN 1-56576-013-1.{{cite book}}: CS1 maint: multiple names: authors list (link)
  17. ^ Питерс, Шанан; и другие. (2017). «Взлет и падение строматолитов в мелководной морской среде». Геология . 45 (6): 487–490. Бибкод : 2017Geo....45..487P. дои : 10.1130/G38931.1.
  18. ^ Аб Питерс, Шанан (2017). «Круговорот отложений на континентальной и океанической коре». Геология . 45 (4): 323–326. Бибкод : 2017Geo....45..323P. дои : 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. дои : 10.1016/j.tree.2006.08.002. ПМИД  16901581.
  20. ^ abcd Уилкинсон, Маршалл Т.; Ричардс, Пол Дж.; Хамфрис, Джефф С. (1 декабря 2009 г.). «Новые возможности: педологические, геологические и экологические последствия биотурбации почвы». Обзоры наук о Земле . 97 (1): 257–272. Бибкод : 2009ESRv...97..257W. doi : 10.1016/j.earscirev.2009.09.005.
  21. ^ Шалер, Н.С., 1891, Происхождение и природа почв, в Пауэлле, Дж.В., изд., 12-й годовой отчет Геологической службы США за 1890-1891 гг.: Вашингтон, округ Колумбия, Государственная типография, стр. 213-45.
  22. ^ abc Кристенсен, Э; Пенья-Лопес, Г; Делефосс, М; Вальдемарсен, Т; Кинтана, Колорадо; Банта, GT (2 февраля 2012 г.). «Что такое биотурбация? Необходимость точного определения фауны в науках о водных ресурсах». Серия «Прогресс в области морской экологии ». 446 : 285–302. Бибкод : 2012MEPS..446..285K. дои : 10.3354/meps09506 . ISSN  0171-8630.
  23. ^ Хамфрис, Г.С., и Митчелл, П.Б., 1983, Предварительная оценка роли биотурбации и дождевых вод на склонах холмов из песчаника в бассейне Сиднея, в Австралийской и новозеландской геоморфологической группе, стр. 66-80.
  24. ↑ Пиллэй, Д. (23 июня 2010 г.). «Расширяя границы: связывая биотурбаторы беспозвоночных с микроэволюционными изменениями». Серия «Прогресс в области морской экологии ». 409 : 301–303. Бибкод : 2010MEPS..409..301P. дои : 10.3354/meps08628 . ISSN  0171-8630.
  25. ^ Рэй, Дж. Карлтон; Маккормик-Рэй, Джерри; Берг, Питер; Эпштейн, Ховард Э. (2006). «Тихоокеанский морж: Бентический биотурбатор Берингии». Журнал экспериментальной морской биологии и экологии . 330 (1): 403–419. дои : 10.1016/j.jembe.2005.12.043.
  26. ^ Брэкман, Ю; Провост, П; Грибсхольт, Б; Гансбеке, Д. Ван; Мидделбург, Джей-Джей; Соэтарт, К; Винкс, М; Ванавербеке, Дж. (28 января 2010 г.). «Роль функциональных особенностей и плотности макрофауны в биогеохимических потоках и биотурбации». Серия «Прогресс в области морской экологии ». 399 : 173–186. Бибкод : 2010MEPS..399..173B. дои : 10.3354/meps08336 . hdl : 20.500.11755/e43f4d57-cf7f-494d-a724-a4b2aab2a772 . ISSN  0171-8630.
  27. ^ Волкенборн, Н.; Хедткамп, НИЦ; ван Бойсеком, JEE; Рейзе, К. (1 августа 2007 г.). «Влияние биотурбации и биоорошения червями (Arenicola marina) на физические и химические свойства отложений и последствия для смены среды обитания в приливной зоне». Устьевые, прибрежные и шельфовые науки . 74 (1–2): 331–343. Бибкод : 2007ECSS...74..331В. doi :10.1016/j.ecss.2007.05.001.
  28. ^ abcdefgh Стоу, Доррик; Смилли, Зейнаб (13 февраля 2020 г.). «Различие фаций глубоководных отложений: турбидитов, контуритов и гемипелагитов». Геонауки . МДПИ АГ. 10 (2): 68. doi : 10.3390/geosciences10020068 . ISSN  2076-3263. Измененный текст был скопирован из этого источника, который доступен по международной лицензии Creative Commons Attribution 4.0.
  29. ^ ab Rothwell, RG, (2005) Deep Ocean Pelagic Oozes , Vol. 5. Селли, Ричард К., Л. Робин Маккокс и Ян Р. Плаймер, Геологическая энциклопедия, Оксфорд: Elsevier Limited. ISBN 0-12-636380-3 
  30. ^ аб ХюНеке, Х. и Т. Малдер (2011) Глубоководные отложения . Развитие седиментологии, вып. 63. Элсивер, Нью-Йорк. 849 стр. ISBN 978-0-444-53000-4 
  31. ^ Мюррей, Дж. и Ренард, А.Ф. (1891) Отчет о глубоководных отложениях, основанный на образцах, собранных во время путешествия HMS Challenger в 1872–1876 годах. Канцелярский офис HM .
