Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. История исследования современных донных осадков Каспийского моря 8
Глава 2. Физико-географические условия Каспийского моря 12
2.1. Основные черты климата 15
2.2. Основные черты гидрологии 19
2.2.1. Зимний режим 19
2.2.2. Течения 20
2.2.3. Сток рек 24
2.2.4. Соленость 26
2.2.5. Температура 28
2.2.6. Распределение взвеси 30
2.2.7. Сероводородное заражение (глубоководные впадины) 31
2.3. Изменения уровня Каспийского моря 33
Глава 3. Основные черты геологии и тектоники водосбора Каспийского моря 38
Глава 4. Материал и методы исследований поверхностных донных осадков Каспийского моря 47
4.1. Материал 47
4.2. Методика исследований 51
4.2.1. Экспедиционные исследования 51
4.2.2. Аналитические исследования 52
Глава 5. Современные донные осадки Каспийского моря 57
5.1. Основные литологические типы донных осадков 57
5.2. Распределение основных гранулометрических фракций 63
5.3. Скорости осадконакопления 67
5.4. Минералогия донных отложений 71
5.4.1. Оптико-минералогические исследования 71
5.4.2. Ренттеноструктурный анализ 88
5.4.3. Сканирующая электронная микроскопия
5.5. Черты геохимии
5.5.1. Биогенные элементы (СаСОз, ЗЮгаморфный, С,
5.5.1.1. Карбонат кальция (СаСОз)
5.5.1.2. Органический углерод (Сорг)
5.5.1.3. Аморфный кремнезем (SiCbaM.) Заключение
Список литературы
- Основные черты гидрологии
- Изменения уровня Каспийского моря
- Основные литологические типы донных осадков
- Ренттеноструктурный анализ
Основные черты гидрологии
Каспийское море относится к морям с сезонным ледовым покровом и отличается большой пространственно-временной неоднородностью развития ледовых процессов [Гидрометеорология и гидрохимия морей, 1992; Kouraev et al., 2011]. Разнообразие ледовых условий в разных частях моря обусловлено большой меридиональной протяженностью Каспийского моря и различными климатическими условиями.
В Северном Каспии ежегодно устанавливается достаточно мощный ледяной покров (рис. 2.2.1.1.). Образование льда в северной части моря начинается с декабря месяца. К концу месяца лед распространяется по всей прибрежной зоне Северного Каспия. В конце декабря лед появляется в более мористых участках, а в январе вся акватория северной части моря до линии о. Чечень - Форт Шевченко оказывается покрыта льдом. В январе лед образуется также в мелководных заливах и бухтах восточного побережья и в районе Махачкалы на западном побережье. Лед держится 2—3 месяца, а толщина его может достигать 50—90 см. Со второй половины февраля начинается разрушение ледяного покрова и в конце марта - начале апреля происходит очищение моря от льда. В разные зимы, в зависимости от их суровости, площадь, занятая льдом и время ледового покрова могут сильно изменяться. Кроме того, в течение одного сезона ледовитость может меняться в связи с деятельностью ветров. Ветры иногда за несколько дней могут сильно менять ледовую обстановку. С ними связано и направление дрейфа льдов вдоль западного побережья на юг, в холодные зимы до Апшеронского полуострова [Лебедев и др., 1987].
Течения являются важнейшей гидрологической характеристикой водного бассейна и определяют поведение поля солености, температуры вод, а также различных взвешенных частиц и растворенных элементов. Течения способны переносить значительные массы терригенного материала на большие расстояния.
Образование течений в Каспийском море происходит в результате сочетания ветрового режима, стока рек и различной плотности воды в отдельных районах. Они зависят также от глубины, рельефа дна и конфигурации береговой линии моря. Кроме того, течения в Каспийском море зависят от колебаний уровня моря.
