Осадконакопление и придонные течения в юго-западной части Атлантического океана

На основании собственных и литературных данных по рельефу дна и строению осадочной толщи выявлены литологические признаки придонных течений в Юго Западной Атлантике (преимущественно в Бразильской котловине)...

Повний опис

Збережено в:

Бібліографічні деталі
Дата:	2009
Автор:	Емельянов, Е.М.
Формат:	Стаття
Мова:	Russian
Опубліковано:	Відділення морської геології та осадочного рудоутворення НАН України 2009
Назва видання:	Геология и полезные ископаемые Мирового океана
Теми:	Осадочные процессы
Онлайн доступ:	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/44917
Теги:	Додати тег Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Цитувати:	Осадконакопление и придонные течения в югоAзападной части Атлантического океана / Е.М. Емельянов // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2009. — № 2. — С. 5-37. — Бібліогр.: 36 назв. — рос.

Репозитарії

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

id	irk-123456789-44917
record_format	dspace
spelling	irk-123456789-449172013-06-07T03:10:35Z Осадконакопление и придонные течения в юго-западной части Атлантического океана Емельянов, Е.М. Осадочные процессы На основании собственных и литературных данных по рельефу дна и строению осадочной толщи выявлены литологические признаки придонных течений в Юго Западной Атлантике (преимущественно в Бразильской котловине) На основі власних і літературних даних про рельєф дна й будову осадочної товщі виявлено літологічні ознаки придонних течій у південно-західній Атлантиці (переважно в Бразильській котловині). Lithophacial signs of bottom waters in SW Atlantic (essentially Brazil Basin) are established according to the author’s and early published data on bottom relief and sedimentary complex structure. 2009 Article Осадконакопление и придонные течения в югоAзападной части Атлантического океана / Е.М. Емельянов // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2009. — № 2. — С. 5-37. — Бібліогр.: 36 назв. — рос. 1999-7566 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/44917 551.3.051+551.465.55(261 -14) ru Геология и полезные ископаемые Мирового океана Відділення морської геології та осадочного рудоутворення НАН України
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection	DSpace DC
language	Russian
topic	Осадочные процессы Осадочные процессы
spellingShingle	Осадочные процессы Осадочные процессы Емельянов, Е.М. Осадконакопление и придонные течения в юго-западной части Атлантического океана Геология и полезные ископаемые Мирового океана
description	На основании собственных и литературных данных по рельефу дна и строению осадочной толщи выявлены литологические признаки придонных течений в Юго Западной Атлантике (преимущественно в Бразильской котловине)
format	Article
author	Емельянов, Е.М.
author_facet	Емельянов, Е.М.
author_sort	Емельянов, Е.М.
title	Осадконакопление и придонные течения в юго-западной части Атлантического океана
title_short	Осадконакопление и придонные течения в юго-западной части Атлантического океана
title_full	Осадконакопление и придонные течения в юго-западной части Атлантического океана
title_fullStr	Осадконакопление и придонные течения в юго-западной части Атлантического океана
title_full_unstemmed	Осадконакопление и придонные течения в юго-западной части Атлантического океана
title_sort	осадконакопление и придонные течения в юго-западной части атлантического океана
publisher	Відділення морської геології та осадочного рудоутворення НАН України
publishDate	2009
topic_facet	Осадочные процессы
url	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/44917
citation_txt	Осадконакопление и придонные течения в югоAзападной части Атлантического океана / Е.М. Емельянов // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2009. — № 2. — С. 5-37. — Бібліогр.: 36 назв. — рос.
series	Геология и полезные ископаемые Мирового океана
work_keys_str_mv	AT emelʹânovem osadkonakoplenieipridonnyetečeniâvûgozapadnojčastiatlantičeskogookeana
first_indexed	2025-07-04T03:29:36Z
last_indexed	2025-07-04T03:29:36Z
_version_	1836685487566225408
fulltext	ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО�ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 5 УДК 551.3.051+551.465.55(261�14) © Е.М. Емельянов, 2009 Атлантическое отделение Института океанологии РАН, Калининград ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО�ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ АТЛАНТИЧЕСКОГО ОКЕАНА На основании собственных и литературных данных по рельефу дна и строению осадочной толщи выявлены литологические признаки придон� ных течений в Юго�Западной Атлантике (преимущественно в Бразильс� кой котловине). Введение Холодные, тяжелые морские воды в полярных областях Земного шара погружаются в котловины океана и в виде глубинных или придонных тече� ний направляются в сторону экватора [35]. В южном полушарии очаги фор� мирования холодных и тяжелых вод находятся на шельфе и склоне Антарк� тиды, точнее в море Уэдделла (рис. 1). Главный обмен придонными водами между Северной и Южной Атлан� тиками происходит на стыке Бразильской (преобладающие глубины 4500– 5500 м) и Гвианской (преобладающие глубины 4500–5000 м) котловин, а точ� нее – в самом узком месте между подводным склоном Бразилии и горами западного фланга Срединноатлантического хребта (САХ), то есть на профиле от условной точки М в районе у порта Ресифи (05°00' ю.ш., 35°00' з.д.) до Рис. 1. Схематическое представление о распределении водных масс и генеральная циркуляция вод в Атлантическом океане (по [14]). AABW – Антарктическая донная вода (АДВ), AAIW – Антарктическая промежуточ� ная вода (АПВ), CDW – циркулярная глубинная вода (ЦГВ), MW – Средиземноморская вода, NADW – Североатлантическая глубинная вода, SIW – Субарктическая промежу� точная вода (САПВ), PF – полярный фронт (ПФ), SC – Субтропическая конвергенция (СК), ОИ – область наших исследований ОСАДОЧНЫЕ ПРОЦЕССЫ Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 6 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 Рис. 2. Рельеф дна (по GEBCO) Юго�Западной Атлантики (изобаты 200, 4000 и 5000 м), маршруты судов с профилографом “Парасаунд”, геологические станции и сква� жины глубоководного бурения (ГЧ – “Гломар Челленджер”, ОРD – “Джойдес Резо� люшн”). САХ – Срединноатлантический хребет. 1–3 – маршруты судов; 4 – участки сейсмопрофилей АИ–8 и АИ–11; 5–10 – геологичес� кие станции: 5 – НИС «Петр Лебедев» (код ПЛ или PL); 6 – НИС «Профессор Штокман» (ПШ); 7 – «Дмитрий Менделеев» (ДМ); 8 – «Академик Сергей Вавилов» (АСВ); 10 – «Акаде� мик Иоффе» (АИ); 11–12 – скважины бурения: 11 – «Гломар Челленджер» (ГЧ); 12 – «Джой� дес Резолюшн» (ОРD); 13 – изобаты (в м); 14 – наличие антарктических видов диатомей в осадках. Врезка А: Схема каньонов и Срединноокеанических каналов у берегов экваториальной части Ю. Америки (по [19]). На профиле M�RM показаны Экваториальный Срединноокеа� нический канал (ЭСОК – индекс E.ch) канал�каньон AI и каньон В ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО�ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 7 Таблица 1 Перечень колонок, отобранных в Юго�Западной Атлантике Координаты Код судна и номер станции Глубина моря, м S W Длина керна, см НИС «Академик Курчатов», рейс 19 (колонки собраны и описаны Е.М. Емельяновым) АК"400"1 АК "402"1 АК "403 АК "405 АК "414 АК "416 АК "419 АК "376 АК "377 АК "378 4650 4380 4090 2210 4880 4570 2760 4350 4200 3880 17052.4’ 17055.1’ 17056.2’ 170516’ 10030.2’ 10030.4’ 10017.8’ 01036.0’N 00005.5N’ 00056.4’ 31031.2’ 34009.08’ 35025.01’ 37008.8’ 32037.2’ 33059.0’ 35032.2’ 39052.6’ 39052.0’ 40004.0’ 273 280 10 195 265 270 290 133 152 84 НИС «Профессор Лебедев», рейс 5 (колонки собраны и описаны И.И. Шурко) ПЛ"9 ПЛ"10 ПЛ"15 ПЛ"17А ПЛ"18 ПЛ"19 ПЛ"14 ПЛ"20 ПЛ"21 ПЛ"22 ПЛ"24 ПЛ"31 ПЛ"32 4770 50 4440 5200 5280 5000 1400 5000 5200 5410 5550 120 4364 01038.40’ 22021.00’ 28001.20’ 15027.80’ 20055.50’ 24012.50’ 31000.50’ 01030.80’ 13040.75’ 11020.50’ 10014.00’ 03044.60’ 01011.00’ 24035.00’ 40053.00’ 35029.10’ 21051.60’ 27056.30’ 32019.50’ 35037.00’ 30022.70’ 22030.00’ 26034.20’ 27056.00’ 33010.40’ 34055.00’ 15 5 270 10 20 20 5 170 25 25 25 15 25 НИС «Дмитрий Менделеев», рейс 19 (колонки собраны и описаны Е.М. Емельяновым ДМ"2842 ДМ"2853 4450 5850 11036.50’ 11046.80’ 24000.50’ 68 24037.20’ 390 НИС «Академик Иоффе», рейс 11 (колонки собраны и описаны С.М. Исаченко) АИ"43 АИ"44 АИ"45 АИ"46 АИ"47 АИ"48 АИ"1054 АИ"1057 АИ"1061 4534 5389 5700 5203 5470 5031 4370 4113 4592 13005.33’ 13051.06’ 14039.40’ 15012.89’ 15059.19 16036.99’ 34032.28’ 34048.36’ 31011.98’ 21035.12’ 23001.944’ 24026.60’ 25047.63’ 27034.61’ 29009.64’ 27018.50’ 31004.740’ 39022.02’ 160 204 224 207 219 250 412 208 Тв.дно НИС «Академик Сергей Вавилов», рейс 18, 2004 г. (колонки отобраны и на борту описаны С.М. Исаченко АСВ"1535 АСВ"1536 АСВ"1537 АСВ"1538 АСВ"1539 АСВ"1540 АСВ"1541 АСВ"1542 АСВ"1543 4500 5500 5000 5200 5100 5500 5800 5500 3400 22035.7’ 22017.6’ 19005.5’ 15052.9’ 12041.1’ 24002.1’ 06010.8’ 02059.1’ 00009.7’ 24002.4’ 24001.1’ 24002.9’ 24004.6’ 24002.1’ 24002.1’ 24001.2’ 24001.2’ 23058.1’ 395 450 470 128 333 510 124 478 10 Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 8 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 условной точки RM на западном фланге САХ (01°33'S, 30°00'W) (рис. 2). Ранее на этом профиле был обнаружен глубокий (более 100 м) Экваториаль! ный среднеокеанический канал (сокращенно ЭСОК) [13,17–19], который пред! положительно служит одним из основных каналов перетока придонных вод. Были обнаружены и другие каналы на этом же профиле. Каково строение этих каналов и насколько они глубоки? Каково строение осадочной толщи, кото! рую они «прорезают»? Только ли по этим каналам происходит «перелив» при! донных вод из Южной Атлантики в Северную, и наоборот? Как давно эти ка! налы существуют? С целью ответа на эти и другие вопросы нами в некоторых ключевых областях Атлантики были выполнены литолого!геоморфологичес! кие исследования при помощи эхолота и профилографа «парасаунд», были собраны колонки донных осадков. В опорных колонках (табл. 1) были изучены гранулометрический и хи! мический составы, а в колонках профиля Б к –Б к (см. рис. 2) – и стратиграфия осадков по данным микропалеонтологического анализа [10]. Цель настоящей статьи – описание рельефа дна и осадочной толщи, уточ! нение особенностей циркуляции придонных вод на изученных профилях по литолого–геоморфологическим данным и выявление индикаторов придон! ных течений. Основное внимание автора в данной статье обращено на послед! ствия геологической «деятельности» Антарктических донных вод (АДВ) и Североатлантических глубинных вод (САГВ) на примере профилей Б!