  32. ^ Мюррей, Дж., Хьорт, Дж., Гран, Х.Х. и Хелланд-Хансен, Б. (1912) Глубины океана: общий отчет о современной науке океанографии, основанный в основном на научных исследованиях норвежского парохода «Майкл». Сарс в Северной Атлантике, Том 37, Macmillan.
  33. ^ Что такое ток мутности? НОАА. Последнее обновление: 26 февраля 2021 г. Всеобщее достояниеВ эту статью включен текст из источника, находящегося в свободном доступе .
  34. ^ Куэнен, доктор философии; Мильорини, CI (1950). «Токи мутности как причина ступенчатой ​​слоистости». Журнал геологии . Издательство Чикагского университета. 58 (2): 91–127. Бибкод : 1950JG.....58...91K. дои : 10.1086/625710. ISSN  0022-1376. S2CID  129300638.
  35. ^ Боума, А.Х. (1962) Седиментология некоторых флишевых отложений. Аграфический подход к интерпретации фаций. Издательство Эльзевир.
  36. ^ Пикеринг, КТ (2015). Глубоководные системы: процессы, отложения, среда, тектоника и седиментация. Чичестер, Западный Суссекс, Хобокен, Нью-Джерси: ISBN John Wiley & Sons Inc. 978-1-118-86549-1. ОСЛК  908192785.
  37. ^ Хюнеке, Хейко (2011). Глубоководные отложения (на литовском языке). Амстердам Бостон: Elsevier. ISBN 978-0-08-093187-6. ОСЛК  706803062.
  38. ^ Стоу, Доррик; Смилли, Зейнаб (13 февраля 2020 г.). «Различие фаций глубоководных отложений: турбидитов, контуритов и гемипелагитов». Геонауки . МДПИ АГ. 10 (2): 68. doi : 10.3390/geosciences10020068 . ISSN  2076-3263.
  39. ^ Холлистер, компакт-диск (1993). «Понятие о глубоководных контуритах». Осадочная геология . 82 (1–4): 5–11. Бибкод : 1993SedG...82....5H. дои : 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. ^ Фожер, Ж.-К.; Мезере, ML; Стоу, ДАВ (1993). «Типы контурного дрейфа и их распространение в бассейнах Северной и Южной Атлантического океана». Осадочная геология . 8 (1–4): 189–203. Бибкод : 1993SedG...82..189F. дои : 10.1016/0037-0738(93)90121-к.
  42. ^ Хизен, Брюс С.; Холлистер, Чарльз Д.; Раддиман, Уильям Ф. (22 апреля 1966 г.). «Формирование континентального поднятия глубокими геострофическими контурными течениями». Наука . Американская ассоциация содействия развитию науки (AAAS). 152 (3721): 502–508. Бибкод : 1966Sci...152..502H. дои : 10.1126/science.152.3721.502. ISSN  0036-8075. PMID  17815077. S2CID  29313948.
  43. ^ Холлистер, К.Д. и Хизен, Британская Колумбия (1972) [ «Геологические эффекты донных течений океана: западная часть Северной Атлантики»]. В: Гордон, Ал., Исследования в области физической океанографии , Издательство Gordon and Breach Science. ISBN 9780677151700 . 
  44. ^ Маккейв, Индиана; Тухолке, Брайан Э. (1986). «Глубокое осадконакопление, контролируемое течением, в западной части Северной Атлантики». Западная часть Северной Атлантики . Северная Америка: Геология Северной Америки. стр. 451–468. дои : 10.1130/dnag-gna-m.451. ISBN 0813752027.
  45. ^ аб Очоа, Иисус; Волак, Жаннетт; Гарднер, Майкл Х (2013). «Критерии распознавания для различения гемипелагических и пелагических глин при характеристике неоднородности глубоководных коллекторов». Бюллетень AAPG . 97 (10): 1785–803. Бибкод : 2013BAAPG..97.1785O. дои : 10.1306/04221312086.
  46. ^ Стоу, ДАВ (1994). «Глубоководные процессы переноса и отложения наносов». В Пай, К. (ред.). Перенос осадков и процессы осаждения . Лондон: Блэквелл. стр. 257–91.
  47. ^ Аксу, А.Э.; Яшар, Д; Муди, Пи Джей (1995). «Происхождение позднеледниково-голоценовых гемипелагических отложений в Эгейском море: минералогия глины и карбонатная цементация». Морская геология . 123 (1–2): 33–59. Бибкод : 1995МГеол.123...33А. дои : 10.1016/0025-3227(95)80003-T.
