ЭКОЛОГО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ
"ЭКОМОНИТОРИНГ"
СРЕДНЕУРАЛЬСКАЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ЭКСПЕДИЦИЯ
|
620014
г.Екатеринбург ул.Вайнера, 55 (Уралнедра), каб. 513 |
тел. 257-20-06, 219-39-08 факс 257-20-06 |
|
|
|
9. Геологическая
деятельность океанов и морей Вся
совокупность водных пространств океанов и морей, занимающих 361 млн. км, или 70,8%
поверхности Земли, называется Мировым океаном или океаносферой.
Мировой океан включает четыре океана: Тихий, Индийский, Атлантический,
Северный Ледовитый, все окраинные (Берингово, Охотское, Японское и др.) и
внутриконтинентальные моря (Средиземное, Черное, Балтийское и др.).
Особенностью океаносферы является единство и
взаимосвязь между отдельными частями - океанами и морями. Окраинные моря,
будучи отделены от океанов только отдельными островами или подводными
возвышенностями, характеризуются относительно свободным водообменом
с океанами. Внутриконтинентальные моря, окруженные материковой сушей, имеют
связь с океанами через относительно узкие проливы, что вызывает изменения в
динамике, составе вод и в других показателях. 9.1 Основные особенности подводного рельефа океанов и морей В
рельефе дна океанов и морей проявляется взаимодействие эндогенных и
экзогенных процессов в различных структурных зонах. Выделяются следующие
планетарные формы рельефа: подводная окраина материков, ложе океана,
глубоководные желоба и срединно-океанические хребты. В состав подводной
окраины материков входят: шельф, материковый, или континентальный, склон и
материковое подножье. Шельф (материковая отмель) представляет собой подводную
слегка наклонную равнину. Со стороны океана шельф ограничивается четко
выраженной бровкой, расположенной до глубин 130-200 м, но в некоторых случаях
погруженной до 300 м и более. Материковый,
или континентальный, склон протягивается от бровки шельфа до глубин 2,0-2,5
км, а местами до 3 км. Уклон его поверхности составляет в среднем 3-5º, но местами достигает 25 и даже 40º и более. Характер
рельефа материкового склона в ряде случаев отличается значительной
сложностью. В нем наблюдается ступенчатость профиля - чередование уступов с субгоризонтальными ступенями, что, по-видимому, связано с
разрывными тектоническими нарушениями. Второй особенностью материкового
склона является система рассекающих его поперечных подводных каньонов,
заложение части которых, возможно, также связано с тектоническими движениями
или с эрозионной деятельностью мутьевых потоков,
некоторые же представляют подводное продолжение речных долин (р. Гудзон,
Конго и др.) (рис. 9.1).
Рис. 9.1
Схема Атлантической подводной окраины Северной Америки: шельф;
материковый (континентальный) склон, расчлененный каньонами; материковое
подножье Материковое
подножье выделяется в качестве промежуточного элемента рельефа между материковым
склоном и ложем океана и протягивается до глубин 3,5 км и более. Оно
представляет собой наклонную холмистую равнину, окаймляющую основание
материкового склона и местами характеризующуюся осадками большой мощности за
счет выноса материала мутьевыми потоками и
периодически возникающими крупными оползнями. Ложе
Мирового океана представлено обычно плоскими или холмистыми равнинами,
расположенными на глубине 3500-6000 м. Они осложнены мелкими и крупными
отдельными возвышенностями и подводными горами до больших вулканических
построек типа Гавайских островов. В Тихом океане особенно много подводных
вулканических гор и, в частности, своеобразных плосковершинных гор различной
размерности, называемых гайотами. Вершины некоторых
гайотов, по данным А. Аллисона,
достигают в ширину свыше 60 км и в длину 280 км. Большинство исследователей
считают, что гайоты представляют собой
вулканические горы, которые в прошлом подвергались интенсивной волновой
абразии (лат. «абрадо» - брею, соскабливаю), о чем
свидетельствует наличие на их срезанных вершинах скатанной волнами крупной
гальки и остатков мелководной фауны. Вершины гайотов
располагаются сейчас на глубинах 1000-2000 м, что, по-видимому, связано с
тектоническим опусканием океанического дна. Аналогичная картина опускания
подтверждается и данными бурения на атоллах, где породы коралловых рифов
встречены на глубинах 1200-1400 м при нормальном жизненном развитии кораллов
до 50-60 м. Глубоководные
желоба особенно широко развиты в Тихом океане. В его западной части они образуют
почти непрерывную цепь, протягивающуюся вдоль островных дуг от Алеутских, Курило-Камчатских до Новой Зеландии и разветвляющуюся в
пределах Филиппинско-Марианского расширения. Вдоль
восточного побережья располагаются Перуанско-Чилийский
и Центрально-Американский глубоководные желоба, сопряженные с Андским поясом
молодых кайнозойских горных сооружений. В Индийском океане желоба приурочены
главным образом к морям островного Индонезийского архипелага, в Атлантическом
- к островным дугам, окаймляющим Карибское море. Глубина желобов от 7000 до
11000 м. Наибольшая глубина у Марианского желоба -
11034 м. Срединно-океанские
хребты образуют единую глобальную систему общей протяженностью свыше 60000
км. Вдоль осевой части Срединно-Атлантического и Индийского хребтов
протягивается крупная депрессия - долинообразное
понижение, ограниченное глубинными разломами и названное рифтовой
долиной или рифтом (англ. «рифт» - расселина, ущелье). Дно рифтов опущено до глубин
3,5-4,0 км, а окаймляющие хребты находятся на глубинах 1,5-2,0 км.
Срединно-океанские хребты пересечены многочисленными трансформными
(поперечными) разломами с вертикальным смещением до 3-5 км. Они смещают в
горизонтальном направлении части осевых рифтов иногда на первые сотни
километров (рис. 9.2). Срединно-океанские хребты отличаются интенсивной
сейсмичностью, высоким тепловым потоком и вулканизмом. Среди подводных
континентальных окраин по особенностям рельефа и тектонической активности
выделяются три типа переходных зон от континента к океанам. 1.
Атлантический (пассивный) тип, характерный для северной и южной Атлантики,
Северного Ледовитого океана и значительной части Индийского. Здесь четко
выражена спокойная переходная подводная окраина: континент - шельф -
континентальный склон - континентальное подножье - ложе океана. 2.
Западно-Тихоокеанский (активный) тип, где наблюдается иной переход: континент
- впадины окраинных морей (Охотское, Японское и др.) - островные дуги
(Курильская, Японская и др.) - глубоководные желоба - ложе океана. Для этого
типа характерна высокая тектоническая активность, проявляющаяся в интенсивных
вулканических извержениях, землетрясениях и движениях земной коры.
Рис. 9.2
Мировая система срединно-океанских хребтов, где оси хребтов показаны
жирными линиями, а трансформные разломы - пунктиром 3.
