ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРЯ

  Главная      Учебники - Геология     Общая геология. Эндогенные и экзогенные процессы (Кныш С.К.) - 2005 год

 поиск по сайту           правообладателям

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

содержание   ..  10  11  12  13  14  15  16  17  18  19  20  ..

 

 

2.3.6.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРЯ


роль океанических и морских бассейнов весьма велика. Они занимают 361 млн км2 площади земной поверхности, что составляет 70,8%. в океане заключено 86% общего количества воды гидросферы, и они являются главными бассейнами, в которые поступают продукты разрушения материков и где происходит формирование осадочных горных пород.



2.3.6.1. Строение морского дна и отделы моря


Слова и словосочетания

абиссальная зона

континентальное подножие

абиссальные равнины

континентальный шельф и склон

акустическое зондирование

литораль, неритовая зона

атолл, гайот (гийот)

островная дуга

батиальная зона

рифт и рифтовая долина

глубоководный желоб

срединно-океанические хребты



Океаническое дно изучается разными способами. Глубина океанических бассейнов определяется акустическим зондированием. Океаническая кора исследуется с помощью сейсмических волн, гравиметрических измерений, магнитометрии, измерения теплового потока.

Новейший метод исследования заключается в использовании подвижных управляемых глубоководных аппаратов и научно-исследовательских судов, таких как, например, судно «Гломар Челленджер». Оно оснащено буровой установкой, способной бурить скважины до 7200 м глубины и отбирать керн океанических пород. С 1968 года за 10 лет работы пробурено 688 скважин в 541 пункте в Атлантическом, тихом и Индийском океанах, Мексиканском и Калифорнийском заливах, в Средиземном море.

Главные элементы рельефа дна океанических бассейнов:

1) континентальный шельф; 2) континентальный склон с подводными каньонами; 3) континентальное подножие; 4) система срединно-океанических хребтов; 5) островные дуги; 6) ложе океана с абиссальными равнинами, положительными формами рельефа (вулканами, гайотами и атоллами) и глубоководными желобами.

Континентальный шельф представляет собой окраины континентов, погруженные на 200 – 300 м ниже уровня моря у их внешнего края, откуда начинается более крутое погружение морского дна. Общая площадь шельфа составляет около 7 млн км2, или около 2% площади дна Мирового океана.

Континентальный склон с каньонами. От бровки шельфа дно опускается круче и образует континентальный склон. Его ширина от 15 до 30 км, и погружается он до глубины 2000 – 3000 м. Он изрезан глубокими долинами-каньонами глубиной до 1200 м и имеющими V-образный поперечный профиль. В нижней части каньоны достигают глубины 2000 – 3000 м ниже уровня моря. Стенки каньонов скальные, а донные осадки, у их устьев на континентальном подножии, указывают на то, что каньоны играют роль лотков, по которым тонкий и грубый осадочный материал с шельфа сносится на большую глубину.

Континентальное подножие – аккумулятивная подводная равнина с наклоненной поверхностью в основании континентального склона. Она является аналогом предгорных аллювиальных равнин, образованных речными осадками у подножья горных массивов.

Ложе океана составляет 76,2% площади Мирового океана и включает:

Абиссальные равнины – это плоские и самые глубокие (3000 – 6000м) участки океанического дна. Они занимает около 30% площади дна и представляют собой аккумулятивные поверхности, образованные осадками.

Срединно-океанические хребты образуют единую глобальную систему возвышенностей общей протяженностью около 60 тыс. км. Центральная, наиболее приподнятая часть хребта обычно рассечена глубокой продольной долиной – рифтом. В пределах рифтовой долины проявляется активный базальтовый вулканизм, происходит раздвижение океанического дна и формирование молодой океанической коры.

Гайоты (гийоты) – это подводные горы вулканического происхождения с плоскими вершинами, которые находятся на глубине 1000 – 2000 м ниже уровня моря.

Атоллами называют почти круглые, коралловые или водорослевые рифы, окаймляющие лагуну.

Глубоководные желоба, окружающие Тихий, Индийский океаны и Карибский бассейн, представляют собой узкие протяженные впадины глубиной до 11034 м, как, например, Марианская впадина.

Островные дуги – вытянутые на тысячи километров архипелаги вулканических островов (например, Курильская гряда), с внешней стороны которых располагаются глубоководные желоба.

Выделяется два типа сочленения материков с Мировым океаном (рис. 54, 55):

Отличительной особенностью строения морского дна Тихоокеанского типа от Атлантического в том, что такие элементы морского дна, как шельф, континентальный склон и его подножье в Тихоокеанском типе четко не выделяются.