В Северном Каспии воды, которые выносятся р. Волгой, разделяются на две ветви. Меньшее ответвление проходит вдоль северного берега на восток, далее сливаясь с водами р. Урал и образуя небольшой замкнутый круговорот [Бондаренко, 1993; Кошинский, 1974]. Основная же часть волжской воды движется вдоль западного побережья на юг, и образует циклоническую циркуляцию вод Среднего Каспия [Лебедев и др., 1987]. Около Апшеронского полуострова ветвь раздваивается: одна ветвь продолжается на юг вдоль западного побережья Южного Каспия, а другая ветвь течения пересекает наискось Апшеронский порог и направляется к восточному берегу Южного Каспия, где встречается с противотоком, перемещающимся с юга на север (рис. 2.2.2.1.). Этот противоток попадает из Южного Каспия в Средний и компенсирует близ восточного побережья движения массы вод, имеющее место на западе. В пределах Южной впадины Каспийского моря наблюдаются циклоническое и антициклоническое движение [Каспийское море, 1986; Гидрометеорология и гидрохимия морей, 1992].
В южной части Каспия циркуляция вод происходит намного сложнее. В западной части Ю. Каспия находится антициклонический круговорот. Между устьем р. Куры и Апшеронским полуостровом существует местный антициклонический круговорот. В восточной части Южного Каспия циркуляция вод слабая. Основная масса вод двигается с западной части моря на юг. Когда масса воды достигает южных берегов, то происходит поворот на восток, а затем на север, образуя при этом свой круговорот против часовой стрелки. Эта циркуляция охватывает в основном верхние слои воды. С глубиной характер движения воды изменяется незначительно, постепенно уменьшается лишь интенсивность. Кроме этого, наблюдаются также сезонные колебания интенсивности циркуляции вод [Лебедев и др., 1987]. В настоящее время в Каспий впадает около 130 больших и множество малых рек []. Годовой жидкий сток имеет значительные колебания в зависимости от атмосферных осадков, подземного стока, режима работы водохранилищ и испарения. Около трети водосбора Каспия занимают бессточные равнины, пустынные области, которые находятся в восточных частях водосбора. Около 2/3 площади водосбора дренируется реками. Речная сеть в пределах Каспийского побережья распределена очень неравномерно. В Северный Каспий впадают наиболее крупные реки - Волга, Урал и Терек, которые обеспечивают более 85% от общего водного стока в Каспий. Основным поставщиком воды является р. Волга, которая поставляет более 80% жидкого стока. Урал поставляет около 3,2% жидкого стока, а Терек - 2,6% соответственно. На западном побережье впадают крупные реки Сулак, Самур, Кура и ряд более мелких рек. Эти западные реки дают всего около 14% общего речного стока. Вклад иранского водного стока является незначительным и составляет около 1% [Каспийское море..., 1989]. Некоторые характеристики основных рек Каспийского бассейна приведены в (табл. 2.2.3.1.).
Изменения уровня Каспийского моря
Каспийское море формировалось в течение длительного времени в геологической истории, на протяжении которой отмечалось постоянное чередование трансгрессивных и регрессивных эпох. Материалы исследований [Леонтьев, 1980; Каплин, 1999;Каспийское море, 1986; Федоров, 1957] показывают, что амплитуда колебаний уровня моря со временем сокращалась: в плейстоцене она превышала 100 м, в голоцене достигала 15 м (между отметками -20 м и -30 м), а за последние 2 тысячи лет - 12 м (рис. 2.3.1.). С момента начала инструментальных наблюдений за уровнем моря (с 1837 г. по настоящее время) амплитуда его колебаний составила примерно 3.5 м (между отметками -25.3 м и -29 м) [Гидрометеорология и гидрохимия морей, 1992; Малинин, 1994; Каплин, 1999; Рычагов, 1993].
. Межвековой ход уровня Каспийского моря с начала нашей эры [Гидрометеорология и гидрохимия морей, 1992].