Андский (активный) тип, характерный для восточного и юго-восточного побережья
Тихого океана, где переход от молодых горных сооружений Анд к ложу океана
осуществляется непосредственно через Перуанско-Чилийский
желоб. Здесь также проявляются активные эндогенные процессы. В зависимости от
того или иного типа переходных зон изменяется строение земной коры. Среди
окраинных и внутриконтинентальных морей выделяют плоские моря, глубины
которых близки к глубинам шельфа. Их называют эпиконтинентальными.
К ним относятся Баренцево, Карское, Северное, Балтийское и другие моря,
представляющие собой опущенные под воду участки суши. Другим типом являются
котловинные окраинные и внутриконтинентальные моря (Охотское, Японское,
Черное, Средиземное и др.), приуроченные к тектонически
активным зонам. В них развиты шельф, континентальный склон и, главное, глубокие
котловины-впадины (от 2000 до 4000-4500 м). Длительное
время океанская кора рассматривалась как двухслойная модель, состоящая из
верхнего осадочного слоя и нижнего - «базальтового». В результате проведенных
детальных сейсмических исследований бурения многочисленных скважин и
неоднократных драгирований (взятие образцов пород
со дна океана драгами) было значительно уточнено строение океанской коры. По
современным данным, океанская земная кора имеет трехслойное строение при
мощности от 5 до 9 (12) км, чаще 6-7 км. Некоторое увеличение мощности
наблюдается под океанскими островами. 1.
Верхний, первый слой океанской коры - осадочный, состоит преимущественно из
различных осадков, находящихся в рыхлом состоянии. Его мощность от нескольких
сот метров до 1 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) в нем 2,0-2,5 км/с. 2.
Второй океанский слой, располагающийся ниже, по данным бурения, сложен
преимущественно базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород.
Мощность его от 1,0-1,5 до 2,5-3,0 км. Скорость распространения сейсмических
волн (Vp) 3,5-4,5 (5) км/с. 3.
Третий, нижний высокоскоростной океанский слой бурением еще не вскрыт. Но по
данным драгирования, проводимого с исследовательских судов, он сложен
основными магматическими породами типа габбро с подчиненными ультраосновными
породами (серпентинитами, пироксенитами). Его
мощность по сейсмическим данным от 3,5 до 5,0 км. Скорость сейсмических волн
(Vp) от 6,3-6,5 км/с, а местами увеличивается до
7,0 (7,4) км/с. Субконтинентальный тип земной коры по строению аналогичен
континентальному, но стал выделяться в связи с нечетко выраженной границей
Конрада. Этот тип коры обычно связывают с островными дугами - Курильскими,
Алеутскими и окраинами материков. За последние годы (Т. К. Злобин)
профильными сейсмическими исследованиями, методами обменных волн
землетрясений и глубинного сейсмического зондирования получены интересные
данные о строении субконтинентальной земной коры в
пределах Курильской островной дуги. Здесь выделяется первый верхний
осадочно-вулканогенный слой, протягивающийся вдоль Большой Курильской гряды
мощностью от 0,5 до 5 км. Ниже располагается второй - островодужный
гранито-метаморфический («гранитный») слой
мощностью 5-10 км. Скорость распространения сейсмических волн в нем (Vp) 5,7-6,3 км/с. Третий - «базальтовый» слой со
скоростью сейсмических волн (Vp) 6,8-7,4 км/с
залегает на глубинах 8-15 км и характеризуется изменчивой мощностью - от
14-18 км на крайнем юге Курильской гряды, 20 км в ее центральной части, 40 км
под островом Итуруп. Итак, мощность земной коры под Большой Курильской грядой
не сокращается до 20 км, как считалось ранее, а увеличивается до 33 под
островом Кунашир и до 42-44 км под островом Итуруп. И только в Малой
Курильской гряде мощность земной коры составляет 17-21 км. Субокеанский тип земной коры приурочен к котловинным частям (с глубиной выше 2
км) окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное,
Черное и др.). По строению этот тип близок к океанскому, но отличается от
него повышенной мощностью (4-10 км и более) осадочного слоя, располагающегося
на третьем океанском слое мощностью 5-10 км. Суммарная мощность земной коры
10-20 км, местами до 25(30) км (за счет увеличения мощности осадочного слоя).
Геофизические исследования показали, что ниже субокеанской
коры располагается разуплотненная мантия, в которой скорости сейсмических
волн (Vр) составляют 7,4 км/с. Это значительно ниже
скоростей в нормальной мантии и свидетельствует о тектонической активности
данных впадин, возможно, их раздвига. Своеобразное
строение земной коры отмечается в центральных рифтовых
зонах срединно-океанских хребтов (рис. 9.3). Здесь под вторым океанским слоем
располагается линза (или выступ) низкоскоростного вещества. Скорости
сейсмических волн в нем в пределах 7,4-7,8 км/с, как бы промежуточные между коровыми и мантийными. Одни исследователи считают, что
это низкоскоростное вещество представляет выступ аномально разогретой мантии,
другие - смесь корового и мантийного материала.
Рис. 9.3
Принципиальная модель глубинного строения «зрелой» континентальной рифтовой зоны в поперечном разрезе. Горизонтальные
стрелки показывают направление горизонтального растяжения коры и верхней мантии;
вертикальные - подъем верхней мантии и аномально повышенный тепловой поток
под рифтовой зоной (по Милановскому) 9.2 Химические и физические свойства вод океанов и морей Общая
соленость и солевой состав вод. В морской воде содержится большое количество
растворенных веществ. За среднюю соленость вод океана принимается величина
3,5% (35 г/л). Существенные отклонения от указанной величины связаны с
климатической зональностью - степенью испарения или количеством пресной воды,
приносимой реками. Крайние значения солености океанической воды составляют от
32 до 37 г/л. В широких пределах меняется соленость внутриконтинентальных
морей: в Средиземном море она составляет 35-39 г/л, в Красном море
увеличивается до 41-43 г/л, а в морях гумидных
областей она значительно меньше средней величины: в Черном море - 18-22 г/л,
в Каспийском - 12-15 г/л, в Азовском - 12 г/л. В
водах океанов и морей присутствуют почти все химические элементы периодической
системы, но лишь немногие из них определяют солевой состав. Приведенные
данные свидетельствуют о том, что морская вода характеризуется следующим
соотношением ионов: Сl->SO42->НСО-3 и Na+>Mg2+>Ca2+. Это указывает на
то, что в океанской воде резко преобладают хлориды и, в первую очередь, NaCl (около 78%), затем MgCl2
(>9%), KCl (около 2%), на втором месте сульфаты
- MgSO4 (свыше 6,5%), CaSO4
(около 3,5%), а на гидрокарбонаты и другие соединения падает менее 1%. В
водах Мирового океана растворены различные газы. Самыми распространенными из
них являются кислород (O2) и углекислый
газ (СО2). Кислород поступает в воду из
атмосферы, с другой стороны, он получается как продукт фотосинтеза в зеленых
растениях. Важное значение имеет также глобальная океаническая циркуляция,
поступление масс холодной воды, богатой кислородом, от высоких широт к
экватору в придонном слое. Углекислый газ находится в морской воде частью в
растворенном, свободном состоянии, частью в химически связанной форме
бикарбонатов Са(НСО3)2
или карбонатов (СаСO3). Растворимость CO2 в морской воде возрастает с понижением
температуры. Поэтому холодные воды Арктики и вообще высоких широт содержат
больше углекислого газа, чем воды низких широт. Значительное содержание CO2 отмечается в придонных холодных водах на глубинах
ниже 4000-5000 м, что сказывается на растворении известковых раковин.