РГХ, M!RM и A!MAR (см. рис. 2). Рельеф дна и строение осадочной толщи Материковый склон Южной Америки на профиле Б!РГХ – (рис. 2) на глубинах до 3750 м является то акустически «жестким» (т.е. без рыхлых осад! ков), то «прозрачным», т.е. покрытым илистой толщей рыхлых осадков. Глуб! же 3750 м дно опять «жесткое». Такой характер дна прослеживается на сей! смопрофилях «Парасаунд» до жесткой терассы (глубина 4580–4590 м) кана! ла Вима. Глубина этого канала на профиле Б!РГХ 4640 м (рис. 3). Его левый (западный) склон очень высокий и обрывисто–крутой. Он поднимается до 4160 м. Следовательно, как форма канала Вима, так и его глубина на профи! ле Б!РГХ отличны от тех, что приведены на рис. 5 по [24]. Профили Джонсо! на пересекают канал примерно по широте 29о ю.ш., а наш профиль – по ши! роте 31о14’ ю.ш. Осадки на возвышенности Риу Гранди присутствуют лишь во впадин! ках и понижениях дна. В одном из таких понижений с глубиной 1626 м дно! черпателем (ст. АИ!1058) был поднят перемешанный песчано!алевритовый осадок светло!серого цвета, состоящий из раковинок фораминифер, обломоч! ков птеропод, раковинных остатков и кокколитов. В восточной долине возвышенности Риу Гранди с глубины 4113 м (рис. 4) была поднята колонка кокколитово–фораминиферовых алевритово–пелито! вых илов (станция АИ–1057, длина колонки 208 см, см. табл. 1). Осадок – с четко выраженной слоистостью. На горизонтах 184–189 и 199–208 см (и, оче! видно, глубже) залегает плотный биогенный карбонатный осадок (крупный алеврит). В этом слое и застряла трубка. На сейсмограмме 21 (см. рис. 2) сло! истость прослеживается на глубину 60 м (от поверхности дна). Всего насчи! тывается здесь до 32 слоев. Такая четкая слоистость говорит 1) о резкой сме! ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 9 Рис. 3. Рельеф дна и строение осадочной толщи на участках 13, 14 и 15 профиля Б– РГХ (днище канала Вима). Рыхлых осадков нет, в точке р. 1208а – слабо проявляется слоистость твердых осадочных пород. С – циркуляция судна, осадков в канале нет. Твер! дые осадочные породы выявляются лишь в точке р. 1202а Рис. 4. Схематический субширотный профиль рельефа дна А–Б (примерно по 31030' ю.ш.) через возвышенность Риу!Гранди (экспедиция АИ–11, X–XI.2002 г.) АДВ – Антарктическая донная вода; 1–2 – донные осадки: 1 – ил пелитовый, ил алеври! тово!пелитовый; 2 – песчано!алевритовый осадок; 3 – твердые породы; 4 – железо!марганце! вые конкреции и корки (ЖМК) Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 10 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 не физико!химических условий карбонатонакопления, и 2) о неспокойной гидродинамической обстановке в долине, где выполнена ст. АИ!1057. Плот! ные осадки в слоях 184–189 и 199–208 см говорят об их накоплении в этапы сильных придонных течений и, вероятно, перерывов в осадконакоплении, которые, очевидно, здесь возникали в плейстоцене. Следовательно, через эту долину могли проходить придонные антарктические воды (АДВ). Рельеф дна флангов канала Хантер – холмистый (участок 22), с осадоч! ной толщей между холмами. Верхняя толща осадков (0–2 м) представлена Рис. 5. Рельеф дна района канал Вима – возвышенность Риу!Гранди (по [24]). Изобаты – через 100 м. А!А’ и В!В’ – сейсмические профили пересекающие канал Вима примерно по 29є ю.ш. (А!А’) и по 29є20’ ю.ш. (В!В’), (см. врезку Б). 1 – осадочные волны (высотой 20–150 м) на Восточной террасе; 2 – положение гидрофи! зического разреза с обозначениями станций, на которых проводилось зондирование СТД; 3 – геологическая станция и её номер (экспедиция АИ!11). На сейсмических профилях А!А’ и В!В’ мощность указана в секундах. Глубина оси канала Вима колеблется примерно в преде! лах от 4750 до 4900 м. На профилях примерно на уровне 6,5 секунд виден сильный отражаю! щий слой (рефлектор А). Этот рефлектор, очевидно, обозначает начало потока АДВ через канал Вима. Рефлектор А, скорее всего, имеет эрозионное происхождение ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 11 слабоизвестковыми терригенными илами, светло–серыми с разными оттенка! ми. Известковая часть илов представлена кокколитами и фораминиферами. В самом канале Хантер на глубине более 4400 м осадки отобрать не уда! лось. Однако, в стороне от оси канала, по которому, судя по изменению тем! пературы придонной воды, АДВ переливается из Аргентинской котловины в Бразильскую (рис. 6), в одной из впадинок (участок 29 на рис. 2) была отобра! на колонка АИ!1054 (см. табл. 1). Южный и восточный фланги канала Хантер в участках 27 и 28 (рис. 6) упираются в крутой склон горы западного фланга САХ. На склоне осадки от! сутствуют, в то время как у его подножия, на глубине 4220 м (участок 27) обнаружена слоистая осадочная толща мощностью 50 м. Все это свидетель! ствует о том, что на глубинах около 4200 см нет сколько!нибудь заметных (в осадках!) следов придонных течений. Профиль M–RM имеет длину около 450 миль (или 830 км) (рис. 7). Ложе дна океана, которое пересекает профиль, имеет глубины от 4600 до 4950 м. В южной части (южнее 05°24’ ю.ш.) глубины колеблются в основном в преде! лах 4800–4700 м, в центральной – в пределах 4564–4710 м, в самой северной части – в пределах 4800–4949 м. Самой глубокой точкой профиля является подножье вулканической горы RM в координатах 01°32’ ю.ш., 23°00' з.д. В этой части профиля южнее горы RM имеется корытообразная долина шири! ной около 12 миль и глубиной 4958 м. Судя по батиметрической карте, дан! ная долина (условно она нами названа Северным желобом, сокращенно – СЖ или NT по!английски, рис. 8) является самым западным продолжением раз! ломной зоны (желоба) Романш. У подножия горы RM в Северном желобе име! ется слабо выраженный канал глубиной 2–3 м. На профиле М–RM выявлен ряд каналов (врезов), главные из которых три: 1) Экваториальный среднеокеанический канал – участок 8 на профиле М–RM с относительной глубиной днища 149 м (глубина океана над днищем 4753 м) (рис. 9); 2) безымянный канал АИ (по!английски AI, так условно на! зван нами от названия судна «Академик Иоффе») в точках 592–593 профиля (или участок 4), находящийся в южной части профиля и имеющий относи! тельную глубину 116 м (относительно северного борта 132 м) (глубина океана над днищем 4892 м); и 3) канал В (условно – Бразильский канал, или Brazilian), расположенный в самой южной части профиля несколько север! нее точки 587 и имеющий относительную глубину 70 м (относительно север! ного борта – 130 м) (глубина океана над днищем 4855 м). Остальные каналы менее значительны и имеют относительные глубины 30–40 м. Экваториальный срединноокеанический канал находится на самой высо! кой части профиля M–RM. Эта приподнятая на 180–190 м часть дна на профиле представляет собой Центральный осадочный вал (сокращенно ЦОВ) (Central sedimentary swell – CSS). Вал, как и сам канал, простираются с СЗ на ЮВ. Канал ЭСОК асимметричен: северо!северо!восточный (CСB – NNE) его борт возвышается над южным на 59 м и имеет глубину 4564 м. От этой, наи! высшей отметки он постепенно понижается к северу до 4940–4950 м в коор! динатах 01о31’:947 ю.ш.; 29o58’:810 з.д. Простирание ЭСОК по возвышаю! щемуся над дном валу сильно отличает его от каналов АИ, В и других, у кото! рых в основании нет подобных валов. Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 12 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 Рис. 6. Рельеф дна и строение осадочной толщи в участках 27 и 28 профиля Б!РГХ (район канала Хантер). Видны холмы (участок 28) и склон горы (участок 27). Во впадинке у подножия горы (глу! бины 4200!4220 м – имеется осадочная слоистая толща мощностью 40–50 м.). На склоне горы осадков нет Канал В по форме поперечного профиля (см. рис. 9) сходен с каналом ЭСОК: его правый (северный) борт возвышается над южным бортом на 50 м, т.е. на такую же величину, как и правый борт ЭСОК. Форма поперечного сечения канала АИ, по сравнению с каналами ЭСОК и В, другая: крутым (срезанным) является не ЮЮЗ (SSW), а ССВ (NNE) борт. Причем возвышается южный борт над северным всего лишь на 9 м. На 2,5 градуса южнее начала профиля М!RM примерно в точке 550 (см. рис. 7) на широте 10о20’–10о30’ ю.ш. сейсмоакустический профиль пересека! ет литологический разрез I–I станций АК!419, АК!416 и АК!414 (см. рис. 2). ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 13 Рис. 7. Рельеф дна по субмеридиональному профилю M–RM в западной части Эква! ториальной Атлантики. VM – вулканическая гора; E.ch – экваториальный канал ЭСОК; A.I. – канал АИ (Акаде! мик Иоффе); В. Ch – Бразильский канал. Номера в кружках – части профилей, для которых показано строение осадочной толщи на профилях «парасаунд» (см. далее); номера вне круж! ков – точки на профилях, для которых имеются координаты по [18]. Легенда: 1!6 – типы поверхности дна: 1 – поверхность дна неровная (дно акустически твердое); 2 – поверхность дна сглаженная, осадочная толща – слоистая; 3 – переходная повер! хность дна; 4 – поверхность дна волнообразная, осадочная толща –слоистая; 5 – поверхность дна ровная, осадочная толща с турбидитами; 6 – вулканические горы Подпись CSS внизу профиля – Центральный осадочный вал (ЦОВ!CSS) Рис. 8. Строение осадочной толщи в западной части желоба Романш (Северного, Northern Trench (NT)) в участках 12 и 13 профиля M!RM по [18]. Справа дана колонка PL–20. Колонка отобрана на глубине 5000 м в 13!ти милях на запад от участка 13 или от точки 645. Условные обозначения см. на рис. 13 Критическая глубина карбонатонакопления (КГК) в настоящее время в Бра! зильской котловине находится на глубине около 4400 м [5, 8]. Вблизи участка профиля М–RМ в точке 602 ранее была пробурена сква! жина ГЧ!23 (глуб. 5079 м) (см. рис. 2). В верхней части керна этой скважины Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 14 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 четких литологических границ не выявлено. Можно предположить, что эта осадочная толща без четких литологических границ простирается и в районе южной части профиля M–RM, в котором слоистость хотя и проявляется, но очень слабо. В связи с тем, что глубина участка дна океана на сейсмопрофиле Рис. 9. Экваториальные срединноокеанические каналы и каньены между Южной и Северной Атлантиками в участках 3,4 и 8 на профиле М!RМ [18] Участок 8 – профиль центрального канала ЭСОК. МА – предполагаемая граница амазон! ского мессиния. Q (площадь) поперечного разреза канала – 0,780 км2. Участки 3,4 – профи! ли каналов В и А.I. соответственно ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 15 участка 5 равна 4700–4740 м, т.