Рис. 54. Атлантический тип сочленения


Рис. 55. Тихоокеанский тип сочленения



2.3.6.2. Физические и химические свойства морской воды


Слова и словосочетания

бентос

породообразующие организмы

бикарбонат кальция

промилле

биоценоз

соленость морской воды

планктон

уровень карбонатной компенсации


Температура морской воды. В поверхностном слое морей и океанов температура воды во многом зависит от климатических условий местности. В тропиках она значительно выше, чем в умеренных и полярных широтах. Но начиная с некоторой глубины колебания температуры морской воды неуклонно понижается. Многочисленные замеры позволили определить среднегодовую температуру воды у поверхности Мирового океана. Она оказалась равной 17,4°С, что почти на 3°С выше температуры нижних слоев атмосферы.

Температура воды в придонных слоях Мирового океана понижается до 3°С, а в глубоководных впадинах может быть ниже нуля. Так, в придонных слоях глубоководных впадин температура воды понижается до –2 °С. Температура воды Северного Ледовитого океана до глубины 350–450 м резко понижается до 0,5–1°С, и уже на глубине 1500 м достигает –1°С.

Резкое различие температуры морской воды высоких широт и тропических областей обусловливает циркуляцию и постоянное перемешивание вод Мирового океана.

Давление и плотность морской воды. Давление в морях и океанах возрастает пропорционально глубине. На каждые 100 м глубины оно увеличивается примерно на 1 МПа (10 атм), достигая наибольшей величины в глубоководных впадинах. Расчет давления (р) для конкретных глубин производится по формуле: р = Н/100, где Н – глубина, для которой производится расчет; – плотность морской воды.

Обычно плотность морской воды при расчетах невысокой точности принимают равной единице; фактически она изменяется в небольших пределах (1,0275–1,022 г/см3) и зависит от колебаний температуры и содержания растворенных солей.

Химический состав вод. Морская вода содержит в растворенном виде значительное количество различных солей. Их содержание в 1 л морской воды измеряют в промилле 0/00, составляющих 0,1 %. Средняя соленость морской воды, равная 35 0/00 (3,5%), называется нормальной. В водах с нормальной соленостью подавляющая часть растворенного вещества приходится на долю хлористого натрия (78,32 %) и хлористого магния (9,44 %). Сульфаты (MgSO4, CaSO4, K2SO4) составляют всего 11,94 %, на долю всех других солей приходится 0,3%. В морской воде, помимо перечисленных солей, присутствуют йод, фтор, фосфор, цинк, свинец и другие элементы. Воды Мирового океана постоянно перемешиваются и их средняя соленость остается неизменной. На соленость вод некоторых обособленных морей влияют многие факторы. Главными из них являются климатические условия, речной сток, газовый режим и т.д. В результате соленость вод таких морей значительно отличается от нормальной. Чем больше изоляция морского бассейна, тем значительнее это отличие. При этом может измениться не только абсолютная соленость, но и солевой состав вод. О масштабах отклонения можно судить по данным табл. 4.


Таблица 4

соли

Мировой океан

Черное море


соли

Мировой океан

Черное море

Хлориды:

NaCl

MgCl2

KCl


78,32

9,44

2,99


77,72

9,07

2,99


Сульфаты:

MgSO4

CaSO4

Карбонаты


6,40

3,94

0,21


7,11

2,58

1,59


В близи устьев рек морская вода имеет пониженную соленость. В других случаях, например, в Средиземном море, в результате испарения понижается уровень воды и увеличиваются ее соленость и плотность. В связи с этим в Средиземное море направляются поверхностные течения через пролив Дарданеллы из Мраморного и Черного морей, где испарение компенсируется притоком речных вод. Такой же обмен водами происходит между Красным морем, воды которого характеризуются резко повышенной соленостью (45 0/00), и Индийским океаном, а также между относительно пресноводным Балтийским морем и Северным. Менее соленые воды имеют меньшую плотность и распространяются над более солеными и тяжелыми, поэтому поверхностные течения всегда движутся к областям с большей соленостью, а придонные течения – в противоположном направлении.

Растворимость солей, а следовательно, и соленость вод увеличиваются с повышением температуры. Поэтому в полярных областях в поверхностном слое с низкой температурой соленость минимальная, а замерзающий лед практически пресный.

Газовый режим морей и океанов. В воде современных морей растворены кислород, азот, углекислый газ, иногда сероводород. Количественно в морской воде преобладает углекислый газ, его здесь во много раз больше, чем других газов атмосферы. Действительно, в 1 л поверхностного слоя морской воды растворено 50 мл углекислого газа, 13 мл азота, 2–8 мл кислорода и небольшое количество аргона и других газов. Бассейны, в водах которых растворен кислород, обладают нормальным газовым режимом. При наличии сероводорода развивается сероводородное заражение.