Углекислый газ поступает из атмосферы, выделяется при дыхании растениями, при
разложении органических веществ и поставляется при извержении вулканов и
поствулканических процессах. В
некоторых морских бассейнах наблюдается аномальный газовый режим.
Классическим примером является Черное море, где на глубинах 150-170 м вода
значительно обеднена кислородом и ниже появляется сероводород, количественное
содержание которого значительно увеличивается в придонной части. Сероводород
образуется благодаря жизнедеятельности сульфатсодержащих бактерий,
восстанавливающих сульфаты морской воды до сероводорода. Сероводородное
заражение наблюдается в некоторых норвежских фиордах. Температура
поверхностных вод океана тесно связана с климатической зональностью.
Среднегодовая температура в высоких широтах изменяется от 0ºС
до -1,8--2,0ºС и достигает
максимального значения порядка 25-28ºС близ
термического экватора (31ºС). В то же время
температура воды изменяется с глубиной, достигая в придонных частях 2-3ºС, а в полярных областях опускается даже до
отрицательных значений порядка -1--2ºС. Давление
и плотность. Гидростатическое давление в океанах и морях соответствует весу
толщи воды. Наибольшей величины оно достигает в глубоководных желобах и в
котловинах ложа Мирового океана. Плотность морской воды в среднем составляет
примерно 1,025 г/см3, в холодных
полярных водах она увеличивается до 1,028, а в теплых тропических уменьшается
до 1,022 г/см3. Такие колебания
обусловлены изменением солености, температуры и давления. 9.3 Органический мир океанов и морей Развитие
органического мира тесно связано с указанными выше планетарными формами
рельефа дна Мирового океана, где выделяются зоны, каждая из которых
характеризуется определенной фауной и флорой и особенностями
осадконакопления. К ним относятся зоны: 1) прибрежная, или литоральная (лат.
«литорализ» - берег) (приливно-отливная),
подверженная сильному воздействию волн. Здесь трудные условия для развития
жизни. Встречаются организмы камнеточцы, крепко
прикрепленные ко дну; 2) сублиторальная, или неритовая (по названию
встречаемого здесь моллюска Nerita),
соответствующая области шельфа, где создаются благоприятные условия для
развития большого числа разнообразных видов морских организмов; 3) батиальная
(греч. «батис» - глубокий), отвечающая
континентальному склону и его подножью. В соответствии с увеличением глубины
и отсутствием света существенно изменяются условия для жизни на дне, поэтому
в осадках здесь присутствуют главным образом раковины отмерших организмов,
живущих в поверхностной части вод океанов; 4) абиссальная (греч. «абисос» - бездонный, глубокий), соответствующая ложу
Мирового океана, и субабиссальная - глубоководным
желобам. На этих глубинах вследствие низкой придонной температуры нет условий
для развития растительности и, возможно, там существуют лишь
высокоспециализированные организмы, не требующие растительной пищи.
Исключение составляют районы выходов на дне термальных вод. Примером тому
является богатый мир животных (гигантские двустворчатые моллюски, крабы,
актинии, губки и др.), обнаруженных на глубине 2,5 км в зоне рифтов
Восточно-Тихоокеанского поднятия, где выходят горячие источники и целые
гидротермальные поля, вокруг них и развивается жизнь. По
условиям обитания и образу жизни морские организмы подразделяются на три
основных группы - планктон, нектон и бентос. Из них наибольшее значение в
осадкообразовании имеют планктон и бентос. Планктонные
организмы (греч. «планктон» - блуждающие) обитают в поверхностном слое воды в
пелагической зоне на глубинах 100-200 м. Они не имеют способов передвижения и
держатся в воде во взвешенном состоянии, имеют плотность больше, чем у воды и
поэтому постепенно тонут, выходя из зоны фотосинтеза. Среди них выделяются:
фитопланктон - растительные организмы, к которым принадлежат диатомовые
водоросли с кремнистым панцирем, особенно интенсивно развивающиеся в холодных
водах высоких широт, а также микроскопические одноклеточные известковые
водоросли - кокколитофориды, живущие в теплых
водах; 2) зоопланктон, к которому относятся простейшие одноклеточные
организмы, представленные фораминиферами с известковой раковиной и
радиоляриями с кремнистой раковиной. К зоопланктону относятся также птероподы (морские бабочки) с известковой раковиной. Нектонные
организмы (греч. «нектон» - плавающие) объединяют большую группу свободно
плавающих животных - рыб, головоногих моллюсков, морских млекопитающих и др. Бентосные
организмы (греч. «бентос» - глубина) по условиям передвижения подразделяются
на две группы: 1) бентос подвижный - это моллюски, морские ежи, морские
звезды, черви и др., развит на небольших глубинах дна сублиторальной зоны; 2)
бентос прикрепленный - неподвижный, имеющий большое значение в формировании
специфических осадков. Особо важную геологическую роль играют колониальные
кораллы, известковые водоросли, мшанки и др., колонии которых образуют
гигантские постройки - рифы, атоллы. Наибольшее развитие они имеют в области
шельфа на глубинах от первых метров до 50-80 м. Помимо описанных морских
организмов, следует указать на большое значение бактерий, играющих огромную
роль в физико-химических условиях водной среды морей и океанов и создании
новых соединений, как определенные катализаторы реакций, особенно в процессе
перерождения осадка в осадочные горные породы. 9.4 Разрушительная деятельность моря Вся
толща вод Мирового океана находится в непрерывном движении. Эти движения по
своей природе различны. Среди них выделяются: 1) волновые движения; 2) приливно-отливные;
3) поверхностные и глубинные морские течения; 4) цунами. Волновые
движения возникают в результате трения ветра о водную поверхность. Зародыши
волн - это мелкая рябь. Усиление ветра вызывает перемещение воды по замкнутым
или почти замкнутым орбитам, которые имеют наибольшие размеры близ
поверхности, уменьшаются с глубиной и изменяются по форме в пределах
мелководья, где круговое движение сменяется эллипсоидальным. В открытом море
волны имеют колебательный характер, при котором подавляющая часть воды не
испытывает поступательного движения в горизонтальном направлении. У берегов
или в области мелководья колебательная волна превращается в поступательную
волну, она опрокидывается и с силой ударяется о крутой берег, производя
разрушение, или заливает низменные побережья на многие десятки метров. В
ветровых волнах выделяются гребни (наиболее высокие части) и ложбины между
ними. К элементам волны относятся: 1) высота волны, измеряемая величиной
превышения гребня над ложбиной. Высота большинства океанских волн колеблется
в пределах 3-6 м, увеличивается в периоды штормов до 10 и даже 18 м и более;
2) длина волны соответствует расстоянию по горизонтали между двумя гребнями
(или двумя ложбинами). Она зависит от силы ветра и при сильных штормовых
ситуациях увеличивается с 50-60 до 200 м и более; 3) период волны - это
время, в которое волна проходит между смежными гребнями или ложбинами. Обычно
волны подходят к берегу с интервалом в несколько секунд, но гребни длинных
волн следуют друг за другом с интервалом 10-12 с. Следовательно, период
связан с длиной волны; 4) скорость волны связана с периодом. Так, волны с
периодом 6 с движутся со скоростью 9-10 м/с, а с периодом 18-20 с - 25-30
м/с. С глубиной скорость уменьшается. Даже при самых сильных штормах волновое
движение, по-видимому, может достигать только дна шельфа и в состоянии
производить работу до глубин, равных 1/2-1/3 длины волны. Приливно-отливные
движения - периодические поднятия и опускания уровня воды в океанах и морях -
возникают в результате того, что Земля испытывает притяжение Луны и Солнца.
