Главная | Случайная
Обратная связь

ТОР 5 статей:

Методические подходы к анализу финансового состояния предприятия

Проблема периодизации русской литературы ХХ века. Краткая характеристика второй половины ХХ века

Ценовые и неценовые факторы

Характеристика шлифовальных кругов и ее маркировка

Служебные части речи. Предлог. Союз. Частицы

КАТЕГОРИИ:






ОБРАЗОВАНИЕ ОСАДКОВ В ОКЕАНАХ И МОРЯХ И ИХ ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ




Наиболее важным процессом в пределах Мирового океана является аккумуляция донных осадков. Этот сложный процесс называют седиментацией или седиментогенезом. 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. Вторым этапом является перенос материала, частичное отложение на путях переноса и поставка основной массы в океаны и моря.

Баланс осадочного материала млд.т/год
Твердый сток рек 18,53
Сток растворенных веществ 3,2
Ледниковый сток 1,5
Эоловый привнос около 1,6
Абразия берегов и дна около 0,5
Итого около около 25,33

По данным А. П. Лисицына, 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 СаСОз и Si02. 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.

Генетические типы донных осадков. 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 (рис. 10.8). Закономерности распределения указанных групп донных осадков и их соотношения в различных зонах океанов и морей определяются, по данным А. П. Лисицына: 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.

Указанная в схеме механическая осадочная дифференциация осложняется многими факторами: 1) неровность рельефа в области шельфа (остатки субаэрального рельефа); 2) принос реками в различных климатических зонах неодинакового по составу осадочного материала; 3) действие течений; 4) гравитационные подводные процессы - оползни и мутьевые потоки. Крупные подводные оползни возникают периодически на материковом склоне, в результате чего в его нижней части и особенно в пределах материкового подножья образуются мощные оползневые тела с холмисто-западинным рельефом.

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 (см. рис. 10.1). 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.

Существенные отклонения от дифференциации осадочного материала, связанные с климатической зональностью, наблюдаются в следующих зонах: 1) приантарктической и отчасти северной полярной, где А.П. Лисицыным выделен особый подтип - айсберговые (ледовые) осадки; 2) экваториально-гумидной, с присущей ей поставкой специфического осадочного материала реками-гигантами.

Айсберговые (ледовые) осадки особенно широко развиты в Приантарктической части Мирового океана. Ледники Антарктиды при своем движении производят интенсивную экзарацию, и 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. Они развиты не только в пределах шельфа и континентального склона, но и в прилежащих частях ложа океана, где грубообломочный моренный материал накладывается по пути движения айсбергов на более тонкие слабокремнистые осадки, а затем на 60-65 o ю.ш. сменяются кремнистыми диатомовыми илами. Современные айсберговые осадки развиты также близ Гренландии.

Осадки северной ледовой зоны существенно отличаются от айсберговых Приантарктиды. Грубообломочный материал, свойственный ледовому разносу на севере, характеризуется сортированностью, наличием хорошо окатанных, отполированных галек, подобно галечникам морских пляжей. По-видимому, основной грубообломочный гравийно-галечный материал ледники захватывали с морских пляжей, галечных берегов и отмелей. В ледовых зонах Севера, а также поблизости от водосборов, где развита мерзлота, реки привносят преимущественно песчано-алевритовый и алевритовый материал. По данным А. П. Лисицына, в Беринговом море, в северной части Атлантического океана, также широко распространены песчано-алевритовые осадки.

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. Заканчивая краткую характеристику терригенных осадков, следует еще раз подчеркнуть сложность их состава и распределения в океанах и морях. Вместе с тем важно иметь в виду, что терригенные осадки составляют основной фон в самых различных частях Мирового океана, встречаясь в том или ином количестве в других генетических типах морских осадков.

Органогенные (биогенные) осадки широко распространены в Мировом океана 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 СаСОз; 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. Планктогенные 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 СаСОз 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 СаСОз 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. Относительно малое значение имеют бентогенные осадки на глубинах шельфа, состоящие из бентосных фораминифер.

Кокколитофоридовые осадки образуются за счет скопления пластинок известковых водорослей кокколитофорид микроскопических размеров - от 5 до 50 мкм. В большинстве случаев образуются смешанные кокколитофоридово-фораминиферовые или фораминиферово-кокколитофоридовые осадки с различным соотношением кокколитофорид и фораминифер.

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 СаСОз), 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. Как видно на рис. 10.8, 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, 18-19 o, с другой - 34 - 35 oС. Наилучшие условия для развития биоценоза коралловых рифов наблюдаются при среднегодовой температуре воды 23 - 25 oС. 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, для фотосинтеза которых требуется много света. Для развития коралловых рифов важны также прозрачность морской воды, насыщенной кислородом и известью, и нормальная или близкая к нормальной соленость (30-38 ).







Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском:

vikidalka.ru - 2015-2020 год. Все права принадлежат их авторам! Нарушение авторских прав | Нарушение персональных данных