е. она значительно больше, чем глубина уровня критической глубины карбонатонакопления в настоящее время, то донные осадки на данном участке профиля представлены слабослоистыми красны! ми глубоководными глинами. Более или менее сильное придонное течение, очевидно, проходит лишь по небольшой долине с относительной глубиной 33 м и южнее по профилю участка 5. Севернее этой долинки сейсмический про! филь имеет хорошо выраженную слоистость на всю «просвеченную» глубину (100 м). Можно предположить, что наличие многочисленных акустических границ было обусловлено частой активизацией придонной (и глубинной?) гидродинамики, но отсутствием очень сильных и продолжительных течений. Профиль A–MAR. На субширотном профиле А–МАR (рис. 10), берущем начало в верхней части конуса выносов Амазонки, глубинных каналов не обнаружено. Наиболее глубокая точка профиля находится в долинке между вулканическими горами в координатах 05° 13' с.ш., 38°45' з.д. – 4765 м. В целом, преобладающие глубины в пределах равнины Нара – 4660–4640 м, т.е. они примерно на 100 м меньше глубин южной части профиля М–RМ и на 300 м меньше, чем проход у подножия горы RМ в северной части данного профиля. Судя по батиметрической карте, равнина Сеарра имеет глубины 4300–4500 м. На профиле А–МАR максимальная глубина данной равнины 4423 м (точка A 1540 на рис. 2). Юго!западнее поднятия Сеарра, в которое упирается дистальная часть глубоководного конуса Амазонки, в пределах субширотного профиля А–МАR имеются глубины 4200–4150 м, что на 400–450 м меньше, чем глубины рав! нины Нара (рис. 11). В средней части конуса выноса Амазонки (глуб. 3315 м) в нескольких десятках миль от профиля А–МАR ранее была пробурена скважина ОDР!927. Верхние 210 м керна данной скважины представлены глинисто!кокколито! выми илами, накопившимися в плейстоцене и голоцене без каких!либо пере! рывов или оползневых явлений [16]. Четкой слоистости как в сейсмопрофи! лях, так и в верхней части керна скважины ОDР!927 не выявлено. В осадочной толще имеется 4 отражающие границы. Четвертая (самая поздняя граница, G 4 ) находится в интервале миоцен!плейстоцен (пачка на! ноилов и калькарентов) на глубине 70 м от поверхности дна между желто! бурыми наноилами плейстоцена и серыми наноилами [34]. Верхне!нижне! Рис. 10. Рельеф дна на субширотном (Амазонском) профиле А–МАR вдоль 5–40 с.ш. (по [18]) Слева на профиле – конус выносов Амазонки, в центре – поднятие Сеарра, справа – рав! нины впадин Сеарра и Нара Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 16 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 миоценовый рефлектор G 4 является основанием конуса выносов Амазонки и может быть прослежен в Гвианскую котловину. Литология и стратиграфия осадочной толщи У подножия возвышенности Риу!Гранди, а также на склоне Южной Америки распространены смешанные терригенно!фораминиферовые (или фораминиферово!терригенные) илы с содержанием 30–50% СаСО 3 [5]. Колон! ка, отобранная в канале Хантер на станции АИ!1054 (глубина 4370 м), состо! ит из терригенных слабоизвестковых (10–30% СаСО 3 ) и известковых (30–50% СаСО 3 ) алевритово!пелитовых илов (табл. 2). Карбонатная составляющая илов представлена кокколитами и фораминиферами. Илы в данной колонке слои! Рис. 11. Рельеф дна и строение осадочной толщи дистальной части конуса выносов Амазонки (участок 211), упирающейся в склон возвышенности Сеарра (участок 210). Строение осадочной толщи в точке 1450 (равнина Сеарра). На участке 1450 имеются осадочные свидетельства прохода ADB – небольшой канал (глу! биной 2–3 м). Он обозначен кружком с точкой внутри: здесь мощность осадочной толщи со! кращена. «Загиб» слоев вниз в западной части профиля свидетельствует о наличии здесь придонного течения. Гидрологами здесь были обнаружены самые низкие температуры и со! леность придонного слоя вод на всем профиле A–MAR ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 17 сты или слабослоисты, что свидетельствует об изменении гидрохимической и, очевидно, гидродинамической обстановок во времени. Содержание СаСО 3 по визуальным определениям колеблется в пределах 10–50%. В Бразильской котловине на глубинах более 4000 м на поверхности дна (слой 0–5 см) распространены в основном красные глубоководные глины (глу! бины от 4194 до 5662 м) [5] (рис. 12). Известковые (30–50% СаСО 3 ) и сильно! известковые (>50% СаСО 3 ) (кокколитово–фораминиферовые) илы покрыва! ют либо холмы в абиссальной части Бразильской котловины, либо приуроче! ны к нижним частям фланга Срединноатлантического хребта (глубины от 2899 до 5000 м). Такое распределение осадков говорит о том, что критическая глубина этой области океана лежит выше, чем в других частях Атлантики. В разных районах Бразильской котловины она варьирует в пределах от 4400 до 5000 м. Причем со стороны Южной Америки (т.е. там, где у дна наблюдается наибо! лее сильный поток АДВ) она выше (4400 м), чем со стороны Срединноатлан! тического хребта (4500–4800 м). Отдельные пробы до 50% СаСО 3 встречены на глубинах 4900–5200 м [8]. В красных глубоководных глинах наряду с резко выраженной корич! невой окраской встречаются прослои илов с зеленоватым оттенком или тем! но–серые прослои с черными пятнами [5]. Рис. 12. Карта типов донных осадков (0–5см) и расположение профиля «Парасаунд» и геологических станций 11 рейса НИС «Академик Иоффе», 2002 г. 1–5 – гранулометрические типы осадков (слой 0–5 см): 1 – пески; 2 – крупные алевриты; 3 – ил мелкоалевритовый; 4 – ил алевритово!пелитовый; 5 – ил пелитовый; 6–8 – изолинии равного содержания СаСО3 (в %): 6–10; 7–30; 8–50; 9 – гидрологические станции; 10 – гео! логические станции; 11 – скважины глубоководного бурения; 12 – номера точек сейсмопро! филя с координатами; 13 – полигон «Канал Вима» (см. рис. 5); 14 – батиметрическая карта (канал Вима); 15 –потоки АДБ через каналы Вима и Хантер в Бразильскую котловину Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 18 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 Химический состав пелагических фораминиферово�терригенных илов из прохода Примечание: Типы осадков: ПИ – пелитовый ил; АПИ – алевро�пелитовый ил. Коор� известковистости (по принятой классификации): Тер – терригенные бескарбонатные (<10% генно�известковые (30–50% СаСО3) (кокколитово�фораминиферовые); Изв – известковые Гор. см. Тип.ос. CaCO3 Cорг MgCO3 SiO2в Al Fe Mn Ti 0�2 ПИ 24,53 0,74 4,79 40,00 6,71 2,77 0,21 0,33 10�12 ПИ 39,35 0,58 � 30,00 5,18 1,97 0,07 0,24 20�22 ПИ 33,08 0,59 4,23 33,00 6,34 2,51 0,28 0,28 30�32 ПИ 24,58 0,61 4,27 36,00 6,51 2,72 0,26 0,31 40�42 ПИ 19,53 0,47 4,93 42,00 7,19 3,21 0,38 0,34 50�50 ПИ 21,05 0,49 6,38 43,00 7,30 2,90 0,33 0,34 60�62 ПИ 23,50 0,59 4,55 40,00 7,09 2,64 0,85 0,33 70�72 ПИ 25,85 0,72 4,09 37,00 6,46 2,31 0,42 0,31 80�82 ПИ 28,20 0,84 3,89 33,60 6,29 2,92 0,42 0,28 90�92 ПИ 28,55 0,91 3,78 34,50 6,29 2,48 0,09 0,28 100�102 ПИ 35,58 0,89 4,09 29,50 5,93 2,51 0,31 0,26 110�112 ПИ 39,50 0,67 � 26,10 5,29 1,90 0,19 0,22 120�122 ПИ 35,85 0,61 4,23 29,20 5,71 2,37 0,05 0,24 130�132 ПИ 22,20 0,54 4,27 41,00 7,14 2,90 0,12 0,31 140�142 ПИ 11,35 0,58 5,10 49,00 7,67 3,77 0,15 0,42 150�152 ПИ 10,38 0,36 5,10 52,00 7,99 3,85 0,24 0,45 162�164 ПИ 18,15 0,48 3,50 43,00 7,14 3,36 0,34 0,31 170�172 ПИ 32,28 0,32 � 36,00 6,46 3,00 0,20 0,25 180�182 ПИ 16,80 0,36 3,92 45,00 7,40 4,26 0,27 0,34 190�192 ПИ 18,70 0,28 3,78 44,00 7,14 4,00 0,21 0,32 200�202 АПИ 31,28 0,25 34,00 6,29 3,00 0,23 0,28 210�212 ПИ 26,38 0,43 4,62 39,00 6,77 3,61 0,19 0,31 220�222 ПИ 15,85 0,29 5,10 44,00 7,19 4,03 0,20 0,34 230�232 АПИ 21,63 0,32 4,89 40,00 6,87 3,67 0,21 0,32 240�242 ПИ 43,93 0,41 � 25,00 4,23 2,04 0,20 0,17 250�252 ПИ 42,05 0,48 � 26,50 5,02 2,47 0,21 0,19 260�262 ПИ 32,58 0,35 � 28,60 5,02 2,43 0,27 0,22 270�272 ПИ 35,63 0,42 � 30,20 4,76 2,32 0,21 0,22 280�282 ПИ 35,18 0,39 � 30,30 4,49 2,30 0,32 0,21 290�292 ПИ 34,00 0,50 � 32,00 4,92 2,76 0,89 0,24 300�302 ПИ 35,53 0,42 � 32,00 5,29 2,62 0,64 0,26 310�312 ПИ 34,50 0,47 � 32,00 5,81 2,76 0,60 0,25 320�322 ПИ 35,78 0,52 � 32,00 5,81 2,37 0,63 0,25 330�332 ПИ 32,93 0,50 3,64 34,00 6,34 3,00 0,26 0,26 340�342 ПИ 21,98 0,47 3,64 41,00 7,24 3,50 0,13 0,29 350�352 ПИ 11,50 0,43 4,58 48,00 7,82 4,42 0,11 0,39 360�362 ПИ 6,18 0,38 5,48 � � 4,49 0,60 0,46 370�372 ПИ 6,00 0,39 5,59 � � 4,80 0,27 0,47 380�382 ПИ 4,03 0,40 5,10 � � 4,70 0,10 0,48 390�392 ПИ 8,28 0,36 4,65 � � 4,35 0,15 0,45 400�402 АПИ 8,20 0,30 5,21 � � 4,42 0,08 0,45 410�412 ПИ 24,03 0,48 4,58 � � 3,70 0,25 0,45 ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 19 Таблица 2 Хантер, Юго�Западная Атлантика (см. рис. 3) колонки АИ�1054 (глубина 4370 м) динаты приведены в табл. 1. Знак “–“ обозначает «не определяется». Кли – классы СаСО3); Сли – терригенные слабоизвестковые (10–30% СаСО3); Тизв – смешанные терри� (50–70% СаО3), обычно фораминиферовые Ca Mg P K Na Li Cu Zn Cr Ni Co Pb Ag Cd Кли 9,81 1,38 0,04 1,48 3,23 34 108 96 92 113 37 5 � 0,10 Сли 15,74 0,98 0,03 0,80 1,82 32 57 62 86 79 37 3 � 0,20 Изв 13,23 1,22 0,04 1,43 2,68 32 35 76 75 83 40 3 � 0,10 Изв 9,83 1,23 0,04 1,60 2,24 42 55 86 87 92 42 6 � � Сли 7,81 1,42 0,04 1,86 3,25 38 87 101 89 98 38 3 � 0,20 Сли 8,42 1,84 0,05 2,00 3,25 36 63 91 96 73 36 4 0,50 � Сли 9,40 1,31 0,04 1,54 2,36 44 61 84 93 55 42 4 � � Сли 10,34 1,18 0,04 1,40 2,03 38 49 73 83 71 31 3 � � Сли 11,28 1,12 0,04 1,40 2,13 32 59 78 92 77 35 3 0,10 Сли 11,42 1,09 0,04 1,07 1,94 36 57 76 87 73 35 3 0,40 � Сли 14,23 1,18 0,03 1,10 2,80 30 69 68 108 77 37 3 � � Тизв 15,80 0,80 0,03 1,19 1,53 28 39 73 103 47 39 2 � � Тизв 14,34 1,22 0,03 1,28 2,74 26 39 62 95 46 38 2 � � Тизв 8,88 1,23 0,05 1,37 2,10 34 91 101 73 75 33 3 � � Сли 4,54 1,47 0,05 2,01 2,43 42 69 101 81 83 42 3 � � Сли 4,15 1,47 0,04 3,00 3,52 46 89 97 89 68 46 3 � � Сли 7,26 1,01 0,04 1,67 1,69 42 90 94 98 89 50 3 � � Сли 12,91 0,98 0,03 1,70 2,24 41 86 93 96 52 57 3 0,20 � Тизв 6,72 1,13 0,03 2,05 1,86 40 113 97 115 53 45 3 0,10 � Сли 7,48 1,09 0,03 1,84 1,80 39 107 93 113 41 50 3 � � Сли 12,51 0,91 0,03 1,30 1,50 33 74 94 79 53 43 2 � � Тизв 10,55 1,33 0,03 1,58 2,42 37 105 90 80 47 41 1 0,20 � Сли 6,34 1,47 0,05 2,03 2,57 42 135 88 115 47 43 3 0,10 � Сли 8,65 1,41 0,05 1,81 2,38 39 92 90 110 67 43 1 � � Сли 17,57 0,90 0,03 1,03 1,76 26 49 52 106 41 35 1 0,20 0,20 Тизв 16,82 0,90 0,03 1,03 1,79 29 49 52 83 62 45 1 0,20 0,10 Тизв 13,03 0,85 0,03 1,30 1,94 29 45 61 75 57 51 1 0,20 0,10 Тизв 14,25 0,84 0,03 1,25 1,36 28 39 56 77 50 45 2 � � Тизв 14,07 0,84 0,03 1,15 1,40 28 43 58 80 44 41 1 � � Тизв 13,60 0,91 0,03 1,37 1,46 31 76 61 106 72 40 1 � 0,10 Тизв 14,21 0,91 0,03 1,30 1,37 33 72 56 83 55 53 2 � � Тизв 13,80 0,84 0,03 1,28 1,34 35 76 70 75 62 57 2 � � Тизв 14,31 0,88 0,03 1,55 1,97 31 70 54 67 52 43 1 � � Тизв 13,17 1,05 0,03 1,43 2,04 37 62 73 63 49 31 2 � � Тизв 8,79 1,05 0,04 1,78 1,72 42 49 77 83 34 35 1 � � Сли 4,60 1,32 0,03 1,92 2,08 50 94 90 85 52 37 4 0,10 � Сли 2,47 1,58 0,03 2,87 3,37 50 118 92 88 115 38 2 � � Тер 2,40 1,61 0,03 2,63 3,05 51 120 97 70 85 45 5 � 0,10 Тер 1,61 1,47 0,04 2,28 2,16 59 107 99 75 65 38 6 � � Тер 3,31 1,34 0,04 2,33 2,08 53 115 100 79 57 47 6 � � Тер 3,28 1,50 0,03 2,78 2,87 55 103 94 77 60 51 4 � � Тер 9,61 1,32 0,03 1,58 2,46 40 72 70 61 49 35 2 � � Сли Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 20 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 Рис. 13. Рельеф дна схематических профилей Бк–Бк; І–І и Б–Б центральной части Бразильской котловины и литологический состав колонок. Горизонтальними линиями показаны примерные уровни критической глубины карбона! тонакопления (КГК) для епох оледенений плейстоцена (Plt) и голоцена (HI). ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 21 Литологический разрез Бк–Бк, пересекающий центральную часть Бра! зильской котловины с юга на север (см. рис. 2, 13), изучен стратиграфически [10]. Мы приводим сведения из этой работы с дополнениями автора. На станции АСВ!1535 вскрыты плейстоцен!голоценовые осадки, соответ! ствующие пяти четвертичным нанопланктонным зонам. По всей колонке встре! чены переотложенные палеоген!плиоценовые дискостеры, цератолиты и другие. На ст. АСВ!1536 вскрыты красные глубоководные глины (по [5]) или миюпиелагические глины (по [10]). Содержания в них СаСО 3 и С орг – мини! мальны (0,09–0,91% и 0,03–0,33% соответственно). На поверхности глин обнаружена крупная ЖМК, а в отдельных прослоях всей колонки – более мелкие (1–2 см в поперечнике) ЖМК, а также многочисленные микроконк! реции марганца. Возраст глин в данной колонке не определен. На ст. АСВ!1537 колонка на гор. 0–247 см представлена пелитовыми красными глубоководными глинами (табл. 3) светло!коричневой окраски (0,09–1,25% СаСО 3 и 0,05–0,28 С орг ). Ниже (гор. 247–309 см ) залегают ко! ричневые КГГ с тонкослоистыми прослойками диатомовых (этмодискусовых) илов (0,05–0,54% СаСОз, 0,06–0,21% С орг ). Толщина слойков 3–10 мм, цвет – от зеленовато!серого до темно!серого. Среди кремнистого материала преоб! ладают обломки створок диатомей Ethmodiscus rex. Слой 309–407 см (оче! видно, и глубже, так как этот слой трубкой не пробит) целиком представлен этмодискусовыми илами с содержанием до 74% SiO 2ам. . Образование этих кремнистых илов происходит в результате эпизоди! чески бурного развития этмодискусов в гляциальные стадии (в основном, в зоне апвеллингов у берегов Африки [5] и последующим переносом их створок и обломочков в пелагические области экваториальной зоны океана. По пути они, очевидно, многократно переотлагаются. Этмодискусовые илы в колон! ке АСВ–1537, предположительно, являются позднеплейстоценовыми. Мик! ро! и тонкослоистость данных илов обусловлены, очевидно, резкой сменой физико!химической обстановки среды. Активное накопление диатомовых илов в северной экваториальной гумидной климатической зоне Атлантичес! кого океана началось в сеномане [6]. В эоцене наметилось наиболее бурное накопление диатомовых илов. Эти илы накапливались не только в высоких, но и в умеренных и низких широтах. В красных глинах колонки АСВ–1537 обнаружены высокие содержания мы! шьяка – до 329.10–4%. Это в 30 раз больше его кларка в серых терригенных илах (обычно 10.10–4%) [4]. Железо!марганцевые микроконкреции, в изобилии присут! ствующие в красных глинах, являются носителями мышьяка. Следовательно, при Условные обозначения: 1–5 – гранулометрические типы илов: 1 – пески; 2 – крупные алевриты; 3 – ил мелкоалевритовый; 4 – ил алевритово!пелитовый; 5 – илы пелитовые (гли! нистые); 6–9 – типы пелагических глин: 6 – красная глубоководная глина (КГГ) коричневая, шоколадная, красноватая; 7 – миопелагическая КГГ осветленная, желтая, бежеватая, се! рая; 8 – КГГ коричневая, красноватая с пятнами и линзами светлого цвета; 9 – осветленная КГГ с пятнами коричневого цвета (реликты КГГ); 10 – кремнистые (этмодискусовые) илы; 11 – карбонатные (кокколитово!фораминиферовые) илы (> 50% CaCO3); 12!16 – примеси в илах (глинах): 12 – фораминиферы; 13 – диатомовые водоросли; 14 – претоподы; 15 – облом! ки ракрвин; 16 – растительные оттатки; 17 – железо!марганцевые микроконкреции (ЖМК); 18 – скопления железо!марганцевых микроконкреций; 19 – прослойки и стяжения гидро! ксидов; 20 – граница четкая; 21 – граница постепенная Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 22 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 Распределение химических компонентов и элементов в колонках 18 рейс НИС «Академик Станция Гор., см. Тип CaCO3 Cорг SiO2ам SiO2в Al Fe Mn Ti Ст. 1537, 0�5 ГЛ 2,65 0,67 0,60 55,0 9,69 5,15 0,48 0,46 гл.5700 м 20�25 ГЛ 2,65 0,38 0,60 52,0 9,31 4,91 0,49 0,49 40�45 ГЛ 2,85 0,44 0,70 50,0 8,63 4,97 0,40 0,49 70�75 ГЛ 2,10 0,44 0,50 44,4 7,88 4,95 0,36 0,51 105�110 ГЛ 2,40 0,38 0,50 50,0 8,83 4,80 0,40 0,51 140�145 ГЛ 2,58 0,27 0,60 45,5 8,72 4,74 0,45 0,49 175�180 ГЛ 3,50 0,32 0,70 47,9 7,77 5,05 0,47 0,46 220�225 ГЛ 2,15 0,29 1,20 49,0 8,19 5,01 0,33 0,46 255�260 ГЛ 2,90 0,20 2,70 55,0 8,35 4,74 0,43 0,46 290�295 ГЛ 3,55 0,22 1,10 48,0 7,99 4,95 0,40 0,49 325�330 Ди(Э) 1,90 0,15 61,00 90,0 3,54 2,28 0,36 0,23 360�365 Ди(Э) 1,90 0,10 74,00 91,0 3,43 1,13 0,70 0,15 400�405 Ди(Э) 1,13 0,19 70,00 89,0 3,49 1,49 0,65 0,21 459�470 Ди(Э) 2,60 0,12 61,00 92,0 3,34 2,06 0,89 0,28 Ст. 1540, 0�5 ГЛ 0,00 48,0 8,99 5,96 0,58 0,49 гл.5700 м 20�25 ГЛ 0,00 47,0 7,93 5,83 0,53 0,51 50�55 ГЛ 0,00 47,0 7,93 5,20 0,53 0,46 80�85 ГЛ 0,00 47,5 8,19 5,80 0,51 0,49 110�115 ГЛ 0,00 48,0 8,15 5,37 0,40 0,46 170�175 ГЛ 0,00 47,0 7,93 5,15 0,16 0,53 195�200 ГЛ 0,00 47,0 8,72 5,55 0,25 0,50 205�210 ГЛ 0,00 48,5 8,46 5,08 0,53 0,49 220�225 ГЛ 0,00 50,5 8,46 5,90 0,12 0,54 290�295 ГЛ 0,00 42,0 7,67 5,65 0,08 0,43 380�385 ГЛ 0,00 41,0 7,67 4,37 0,08 0,42 410�415 ГЛ 0,00 40,0 7,67 4,14 0,04 0,42 420�425 ГЛ 0,00 39,0 8,19 3,65 0,05 0,41 460�465 ГЛ 0,00 39,0 8,19 4,14 0,05 0,42 485�491 ГЛ 0,00 38,0 7,41 4,96 0,04 0,41 506�510 ГЛ 0,00 38,0 7,93 4,42 0,03 0,42 Ст. 1542, 0�5 ГЛ 0,00 61,0 7,41 3,99 0,58 0,41 гл.5550 м 15�20 ГЛ 0,00 58,0 7,93 4,37 0,21 0,39 55�60 ГЛ 0,00 46,0 8,19 3,37 0,04 0,34 60�65 ГЛ 0,00 47,0 8,19 3,54 0,03 0,33 95�100 ГЛ 0,00 59,0 8,72 4,19 0,05 0,41 130�135 ГЛ 0,00 60,0 8,19 4,86 0,12 0,40 190�195 ГЛ 0,00 65,0 7,67 3,77 0,20 0,40 220�225 ГЛ 0,00 56,0 7,93 4,10 0,12 0,41 260�265 ГЛ 0,00 60,0 7,41 3,85 0,06 0,40 295�300 ГЛ 0,00 56,0 7,41 4,65 0,09 0,39 365�370 ГЛ 0,00 56,0 7,93 4,98 0,11 0,35 400�405 ГЛ 0,00 54,0 8,46 4,82 0,06 0,44 467�478 ГЛ 0,00 52,0 8,99 5,03 0,07 0,44 Примечание: В колонке АСВ 1537 определено содержание N (%): гор. 105 111 см. – 400 405 – 0,05. Типы осадков: ГЛ – глина, преимущественно красная глубоководная; ДИ – ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО�ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 23 Таблица 3 осадков Бразильской котловины, CaCO3 – Na в %, Li�Cd – в 10�4%. Сергей Вавилов», код АСВ�18 0,14; 140�150 – 0,13; 175�180 – 0,11; 200�225 – 0,06; 290�295 – 0,10; 325�330 – 0,04; диатомовый ил; Э – этмодискусовый; SiO2 – валовый SiO2; SiO2ам – аморфный кремнезём. Ca Mg P K Na Li Cu Zn Cr Ni Co Pb As Cd 1,06 1,74 0,07 2,30 2,94 57 133 92 50 140 55 9 119 <0.1 1,06 1,74 0,06 2,21 2,80 57 133 127 58 139 52 10 191 <0.1 1,14 1,90 0,05 2,21 2,40 57 144 120 105 122 59 10 165 <0.1 0,84 1,70 0,05 2,21 2,80 57 161 136 108 109 54 11 160 <0.1 0,96 1,70 0,07 2,16 2,76 57 131 103 105 111 58 9 158 <0.1 1,03 1,84 0,06 2,21 2,80 57 119 121 87 107 41 9 207 0,1 1,40 1,78 0,04 2,19 4,05 57 104 118 94 118 58 10 � <0.1 0,86 1,68 0,05 2,11 2,81 59 119 116 100 100 52 8 115 <0.1 1,16 1,81 0,03 2,16 3,39 55 100 127 87 122 60 9 153 <0.1 1,42 1,78 0,06 2,33 3,05 52 104 123 77 73 55 7 206 <0.1 0,76 1,09 0,02 1,04 4,12 24 53 51 67 53 52 4 178 <0.1 0,76 0,83 0,02 0,62 3,07 16 77 46 101 24 39 4 165 0,2 0,45 0,82 0,06 0,86 3,18 20 31 42 117 39 35 4 180 0,2 1,04 1,12 0,03 1,10 2,72 38 96 66 110 124 39 4 178 <0.1 0,71 1,56 1,73 2,33 106 187 142 88 211 65 30 81 0,6 1,03 1,68 1,82 2,68 106 219 129 96 205 78 23 73 0,4 0,82 1,46 1,73 2,03 102 139 110 72 196 74 26 88 0,3 0,59 1,42 1,67 2,07 100 154 121 103 193 70 26 329 0,3 0,71 1,44 1,62 2,30 98 143 116 97 167 82 19 224 0,4 0,82 0,92 1,62 1,67 97 54 105 103 76 37 18 144 0,4 1,11 1,54 1,67 2,46 106 83 112 109 134 24 19 124 0,4 0,74 1,44 1,67 2,00 104 124 108 84 151 47 20 132 0,4 0,81 1,48 1,58 1,69 118 58 103 97 80 41 18 75 0,3 3,25 0,92 1,45 1,82 85 52 81 69 56 20 13 95 0,2 4,61 1,16 1,43 1,87 89 25 70 54 58 20 12 84 0,2 4,61 1,12 1,43 1,35 85 46 81 63 60 29 10 68 0,2 4,87 0,98 1,38 1,42 89 37 77 72 47 24 13 91 0,2 4,74 1,04 1,21 1,73 85 45 75 76 52 27 12 87 0,2 5,00 1,16 1,34 1,38 89 41 79 78 38 59 12 85 0,2 5,25 1,38 1,43 2,15 85 45 77 76 43 29 9 64 0,2 0,86 1,44 1,49 4,80 83 262 133 50 250 24 13 193 0,4 1,52 1,34 1,64 3,00 74 154 133 72 134 41 15 328 0,2 4,74 1,38 1,27 3,10 70 93 106 63 82 61 15 57 0,2 4,28 1,22 1,25 2,71 72 91 103 64 99 51 14 76 0,2 0,90 1,44 1,49 2,71 72 175 92 63 87 51 10 61 0,1 0,92 2,04 1,69 3,86 79 150 114 72 89 61 12 23 0,1 0,87 1,41 1,62 2,73 62 180 115 70 145 58 10 110 0,1 0,83 1,36 1,47 2,78 74 180 138 65 122 35 16 93 0,2 0,75 1,18 1,32 2,29 68 128 97 74 117 38 13 78 0,2 0,65 1,58 1,69 3,90 89 180 116 91 122 35 15 53 0,1 0,75 1,42 1,54 3,41 89 143 101 74 122 43 13 14 <0.1 0,99 1,66 1,82 3,41 76 119 116 76 80 45 13 6 <0.1 1,01 1,68 1,73 4,05 89 95 112 74 91 47 12 8 <0.1 Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 24 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 накоплении красных глин и образовании микроконкреций происходит естествен� ное самоочищение придонных и поровых вод от этого токсичного элемента. Колонка АСВ�1538 представлена красными глубоководными глинами c содержанием 0,07–0,32% СаСОз и 0,07–0,14 С орг . В глине (0–45 см) имеют� ся ЖМК размером около 2 см, а также многочисленные Fe�Mn микроконкре� ции, цеолиты, кости рыб. Стратиграфия колонки не выяснена. Тот же состав характерен и для колонки АСВ�1539 (0,16–0,84% СаСО 3 , 0,05– 0,35% С орг ). Имеются обломочки скелетов радиолярий, спикул губок и костей. Колонка АСВ�1540 в слое 0–160 см представлена темно�коричневыми красными глинами (0,16–1,00% СаСО 3 , 0,08–0,35% С орг ), с линзочками се� ровато�желтых глин (135–160 см). Слой 160–198 см представлен серовато� желтыми красными глинами (0,32–0,69% СаСО 3 , 0,08–0,14% С орг ) с линзоч� ками темно�коричневых