Сила приливов зависит от взаимного расположения Земли, Луны и Солнца.
Наиболее высокие приливы наблюдаются во время сизигия (новолуния и
полнолуния), когда Луна и Солнце находятся на одной прямой линии и притяжения
их проявляются в одном направлении. Приливы наименьшей высоты возникают в
квадратуре, когда Луна и Солнце образуют с Землей прямой угол и притяжение их
противодействует друг другу. Высота
приливов составляет первые метры, но в узких заливах, проливах и устьях рек
значительно увеличивается. По Ф.П. Шепарду,
особенно высокие (более 18 м) приливные волны отмечаются в заливе Фанди (северо-восточное побережье Канады) или в проливах
типа Ла-Манша. В России максимальная высота приливов зарегистрирована в Пенжинской губе Охотского моря (11-12 м), в Кандалакшском заливе и Мезенской
губе Белого моря (10-11 м). В этих случаях отмечается и большая скорость
течений. В отличие от волновых, приливно-отливные движения захватывают всю
толщу воды и поэтому являются одним из важных факторов в динамике
осадконакопления, особенно в пределах шельфа. Приливные течения в какой-то
мере размывают дно, частично переносят и перемешивают осадочный материал,
оставляют знаки ряби на поверхности песчаных осадков и т.п. В
Мировом океане существуют сложные приповерхностные постоянные системы
циркуляции вод, обусловленные господствующими ветрами, различной плотностью,
зависящей от температуры и солености вод, а также влиянием силы Кориолиса
(центробежной и отклоняющей силой вращения Земли). Постоянные течения имеют
значение в переносе взвешенного и растворенного материала, что сказывается на
процессах осадкообразования. Исследованиями
последних десятилетий в океанах установлены и глубинные течения. Важное
значение имеют глубинные придонные океанические течения, формирующиеся в
высоких широтах. Холодные арктические воды с большей плотностью опускаются на
глубину и, достигая скорости (по американским данным) 35 см/с, движутся в
южном направлении, а холодные антарктические воды в виде придонного течения
движутся в северном направлении, достигая экватора. Имеет место и
конвективное перемещение воды. Цунами
- это гигантские волны, возникающие при сильных землетрясениях, с эпицентрами
на дне океана, а также при крупных взрывных извержениях вулканов. Наиболее
часто цунами возникают в пределах активных окраин Тихого океана. Скорость
распространения таких волн достигает 500-700 км/ч, а высота - 20-30 м и
более. Такие волны, обрушиваясь на берега, вызывают крупные оползни, мутьевые потоки, деформации, разрушение. В Японии
известно много случаев цунами, сопровождавшихся разрушением береговых
сооружений и жертвами. Волны цунами высотой до 36 м возникали при извержении
Кракатау в 1883 г. Разрушительная
деятельность моря называется абразией. Под абразией понимается процесс
механического разрушения волнами и течениями коренных пород. Особенно
интенсивно абразия проявляется у самого берега под действием прибоя (наката).
Горные породы испытывают удар волны, коррозионное разрушение под действием
ударов камней и песчинок, растворение и другие воздействия. Менее интенсивно
протекает подводная абразия, хотя ее воздействие на дно в морях и озерах
распространяется до глубины несколько десятков метров, а в океанах до 100 м и
более. Абразию следует отличать от размыва, разрушающего рыхлые, чаще всего
поверхностные отложения. Своеобразно абразионные процессы протекают на
берегах полярных областей, нередко образованных мерзлыми грунтами,
содержащими лед. Под действием волн происходит протаивание
мерзлых пород с полным или частичным выносом протаявшего материала. Процесс
разрушения волнами таких берегов получил название термоабразии. Сильнее
всего абразия проявляется у приглубых берегов.
Штормовые волны ударяют с большой силой (местами до 30 т/м и более) о крутой
берег. Под их воздействием в основании крутого берегового уступа, где
сосредоточена наибольшая сила гидравлического удара, возникает так называемая
волноприбойная ниша, над которой остается карниз нависающих пород.
Разрушительная деятельность волн усиливается захватываемыми ими различными
обломками горных пород. При дальнейшем разрастании волноприбойной ниши
наступает момент, когда устойчивость карниза нарушается и происходит
обрушение пород. После обрушения берег вновь представляет отвесный обрыв,
называемый клиффом (нем. «клифф»
- обрыв). В дальнейшем процесс может повторяться развитием новых
волноприбойных ниш. Таким
образом, берег отступает в сторону суши, оставляя за собой слабо наклонную
подводную абразионную террасу, или бенч. Часть обрушившегося обломочного
материала выносится на крутой подводный склон за пределы абразионной террасы
и откладывается. Так образуются подводные аккумулятивные террасы, сопряженные
с абразионными. Схема
различных стадий (абразии) последовательного отступания берега дана на рис.
9.4. Чем шире абразионно-аккумулятивные террасы, тем меньше энергия волн,
подходящих к берегу, поскольку она расходуется на преодоление трения, на
перемещение и переработку материала. К тому же между подводной абразионной
террасой и клиффом возникает пляж, представляющий
гряды или насыпи гальки, гравия, иногда песка, полого спускающиеся в сторону
моря. Расширение пляжа способствует уменьшению абразионного воздействия на
берег.