  48. ^ Тренто, А; Рекурт, П; Бут-Румазей, В.; Трибовиллард, Н. (2001). «Распределение зерен карбоната по размерам в гемипелагических отложениях по данным лазерного прибора для определения размера частиц». Журнал осадочных исследований . 71 (5): 858. Бибкод : 2001JSedR..71..858T. doi : 10.1306/2DC4096E-0E47-11D7-8643000102C1865D. hdl : 20.500.12210/62326 .
  49. ^ Уидон, терапевт (1986). «Седиментация гемипелагического шельфа и климатические циклы: базальная юра (Blue Lias) Южной Британии». Письма о Земле и планетологии . 76 (3–4): 321–35. Бибкод : 1986E&PSL..76..321W. дои : 10.1016/0012-821X(86)90083-X.
  50. ^ Боума, Арнольд Х. (1962) Седиментология некоторых отложений флиша: графический подход к интерпретации фаций Издательство Elsevier Publishing Company.
  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 . Уайли. 65 (7): 2223–2252. дои : 10.1111/сед.12463. hdl : 10261/172929. ISSN  0037-0746. S2CID  134489105.
  52. ^ Воздух, которым вы дышите? Диатомовая водоросль сделала это
  53. ^ Трегер, П.; Нельсон, DM; Ван Беннеком, AJ; Демастер, диджей; Лейнарт, А.; Кегинер, Б. (1995). «Баланс кремнезема в Мировом океане: переоценка». Наука . 268 (5209): 375–9. Бибкод : 1995Sci...268..375T. дои : 10.1126/science.268.5209.375. PMID  17746543. S2CID  5672525.
  54. ^ Васильев, Мэгги (2006) «Кокколитофор», Те Ара - Энциклопедия Новой Зеландии . Доступ: 2 ноября 2019 г.
  55. ^ Рост, Б. и Рибеселл, У. (2004) «Кокколитофоры и биологический насос: реакция на изменения окружающей среды». В: Кокколитофоры: от молекулярных процессов к глобальному воздействию , страницы 99–125, Springer. ISBN 9783662062784 . 
  56. ^ аб Васильев, Мэгги (2006) «Планктон - Планктон животных», Те Ара - Энциклопедия Новой Зеландии . Доступ: 2 ноября 2019 г.
  57. ^ Хемлебен, К.; Андерсон, Орегон; Шпиндлер, М. (1989). Современные планктонные фораминиферы. Спрингер-Верлаг. ISBN 978-3-540-96815-3.
  58. ^ Брукнер, Моника (2020) «Палеоклиматология: как мы можем сделать вывод о климате прошлого?» SERC , Карлтон-Колледж. Изменено 23 июля 2020 г. Проверено 10 сентября 2020 г.
  59. ↑ Земля приближается к состоянию «теплицы», невиданному уже 50 миллионов лет, как показывает новый грандиозный климатический рекорд 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: Самые старые растения, The Guardian , 2 мая 2010 г.
  63. ^ «Быть ​​умным - это нормально • самое старое живое существо в мире: эти» . Архивировано из оригинала 13 июля 2018 года . Проверено 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 н.э. 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. ^ аб Мидделбург, Джек Дж. (2018). «Обзоры и синтезы: до сути переработки углерода на морском дне». Биогеонауки . 15 (2): 413–427. Бибкод : 2018BGeo...15..413M. дои : 10.5194/bg-15-413-2018 . Измененный текст был скопирован из этого источника, который доступен по международной лицензии Creative Commons Attribution 4.0.
  68. ^ Мидделбург, Джек Дж. (2019). «Переработка углерода на морском дне». Морская углеродная биогеохимия . SpringerBriefs по наукам о системе Земли. стр. 57–75. дои : 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 международной лицензии Creative Commons Attribution 4.0.
  69. ^ аб ЛаРоу, Делавэр; Арндт, С.; Брэдли, Дж.А.; и другие. (2020). «Судьба органического углерода в морских отложениях – новые данные на основе последних данных и анализа» (PDF) . Обзоры наук о Земле . 204 : 103146. Бибкод : 2020ESRv..20403146L. doi : 10.1016/j.earscirev.2020.103146. S2CID  216242654.
  70. ^ Гронсталь, Аарон (7 мая 2020 г.) Взгляд на судьбу органического углерода в морских отложениях Астробиология НАСА . Всеобщее достояниеВ данную статью включен текст из этого источника, находящегося в свободном доступе .
  71. ↑ Пиани, Лоретта (28 августа 2020 г.). «Вода Земли могла быть унаследована от материала, похожего на энстатит-хондритовые метеориты». Наука . 369 (6507): 1110–1113. Бибкод : 2020Sci...369.1110P. дои : 10.1126/science.aba1948. PMID  32855337. S2CID  221342529 . Проверено 28 августа 2020 г.