глин. Контакт 198–218 см – резкий, неровный. На горизонте 218–260 см – желтоватые красные глубоководные глины (0,57– 7,06% СаСО 3 , 0,15–0,16% С орг ). Ниже (260–510 см) – желтовато�серые, беже� вые и желтые глины, слабоизвестковые (17,59–26,49% СаСО 3 , 0,12–0,40% С орг ) (табл. 3). На горизонте 418–450 см имеются серые и темно�серые слойки (1–3 см) глин, обогащенные гидроксидами железа. В красных глинах колонки АСВ�1540 преобладают переотложенные виды кокколитов (Discoaster brouweri, D. tamalis, D. Pentaradialis). Особенно их много на горизонтах 260 и 470 см. Имеются также миоценовые виды Discoaster quinqueramus Gart, D. kugleri Hay и др. Все это свидетельствует об интенсивном переотложении осадков, что вызвано, очевидно, переносом тур� булентными потоками взмученного осадочного материала осадков с близле� жащих холмов и гор, которые «протыкали» уровень критической глубины карбонатонакопления в Бразильской котловине (преимущественно в ледни� ковые эпохи). Глины ст. АСВ�1540 отнесены к нижней части верхнего плей� стоцена [10]. Колонка АСВ�1541 представлена красными глубоководными глинами коричневого цвета (0,05–0,25% СаСО 3 , 0,05–0,13% С орг ). На поверхности гли� ны распространены крупные ЖМК, а в толще глин – многочисленные мел� кие ЖМК. В глине имеются зерна филлипсита, фрагменты костей, радиоля� риий, спикулы губок. Колонка АСВ�1542 представлена: гор. 0–15 см – темными коричневато� серыми кремнисто�глинистыми илами (1,00–1,57% СаСО 3 , 0,46–0.50% С орг ), гор. 15–478 см – пестроцветными красными глубоководными глинами, с мно� гочисленными радиоляриями и диатомеями (0,16–6,40% СаСО 3 , 0,19–0,55% С орг ) [10]. По более новым (нашим) данным в пределах 55–65 см содержание СаСО 3 превышает 10% и достигает 11,85% (табл. 3). В слое 15–478 см содер� жится 20–23% (от валового состава глин) диатомей и до 25% радиолярий. Диатомовые водоросли (более 50 видов) представлены Azpeitia nodulifer, Rhizosolenia alata, Rh. styliformis, Hemidiscus cuneiformis и др. В интервале 30– 80 см глины слабоизвестковые (16,19–30,89% СаСО 3 , 0,39–0,60% С орг ). Цвет глин изменяется от серого до бежевого и кремового, с темно�серыми пятнами. Глины колонки АСВ�1542 плейстоценовые (зона Pseudoeunotia doliolus). Они предположительно накопились в последние 700 тыс. лет. Состав красных глубоководных глин колонок разрезов Б–Б и I–I (см. рис. 13) примерно такой же, как и колонок разреза Бк–Бк. Исключение со� ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 25 ставляют лишь этмодискусовые илы, которые в колонках упомянутых раз� резов обнаружены не были. На разрезе I–I колонкой АК�414 (глубина океана 4880 м) (рис. 13 В) вскрыт (на глубину 265 см) сплошной разрез коричневых красных глубоко� водных глин (КГГ) без всяких признаков наличия прослоев более грубых осад� ков. Глины очень тонкие, содержат 79,34–82,12% фракции <0.01 см. Содер� жание СаСОз 0.00–0.23% (на гор. 0–6 см – 1.75%), С орг – 0.21–0.45%; Fе – 5.28–5.56%, Мn – 0.06–1.43%, Р –0.06–0.07, SiO 2ам – 0.68–1.71%. Это – ти� пичный для Атлантики состав окисленных пелагических (красных) глин. Ближе всего к сейсмоакустическому профилю находится станция АК�416. Колонка (длиной 270 см) на этой станции отобрана на глубине (4570 м), т.е. ниже критической для СаСОз. Колонкой вскрыты плотные коричневые красные глу� боководные глины (слой 0–104 см), залегающие на серо�желтых и серых, оче� видно гемипелагических глинах. Обе разновидности глин бескарбонатны (< 10% СаСОз). Серо�желтые глины переслаиваются с четко выраженными прослоями и линзами песков и крупных алевритов. Эти прослои находятся на горизонтах 91–94; 104–112; 157–160; 240–241; 268–270 см. Особенно грубые и хорошо от� сортированные пески залегают на горизонте 104–112 см. В колонке АК�419, которая находится на континентальном склоне (глуб. 2760 м), обнаружен всего лишь один прослой песков (гор. 41–47 см). Осталь� ная часть колонки представлена серым терригенным илом. Литология описанных трех колонок позволяет заключить, что в Бра� зильской котловине именно в районе колонки АК�416 проходит мощная струя АДВ, которая сильно воздействует на дно. Песчаные и алевритовые прослои (контуриты) свидетельствуют о переносе песчано�алевритового материала, очевидно, в основном вдоль подножия материкового склона. Со стороны ма� терикового склона Бразилии грубозернистый материал в виде турбидитных потоков поступал очень редко, о чем свидетельствует наличие в колонке АК� 419 всего лишь одного грубого прослоя на гор. 41–47 см. Глубже в колонке прослои песков отсутствуют. Можно предположить, что верхний слой крас� ных глин в районе станций АК�416 и АК�414 накопился в голоцене и в самом конце висконсина, в то время как серо–желтые и серые глины с грубозернис� тыми прослоями (91– 270 см) в колонке АК�416 накопились в висконсине, когда течение АДВ было значительно сильнее, чем в голоцене. На разрезе Б�Б колонки, отобранные с глубин 4,5 км, представлены ко� ричневыми и красно�коричневыми красными глубоководными глинами (рис. 13). На более мелководных станциях (АК�402, глубина 4380 м) КГГ пересла� иваются с более грубыми (алевритовыми) прослоями терригенно�форамини� феровых илов. Мощность прослоев КГГ здесь составляет 30–80 см. На материковом склоне (станции АК�405, �403 и 402�1 (см. рис. 2, табл. 1, 2) залегают терригенные крупные алевриты с многочисленными об� ломочками раковинного материала, с тонкими прослоями песков (контури� тов или турбидитов). Со стороны САХ на профиле Б–Б находится станция АИ�43. Она отобра� на с глубин 4534 м и представлена фораминиферовыми алевритово�пелитовы� ми илами. Следовательно, здесь на этих глубинах АДВ не проходят и КГК на� ходится на несколько сот метров ниже, чем в центральной части Бразильской котловины или у подножия материкового склона Южной Америки. По нашим Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 26 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 более ранним данным [8] в широтной полосе 10о с.ш. – 10о ю.ш. Западной Ат� лантики в настоящее время КГГ находится примерно на глубине 5200 м. Оче� видно, станцию АИ–43 нужно причислить к этой же экваториальной зоне с очень низким уровнем КГК. Колонка ПЛ�20 (глуб. 5000 м) отобрана в восточной части Северного же� лоба NT (в 23 милях западнее точки 644 профиля М–RМ, идущего по мериди� ану 30° з.д.) (см. рис. 8). Колонка (длина 170 см) представлена серыми терри� генными илами с многочисленными песчаными прослоями и линзами. Все это говорит о проявлении активных гидродинамических процессов, в том числе и о проявлении суспензионных потоков, обусловивших наличие в оса� дочной толще сортированных слоев – песчаных турбидитов. К сожалению, сейсмопрофиль (рис. 8) сделан на расстоянии более 30 км от места взятия ко� лонки ПЛ�20, и наличие турбидитов на сейсмозаписях увидеть не удалось, но они хорошо выявляются в желобе NT (см. рис. 8). Колонки АК�376, АК�377 и АК�378 отобраны в пределах материкового склона СВ Бразилии и у его подножия на равнине Сеарра (см. рис. 2), т.е. заметно южнее глубоководного конуса Амазонки. Колонки представлены се� рыми терригенными илами с многочисленными прослоями песков и алеври� тов. Это говорит об активных гидродинамических процессах в районе упомя� нутых станций. Предположительно, на станции АК�378 эти процессы обус� ловлены проникновением в абиссальную равнину Сеарра Североатлантичес� ких глубинных вод (САГВ), т.к. именно водные массы САГВ наблюдаются здесь на этих глубинах (1500–4000 м). В районе других станций, где глубины превышали 4000 м, примесь алевритового материала и прослои песков нако� пились скорее всего в результате действия течений АДВ. Придонные течения, размыв и переотложение осадков Антарктические донные воды (AДВ) в Бразильской котловине состав� ляют слой шириной около 1000 км и мощностью около 700 м. Этот слой начи� нается на глубине 4500 м и доходит до дна [12]. По другим сведениям [22] АДВ по широте 2о с.ш. – 2о ю.ш. наблюдаются между 4000 м и дном: верхняя их граница здесь четко определяется по изотерме 0Ј1,8оС. Антарктическая донная вода в Бразильской котловине на глубинах более 4800 м характеризу� ется очень высоким содержанием кремния – более 110 μмоль·кг–1 [30]. В каналах Хантер и Вима изотерма 1,8оС и изогалина 34,8 psu находят� ся на глубине 3500 м (рис. 14, 15). Это – самый верхний слой АДВ (рис. 15). В обоих каналах температура воды у дна (глубины 3900–4000 м) понижена до 0,2оС, соленость – до 34,7 psu. Следовательно, по этим характеристикам мож� но заключить, что основными проходами АДВ на север являются каналы Вима и Хантер. Однако, строение дна и донные осадки говорят об обратном: нали� чие илистых позднечетвертичных (?) осадков с многочисленными известко� выми раковинками фораминифер на станциях АИ�1044 и АИ�1047 (глубины 4370–4113 м) говорят о том, что в канале Хантер на глубинах 4100–4370 м потоки АДВ, если и существуют, то очень слабые. Согласно данным [33] древ� ние холодные воды текут по каналу Хантер на глубинах более 4400 м. Одна� ко, пробы осадков с таких глубин отобраны не были. Отсутствие мягких, слоистых донных осадков в канале Вима и акусти� чески жесткое его дно говорят о том, что именно здесь проходит наиболее силь� ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 27 ная струя АДВ (рис. 14). Она настолько сильна, что, как показывают профи� ли «Парасаунд», полностью «выметает» рыхлые осадки и, очевидно, не по� зволяет им накапливаться даже в стадии ослабленного поступления АДВ в данный канал. В связи с тем, что канал Вима имеет асимметричное строение (правый его борт более крутой, см. рис. 5), можно предположить, что именно правый (восточный) борт подвергается наиболее интенсивной эрозии. При� жимание струй АДВ к восточному борту происходит за счет экмановского трения [9]. Характерно, что в последние десятилетия происходит потепление АДВ. И это потепление холодной струи АДВ происходит не только в канале Хантер, но и по всей длине (т.е. на протяжении 700 км длины канала Вима) от – 0,135оС на юге до – 0,094оС на севере. По данным [9] повышение темпера� туры АДВ наблюдается с 1972 г. по настоящее время. Севернее канала Вима – возвышенности Риу�Гранди, очевидно, Антар� ктическая донная вода вплотную прижимается к подножию материкового склона Бразилии, образуя у склона Глубинное западное пограничное тече� ние (сокращенно ГЗПТ, по�английски – Deep Western Boundary current – DWBC, Fine [20, 25, 29] (рис. 16). На 10о30’ ю.