Рис. 9.4
Схема последовательных стадий отступания берега под воздействием моря:
а1, а2, a3 - различные положения абразионных террас; А, Б, В -
различные положения отступающего берегового склона; пунктиром показаны
абразионные террасы, соответствующие различным стадиям развития берега; A1, Б1, В1
- различные стадии развития подводной аккумулятивной террасы; П - пляж (по В.П. Зенковичу) Скорость
и величина отступания берегов зависят от состава слагающих их пород. Если
берег слагается сильно трещиноватыми или рыхлыми породами, то скорость его
отступания может достигать нескольких метров в год. Абразионному воздействию
подвержены высокие берега на Черном море в Сочи, Сухуми и др. В пределах
плоских и отмелых берегов процессы развиваются
иначе. Энергия волн на широких мелководьях гасится, и происходит не абразия,
а перенос и аккумуляция осадков - образование широкой полосы надводной
террасы. Такие берега называются аккумулятивными в отличие от абразионных. При
поперечном подходе волн к берегу в зоне прибоя в пределах пляжа часто
формируются валы из песчано-гравийно-галечного материала, а в мелководной
части моря происходит образование подводных валов, представляющих невысокие
преимущественно песчаные гряды, параллельные берегу. К
особой категории относятся крупные аккумулятивные формы, называемые барами.
Они представляют длинные полосы, поднятые над уровнем моря, протягивающиеся
параллельно берегу на десятки и сотни километров и сложенные песчано-гравийно-галечными,
местами песчано-ракушечными или ракушечными наносами. Ширина бар порядка
20-30 км, а высота до первых десятков метров. Бары нередко частично или
полностью отделяют от моря заливы или лагуны. Крупные бары известны в
Мексиканском заливе, Беринговом и Охотском морях. По
данным О.К. Леонтьева, 10% от всей протяженности береговой линии Мирового
океана приходится на берега, окаймленные барами. При подходе волн к берегу
под некоторым углом возникает продольное перемещение наносов и образуются
различные аккумулятивные формы. Их образование отражено на рисунке 9.5. Эти
формы определяются углом подхода волн, их силой и контурами берега.
Выделяются три аккумулятивные формы: 1) косы, возникающие при изгибе берега
от моря; 2) примкнувшая аккумулятивная терраса, образующаяся путем заполнения
изгиба берега в сторону моря; 3) томболо, или перейма, нарастающая при блокировке участка берега
островом с образованием «волновой тени» между берегом и островом.
Рис. 9.5
Схема образования некоторых аккумулятивных форм при различном
направлении подхода волн к берегу (по В.П. Зенковичу): А, В, С - положение береговых линий; I - коса при повороте береговой линии от моря; II - примкнувшая аккумулятивная терраса при повороте
берега к морю (заполнение угла); III - томболо или перейма, при
блокировке участка берега островом; стрелками показаны направления подхода
волн к берегу 9.5 Образование осадков в океанах и морях Наиболее
важным процессом в пределах Мирового океана является аккумуляция донных
осадков. Этот сложный процесс называют седиментацией или седиментогенезом.
Седиментогенез (от лат. sedimentum - оседание) -
стадия образования и выпадения осадка от первого момента его пребывания на
дне водоема до наступления диагенеза. Диагенез - процесс превращения осадка в
горную породу. Изучение современных осадков, закономерностей их
распространения в различных зонах Мирового океана позволяет восстанавливать
палеогеографическую обстановку геологического прошлого. Известно, что в ходе
геологической истории поверхность континентов неоднократно покрывалась водами
морей и океанов. В них протекали интенсивные процессы аккумуляции осадков,
затем преобразованных в осадочные горные породы, покрывающие около 75%
поверхностной части материков. Процесс
осадкообразования в океанах начинается с подготовки осадочного материала на
материках, являющихся областями преимущественной денудации (сноса). Такая
подготовка осуществляется в результате выветривания, деятельности рек,
ледников, ветра (табл. 9.1). Вторым этапом является перенос материала,
частичное отложение на путях переноса и поставка основной массы в океаны и
моря. Таблица 9.1 Формирование терригенных осадков
Наибольшая
поставка осадочного материала осуществляется речным стоком. При этом около 7
млрд. т/год поставляется реками преимущественно тропических областей: Ганг,
Брахмапутра, Хуанхэ, Янцзы, Миссисипи и др. Приблизительно в равных
количествах поступает в океаны и моря ледниковый и эоловый материал. Кроме
указанных экзогенных факторов, привноса в океаны и
моря различных веществ большое значение в осадкообразовании имеет поступление
вулканогенного пирокластического материала, особенно пеплового, разносимого
на обширные пространства. Как было сказано, расположение действующих вулканов
тесно связано с тектонически-активными зонами земной коры. Наибольшее
количество их сосредоточено в обрамлении океанов и в срединно-океанских
хребтах. Для многих вулканов островных дуг характерны высокая эксплозивность и выброс пирокластического материала до
десятков километров в высоту, что сопровождается тропосферным и стратосферным
переносом вулканического пепла. Количественная оценка поступления
вулканогенного осадочного материала затруднена и разными авторами указываются
величины 1,8-2 млрд. т/год. Важную
роль в осадконакоплении играют биогенные процессы, развитие различных
организмов, которые строят свои панцири и скелетные части из растворенных
солей, поступающих с суши, главным образом из СаСO3
и SiO2. Биогенный вклад в баланс
осадочного материала в океанах в первом приближении оценивается в 1,7-1,80
млрд. т/год. В Мировой океан поступает и космогенный
материал, величина которого ориентировочно оценивается в 0,01-0,08 млрд.
т/год. Таким образом, суммарный баланс осадочного материала в Мировом океане
составляет около 29-30 млрд. т/год. Вещественный
состав донных осадков и закономерности их распределения в различных зонах
океана связаны с: 1) глубиной океанов и рельефом дна; 2) гидродинамической
обстановкой (волнения, приливы и отливы, поверхностные и глубинные течения);
3) характером поставляемого осадочного материала; 4) биологической
продуктивностью; 5) эксплозивной деятельностью вулканов. По генезису
выделяются следующие основные группы осадков: 1) терригенные (от лат. «терра» - земля); 2) органогенные (биогенные); 3) полигенные («красная глубоководная глина»); 4)
вулканогенные; 5) хемогенные. Закономерности распределения указанных групп
донных осадков и их соотношения в различных зонах океанов и морей
определяются: 1) климатической зональностью; 2) вертикальной зональностью,
связанной с изменением глубин; 3) циркумконтинентальной
зональностью - степенью удаленности от континента или крупных островов. Терригенные
осадки образуются из обломочного или пелитового
материала, приносимого с континентов различными экзогенными факторами,
указанными при характеристике баланса осадочного материала, и особенно широко
развиты в гумидных зонах (умеренные и
экваториальные пояса). Наибольшая часть терригенных осадков, приносимых с
суши, откладывается в пределах подводной окраины материков - в области
шельфа, континентального склона и его подножья. При
поступлении осадочного терригенного материала в Мировой океан в ряде случаев
происходит его механическая дифференциация, заключающаяся в приспособлении
приносимых взвешенных и влекомых частиц к
существующим динамическим условиям, глубинам и расстояниям от суши,
рассортировке их по размерам зерен. Часто она выражена в постепенной смене
осадков - от грубых песчано-гравийно-галечных в прибрежной (литоральной)
мелководной части через песчаные и песчано-алевритовые в более глубоких
частях шельфа (в сублиторальной или неритовой зоне), затем алевритопелитовые
в батиальной зоне - до самых тонких пелитовых в
абиссальной (в ложе океана). Такая картина наблюдается в умеренных гумидных зонах у приглубых
берегов. На отмелых берегах с менее активной
динамической средой, на пляже и подводном береговом склоне накапливаются
различные по зернистости пески, сменяющиеся по мере увеличения глубины
песчано-алевритовыми, алевритовыми и алевритопелитовыми осадками. Мутьевые
(суспензионные) потоки являются мощным динамическим фактором подводного
перемещения осадочного материала. Это разжиженные иловые осадки, которые
устремляются вниз в виде придонных потоков по подводным долинам и каньонам,
прорезающим материковые склоны, а местами и части шельфа. По мере движения мутьевые потоки производят донную и боковую эрозию, а
ближе к низовой части каньонов начинается аккумуляция переносимых ими
осадков, усиливающаяся на подножье материкового склона. В результате у
подножья склонов и в прилежащей части ложа океана образуются обширные конусы
выноса и среди тонких пелитовых или органогенных
осадков глубоководной части появляются менее отсортированные алевритовые и
песчаные илы континентального склона или даже бровки шельфа с характерной
градационной слоистостью (внизу более крупные частицы, вверху более тонкие).