В многолетних наблюдениях за изменением уровня Каспийского моря (рис. 2.3.2.) можно выделить несколько характерных периодов: 1900-1929 гг., 1942-1969 гг. -относительно стабильного (или умеренного снижения) уровня моря, 1930-1941 гг. и 1970-1977 гг. - резкого снижения, а 1978-1995 гг. - резкого повышения уровня моря [Голубов, 1994].
В настоящее время существует много гипотез и предположений по поводу колебаний уровня Каспийского моря [Гидрометеорология и гидрохимия морей, 1992; Бутаев, 1998; Фролов, 2003]. Очевидно, что процесс формирования Каспийского моря определялся, с одной стороны, глобальными геологическими явлениями, а с другой -региональными особенностями. Поэтому в настоящее время считается, что на колебания уровня Каспийского моря в раннем неогене особое влияние оказывали тектонические и горообразовательные процессы; в верхнем плиоцене - тектонические и климатические факторы, в современное время - климатические и антропогенные [Лебедев, Костяной, 2005].
Главным фактором, влияющим на изменение уровня Каспийского моря в последнее столетие, является изменение климата. Это становится видно на существующей связи между положением уровня моря и составляющими водного баланса [Голубов и др., 1998; Клиге, 1985; Голицын, Панин, 1985]. Так, например, резкое падение уровня моря в 1930-1941 гг. вызвано уменьшением приходных составляющих водного баланса (в особенности речного притока) (табл. 2.3.1.) Современное повышение уровня Каспия в 1978-1995 гг. также объясняется соответствующим изменением составляющих водного баланса. Речной приток за этот год оценивается высокими величинами (306 км /год). Как следует из табл. 2.З.1., если приходная составляющая водного баланса отличается от расходной части, то объем воды, а, следовательно, и уровень моря повышается или понижается.
В последние десятилетия активно используются спутниковые ежегодные альтиметрические измерения уровня Каспийского моря [Лебедев, Костяной, 2005; Kostianoy et al., 2005; 2010; Lebedev et al., 2006; 2008; 2012]. Полученные данные (рис. 2.3.3.) показывают постоянное изменение уровня Каспийского моря, что связано, в первую очередь, с водным балансом (речным стоком), но и многими другими климатическими факторами. Рис. 2.3.3. Изменчивость уровня Каспийского моря за последние годы по альтиметрическим измерениям [Лебедев, Костяной, 2005].
Внутригодовые изменения уровня моря обусловлены сезонной изменчивостью водного баланса. Самое низкое положение уровня моря наблюдается в декабре-феврале, затем в марте-июне уровень моря повышается и достигает максимума в июне-июле (рис. 2.3.4.) [Косарев, 1986; Каспийское море, 1986; Kosarev, 1994; 2005, Yablonskaya, 1994, Лебедев, Костяной, 2005]. Сезонные колебания обусловлены в основном речным стоком. Отклонения среднемесячных значений стока от среднемноголетних более существенны в период паводка, когда сток рек может сильно колебаться. Именно этот сток рек с апреля по июнь, когда его объем наибольший, является главным фактором в весенне-летнем подъеме уровня моря. Кроме того, в этот же период существенны и атмосферные осадки, выпадающие в Каспийское море. В августе, когда уменьшается речной сток и увеличивается испарение с поверхности моря, уровень моря постепенно понижается до зимнего минимума в декабре.
Основные литологические типы донных осадков
Новые направления в исследовании донных осадков, а также приемы геологического картирования донных осадков широко развил академик А.П. Лисицын. На базе новых фактических данных сформулировал основные закономерности осадочного процесса в океане - учение о зональности океанской седиментации.
Закономерности распределения донных осадков и их соотношения в различных местах океанов и морей определяются зональностью: 1) климатической; 2) вертикальной, связанной с изменением глубин; 3) циркумконтинентальной, т.е. степенью удаленности от континента или крупных островов [Лисицын, 1977а; 19776].