Особенно важную геологическую роль играют изменения растворимости углекислого газа. В полярных областях с низкой температурой в водах обычно мало углекислоты. В экваториальной зоне, наоборот, морская вода перенасыщена углекислотой.

Содержание СО2 в морской воде изменяется и с глубиной. В нижних, холодных его слоях образуется избыток СО2 и возникает растворимый бикарбонат кальция Са(НСО3)2. В верхних, прогретых слоях растворимость углекислоты падает и избыток ее выделяется в атмосферу. Кроме того, часть СО2 поглощается фотосинтезирующими водорослями. Создающийся дефицит СО2 приводит к образованию нерастворимого карбоната кальция СаСО3 и выпадению его в осадок.

Однако если глубина моря превышает 4–4,5 км, то нерастворимый карбонат в нижних слоях океана снова превратится в растворимый бикарбонат. Таким образом, на глубине 4–4,5 км расположен так называемый уровень карбонатной компенсации. Если дно океана выше этого уровня, то происходит активное накопление карбонатов и захоронение углерода в коре, если же океан глубже – то формирование карбонатных осадков не происходит.

Органический мир Мирового океана. В геологической деятельности моря принимают участие многочисленные животные и растительные организмы, в изобилии населяющие морские и океанические водоемы. После гибели организмов их скелетные остатки в дальнейшем преобразуются в органогенные горные породы.

Состав и строение огромной массы обитающих в морях растительных и животных организмов в значительной мере зависят от среды обитания, т. е. от таких факторов, как глубина моря, температура, соленость, давление, глубина проникновения света, динамика морской воды и т.д. Даже незначительное изменение хотя бы одного из этих факторов часто приводит к массовой гибели животных и растений, населяющих участок морского бассейна. Этим и объясняется тот факт, что в определенных областях моря приспособились к обитанию сообщества (биоценозы) животных и растений. Весь органический мир морских бассейнов подразделяется на три основные группы: бентос, планктон и нектон.

Бентос – это большая группа животных и растений, обитающих на дне морей и океанов. Одна их часть прирастает ко дну, другая передвигается на небольшие расстояния. В первом случае бентос называют прикрепленным, во втором – неприкрепленным, или подвижным. К прикрепленному бентосу относятся морские лилии, кораллы, губки, мшанки и др., к подвижному бентосу – гастроподы, морские ежи, морские звезды и др.

К группе планктона принадлежат все организмы, пассивно плавающие, то есть их переносят волны и морские течения. Среда обитания планктона – вся толща морской воды. Планктонными формами являются мелкие одноклеточные животные (фораминиферы, радиолярии), а также некоторые растения (диатомеи и другие водоросли). Фораминиферы и радиолярии обитают в основном в океанических водах тропических и средних широт, диатомеи – в холодных полярных морях. Планктон составляет основную часть органической массы, населяющей Мировой океан.

Все активно плавающие животные относятся к группе нектона. В эту группу входят разнообразные виды рыб и многие представители морских беспозвоночных.

Основное геологическое значение имеют бентос и планктон. Многие представители этих групп играют ведущую роль в процессах осадконакопления и являются породообразующими организмами.


2.3.6.3. Биономические зоны моря


Слова и словосочетания

абиссальная зона

пелагическая зона

батиальная зона

приливно-отливная зона

неритовая зона



Морская среда разделяется на пять зон обитания, каждая из которых характеризуется своей фауной и флорой: литоральная (приливно-отливная), неритовая, батиальная, абиссальная и пелагическая.

Литоральная, или приливно-отливная зона включает площадь расположенную между уровнями самого высокого прилива и самого низкого отлива. В этой зоне при низком отливе обнажается морское дно, при высоком приливе оно скрывается под водой. Зона всегда подвержена сильному воздействию волн, из-за чего условия жизни здесь очень суровые. Организмы должны либо крепко прикрепляться ко дну, либо селиться в норах. Некоторые из них укрываются в сохраняющихся во время низкого прилива водоемах, у других развиваются анатомические особенности, позволяющие им пережить время, в течение кото­рого они оказываются на воздухе.

Неритовая зона протягивается от линии низкого отлива до бровки континентального шельфа. Органическая жизнь здесь намного богаче, чем в любом другом месте морского дна, так как глубина воды здесь не превышает 200 м, и верхняя часть зоны освещена солнцем, пища имеется в изобилии и обогащена кислородом.

Батиальная зона. К батиальной зоне относится морское дно на глубине приблизительно от 200 до 2000 м. На дне моря в этой зоне обитает богатая популяция животных, хотя растительная жизнь здесь из-за отсутствия света очень бедна. Благодаря тому, что осадки накапливаются медленно, живущие на дне организмы-мусорщики успевают уничтожить значительную часть органического вещества. Органогенные осадки состоят главным образом из известковых раковин планктонных организмов, диатомовых водорослей и спикул губок.