Отложения мутьевых потоков называют турбидитами. По данным В.П. Петелина
и П.Л. Безрукова, такие отложения обнаружены и в глубоководных желобах - Курило-Камчатском, Японском и др. Они могут встречаться
на расстоянии более 2000 км от континента. Айсберговые
(ледовые) осадки особенно широко развиты в Приантарктической
части Мирового океана. Ледники Антарктиды при своем движении производят
интенсивную экзарацию, захват в придонной части различного обломочного
материала, который выносится шельфовыми льдами и айсбергами на далекое
расстояние от континента. При постепенном перемещении и таянии айсбергов
обломочный материал, заключенный в них, выпадает на дно. Характерной
особенностью этих осадков является широкое распространение в них
валунно-щебнистого материала и дресвы, местами песчано-алевритового и даже
алевритопелитового. Айсберговые (ледовые) осадки окаймляют берега Антарктиды
почти сплошным поясом шириной от 300 до 1200 км при средней ширине 500-700
км. Современные айсберговые осадки развиты также близ Гренландии. Осадки
экваториальной гумидной зоны существенно отличаются
от айсберговых. Для этой зоны характерно развитие в пределах континентов
мощных кор выветривания с преобладанием глинистых
минералов - монтмориллонита, каолинита и др. Поэтому реки здесь выносят
преимущественно тончайший пелитовый материал.
Примером тому является вынос материала реками Амазонка, Ориноко, Ганг и
Брахмапутра, Иравади, Нигер, Инд и др. В этих
условиях непосредственно близ берегов от устьев рек протягиваются пелитовые осадки, почти не встречаемые на шельфах
умеренных зон. Органогенные
(биогенные) осадки широко распространены в Мировом океане и тесно связаны с
природной зональностью, определяющей развитие той или иной биогенной
продукции. Среди органогенных планктогенных осадков
выделяются два основных типа: 1) карбонатные, состоящие более чем на 30% из СаСО3; 2) кремнистые - более чем на 30% из
аморфного кремнезема. Карбонатные
планктогенные осадки имеют наибольшее площадное
распространение. В Тихом океане они составляют около 36%, в Индийском - около
54 и в Атлантическом - около 68%. По преобладанию захороненных остатков
организмов карбонатные осадки подразделяются на фораминиферовые, кокколитофоридовые и птероподовые. Фораминиферовые
осадки состоят из раковин простейших одноклеточных организмов - фораминифер с
известковым скелетом или их обломков. Размеры раковин фораминифер от 50 до
1000 мкм. Фораминиферы обитают в верхних слоях океанических вод с
максимальным распространением до глубин 50-100 м. Отмирая, фораминиферы
медленно опускаются на дно, образуя различные по гранулометрическому составу
осадки в зависимости от размеров и сохранности раковин. Это главным образом
песчано-алевритовые или алевритопелитовые карбонатные осадки, в которых
количество СаСО3 колеблется от 30 до 90
и даже 99%. При хорошей сохранности отмерших раковин фораминифер образуются
преимущественно песчаные осадки, а на больших глубинах, близких к
критическим, алевритопелитовые и пелитовые. Они
распространены преимущественно на глубинах от 3000 до 4500-4700 м. Ниже, в
холодных недонасыщенных СаСО3
водах океана фораминиферовые илы растворяются, не достигая дна, и сменяются
кремнистыми или полигенными осадками. Глубины
4500-4700 м названы А.П. Лисицыным критическими для карбонатного
осадконакопления. Планктогенные фораминиферовые
осадки являются одним из основных видов осадков Мирового океана. Кокколитофоридовые осадки образуются за счет скопления пластинок
известковых водорослей кокколитофорид
микроскопических размеров - от 5 до 50 мкм. В большинстве случаев образуются
смешанные кокколитофоридово-фораминиферовые. Птероподовые и птероподово-фораминиферовые осадки состоят из остатков
пелагических планктонных моллюсков - птеропод,
обитающих в теплых тропических и экваториальных водах океанов, Средиземного и
Красного морей до глубин первых сотен метров. Раковины птеропод
состоят из арагонита (легко растворимой формы СаСО3),
вследствие чего при отмирании они не проникают глубже 200-2200 м. Типичные птероподовые осадки встречаются редко и занимают
небольшие площади в виде отдельных пятен на подводных поднятиях. В
большинстве же случаев распространены смешанные птероподово-фораминиферовые
осадки. Кремнистые
планктогенные осадки - диатомовые и радиоляриевые.