Академик А.П. Лисицын выделил и описал глобальные типы осадочного процесса в океанах и морях: ледовый, умеренный, гумидный, аридный и экваториальный гумидный [Лисицын, 1974; 1978; 1979; 1982; 1986].
Суть природной зональности осадкообразования заключается в закономерной смене вещественного состава, основных литологических типов донных осадков по мере перехода от одной климатической зоны к другой. Интересным является и анализ воздействия природной среды на донные отложения, а также на распределение терригенного, хемогенного и биогенного материала.
Каспийское море отличается многообразием условий современного осадконакопления, и только благодаря комплексному подходу к изучению удается охарактеризовать основные литологические типы донных осадков. При выделении литологических типов осадков и составлении карт использовалась классификация, разработанная в Институте океанологии РАН [Безруков, Лисицын, 1960; Лисицын, 1974].
Основными компонентами, формирующими осадки Каспийского моря, являются терригенный материал и карбонат кальция, который может быть как хемогенным, так и биогенным [Лебедев и др., 1973].
Современные осадки широко распространены по площади дна акватории и имеют различную литологическую характеристику в разных частях моря (приложение, табл. 1), (рис. 5.1.6.).
Северный Каспий является самой мелководной частью Каспийского моря. В эту часть моря поступает большое количество осадочного материала, который сглаживает рельеф дна. Все это приводит к своеобразию процессов осадконакопления в северной части моря. Современные осадки характеризуются грубым механическим составом, среди которых широкое развитие имеет ракушняк с раковинным песком, битый ракушняк, оолитовые и терригенные пески с примесью раковинного материала [Лебедев и др., 1987; Свальное и др., 2011].
Ракушечниковые отложения имеют широкое распространение в Северном Каспии. На одних участках раковины являются примесью различных литологических типов донных осадков, на других покрывают обширные участки дна северной части Каспийского моря. Ракушечным материалом сложены банки Ракушечная, Средняя Жемчужная, Кулалинская и другие. На границе со Средним Каспием также широко развит ракушечный материал.
В северо-восточной и центральной частях Северного Каспия, в преддельтовом пространстве Волги и Урала, а также в районах банок и островов Морской, Подгорный, Рыбачий, Кулалы и др. широкое развитие имеют песчаные отложения. В современных осадках Мангышлакского порога наиболее распространенным литологическим типом осадков является разнозернистый песок с примесью ракушняка. Этими отложениями слагается основная толща аккумулятивных банок.
Оолитовые пески развиты в южной части Северного Каспия в виде отдельных пятен. Кроме того, оолиты распространены в пределах Мангышлакского порога.
Алевриты широко распространены на акватории Северного Каспия, встречаются они на взморье Урала, в Мангышлакском, Кизлярском заливах, Уральской бороздине и в предустьевых пространствах Волги, Терека, Урала, Эмбы [Хрусталев, 1978].
Лишь в Уральской бороздине накапливаются более тонкозернистые осадки: известковые алеврито-пелитовые и мелкоалевритовые илы с незначительной примесью битого ракушняка. Отдельные пятна илистых отложений опоясывают мелкие острова и банки, размыв которых служит источником тонкозернистого материала.
Средний Каспий Вдоль западного и восточного берегов Среднего Каспия происходит накопление ракушечного материала (рис. 5.1.1.). Ракушечный материал представлен как целыми створками раковин, так и битой ракушей. В западной части ракушняк распространен на глубинах от первых метров до 80-100 метров, в восточной -от первых метров до 100-150 метров.
Дальше по мере увеличения глубины происходит накопление песчано-алевритовых, алевритовых, алеврито-пелитовых отложений. Дно Дербентской котловины полностью покрыто пелитовыми илами (приложение, табл. 2). Пелитовые илы являются слабоизвестковыми и имеют серый, темно-серый, зеленоватый цвет, часто происходит чередование с гидротроилитом (рис. 5.1.З.). Верхний слой осадка 0-1 см представлен наилоком, жидким слоем, в виде хлопьев (рис. 5.1.2.).