Абиссальная зона. Находится на дне моря ниже уровня 2000 м. До этой зоны не доходит солнечный свет, и температура в ней постоянно близка к точке замерзания. Так как растения в этих условиях существовать не могут, те животные, которые зависят от растительной пищи, живут за счет того, что поднимаются отсюда в освещенный слой воды у поверхности. Строение раковин и скелетов животных, живущих на абиссальных участках дна, свидетельствует о том, что на этих глубинах способны существовать только высокоспециализированные организмы.

Пелагическая зона. Расположена в верхнем слое воды на обширных пространствах открытого моря за пределами литоральной зоны. Там живут пассивно плавающие планктонные формы и самостоятельно плавающие животные. Из растений распространены водоросли, в том числе диатомовые, а из животных – всевозможные виды от микроскопических форм до китов. Их устойчивые твердые части попадают в донные осадки глубоко внизу.


2.3.6.4. Разрушительная работа моря


Слова и словосочетания

абразионная терраса

абразия

волноприбойная ниша

намывная терраса

волноприбойная терраса



Разрушение берегов и дна моря (абразия) происходит под действием различных факторов, главные из них: 1) ударная силы волны, обрушивающейся на берег; 2) удары обломков горных пород, переносимых волнами; 3) химическое воздействие морской воды на горные породы, из которых сложены берега. Эти факторы обычно действуют совместно, что значительно усиливает разрушительную деятельность моря.

Волны обладают значительной кинетической и потенциальной энергией, которая резко возрастает с увеличением их высоты. Ударная сила волн значительно увеличивается благодаря многочисленным обломкам, которые вместе с волнами ударяются о берег. Однако при равной ударной силе волн скорость разрушения морских берегов различного типа неодинакова. Она зависит от крутизны берега, прочности горных пород и характера их залегания.

Более интенсивно абразия идет у крутых берегов, где слагающие его породы падают в сторону материка (рис. 56,а). Минимальная скорость разрушения характерна для берегов, сложенных пластами горных пород, моноклинально наклоненными в сторону моря (рис. 56,б). В том случае, когда пласты горных пород залегают горизонтально, скорость их разрушения будет средней. Для разрушения глинистых пород необходимы более высокие скорости течения воды, чем для разрушения гальки и гравия. Это связано с большими силами сцепления между отдельными частицами в тонкодисперсных глинистых породах (табл. 5).

Абразия проявляется постоянно, что в конечном итоге приводит к разрушению крутого берега. По мере разрушения в отвесной стенке берега образуется выемка – волноприбойная ниша (рис. 56,в). Она постепенно углубляется, и наступает момент, когда породы обрушиваются под действием силы тяжести. Крутой берег постепенно отступает в сторону материка, и на месте ниши образуется волноприбойная терраса. Верхняя часть террасы при отливе обнажается, нижняя всегда покрыта водами моря. Здесь накапливаются галька, гравий, песок и другие продукты разрушения коренного берега. Эта часть террасы носит название намывной, или аккумулятивной.

У подножия берегового уступа, на той части волноприбойной террасы, которая протягивается в виде отмели, также скапливаются различные обломки горных пород. Но в дальнейшем весь этот материал волны дробят и выносят в удаленные от берега участки моря. Часть волноприбойной террасы, с которой удалены продукты разрушения берега и которая сложена только коренными породами, называется абразионной террасой.

Волноприбойная терраса под действием абразии постоянно увеличивается, расширяясь в сторону как морского бассейна, так и материка. Иногда она достигает значительных размеров – 50–60 км в ширину. Скорость продвижения моря в сторону суши довольно велика и достигает 1–2 км за 1000 лет.

В тех случаях, когда морской берег испытывает тектонические движения восходящего или нисходящего направления, образуется несколько волноприбойных ниш и волноприбойных террас. При нисходящих движениях более древние террасы располагаются ниже современного уровня моря, а при восходящих движениях, наоборот, выше этого уровня.


2.3.6.5. Перенос продуктов разрушения


Морские воды переносят не только продукты абразии, но и огромные массы обломочного материала, который выносят в море реки. Перемещение обломочного материала осуществляется теми же видами движения вод Мирового океана, которые производят разрушение берегов и дна, однако для переноса материала требуется меньшая энергия движущейся массы воды. Чтобы оценить способность течения или другого вида движения морской воды к перемещению обломочного материала, необходимо иметь представление о тех скоростях этого движения, при которых сдвигаются или перемещаются частицы твердого материала.