Диатомовые осадки образуются в результате накопления кремнистых панцирей
диатомовых водорослей (диатомей), имеющих наибольшее развитие в холодных,
приполярных областях. Диатомовые осадки образуют огромный непрерывный пояс
вокруг Антарктиды шириной до 300 и 1200 км. В этом поясе отмечается и
наибольшее содержание кремнезема, достигающее 70-72%. Малые размеры диатомей
и их разрушение определяют гранулометрический состав. Это обычно
алевритоглинистые и глинистые илы. В Северном полушарии диатомовые осадки не
образуют сплошного пояса, а выражены лишь в виде отдельных ареалов в северной
части Тихого океана, обычно с меньшим содержанием SiO2,
которое только в пределах Охотского моря достигает 50%. Особым подтипом
являются так называемые этмодисковые диатомовые
осадки экваториальной зоны, состоящие из крупных панцирей теплолюбивых
диатомей - этмодискусов, встречающиеся в западной
тропической части Тихого океана в виде отдельных пятен, залегающих ниже
критических глубин 4500-4700 м и встреченных даже в глубоководном Марианском желобе. Радиоляриевые
осадки состоят из простейших планктонных организмов - радиолярий, скелетные
части которых построены из кремнезема. Местами совместно с радиоляриями
наблюдаются остатки теплолюбивых диатомей. Такие кремнистые осадки называются
радиоляриево-диатомовыми или
диатомово-радиоляриевыми (в зависимости от соотношения). В большинстве случаев
это слабо кремнистые осадки, в которых содержание аморфного кремнезема редко
превышает 30%. Они образуют отдельные ареалы в зоне экваториальной
дивергенции в Индийском и Тихом океанах, отличающейся высокими биомассами
фито- и зоопланктона. По гранулометрическому составу (в зависимости от
степени сохранности скелетов радиолярий и панцирей диатомей) - это
алевритопелитовые или пелитовые илы. Радиоляриевые
и радиоляриево-диатомовые осадки встречаются
преимущественно на дне котловин ниже критических глубин карбонатного
осадкообразования. В ряде мест радиоляриевые илы чередуются с красными
глубоководными глинами. В экваториальных зонах местами развиты смешанные
карбонатно-кремнистые осадки - диатомово-фораминиферовые или радиоляриево-фораминиферовые. К
бентогенным осадкам относятся органогенные рифы,
обобщенно называемые коралловыми рифами, образующимися за счет кораллов и
водорослей, извлекающих из морской воды СаСО3
для построения своих скелетных частей. Фактически это кораллово-водорослевые
рифы, в биоценоз которых входят также различные моллюски, бентосные
фораминиферы, иглокожие. Роль различных организмов биоценоза коралловых рифов
в накоплении карбонатного материала, по данным А.П. Лисицына, различна. На
первом месте стоят известковые водоросли (30-50%), на втором - рифовые
кораллы (10-30%), далее - различные моллюски (10-20%) и на четвертом -
фораминиферы (1-10%). Современные коралловые рифы распространены
исключительно в тропических и субтропических водах Тихого и Индийского
океанов, в Карибском море. Критическими температурами, при которых кораллы не
развиваются, являются, с одной стороны, 18-19ºС,
с другой - 34-35ºС. Наилучшие условия для
развития биоценоза коралловых рифов наблюдаются при среднегодовой температуре
воды 23-25ºС. Нижний предел глубины для
рифообразующих организмов от 50-60 до 70-80 м. Максимальная биомасса
сосредоточена в поверхностных слоях воды на глубине от 10 до 15 м, особенно
это касается водорослей, которым требуется свет для фотосинтеза. Выделяется
несколько типов коралловых рифов: 1.
Окаймляющие, или береговые, рифы, которые формируются у берега и часто бывают
соединены с сушей материков или островов. 2.
Барьерные, отделенные от коренного берега материка или острова коралловыми
лагунами. Мощность такого рифа может существенно превышать мощность
окаймляющих рифов. Это связано главным образом с тектоническим прогибанием территории при условии успевающего за ним
процесса роста коралловых построек. Ярким примером является так называемый
Большой Барьерный риф, протягивающийся вдоль северо-восточного берега
Австралии почти на 2 тыс. км при средней ширине 150 км и мощности (по данным
бурения) до 150 м. Он отделяется от материка лагуной относительно небольшой
глубины, в пределах которой формируются внутрилагунные береговые барьерные
рифы (рис. 9.6). В тропическом поясе юго-западной части Тихого океана многие
вулканические острова полностью или частично окаймлены барьерными рифами,
отделенными от островов лагунами.
Рис. 9.6
Разрез, показывающий отношение большого Барьерного рифа к Квинслендскому берегу (по Д.А. Стифсу):
1-рифы, 2-осадки лагун и протоков 3.
Атоллы, к которым относятся кольцеобразные коралловые рифы, имеющие
наибольшее распространение в Тихом и Индийском океанах (рис. 9.7). По
данным Ч. Дарвина, подтвержденным последующими исследованиями, большинство
атоллов можно считать разновидностью кольцевых барьерных рифов, в которых
острова в результате медленных тектонических движений опустились и на их
месте образовались лагуны, соединяющиеся с открытым морем узким каналом. В
лагунах атоллов и в прилежащих частях ложа океана происходит накопление
карбонатных осадков, представляющих обломки и тонкий детрит (лат. «детритус - истертый) различных карбонатных организмов -
водорослей, кораллов, в небольшом количестве раковины фораминифер и
моллюсков. Местами наблюдаются примеси терригенного, а местами и
вулканогенного материала.
Рис. 9.7
Образование атолла по мере погружения острова (по Ч. Дарвину) К
полигенным осадкам относят «красную» глубоководную
глину коричневого цвета различных оттенков, занимающую свыше 35-50% площади
дна Тихого океана и приблизительно около 25-30% - Атлантического и
Индийского. Она состоит из наиболее тонких частиц. Содержание пелитовой фракции в ней нередко достигает 95-98%, при
этом на долю наиболее тонких субколлоидных фракций
(<0,005 мм) приходится до 70-75%. Распространение типичных красных глин
приурочено к наиболее глубоким частям океана ниже критической глубины
карбонатного осадконакопления и к удаленным от континента частям океана.
Содержание в них СаСО3 обычно меньше 1%,
редко до 3% и только при переходе к фораминиферовым илам возрастает до 10%.
Также невелико в них количество биогенного кремнистого материала, которое
несколько увеличивается в экваториальных районах океана за счет примеси
радиолярий и теплолюбивых диатомей. В
составе красных глин участвует осадочный материал различного генезиса: 1)
нерастворимый материал, входящий в раковины фораминифер; 2) вулканогенный
пепловый материал дальнего разноса; 3) тонкодисперсные частицы терригенного
материала, приносимого реками, достигающие удаленных частей океана и медленно
оседающие на дно; 4) пылевые частицы эолового разноса; 5) метеорная пыль
(включения шариков никелистого железа); 6) биогенный материал - зубы акул,
реже слуховые косточки китов и др.; 7) обычный компонент красных глин -
глубоководный минерал из группы цеолитов (водных алюмосиликатов). Появление цеолитовых разностей, а также заметное присутствие
космических шариков свидетельствуют о чрезвычайно малых скоростях накопления
«красной» глубоководной глины - около 1 мм/1000 лет. Вулканогенные
осадки состоят из вулканогенного материала (лавового и пирокластического),
встречаются в виде широких ареалов вокруг островных и подводных вулканов,
расположение которых определяется тектонической активностью территорий.