Ренттеноструктурный анализ
Изучая особенности седиментогенеза в Каспийском море, необходимо отметить, что на образование донных отложений огромное значение оказывают гумидные области, поставляющие большие массы осадочного материала. Для этого многими учеными [Кленова, 1951; Туровский, 1981; Хрусталев, 1978; 1982; 1989; Ратеев М.А., 1964; Шлыков, 1973] изучались процессы осадконакопления с выявлением закономерностей распределения глинистых минералов. Представлены глинистые минералы гидрослюдой, смешанослойными образованиями типа гидрослюда-монтмориллонит, гидрослюда-хлорит, монтмориллонитом, хлоритом, каолинитом и палыгорскитом [Туровский, 1981; Шлыков, 1973].
Наиболее распространенным минералом глинистой фракции является гидрослюда, содержание которой 55-70%, а в преддельтовых областях Волги, Урала, Самура ее концентрация возрастает до 80% [Туровский, 1981; Хрусталев, 1978; 1989; Шлыков, 1973].
Каолинит и хлорит встречаются по всей акватории моря в количестве, не превышающем 10%. Наиболее обогащены области преддельтовых областей Урала, Волги, Терека, Самура [Туровский, 198; Шлыков, 1973].
Иное распределение по акватории Каспийского моря имеют монтмориллонит и смешаннослойные образования, которые тяготеет к тонким пелитовым илам. В единичных пробах осадков Каспия встречаются палыгорскит [Туровский, 1981; Хрусталев, 1978; 1989; Шлыков, 1973].
Нашей целью с помощью ренгеноструктурного анализа являлось изучение количественного состава донных осадков. Нами были изучены колонки осадков, отобранных мультикорером. Все осадки из колонок мультикорера представлены пелитовыми илами (приложение, табл. 2.), поэтому наиболее рационально изучать их ренгеноструктурным анализом.
Детально ренгеноструктурный анализ был проведен для трех колонок из разных частей Каспийского моря. В северной части Среднего Каспия (ст. 3904) (рис.) на глубине 424 м осадок представлен пелитовым илом серого, светло-серого, серо-голубого цвета, изестково-пелитовым и известковым илом мелоподобного цвета с примазками гидротроилита. С 7 до 28 см обнаружена пористая текстура, большое количество каверн, что связано с выходом газов. Верхний горизонт (0-0.5 см) представлен наилком хлопьевидным темно-зеленого цвета (приложение, табл. 2.). Преобладающими минералами являются кварц, полевые шпаты (альбит, анортит, КПШ, ортоклаз) и мусковит (рис. 5.4.2.1.). Помимо этих минералов в осадке присутствуют карбонаты (кальцит, Mg-кальцит, доломит, арагонит), пирит, гипс, мусковит и глинистые минералы (иллит, хлорит, каолинит, смектит). Содержание кварца увеличивается к низу колонки от 25 до 38%. Концентрация альбита так же увеличивается от верхнего горизонта 10% до нижнего 16%. Накопление анортита и ортоклаза происходит, наоборот, лишь в верхних горизонтах до 1.5 см. КПШ распространен во всей колонке хаотично от 6 до 14%. Содержание мусковита составляет от 12 до 16%. Лишь в нижнем горизонте мусковит не обнаружен. Концентрация карбонатных минералов распространена равномерно по всему разрезу, за исключением Mg-кальцита, содержание которого увеличивается к нижнему горизонту от 1 до 6%. Пирит зафиксирован лишь в наилке. Концентрация гипса составляет от 1 до 4%. Глинистые минералы распространены по всей колонке с довольно одинаковыми содержаниями. Преобладает среди глинистых минералов иллит и составляет 7-9%. Концентрация смектита наиболее низкая около 1%.