ш., где изобата 5000 м наибо� лее близко подходит к подножию материкового склона, основная струя этих вол проходит, в основном, между станцией АК�414 (глубина 4880 м) и изоба� той 4500 м (см. рис. 2). Явных литолого�геохимических индикаторов поступления АДВ в Эк� ваториальную Атлантику в донных осадках не обнаружено. Путь АДВ в дон� Рис. 14. Профили потенциальной температуры (Т°С) и солености (S, psu) над возвішен� ностью Риу Гранди и в каналах Вима (станции 44–35) и Хантер (станции 83�84) в янва� ре�феврале 1991 г. (по [33]). На нижних шкалах показана географическая (западная) широта и расстояние в км. Верхняя граница ADB (AABW) совпадает с изотермой 1,8°С и соленостью 34,8 psu Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 28 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 ных осадках метится в западной части Бразильской котловины (на глубинах более 3744 м) лишь распространением в осадках антарктических видов диа� томовых водорослей (Nitzschia kerguelensis, Eucampia antarctica, Coscinodiscus lentiginosus и др.). Причем в осадках межледниковий их со� держания больше по сравнению с осадками ледниковых эпох [23]. Это может обозначать, что в ледниковые эпохи поток АДВ ослабевал. Формы рельефа дна и характер его поверхности, а также наличие слои� стости осадков и ее характер – все это подтверждает существование активной динамики придонных вод в западной части Экваториальной Атлантики, включая центральную часть Бразильской котловины, в которой, глины то размывались, то не накапливались. Следовательно, над дном Бразильской котловины потоки АДВ то усиливались, то ослабевали. Наличие каналов, таких как канал ЭСОК говорит о существовании сильных придонных тече� ний («огромных подводных рек»), переносящих в Северное полушарие Зем� ли большое количество не только антарктической воды (см. рис. 1, 2), но и взвешенного осадочного материала. Глубоководные океанические каналы – это места либо неотложения осадков (нулевой седиментации), либо эрозии дна, либо попеременно – то и другое. В районе 5о ю.ш. мощность потока АДВ составляет 4,7 свердрупов (Sv). Около 1/3 этого потока (или 1,5–1,8 Sv) течет на СЗ, в Гвианскую котловину [32]. Остальные 2/3 этих вод направляются на восток, в основном, в желоб Романш [27] или рециркулирует вновь в Бразиль� Рис. 15. Осреднённая схема, иллюстрирующая потоки вод в канале Вима около 31° ю.ш. по [24]: 1 – ось канала; 2 – западная терраса; 3 – восточная терраса; 4 – возвышенность Риу Гранди; 5 – сильный поток северного направления (V > 20 м/c); 6 – слабый поток северного направления; 7 – слабый поток южного направления; 8 – слабый поток неопределенного направления. У вос� точной террасы течение раздваивается, отражая влияние на него рельефа дна. Наличие юж� ного (S) потока вод над каналом Вима подтверждается минимальным содержанием раство� ренного кремния, что указывает на предполагаемый источник вод потока из Северной Ат� лантики. Обращает на себя внимание наличие потока южного (S) направления на восточной террасе, несмотря на то, что температура придонного слоя (θ < 0,7°С) указывает на преобла� дание в этом потоке антарктической компоненты воды. Не обнаружено явных свидетельств потока воды в северном напрввлении между 4300 и 3000 м на восточном фланге канала Вима, несмотря на резкие градиенты в свойствах придонного потока ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 29 скую котловину [25,31]. В этой котловине на 4о30’ ю.ш. часть потока АДВ совершает круговорот на В и Ю (рис. 16). Другая часть потока продолжает путь на север. В районе около 05о00’ ю.ш. и 31о30’ з.д. этот северный поток вливается в Экваториальный океанический канал (ЭСОК) [32]. По высокой концентрации кремния, очень низкой температуре, а также и по другим па� раметрам [12, р. 919] ADB обнаруживается в самой глубоководной части ЭСОК (глубина 4550 м) в точке 00о39’ с.ш. Частично AДB идет на СЗ, частично вдоль СЗ фланга САХ [12, р. 918]. Представляется возможным также предположить, что одна часть потока АДВ, которая показана [25, с. 635] в виде тонкой стрел� ки северного направления (см. рис. 16), входит в канал (каньон?) В, имею� щий аналогичное каналу ЭСОК строение: южный (левый) борт канала В эро� зионный, в то время как более высокий северный (правый) борт аккумуля� тивный (см. рис. 9). Переносимая придонными течениями взвесь и переотла� гающийся в результате эрозии дна и бортов каналов осадочный материал пред� Рис. 16. Циркуляция ADB (АABW) в юго�западной Атлантике по [23], с некоторыми дополнениями. Толстые стрелки обозначают приток ADB. Тонкие линии – границы глубинного погра� ничного течения и возвратного течения. 1 – размыв и переотложение осадков; 2 – плейстоцен; 3 – диатомеи принесённые от Ан� тарктиды (по [25]); 4 – песчаные и алевритовые прослои в глинах; 5 – прослои турбидитов; 6 – прослои песков, алевритов, 7 – заштрихованная стрелка в левом верхнем углу – генераль� ный поток ADB в Гвианскую котловину по данным разных авторов. ER – эрозия дна, ВРГ – возвышенность Рио Гранде, САХ – срединно�океанический хребет, РР – разлом Романш Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 30 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 положительно «вываливается» за пределы каналов, рассеивается по большим площадям дна и отлагается в стороне от каналов. Это отложение происходит главным образом вдоль основного Экваториального срединноокеанического канала, в результате чего и образуется Центральный осадочный вал (ЦОВ). Чем ближе к каналу, тем больше материала откладывается на дно, тем боль� ше скорости осадконакопления и тем батиметрически выше становится ЦОВ. Подтверждением этого служат слои акустически прозрачных осадков и аку� стически непрозрачных границ между ними по обе стороны каналов. О нео� тложении осадков в русле каналов говорит и тот факт, что на днищах некото� рых каналов практически отсутствуют слоистые, акустически прозрачные осадки: днища представлены уплотненными, акустически почти непрозрач� ными породами (скорее всего дочетвертичными). Каналы «прорезают» оса� дочную толщу на глубину 120–160 м от поверхности дна. На более крутых бортах каналов видно, что слои осадков на них обрываются, не загибаясь вниз, как это характерно для более пологих и более высоких южных (т.е. ЮЮЗ) бортов каналов ЭСОК и В. Это значит, что ЮЮЗ борта постоянно срезаются, а ССВ – нарастают. Это нарастание происходит за счет отложения несомого долинными придонными потоками осадочного материала. Характер слоис� тости осадков правого (северного) борта канала ЭСОК на глубинах океана 4610–4750 м и наличие слоистых осадков у подножия правого (северного) бор� та днища этого канала говорят о том, что поток в долинном русле ЭСОК двухъярусный: один, менее быстрый, – на уровне глубин океана 4610–4720 м, т.е. в верхней части У�образного поперечного профиля канала, и второй, более узкий, но очень сильный – на глубинах 4730–4753 м, т.е. у самого дна канала. Этот поток как зубья пилы прорезает дно в самой глубинной части русла шириной 500–700 м, отбрасывая к подножию северного (правого) бор� та несомый течениями и взмученный ими же осадочный материал. Повторя� ется схема динамики и накопления осадков, характерная для верхней (ос� новной) части канала ЭСОК: сброс осадочного материала в северную (NNE) сторону русла, т.е. на правый борт (см. рис. 9). Примерно аналогичное строение и у канала В (см. рис. 9). Разница в том, что на днище нет нижнего (руслового) слоистого осадочного тела, как в канале ЭСОК. Обусловлено это, очевидно, более узким поперечным сечением канала В: ширина днища всего лишь 600–800 м. Каньон АИ имеет несколько иное строение, чем каналы ЭСОК и В. У каньона АИ эрозионный не левый южный, а правый северный борт. Кроме того у него нет осадочного вала на северном борту, а на южном борту этот вал всего лишь с относительной высотой 10 м. Автор считает, что данный канал не является среднеокеаническим. Это скорее всего долина каньона, беруще� го начало на материковом склоне Южной Америки (см. врезку А на рис. 2). Профиль Северного желоба (см. рис. 8, он обозначен индексом NТ) и на� личие углубления у подножия горы RМ на днище этого желоба говорят о су� ществовании здесь сильного придонного потока, предположительно, восточ� ного направления: в районе «экваториальных ворот» значительная часть потока АДВ, как отмечалось выше, поворачивает на восток и далее по жело� бу Романш проходит в Ангольскую котловину. Горизонтальная поверхность днища желоба, грубая горизонтальная слоистость осадочной толщи, накоп� ление этих горизонтальных слоев несогласно к поверхности наклоненных к ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 31 северу слоев участков 11 и 12 (см. рис. 8) говорят о том, что желоб СЖ перио� дически заполняется сортированными слоями осадков в результате деятель� ности мутьевых потоков. Подтверждением этому является состав колонки ПЛ�20: она состоит из терригенных турбидитов и песчано–алевритовых линз с растительными остатками (см. рис. 8). Батиметрически выше днища СЖ, т.е. на глубинах менее 4860 м (см. рис. 7) тоже существуют сильные течения, предположительно северо–запад� ного направления. На глубинах 4860–4750 м они касаются дна Центрально� го осадочного вала (поверхности северного его склона), центральная часть которого прорезается ЭСОК. На этом участке водный поток имеет, очевидно, турбулентный (?) характер – предположительно именно такой поток порож� дает волнистую поверхность дна (участок 10 на рис. 7). Возможно, эта «тур� булентность» порождается соприкосновением потока вод АДВ с нижней час� тью ЦОВ. Батиметрически выше, на глубинах 4500–4570 м (верхняя часть ЦОВ), течение придонных вод очень сильное: оно не позволяет отлагаться слоистым осадкам (и осадкам вообще) на дне. Здесь, очевидно, происходит даже эрозия дна. Аналогичные неотложения осадков или даже их эрозия дна происходит в долинах участков 5, 14, 2, 1, а также на участках между ними (см. профиль М–RМ на рис. 7). На профиле A�MAR (см. рис. 10) выделены Североатлантическая глу� бинная вода (САГВ глубины 1400–3700 м) и Антарктическая донная вода – АДВ. Верхняя граница АДВ находится на глубинах более 4300 м. Данная вода выделяется по высокому содержанию кремния и пониженному содержанию кислорода [7, 11]. AДB движется на север�северо�восток по восточной части профиля A–МAR, т.е. между САХ и возвышенностью Сеарра (в основном, по равнинам Нара, глубины до 4663 м) и Сеарра (глубины до 4415 м). В участке 1450 (04о49’ с.ш. и 41о04’ з.д., глубина 4660 м), т.е. на равнине Нара (см. рис. 11) в нижнем (придонном) однородном слое мощностью в 150 м обнару� жены минимальные температура (0,99оС) и соленость (34,785 psu), что очень характерно для AДB. На широте примерно 5о с.ш., т.е. практически на широ� те профиля A�MAR, суммарный северный поток ADB составляет 2,2 Sv, на широте 7о15’ с.