  72. ↑ Вашингтонский университет в Сент-Луисе (27 августа 2020 г.). «Изучение метеоритов предполагает, что Земля, возможно, была влажной с момента ее образования — энстатитовые хондритовые метеориты, когда-то считавшиеся «сухими», содержат достаточно воды, чтобы заполнить океаны, а то и еще немного». ЭврекАлерт! . Проверено 28 августа 2020 г.
  73. ^ Американская ассоциация содействия развитию науки (27 августа 2020 г.). «Неожиданное обилие водорода в метеоритах раскрывает происхождение земной воды». ЭврекАлерт! . Проверено 28 августа 2020 г.
  74. ^ Стэнли 1999, стр. 302–303.
  75. ^ ab «Международная хроностратиграфическая карта, версия 2015/01» (PDF) . Международная комиссия по стратиграфии . Январь 2015.
  76. ^ Олсен, Пол Э. (1997). «Великие триасовые комплексы, часть 1 - Чинл и Ньюарк». Динозавры и история жизни . Земная обсерватория Ламонта-Доэрти Колумбийского университета.
  77. ^ Серено ПК (1993). «Грудной пояс и передняя конечность базального теропода Herrerasaurus ischigualastensis». Журнал палеонтологии позвоночных . 13 (4): 425–450. дои : 10.1080/02724634.1994.10011524.
  78. ^ Аб Тейлор, AM; Голдринг, Р. (1993). «Описание и анализ биотурбации и ихноткани». Журнал Геологического общества . 150 (1): 141–148. Бибкод : 1993JGSoc.150..141T. дои : 10.1144/gsjgs.150.1.0141. S2CID  129182527.
  79. ^ аб Альбрандт, TS; Эндрюс, С.; Гвинн, DT (1978). «Биотурбация в эоловых отложениях». Журнал осадочных исследований . 48 (3). дои : 10.1306/212f7586-2b24-11d7-8648000102c1865d.
  80. ^ Хертвек, Г; Либезайт, Г (2007). «Биотурбационные структуры полихет в современных мелководных морских средах и их аналоги следам группы хондритов». Палеогеография, Палеоклиматология, Палеоэкология . 245 (3): 382–389. Бибкод : 2007PPP...245..382H. дои : 10.1016/j.palaeo.2006.09.001.
  81. ^ Дейл, AW (2016). «Модель микробного круговорота фосфора в биотурбированных морских отложениях: значение для захоронения фосфора в раннем палеозое». Geochimica et Cosmochimica Acta . 189 : 251–268. Бибкод : 2016GeCoA.189..251D. дои : 10.1016/j.gca.2016.05.046. hdl : 10871/23490 .
  82. ^ Бойл, РА (2014). «Стабилизация связанных циклов кислорода и фосфора за счет развития биотурбации» (PDF) . Природа Геонауки . 7 (9): 671. Бибкод : 2014NatGe...7..671B. дои : 10.1038/ngeo2213. hdl : 10871/35799 .
  83. ^ аб Эйсели, Лорен (1946). «Великие глубины» . Огромное путешествие (изд. 1959 г.). США: Винтажные книги. п. 38-41. ISBN 0394701577.
  84. ^ "HMS Challenger: Наука" . Березовый аквариум. Архивировано из оригинала 26 января 2013 года . Проверено 3 декабря 2013 г.
  85. ^ Бишоп, Тина. «Тогда и сейчас: экспедиция HMS Challenger и экспедиция «Горы в море»». Oceanexplorer.noaa.gov . НОАА . Архивировано из оригинала 25 апреля 2015 года . Проверено 31 января 2018 г.
  86. ^ Гесс, HH (ноябрь 1962 г.). «История океанических бассейнов» (PDF) . В AEJ Энгель; Гарольд Л. Джеймс; Б. Ф. Леонард (ред.). Петрологические исследования: том в честь А.Ф. Баддингтона . Боулдер, Колорадо: Геологическое общество Америки. стр. 599–620.
  87. ^ Дитц, Роберт С. (1961). «Эволюция континента и океанского бассейна путем расширения морского дна». Природа . 190 (4779): 854–857. Бибкод : 1961Natur.190..854D. дои : 10.1038/190854a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4288496.
  88. ^ Морское дно, распространяющее National Geographic . По состоянию на 4 января 2022 г.
  89. ↑ Открытие океанского хребта «География и вы» , 10 апреля 2017 г.
  90. ^ «Отчеты и публикации о проектах глубоководного бурения» . Проект глубоководного бурения.

Источники

На Wikimedia Commons есть средства массовой информации, связанные с морскими отложениями.
В Wikibooks есть книга на тему: Историческая геология.