Таблица 5

Частицы

Диаметр частиц, мм

Критическая скорость, м/с

разрушения

переноса

отложения

Глинистые

Илистые

Песчаные

Гравийные

Галька

< 0.01

0.01–0.1

0.5–5

10–50

> 50

3

0.6–0.22

0.18–0.65

1.1

2.4

0.03

0.08

0.37–0.64

0.89

1.1

0.004–0.007

0.04–0.4

0.7


Как видно из таблицы 5, для переноса глинистых и алевритовых частиц нужны меньшие скорости движения воды, чем для перемещения гравия и гальки.

Волновые движения в толще воды с глубиной затухают, поэтому перемещение обломочного материала по дну волновыми движениями морской воды осуществляется только в пределах сравнительно узкой прибрежной полосы с глубинами до 100–150, реже до 200 м, то есть только в области шельфа. В пределах остальной части бассейна волновые движения могут перемещать лишь те частицы, которые находятся во взвешенном состоянии в верхних слоях воды.

Более универсальным фактором переноса обломочного материала являются постоянные морские течения. Скорость постоянных течений в ряде случаев бывает очень значительной. По данным М.В. Кленовой, скорость течения Гольфстрим у берегов Флориды 900 м/ч, у Атлантического побережья она снижается до 320 м/ч. Имея такую скорость, постоянные течения способны переносить крупный обломочный материал на большие расстояния. Еще более значительна роль постоянных течений в переносе тонкодисперсного материала, длительное время находящегося во взвешенном состоянии.

Существенную роль в переносе обломочного материала играют приливные течения, их скорость достигает иногда 5–7 м/с. Приливные течения и волнения приводят к закономерному размещению обломочного материала по площади бассейна. В результате их действия более грубый материал располагается ближе к береговой линии, а тонкозернистый материал оседает во внутренних частях бассейна. Влияние постоянных течений проявляется в нарушении этой зональности и в появлении пятен и линз грубозернистого материала во внутренних частях бассейна.

Перенос обломочного материала (хотя и в меньших объемах) осуществляется плавающими морскими льдами – айсбергами, а также донными мутьевыми потоками, возникающими при периодическом оползании рыхлых осадков на крутых континентальных склонах океана.


2.3.6.6. Накопление осадков


Слова и словосочетания

Fe-Mn конкреции

глауконитовые илы

барьерный, береговой риф

диатомея и диатомовые илы

зеленые, красные илы

писчий мел

красная океаническая глина

радиоляриевые илы

лавинная седиментация

синие и черные илы

неритовые осадки

турбидиты

паралические угленосные толщи

фораминиферовые илы

пелагические осадки

эвапорит


Кроме продуктов разрушения берегов, в Мировой океан поступает с суши огромная масса минеральных веществ, которые сносят реки и в меньшей степени ледники и ветер. Эти вещества, находящиеся в виде обломков, а также в составе истинных и коллоидных растворов, осаждаются в различных участках моря.

В образовании морских осадков, помимо принесенного материала, участвуют скелетные остатки организмов, населяющих морской бассейн. Небольшая доля материала, осаждающегося в морях и океанах, приходится на продукты вулканической деятельности (лавы при подводных извержениях; пепел, переносимый ветром), метеориты и космическую пыль (табл. 6).

Таблица 6

Источники осадочного материала

Количество осадочного материала, млрд т/год


Источники осадочного материала

Количество осадочного материала, млрд т/год


Реки

Ветер

Абразия

вулканы


21,73

1,6

0,5

2,5


Животные и растения

Ледники

Космическая пыль


1,8

1,5

0,05




Всего

29,68


Морские осадки чрезвычайно разнообразны. Изучение современных осадков показывает, что главными факторами, определяющими тип морских отложений, являются рельеф и глубина морского дна, а также степень удаленности береговой линии и климатические условия. В соответствии с этими особенностями в пределах Мирового океана выделяются следующие зоны со специфическими условиями осадконакопления: литоральная – в приливно-отливной зоне, мелководная – в области шельфа, батиальная – в области континентального склона и абиссальная, охватывающая области ложа Мирового океана и глубоководных впадин (рис. 57). Осадки, формирующиеся в литоральной и мелководной зонах, называются неритовыми, а в батиальной и абиссальной зонах – пелагическими.

В зависимости от происхождения (генезиса) осадочного материала выделяются осадки терригенного, органогенного и хемогенного типов.

Неритовые осадки. В пределах литоральной и мелководной зон формируются терригенные, хемогенные и органогенные осадки. Терригенные осадки здесь преобладают потому, что эти зоны находятся в непосредственной близости к источникам разрушения и сноса.