ш. – примерно 1,9 Sv [31]. На гидрологическом разрезе А17 от 2о30’ ю.ш. до 7о30’ ю.ш. Северо� атлантическая глубинная вода в 2006 г. была обнаружена на глубинах 1200–2600 [9]. Нижний слой Североатлантических глубинных (2500–3700 м) вод, ко� торые выделяются по высокой концентрации кислорода и низкой – кремния, составляет 20 Sv [36]. Причем 2/3 этого потока через разломы САХ (главным образом, через разлом Романш) уходят на восток, 1/3 – на юг. На 7°30' с.ш. САГВ блокируется возвышенностью Сеарра и совершает круговорот [28]. По� этому данная вода в пределах профиля А�MAR проходит на ЮВ над конусом выносов Амазонки почти вдоль изобаты 4000 м (см. рис. 10). Примерно на 2° с.ш. этот поток вновь блокируется хребтом Парнаиба. В результате поток раз� дваивается на два: один из них совершает круговорот в районе примерно 1°30' с.ш., пересекает Экваториальный срединноокеанический канал на глубине около 3900 м, направляется вновь на СВ и обходит возвышенность Сеарра с СВ; второй поток САГВ продолжает свой путь на ЮВ вдоль юго�западного фланга ЭСОК и вдоль склона Бразилии и продолжает свой путь на юг [26, Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 32 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 12]. Южнее экватора САГВ это уже более теплые и более соленые воды, и они содержат меньше кислорода, чем воды этого потока у экватора. Некоторые аспекты палеоокеанологии Слабая придонная циркуляция вод через «экваториальные ворота» меж� ду Северной и Южной Атлантиками очевидно началась в пору образования глубоководного пролива между Африкой и Южной Америкой и с началом оледенения Антарктиды (эоцен). Эта циркуляция особенно усилилась в по� зднем миоцене после полного оледенения Антарктиды [15], когда зародились большие языки ледников на ее шельфе. Антарктическая донная вода в районе возвышенности Риу–Гранди ста� ла появляться в палеогене, где–то между 52 и 30 млн. л. н. [24, р. 255–256]. В это время, очевидно, стал появляться и эрозионный канал Вима. Следы эро� зии донных олигоценовых осадков были обнаружены также и в кернах сква� жины ГЧ�515, расположенной в Бразильской котловине севернее возвышен� ности Риу�Гранди. Явные следы воздействия АДВ на олигоценовые донные осадки метятся возрастом 34 млн. л. н. [24, р. 253]. Именно такого возраста биогенные турбидиты были обнаружены в керне скважины. Это позволило ученым сделать вывод о том, что турбидиты образовались в результате нача� ла эрозии дна в канале Вима. Потоки АДВ в ходе всей неогенной и четвертич� ной истории не были равномерными: они изменялись в ледниковые и меж� ледниковые эпохи. Максимальными эти потоки были во времена, непосред� ственно предшествовавшие сильнейшим эпохам оледенения, в первую оче� редь, в изотопные стадии 7/6 и 3/2. Такое усиление потоков АДВ в плейсто� цене обусловливало интенсификацию эрозии дна и накопление контуритов [24, p. 256]. О строении осадочной толщи южной части Экваториальной Атлантики можно судить также и по скважине ГЧ�23. В период ранней миоценовой регрессии шельф Северо�Восточной Бра� зилии освободился от воды. Он стал эродироваться [19, p. 607], в результате чего большое количество терригенного материала стало поступать в окраин� ную часть океана. Однако до раннего миоцена в открытый океан терриген� ные отложения у Амазонки не поступали [19, p. 603]: средний и поздний ми� оцен в районе плато Сеарра представлены наноилами и калькаренитами, т.е. типичными океаническими осадками [34]. Между средним и поздним мио� ценом, однако, существовал трехмиллионный хиатус. На поднятии Сеарра карбонатные осадки позднего олигоцена – средне� го миоцена были несогласно перекрыты терригенными и терригенно�крем� нистыми осадками, что явилось результатом начала формирования конуса выносов Амазонки. В связи с поднятием Анд и поворотом Амазонки от Тихого океана к Ат� лантическому в раннем миоцене [19, р. 606] режим осадконакопления изме� нился катастрофически. Началось формирование глубоководного конуса выносов Амазонки. Верхние уплотненные слои нижнего миоцена являются рефлектором�основанием. По нашим предположениям этот рефлектор про� слеживается и в осадочной толще канала ЭСОК (на рис. 9 он обозначен буква� ми МА). С тех пор, за время существования реки Амазонка (15 млн.лет) в Атлантический океан было вынесено около 5.105 млрд.т твердого вещества ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 33 [6, с. 199]. Конус выноса стал приобретать колоссальные размеры и прости� раться до возвышенности Сеарра. В верху пачки наноилов и калькаренитов в районе плато Сеарра в ин� тервале миоцен–плейстоцен имеется отражающий горизонт (Горизонт G 3 ), который может быть прослежен в Гвианскую котловину [19, p. 606]. В райо� не скважины ГЧ�354 имеется 4 отражающие границы. Четвертая (самая по� здняя граница – G 4 ) находится на глубине 70 м от поверхности дна между желто�бурыми наноилами плейстоцена и более древними серыми наноила� ми. Какие из записанных на профилях «Парасаунд» отражающие границы (см. рис. 11) являются отражающими горизонтами G 3 и G 4 , неясно. Мессинские гляциальные события (7,5–5,5 млн. л. н.) обусловили цик� личность в вертикальных колебаниях КГК (которые, кстати, продолжались в Атлантическом океане и в четвертичное время) с периодичностью в 30–50 тыс. лет [19, р. 856]. Можно допустить, что слоистость осадочной толщи час� тично и порождена этой цикличностью. В пелагических (красных) глинах цикличность выражалась чередованием наложения типичных красных глин (буро�красного цвета) с содержанием СаСО 3 10% и серых или желто–серых илов с повышенными содержаниями С орг (0,5–1,0%) и СаСО 3 (10–30%) [1, 5]. Частично такая цикличность выявлена и в колонках АК�414, АК�416 и дру� гих, что показано на разрезах I�–I, Б–Б и Бк–Бк (см. рис. 13). Четко выраженные отражающие границы на профилях «Парасаунд», очевидно, обусловлены длительными перерывами в осадконакоплении, что могло приводить к консолидации поверхностного слоя осадков во время этих перерывов. Некоторые из этих перерывов могли сопровождаться размывом дна в одном месте и отложением дополнительных количеств осадочного ма� териала – в других. В результате в одних слоях мощность слоя нарастала и возникали осадочные валы, в других уменьшалась и возникали четкие акус� тически жесткие (отражающие) границы. В связи с тем, что цикличность оледенений и межледниковий в миоце� не�плейстоцене вызывала то усиление, то ослабление потока АДВ, то и мощ� ность потока этих вод из Бразильской котловины в Гвианскую то увеличива� лась (глубина кровли этих холодных водных масс предположительно подни� малась на 300–400 м), то уменьшалась. Возможности пересечения порога в виде равнин Сеарра и Нара во время ледниковий для АДВ заметно возраста� ли. Например, уровень КГК во время последнего оледенения (примерно 23 тыс. л. н.) в Южной Атлантике был на 400 м выше, чем в настоящее время [1, 3]. Слоистость осадочной толщи, выявленная при помощи приведенных выше сейсмопрофилей, могла быть вызвана этой цикличностью вследствие замед� ления темпов осадконакопления и даже неотложения осадков (а, следователь� но, и их консолидации), или, наоборот, вследствие интенсификации темпов накопления осадков и сменой пелагических красных глин серыми известко� во�терригенными илами, а также и сменой пелагических (красных глин) се� рыми известково�терригенными илами. В результате происходило увеличе� ние мощности акустически прозрачных слоев. Предположительно в это время (миоцен) в связи с замедлением темпов поступления осадочного материала в Экваториальную Атлантику мог сфор� мироваться слой осадков на глубине 45 м от поверхности современного дна, ныне представляющий собой сильнейшую акустическую границу (условно Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 34 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 названную нами рефлектором МА – миоценовая граница Амазонки, см. рис.9, участок (8) и рис. 11, участок (215). В стадию такого замедления темпов осад� конакопления (или даже неотложения осадков) могла произойти консо� лидация верхнего осадочного слоя, что сделало его почти акустически непроз� рачным. Если это предположение верно, то очевидно, что канал ЭСОК в рай� оне прохождения профиля M–RM существовал и в домиоценовое время, т.к. рефлектор МА в этом канале имеет асимметричное строение: его северный склон постепенно понижается в сторону русла канала, в то время как слои осадков на левом (южном) его борту залегают горизонтально или даже при� поднимаются. Северный склон канала ЭСОК в МА время был на 30 м выше южного (в настоящее время он выше на 45 м). Более того, когда рефлектор МА являлся поверхностью дна, рядом с каналом ЭСОК существовали и дру� гие каналы, которые хорошо видны в погребенном виде на участке 9 (см. рис. 7, над точками 617–620). Условно они названы предполагаемыми кана� лами миоцена (ПКМ). Но вскоре после этого на участке 9 геологические со� бытия развивались столь стремительно, что эти каналы были «засыпаны» осадками без видимых следов слоистости. Можно предположить, что это были оползневые процессы, «смявшие» осадки (от рефлектора МА и ниже). Особое внимание привлекает находка диатомовых (этмодискусовых) илов на 20о ю.ш. в Бразильской котловине (станция АСВ�1537). Крупные об� ломочки скелетов Ethmodiscus rex., предположительно, были принесены в ледниковые эпохи из зоны апвеллингов Юго�Западной Африки. Ранее мы [6] отмечали, что наиболее интенсивно кремнистые осадки в Атлантическом оке� ане накаливались в эоцене, в процессе диагенеза и катагенеза эти осадки пре� образовывались в кремни, порцелланиты и радиоляриты. Мы также писали, что диатомовые илы в южной экваториальной зоне отсутствуют, но находка этих илов на станции АИ�1557 опровергла наши предположения. Заключение 1) На профиле Б–РГХ (склон Бразилии – Риу Гранди�Хантер) материко� вый склон до глубин 2930 м «голый» (т.е. он не покрыт рыхлыми осадками), что может свидетельствовать об интенсивной динамике водной массы на глу� бинах менее 2930 м. На глубинах от 2930 до 3600 м водная масса спокойная, о чем свидетельствует наличие рыхлых осадков на дне. На глубинах от 3770 до 4590 м дно «жесткое»: рыхлые осадки наличествуют лишь в углублениях. Эта часть дна омывается верхними слоями Антарктической донной воды (АДВ). 2) Канал Вима, имеющий в осевой части глубины 42300–4590 м, «про� мывается» сильным течением АДВ. Скорости придонных течений иногда пре� вышают 100 м/с, о чем свидетельствует полное отсутствие не только донных осадков, но и слабоконсолидированных дочетвертичных пород. 