Наибольшее значение в вулканогенном осадкообразовании имеет пирокластический
материал. Местами глубоководные илы состоят из тончайшего пеплового материала
мелкоалевритовой и даже алевритово-пелитовой
размерности. Помимо образования вулканогенных осадков вокруг очагов
вулканизма пирокластический материал образует примеси или прослои в различных
генетических типах морских осадков. Шире всего вулканогенные осадки
распространены в Тихом океане, окруженном «огненным» кольцом действующих
вулканов и имеющем значительное число подводных вулканов, а также в
северо-восточной части Индийского океана. С
вулканической деятельностью некоторые исследователи связывают специфические
донные металлоносные осадки с повышенным содержанием железа, марганца,
свинца, цинка и др., образующиеся в местах выхода гидротермальных растворов,
газов. Такие осадки встречаются местами на подводных вулканах, вблизи
срединно-океанических хребтов и в рифтовых зонах.
Формирование их, по-видимому, связано с интенсивной поствулканической
деятельностью. Важные данные подобного типа получены при исследовании донных
осадков Красного моря. Гидротермальные растворы, выходящие на глубине 2000 м
в рифтовой зоне Красного моря, выносят Fе, Рb, Zn,
Сu и др. Хемогенные
осадки образуются в различных зонах. Оолитовые хемогенные карбонатные осадки
образуются только в аридных зонах при температуре вод от 25 до 30ºС при значительном пересыщении
СаСО3 и в условиях мелководья до глубин
не более 20 м. В этой среде обильная растительность поглощает большое
количество углекислого газа, что нарушает карбонатное равновесие, вызывает пересыщенность воды СаСО3
и его выпадение. Карбонат кальция выпадает в виде мелких концентрического
строения шариков размером до 2 мм, называемых оолитами (греч. «оо» - яйцо, «литос» - камень).
Оолитовые осадки встречаются на Большой Багамской
банке, у берегов Флориды, у берегов Каспия, в Аральском и Красном морях, в
Персидском заливе и в других мелководных частях морей аридных зон, где
невелико поступление терригенного материала. Местами карбонат кальция
накапливается в виде мелкого известкового ила песчано-алевритовой
размерности. Фосфориты
образуются в виде конкреций на глубинах в зоне шельфа и прилежащей части
континентального склона. У берегов Калифорнии они встречаются близ Сан-Диего
на глубинах от 100 до 400 м, а близ южной Фосфориты оконечности Африки - на
глубинах более 1000 м. Наиболее благоприятны условия для образования
фосфоритов в зонах дивергенции и подъема глубинных вод, обогащенных фосфором.
Не исключается возможность образования их и в стадию диагенеза, путем
сложного замещения (метасоматоза) СаСО3
фосфорными соединениями. К
глауконитовым осадкам относятся зеленые мелко- тонкопесчаные, местами
песчано-алевритовые осадки со значительным содержанием минерала глауконита
(водного алюмосиликата) оливково-зеленого цвета. Наибольшее количество
глауконитовых песков и илов встречается на шельфах и в верхней части
континентального склона, на глубинах от 100 до 500-1000 м (местами до 2000
м). В более глубоководных осадках глауконит встречается в виде незначительной
примеси. Глауконит образуется в результате подводного выветривания и
разложения на дне моря алюмосиликатных частиц, вулканического стекла или
выпадает в морской воде в виде геля из коллоидных растворов, приносимых с
суши. К глауконитовым пескам в большинстве случаев приурочены фосфоритовые
конкреции, как в современных осадках, так и в более древних отложениях. Железо-марганцевые
конкреции, как было сказано, распространены в глубоководных частях океанов,
но встречаются местами и в пределах котловин окраинных и
внутриконтинентальных морей. Наибольшее их скопление наблюдается в Тихом
океане, где встречаются участки дна, на 30-50% покрытые конкрециями. Чаще
всего они находятся в областях распространения «красных» глубоководных глин,
но встречаются также и в пределах фораминиферовых осадков и др. Они
представляют неправильной формы стяжения различной размерности: чаще 2-5 см в
поперечнике, местами свыше 5-10 см. Исходя
из рассмотрения генетических типов осадков в океанах, морях, реках и озерах,
устанавливается определенная закономерность их распределения в зависимости от
физико-географических условий - рельефа дна водоемов, подвижности и
температуры воды, степени удаленности от континента, характера распределения
различных организмов и других факторов. В одно и то же время в разных
условиях формируются различные по генезису и составу типы осадков. Так,
например, в пределах области шельфа гумидных
областей при значительном поступлении осадочного материала с континента будут
откладываться преимущественно терригенные осадки. В то же время в тропических
зонах при незначительном поступлении терригенного материала в мелководной
области шельфа развиваются коралловые рифы. Одновременно в абиссальной части
океана, удаленной от берега, могут накапливаться органогенные (планктогенные) и полигенные
осадки. Приведенные данные указывают, что существует тесная и многосторонняя
связь осадкообразования со средой. Следовательно,
изучая осадок, его состав, закономерности площадного развития и включенную в
него фауну, можно восстановить условия и время его образования, а это, в свою
очередь, имеет большое значение для анализа древних отложений и
восстановления палеогеографических обстановок их формирования в различные
этапы геологического развития. Впервые на это было обращено внимание в первой
половине XIX в. швейцарским геологом А. Гресли при изучении Юрских гор Швейцарии, установившим
закономерную смену состава отложений одновозрастных горизонтов. Им было
введено понятие фация (лат. «фациес» - лицо,
облик). Под фациями А. Гресли понимал отложения
разного состава, имеющие одинаковый возраст и замещающие друг друга по
площади (по горизонтали). В настоящее время понятие о фациях пользуется
всеобщим признанием. Значительная часть исследователей считают, что фация -
это горные породы (осадки), возникшие в определенной физико-географической
обстановке и отличающиеся от состава и условий образования смежных
одновозрастных пород. Однако, во всех случаях подчеркивается четкая
взаимосвязь нескольких сторон: 1) литологический состав породы (осадка) и
соответствующие ей органические остатки; 2) физико-географическая обстановка
седиментации; 3) геологический возраст - принадлежность фации определенному
стратиграфическому горизонту, фации могут рассматриваться только в конкретных
стратиграфических границах. Фациальный
анализ имеет особенно большое значение для ископаемых фаций горных пород,
образовавшихся в той или иной физико-географической обстановке в различные
этапы геологической истории. Хорошо известно, что в ходе геологического
времени обстановка осадконакопления неоднократно изменялась, что было связано
или с колебаниями уровня Мирового океана, или с вертикальными тектоническими
движениями земной коры, что, естественно, сопровождалось изменениями в
горизонтальном и вертикальном направлениях состава осадков и органических
остатков в них. В этих случаях особенно важно выявление и изучение фациальной
изменчивости и зональности одновозрастных отложений для корреляции (лат. «корреляцио» - соотношение, взаимосвязь) геологических
разрезов, определения бывших палеогеографических условий и обстановок
осадконакопления и, таким образом, выяснения происхождения пород. Корреляция
разрезов является основным материалом для составления фациальных профилей и
обобщающих карт фаций. Среди современных и ископаемых фаций различают три
крупные группы фаций: 1) морские; 2) континентальные; 3) переходные. (А.В. Захарченко, Томск, ТМЦДО, 2005) |