Характер литорального осадконакопления чрезвычайно изменчив и тесно связан с морфологией берега. У пологих плоских берегов формируются органогенные карбонатные осадки и так называемые пляжевые осадки. Органогенные осадки образуются за счет накопления остатков фауны и флоры, в изобилии населяющей литораль на плоских побережьях, причем особенно велика роль растительности и животных. Пляжевые осадки состоят из материала, вынесенного с суши и переработанного волнами, или из материала, выброшенного морем (например, обломков раковин), или из смеси того и другого. Как правило, преобладает обломочный, песчаный материал. Для этих отложений характерна значительная изменчивость в направлении как перпендикулярном к береговой линии, так и вдоль ее простирания.

Характерен и рельеф полосы пляжа. Разбивающиеся о фронтальную зону волны выбрасывают переносимый материал на берег, где образуется береговой вал (рис. 58). Высота его обычно несколько превышает среднюю высоту волны. При откате волн во фронтальной зоне возникает замкнутая прибрежная циркуляция воды, производящая основную работу по переотложению обломков. В зоне наибольшего отката волн образуется подводный вал, он располагается параллельно берегу.

Многократное перемещение обломков – продуктов абразии – обусловливает их дифференцированное по массе отложение. Наиболее крупные обломки (валуны, галька) переносятся на минимальные расстояния и слагают береговой вал, дальше в море уносятся песчаные частицы разного размера, затем алевритовые и, наконец, глинистые. Наиболее тонкодисперсные (илистые) осадки заполняют самые глубокие участки морского дна, а в прибрежной зоне обычно распространены грубозернистые осадки.

К мелководной области морей и океанов относятся также участки затишья заливов и бухт, в которых накапливается ил различного типа. На плоских побережьях в тропиках располагаются заболоченные низины с пышной своеобразной растительностью. При отмирании растений здесь в большом количестве идет накопление органического вещества, которое в дальнейшем при захоронении осадков и прогибании данного участка земной коры может преобразоваться в уголь. Угленосные толщи, сформировавшиеся в прибрежно-морских заболоченных равнинах, называются паралические.

Иначе идут процессы осадконакопления у крутых, обрывистых берегов, сложенных крепкими и плотными породами. В таких местах прибой достигает максимальной силы. Волны интенсивно разрушают коренные породы, образуя волноприбойную нишу и террасу. На террасе накапливается неотсортированный обломочный материал различной величины и формы. Морские волны сортируют этот материал и окатывают остроугольные обломки, постепенно превращая их в гравий и гальку. Мелкие частицы выносятся в море и не накапливаются у берега. Среди древних прибрежных отложений, сформировавшихся у крутых берегов, в ископаемом состоянии обнаруживаются такие породы, как конгломераты, брекчии. Органические остатки в таких породах встречаются крайне редко, так как среда, в которой происходит накопление грубообломочного материала, неблагоприятна для их обитания. Представлены они, как правило, фауной с толстостенными раковинами или организмами, высверливающими норы в твердом грунте.

Характер осадков мелководной зоны в значительной степени определяется рельефом берега. При расчлененном рельефе водосборов, с которых сносится огромная масса обломочного материала, в мелководной зоне накапливаются терригенные осадки: от прибрежных грубообломочных (глыбы, галька, гравий) через песчаные до наиболее глубоководных и удаленных от берега шельфовых алевритовых и глинистых илов. Органическая жизнь на участках шельфа, прилегающих к водосборам с расчлененным рельефом, подавлена, поэтому органогенных осадков здесь мало. Карбонатные органогенные осадки могут формироваться лишь на значительном удалении от берега.

В мелководную зону, прилегающую к водосборам с плоским рельефом, обломочный материал практически не поступает. Минеральное вещество поступает с суши лишь в форме растворов. Обилие света и питательных веществ создает благоприятные условия для развития органической жизни. Население таких шельфов исключительно разнообразно и представлено организмами с известковым скелетом. Здесь в широких масштабах накапливаются органогенные карбонатные осадки, состоящие из целых и раздробленных раковин.

Своеобразной формой карбонатных осадков являются органогенные постройки, растущие со дна морей. При приближении таких построек к поверхности воды они превращаются в рифы. Рифы чаще всего строят коралловые полипы. Это морские одиночные или колониальные животные, ведущие прикрепленный образ жизни. Отдельная особь обладает известковым скелетом в виде небольшой камеры, или кораллита. У колониальных кораллов каждое последующее поколение полипов расселяется, прикрепляясь к кораллитам уже отмершего предшествующего поколения. Так образуется колония, у которой живет и развивается только верхняя часть, а нижняя представляет собой твердый известковый остов. Размеры колоний могут быть очень крупными. Для существования кораллов необходимы определенные условия морской среды: скалистое дно, нормальная соленость воды и сравнительно небольшая глубина, примерно 5 – 40 м. В ряде случаев коралловые постройки достигают значительной высоты и намного превышают названную глубину. Объясняется это тем, что рост их происходит одновременно с опусканием морского дна.