3) На обследованных нами участках склонов возвышенности Риу Гран� ди рыхлые осадки отсутствуют. Они обнаружены лишь в углублениях возвы� шенности. На склонах канала Хантер распространены рыхлые, слоистые извест� ково�терригенные осадки. Слоистость говорит о неравномерности потока той части водной массы АДВ, которая проходит через этот канал. 4) Наши данные подтверждают ранее сделанные выводы о том, что АДВ проходят преимущественно по каналу Вима. Верхняя граница водной массы ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 35 АДВ в районе этого канала находится на глубине около 3500 м [24]; выше располагается водная масса Североатлантической глубинной воды (САГВ), движущейся на юг. 5) В осевой части Бразильской котловины (литологический профиль Бк– Бк) у дна проходит возвратная струя АДВ. Донные осадки во многих местах этой котловины размыты и переотложены: глины изученных нами колонок (слой 0–400 см) в основном плейстоценовые или голоценово–плейстоценовые. На поверхности неразмытых глин залегают железо�марганцевые конкреции. 6) У подножия материкового склона Южной Америки (на литологичес� ких разрезах Б–Б и I–I) сильный поток АДВ метится наличием в глинах мало� мощных (2–10 см) прослоев терригенных песков и алевритов (контуриты). Ве� роятнее всего это результат действия Глубинного западного пограничного те� чения (ГЗПТ�ДWBC), прижимающегося к подножию материкового склона. Путь АДВ в приматериковой зоне Бразильской котловины метится на� личием в осадках (до 10о ю.ш.) антарктических видов диатомей Nitzschia kerguelensis, Eucampia antarctica ,Coscinodiscus lentiginosus и др. 7) Условия накопления этмодискусовых илов в районе колонки АСВ� 1537 остались невыясненными. Нами предполагается, что остатки Ethmodiscus rex могли быть занесены сюда из зоны апвеллинга Западной Африки в ледниковые эпохи. 8) Нами подтверждено наличие в экваториальной части Западной Ат� лантики глубоководного океанического осадочного вала с наличием в верх� ней его части глубоководного канала ЭСОК (глубина 149 м). Причем, всего в районе северо�восточнее порта Ресифи (профиль M–RM) выявлено не один, а два сходных канала. Оба канала в поперечном профиле имеют асимметрич� ное строение. Один из берегов канала растет за счет сброса из него осадочного материала, второй – эродируется (срезается). На дне канала ЭСОК имеются осадочные признаки того, что в определенные этапы времени по его дну дви� жется второй, очевидно, самостоятельный поток мутных антарктических вод, в результате чего на дне канала накапливается вторичная (наложенная) сло� истая осадочная структура. По одному из каналов (канал Б) водный поток направлен не на ССЗ, а на ЮЮВ. Возможно этот канал не является срединноокеаническим, а представ� ляет собой каньон, берущий начало на материковом склоне Южной Америки. 9) На траверсе конуса выносов р. Амазонка (профиль А–МАР) слабый поток АДВ проходит лишь по долине Нара, где имеются глубины 4660–4640 м. Этот поток АДВ подтверждается и гидрохимическими данными [7, 11]. 10) Наши данные позволяют утверждать, что совместные гидролого�се� диментологические исследования являются наиболее полными и результа� тивными. Они дают более достоверные результаты, чем отдельно только гид� рологические или только седиментологические исследования. Благодарности. Настоящая работа была выполнена автором в течение 2001–2008 гг. в лаборатории геологии Атлантики АО ИОРАН по программе Института океанологии РАН «Мировой океан». В сборе и обработке колонок осадков большую помощь оказал С.М. Исаченко. Оформление текстовой и графической части было выполнено моими помощницами Г.В. Тишинской, Т.Г. Коноваловой, Г.П. Ромаховой, Ю.Е. Полосиной. Е.М. ЕМЕЛЬЯНОВ 36 ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 Во время подготовки настоящей статьи автор получил весьма ценные консультации у профессора В. Ценка (W. Zenk), Институт мореведения Киль� ского университета (Германия), а также у А.В. Сокова, А.Б. Зубина, В.В. Сив� кова. Всем упомянутым ученым и инженерам автор выражает свою искрен� нюю благодарность. 1. Емельянов Е.М. 1982. Седиментогенез в бассейне Атлантического океана // Под ред. А.П.Лисицына. М.: Наука. – 190 с. 2. Емельянов Е.М., Кругликова С.Б., 1990. Пелагические илы глубоководных кот� ловин Атлантического океана. // В сб.: Геофизические поля и строение дна оке� анских котловин. Под ред. Ю.П. Непрочнова. М., Наука – С. 148–156. 3. Емельянов Е.М., Лисицын А.П. 1977. Кремнезем в Атлантическом океане. // Геохимия осадков Атлантического океана. Карбонаты и кремнезем. Под ред. А. П. Лисицына. М.: Наука. – С. 191–234. 4. Емельянов Е.М, Кравцов В. А. О причинах повышенных содержаний мышьяка в Балтийском море и Вислинском заливе // Геохимия. – 2007. – № 8.– С. 871–888. 5. Емельянов Е.М., Лисицын А.П., Ильин А.В., 1975. Типы донных осадков Ат� лантического океана. – Межведомственный Геофизический Комитет, Калинин� град. С. 370. 6. Емельянов Е.М., Тримонис Э.С., Харин Г.С., 1989. Палеоокеанология Атланти� ческого океана., Л: Недра. – 247 с. 7. Лаппо С.С., Лозовацкий И.Д., Морозов Е.Г., Соков А.В., Шаповалов С.М., 2001. Изменчивость структуры вод Экваториальной Атлантики. // Докл. РАН, том 379 (5). 8. Лисицын А.П., Емельянов Е.М., Ельцина Г.Н., 1977. Геохимия осадков Атлан� тического океана. – М.: Наука. – 255 с. 9. Морозов Е.Г., 2005. 17�й рейс научно�исследовательского судна «Академик Сергей Вавилов» в Атлантический океан. // Океанология. – том 45. – № 3б. – С. 468–470. 10. Свальнов В.Н., О.Б. Дмитриенко, Г.Х. Казарина, С.М. Исапченко, Е.С. Саран цев, 2007. Четвертичные осадки осевой зоны Бразильской коловины. // Литол. и полезн. ископ. – № 2 – С. 133–152. 11. Соков А.В., Шаповалов С.М., Морозов Е. Г., 2001. 8–й рейс научно–исследова� тельского судна «Академик Иоффе» по международной программе WOCE/ CLIVAR в Атлантическом океане. // Океанология, вып. 416 – № 36б – С. 477– 5480. 12. Andrie S., С., Temon, J.–F., Messias, M.–J., Memory, L. and Bowles, В., Chlorofluoromethane Distributions in the Deep Equatorial Atlantic during January–March 1993, Deep–Sea Res., 1998. – vol. 145. – P. 903–930. 13. Belderson R.H., and Kenyon N.Y., 1980. The equatorial mid–ocean Canyon seen on a sonograph: Mar. Geol. – v. 34 – P. m77–m–81. 14. Bleil, U. and Thiede, J., Eds., Geological History of the Polar Oceans: Arctic Versus Antarctic, Dordrecht–Boston – London: Kluwer Academic Publ., 1990. – 883 p. 15. Ciesielski P.F., and F.M. Weaver, 1974. Early Pliocene temperature changes in the Antarctic Seas. – Geology, 2, – P. 511–515. 16. Curry, W.B., Shackleton, N.J., Richter, C., et al., 1995. Proc. OOP, Init. Repts., 154: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 17. Damuth, I.E., and M.A. Gorini, 1976. The Equatorial Mid–Ocean Canyon, a relict deep–see channel on the Brazilian continental margin: Geol. Soc. America Bull., v. 87. – p. 340–346. 18. Emelyanov E.M., 2005. Barrier zones in the ocean. – Springer, Berlin, Heidelberg – New York . – p. 636. ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ПРИДОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ЮГО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ... ISSN 1999 7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2009, №2 37 19. Emery K.O., Uchupi E., 1984. The Geology of the Atlantic Ocean. B.: Springer, 1050 p. 20. Fine R., Johns E. The deep Western Boundary Current in the tropical North Atlantic Ocean. Deep Sea Res., 1992.– 39. – Ð. 1967–1984. 21. Gardner I.V., Burckle L.H., 1975. Upper Pleistocene Ethmodiscus rex oozes frtom Eastern Equatorial Atlantic. – Micropaleontology, v. 21, № 2. – P. 236–242. 22. Hall M.M., McCartney M., Whitehead G.A., 1997. Antarctic bottom water flux in the equatorial western Atlantic. – Atlantic Jour Phys. Oceanol. 27, 1903–1926. 23. Johnes, G.A. and Johnson, D.A., Displaced Antarctic Diatoms in Vema Channel Sediments: Late Pleistocene Holocene Fluctuations in AABW flow, Mar. Geol., 1984, vol. 58, pp. 165–186. 24. Johnson D.A., 1984. The Vema channel: physiography, structure, and sediment– current interactions. – Mar. Geology, 58. 25. Madron De X.D., Weatherly G., 1994. Circulation, transport and bottom boundary layers of the deep currents in the Brazil Basin, Jour of Mar. Resh, 52. – Р. 583– 638. 26. Marjorie A.M., Friedrichs, M.S. McCartney, and M. M. Hall, 1993. Hemispheric asymmetry of deep water transport modes in the Atlantic. – J. Jour Geoph. Res. 27. Mercier H., K.G. Speer, 1998, Transport of Bottom Water in the Romanche Fracture Zone and the Chain Fracture Zone, Jour, Phys. Oceanography, v. 28. – P. 779– 790. 28. McCаrtney M.S., 1993.Crossing of the equator by the deep western boundary current in the western Atlantic Ocean. – J. Phys. Oceanogr., 23. – P. 1953–1974. 29. Molinari, R.L., Fine, R.A. and Johns, E., The Deep Western Boundary Current in the Tropical North Atlantic Ocean, Deep–Sea Res., 1992, vol. 39 – РР 1967–1984. 30. Oudot C., P. Morin, F. Baurand, M. Wafar., and P. Le Corre, 1994. Distribution of silicate, phosphate and nitrate in the Equatorial Atlantic Belt. In: Deep Sea Res. I. 45. – P. 873–902. 31. Rhein M., Stramma L., Krahmann G. The spreading of Antarctic bottom water in the tropical Atlantic // Deep�Sea Res. I. 1998. V. 45 (4–5). P. 507–527. 32. Rhein, M., Stramma, L., Send, U., 1995. The Atlantic Deep Western Boundary Current: water masses and transport near the equator. Journal of Geophysical Research 100. – Р. 2441–2457. 33. Speer K.G. and W. Zenk, 1993. The flow of Antarctic bottom water into the Brazlil Basin. – J. Phys. Oceanogr., 23. – P. 2667–2682. 34. Supko P.R. and Perch–Nielsen K., 1977. General Synthesis of Central and South Drilling Results, Leg. 39, Deep Sea Drilling project. In: Supko P.R., Perch–Nielsen K. et al., 1977. – Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, vol. 39, Washington (U.S. Government Printing Office). – P. 1099–1132. 35. Warren B.A., 1981. Deep water circulation in the World Ocean. In: Warren, B.A., Wunsch, C. (Eds.), Evolution of Physical Oceanography, Scientific Surveys in Honor of Henry Stommel. The MIT Press, Cambridge, MA. – P. 6–41. 36. Zangenberg N., Siedler G., 1998, Path of the North Atlantic Deep Water in the Brazil Basin, J. of Geogr. Res., v. 103, no. C3. – P. 5419–5428. На основі власних і літературних даних про рельєф дна й будову осадочної товщі виявлено літологічні ознаки придонних течій у південно західній Атлантиці (пере важно в Бразильській котловині). Lithophacial signs of bottom waters in SW Atlantic (essentially Brazil Basin) are established according to the author’s and early published data on bottom relief and sedimentary complex structure.

Осадконакопление и придонные течения в юго-западной части Атлантического океана

Репозитарії

Схожі ресурси