В Дербентской впадине, где зафиксировано сероводородное заражение [Иванов и др., 2013], на глубине 720 м (ст. 3907) осадок представлен тонким пелитовым илом серого, серо-зеленого цвета, а так же слабоизвестковым пелитовым илом серого, светло-серого, голубо-серого цвета с прослоями и примазками гидротроилита (приложение, табл. 2.). Верхний слой осадка 0-1 см восстановленный наилок черного цвета. Минералогически осадок представлен кварцем, полевыми шпатами (альбит, КПШ), карбонатными минералами (кальцит, Mg-кальцит, доломит, сидерит, арагонит), гипсом, пиритом и глинистыми минералами (хлорит, каолинит, иллит, смектит) (рис. 5.4.2.2.). Преобладающими минералами являются кварц, полевые шпаты, гипс и глинистые минералы. Количество кварца в колонке распространено хаотично и варьирует от 18 до 29%. Содержание альбита на всем протяжении колонки почти одинаковое и составляет 12-15%. Концентрация КПШ составляет 10-11% в верхних горизонтах и 7-8% в нижних горизонтах, т.е. происходит уменьшение содержания КПШ вниз по разрезу. Кальцит накапливается на всем протяжении в количестве 4-8%. Сидерит, доломит и арагонит встречены не во всех интервалах, и концентрация каждого минерала составляет менее 2%. Что касается Mg-кальцита, то здесь наблюдается похожая картина, как и на предыдущей станции 3904. В верхних горизонтах до 6 см его обнаружено не было, а дальше происходит увеличение этого минерала к низу колонки до 3%. В осадках этой колонки пирит обнаружен с 3-х см и его содержание варьирует от 1 до 3% до конца колонки. На данной станции происходит активное накопление гипса, его концентрации составляют от 4 до 28%. Что касается глинистых минералов, то на этой станции, в Дербентской впадине, их содержание в 2-3 раза выше, чем на предыдущей станции, в северной части Среднего Каспия (ст.3904). Концентрации хлорита и каолинита в три раза превышают концентрации этих же минералов по сравнению с предыдущей колонкой. Кроме того, наблюдается определенная закономерность, максимальные их концентрации приурочены к верхним горизонтам, далее вниз по разрезу происходит уменьшение их содержания. Количество хлорита составляет от 15-16% в верхних горизонтах до 9-10% в нижних горизонтах, каолинита - 10-9% и 6-7%, соответственно. В распределении иллита по разрезу можно наблюдать похожую закономерность от 16-17% в верхних горизонтах до 12-13% в нижних горизонтах. Смектит обнаружен во всех интервалах колонки и его содержание составляет 1%.
Следующая колонка (ст. 3916) расположена в Южно-Каспийской впадине на глубине 1000 м. Здесь обнаружено сероводородное заражение [Иванов и др., 2013]. В этом месте осадок представлен слабоизвестковыми пелитовыми илами серо-зеленого, серого, светло-серого цвета с многочисленными включениями гидротроилита и известковыми илами светло-серого, мелоподобного цвета с небольшим количеством гидротроилитовых примазок. С 9 до 35 см обнаружена пористая текстура, как будто происходит выделение газа (приложение, табл. 2.). Минералогический состав донных осадков данной колонки (Южно-Каспийская впадина) (рис. 5.4.2.4.) значительно отличается от предыдущих двух, расположенных в Среднем Каспии. Южный Каспий характеризуется иной обстановкой осадконакопления. В верхних горизонтах колонки, обогащенной Мп (рис.), от 0 до 3-х см впервые в осадках Каспийского моря был обнаружен двойной карбонат кальция и марганца - кутнагорит (СаМпСОз)2 [Дара, Козина, Гордеев, 2013]. Идентификация кутнагорита проводилась в соответствии с его дифракционными максимумами по электронной базе данных ICDD (рис. 5.4.2.3.) [Дара, Козина, Гордеев, 2013].