В изучение механизма образования коралловых рифов основной вклад сделал Ч.Дарвин. Он считал, что коралловые постройки могут формироваться только в тропических морях при среднегодовой температуре 23–25°С.

По размерам, форме и положению в морском бассейне коралловые рифы подразделяются на береговые, барьерные и атоллы (рис. 59).

Береговым рифом называется постройка, которую можно видеть вдоль берега, она отделена от него узкой и неглубокой полосой воды.

Барьерный риф – постройка крупного размера, расположенная на значительном расстоянии от побережья и отделенная от него довольно широкой (в несколько километров) и относительно глубоководной полосой моря. Барьерные рифы часто располагаются у внешней границы шельфа.

Атолл представляет собой риф, который в плане имеет форму кольца. Внутри рифового кольца располагается лагуна – мелководный участок моря, сообщающийся с открытым морем одним или несколькими проливами. С наружной стороны атолла находится более глубоководная зона. Во внутренней лагуне кольцевого рифа, а также на периферии рифов любого типа накапливаются продукты абразии органогенной постройки. Представлены они хорошо окатанными обломками скелетных остатков кораллов и других организмов и образуют своеобразный генетический тип осадков: раковистый гравий (при размере обломков более 2 мм) и раковистый песок (менее 2 мм). Основанием атоллов часто служат выступы океанического дна, вулканические конусы, гайоты.

В литоральной и мелководной зонах откладывается основная масса осадков, которые в дальнейшем преобразуются в осадочные горные породы. Скорость накопления неритовых осадков значительно выше, чем пелагических, формирующихся в батиальной и абиссальной зонах. В литоральной и мелководной зонах отлагается до 99 % материала поверхностного стока рек и только 1 % идет на образование пелагических осадков. Например, только в течение кайнозоя на шельфе Атлантического океана у берегов США накопилась толща осадков мощностью более 500 м, а общая мощность осадочных пород Мексиканского залива, по-видимому, превышает 15 км. Значительную часть разреза этих пород составляют соленосные отложения, эвапориты, которые образуются в мелководных бассейнах – лагунах.

Лагуна представляет собой залив, соединяющийся с основным морским бассейном узким мелководным проливом. Вследствие этого водообмен между лагуной и открытым морем затруднен, что и определяет в ней аномальную соленость вод. Различают лагуны с осолоненными и опресненными водами. Повышенная концентрация солей характерна для лагун, расположенных в областях аридного климата, и обусловлена усиленным испарением воды с их поверхности. Опресненные лагуны находятся в зонах гумидного климата при условии усиленного стока пресных вод с континента. Осадки опресненных лагун, примером которых может служить Азовское море, близки к осадкам мелководной зоны в целом. Что касается осолоненных лагун, то в них накапливаются в основном хемогенные осадки. В зависимости от степени осолонения лагун в них отлагаются карбонатные, сульфатные или галоидные осадки. Галоидные осадки – это различные соли, представленные минералами галит NaCl, мирабилит NaSO410H2O, астраханит MgNa2(SO4)24H2O. Самой крупной осолоненной лагуной на территории бывшего СССР является залив Каспийского моря КараБогазГол, концентрация солей в котором в 20 раз выше, чем море. Отложения древних осолоненных лагун, находящихся в ископаемом состоянии, широко распространены в пределах земного шара и имеют большое промышленное значение как химическое сырье.

Пелагические осадки. В пределах батиальной и абиссальной зон существуют специфические условия, которые определяют характер формирующихся осадков. Во-первых, в эти зоны, обычно удаленные от берега, терригенный материал поступает в незначительном количестве, главным образом в виде взвешенных в воде тонкодисперсных частиц, переносимых течениями. Во-вторых, отсутствие света и пониженные температуры делают эти зоны мало пригодными для жизни бентосных организмов. В-третьих, здесь отсутствуют волны, способствующие перераспределению и взмучиванию осадочного материала. Тем не менее среди осадков батиальной и абиссальной зон присутствуют терригенные тонкозернистые разности, органогенные, представленные остатками планктонных организмов, хемогенные и вулканогенные.

К терригенным отложениям этой части дна Мирового океана относятся зеленые, синие, черные и красные илы. Цвет илов не случаен, а отражает особенности среды их формирования. Зеленые илы встречаются у берегов Испании, Южной Африки и Северной Америки. Их окраска обусловлена присутствием минерала глауконита. Зеленые глауконитовые илы располагаются у верхней границы континентального склона, реже опускаются до 1–2 км. Они более грубозернистые по сравнению с илами других типов и часто переходят в тонкозернистые песчаные разности. К зоне глауконитовых осадков обычно приурочены конкреции фосфорита. Синие и черные илы состоят из частиц пелитовой размерности; они сильно обогащены органическим веществом, издают запах сероводорода. Темный цвет осадка обусловлен присутствием пирита и марказита в тонкодисперсной форме. Образование синего и черного илов происходит в восстановительной среде, а основной областью их распространения является континентальный склон с прилегающей частью ложа Мирового океана. Красные илы так же сложены частицами пелитовой размерности. Цвет их обусловлен присутствием оксидных минералов железа (лимонит, гематит). Такой ил образуется в морях, прилегающих к континентам, где развиты красноцветные коры выветривания, в частности у берегов Бразилии, в Японском море, в юго-восточной части Черного моря. Таким образом, распространение красного ила, носит локальный характер.

Органогенные осадки континентального склона представлены известковыми илами, которые состоят из остатков планктонных организмов – птеропод, фораминифер, известковых водорослей. Эти осадки широко распространены и встречаются на глубинах до 3 км.

На средних океанических глубинах (абиссальная зона) вдали от континентов дно Мирового океана покрыто илами, которые отличаются от илов континентального склона. Это органогенные илы трех типов – фораминиферовые (глобигериновые), радиоляриевые и диатомовые. Фораминиферовые илы окрашены в белый, слегка желтоватый или розовый цвет, в сухом виде напоминают писчий мел, бурно реагируют с кислотой, что указывает на их высокую карбонатность. Изучение ила под микроскопом показало, что он почти целиком сложен остатками планктонных организмов, принадлежащих к отряду глобигерин, которые имеют известковый скелет и населяют воды тропической и умеренной зон. Этот ил покрывает дно океанов на площади в сотни и тысячи километров при глубинах дна не более 4,5 км. Глубже известковые осадки накапливаться не могут, так как с этой глубины начинается растворение карбонатного материала.

Радиоляриевые илы сложены остатками кремнистых водорослей и распространены на глубинах от 4,5 до 8 км. Это самые глубоководные органогенные илы, формирующиеся в тех участках дна, где карбонатный материал уже не может накапливаться. Радиоляриевым илом покрыты обширные пространства, составляющие около 41 % всей площади ложа Мирового океана.

Органическое вещество отмирающих организмов довольно быстро растворяется в морской среде, и только в условиях массовой гибели организмов в породу попадает значительное его количество.

Содержание органического вещества, захороненного вместе с осадками, в среднем невелико и обычно не превышает 1–2 %. Однако оно представляет собой исходный материал для образования природных углеводородов – газа и нефти.

По мере приближения к полярным областям глобигерины и радиолярии постепенно смешиваются с другими планктонными организмами, среди которых ведущее место занимают диатомеи – микроскопические водоросли с кремнистым скелетом. Соответственно глобигериновые и радиоляриевые илы смешиваются с диатомовыми. Эти илы распространены в холодных морях высоких широт на глубинах от 1 до 6 км. Иногда они встречаются и в глубоководных желобах.

Таким образом, для осадков континентального склона характерно зональное распределение в зависимости от глубины моря, рельефа дна и удаления от берега. Однако эта зональность иногда нарушается явлением так называемой лавинной седиментации, при которой накопленные на шельфе осадки срываются с бровки и лавиной скатываются вниз и образуют у подножия склона конусовидные тела мелководных осадков, залегающие среди более глубоководных. Такие тела носят название турбидитов.

На глубинах свыше 6–8 км (абиссальная зона) расположены осадки, которые называются красной океанической глиной. Красная глина покрывает значительную часть площади Мирового океана (36 %). Она состоит из пелитовых частиц и содержит ушные кости китов, зубы акул, материалы вулканогенного происхождения и метеоритную пыль. Небольшая мощность красной океанической глины, а также высокое относительное содержание в ней органических остатков и метеоритной пыли указывают на исключительно медленное ее накопление.

Органогенные осадки абиссальной зоны представлены кремнистыми илами, а хемогенные – железо-марганцевыми конкрециями, в которых присутствуют Fe (до 14%), Mg (до 24%), V, Cr, Ni, Co, Cu, Au, Ag и другие элементы.

В целом мощность пелагических осадков невелика, редко превышает 300–500 м.

Таким образом, для общего распределения осадков на дне Мирового океана характерны следующие закономерности:

1. Широтная климатическая зональность. В пределах Мирового океана, как и на континентах, выделяются зоны ледовые, гумидные (северная, экваториальная и южная) и аридные. Основная часть осадков накапливается в гумидных зонах.

2. Возрастание мощности осадков с приближением к континенту.

3. Вертикальная зональность. С глубиной Мирового океана уменьшаются размеры обломочных частиц и количество биогенного материала.

 

 

 

 

 

 

 

содержание   ..  10  11  12  13  14  15  16  17  18  19  20  ..