Геологическая деятельность морей и океанов
Геологическая деятельность моря складывается из трех составляющих: разрушения горных пород берега и дна моря; переноса продуктов разрушения и отложения морских осадков в разных частях морского бассейна.
Разрушительная работа моря.Особенно активно разрушительная работа моря проявляется в береговой зоне, благодаря прибою, волнению. Разрушение берегов прибоем носит название морской абразии. Абразия особенно интенсивна на крутых берегах, сопряженных с глубокими участками бассейна. Волны с большой силой непрерывно обрушиваются на берег. Сила удара морской волны высотой 2 метра о берег достигает давления 10-20 т на квадратный метр. Волна подхватывает с прибрежной зоны обломки пород и ударяет ими о берег, увеличивая тем самым ее разрушительную силу. Подтачивая подножие скалистого берега, морские волны образуют волноприбойную нишу.
Над волноприбойной нишей возвышается козырек (клиф), разрушая рыхлые породы в уступах, волны могут выдалбливать волноприбойные гроты. Со временем навес над нишей обрушивается и на месте ниши образуется плоская поверхность, называемая волноприбойной террасой. Нижняя часть такой террасы обычно находится под водой, а верхняя выступает из нее и покрывается водой в период прилива или шторма. Размеры террасы бывают иногда значительны — до 50-60 км в ширину. Между подводной частью террасы и береговым обрывом волны откладывают гравий, гальку, валуны в виде полосы, называемой пляжем.
Интенсивность и скорость размывания берега значительно уменьшается там, где широкий пляж. Быстрее разрушаются осадочные, рыхлые породы, нежелитвердые магматические образования. Более интенсивно разрушаются берега, породы которых падают в сторону материка. Меньше будут разрушаться берега с горизонтальным залеганием пород. Минимальной скоростью разрушения характеризуются берега с наклоном пород в сторону моря. Характерным примером разрушительной деятельности моря является остров Гельголанд в Северном море, его размеры за тысячу лет уменьшились по периметру с 200 до 5 км.
Перенос обломочного материала.Перенос обломочного материала вызывается морскими волнами, если они подходят к берегу под некоторым углом. При таком движении обломочный материал переносится вдоль берега на десятки и более километров. По данным В.П. Зенковича и O.K. Леонтьева, при формировании аккумулятивных берегов наблюдаются два типа перемещений рыхлого материала: поперечное — перпендикулярно береговой линии и продольное — параллельно линии берега. Результатом поперечного перемещения терригенного материала является формирование берегового вала, состоящего из накоплений валунов и гальки. Чем сильнее волны, тем береговой вал больше.
При продольном перемещении обломочного материала большое значение имеет угол подхода волн к берегу. Во время сильных штормов на Черном море в районе Сочи галька за сутки проходит расстояние вдоль берега до 900 м и более. Это приводит к перемещению пляжей. В курортных зонах Крыма строят специальные волнорезы и дамбы для удержания движущейся гальки. Наиболее интенсивно перенос гальки, валунов осуществляется в прибрежной зоне до глубины примерно 100-150 метров. С глубиной волновое движение затухает и его энергии хватает лишь на перенос мелких глинистых частиц. В океанических просторах перемещение растворенного вещества, мелких частиц и биомассы моря производится океаническими течениями. Они охватывают всю толщу и имеют значительную скорость течения — 80-300 см/с.
Отложение обломочного материала. Вдоль морского берега происходит не только перенос рыхлого материала, но и его отложение. Обломки пород накапливаются в форме пляжей, кос, баров, барьерных баров и волнонамывных террас. У самого берега отлагается крупная галька, валуны, затем песок и далее — глина, карбонаты, илы (рис. 1.23).
Рис. 1.23. Схема дифференциации материала в морских водоемах : 1 – хемогенная, 2 – хемо-биогенная, 3 – физико-механическая
Пляжи образуются в результате абразии берегов, накопления терригенного материала, снесенного реками с берега, формирования наносов, принесенных поступательными движениями воды вдоль берега, т.е. пляж – это результат аккумулятивной деятельности моря, который летом расширяется, а зимой сокращается (рис. 1.24). Отложения пляжей представлены галькой, гравием и песком, которые полого спускаются в сторону моря. Ширина пляжей изменяется от десятков метров до сотни и даже километров, а протяженность их достигает многих километров. По происхождению морские пляжи подразделяются на естественные и искусственные. Известен пример неграмотного внедрения человека в природу, когда в районе курорта Пицунда для расширения пляжа была построена дамба (без учета морфологии дна и направления движения волны). Этого было достаточно, чтобы очень скоро пляж переместился в конец дамбы, и море стало затоплять берег и первые этажи зданий курорта. Самый большой искусственный пляж на Земле (длиной около 30 км) был создан на побережье шт. Миссисипи у городов Билокси и Галфпорт.
Рис. 1.24. Строение пляжа: 1 – верхний пляж; 2 – нижний пляж; 3 – береговой вал; 4 – подводный бар
Косы представляют продолжение пляжа в сторону моря от какого-либо пункта на берегу и параллельно береговой линии, сложенные песчаным материалом. Типичным примером морской косы является песчаная насыпь залива Кара-Богаз-Гол на Каспийском море. Эта коса перегораживает залив и по своим значительным размерам может называться баром.
К барам относятся песчаные косы, перегораживающие вход в бухту или залив. Часто бары имеют серповидную форму, песчаные наносы которых в виде уступов прослеживаются в море. К барам также причисляют прибрежные подводные наносные отмели. Встречаются бары значительной длины, тело которых одним концом соединено с берегом, а другим — уходит далеко в море. Такой протяженный бар называют барьерным баром.
Отложения морей и океанов.Сложнейший процесс осадконакопления называют седиментацией – образование любых видов отложений на поверхности Земли при переходе под действием силы тяжести осаждаемого вещества из подвижного, взвешенного или растворенного состояния (в водной или воздушной среде) в неподвижное – осадок (начальная стадия образования горных пород). Процесс осадкообразования в морях и океанах начинается с подготовки осадочного материала на просторах континентов, которые являются основными источниками сноса обломочного материала, т.е. областями денудации. Источник поступления осадочного материала в морях и океанах весьма разнообразный. Часть образований выносится в океан реками с материков в виде аллювия, часть — за счет разрушения водой пород, слагающих берег. Значительную долю осадочного материала в морях и океанах составляют минеральные вещества, осаждающиеся из морской воды, карбонатные постройки, являющиеся результатом жизнедеятельности морских организмов, а также остатки самих обитателей моря и, наконец, продукты вулканической деятельности, поставляемые как подводными вулканами, так и наземными – ежегодно вулканического пепла в Мировой океан поступает около 2 млрд т. Таким образом, суммарный баланс осадочного материала, поступающего разными путями в Мировой океан, составляет около 30 млрд т в год.
Накопление осадков регулируется тремя видами зональности: климатической, циркумконтинентальной (то есть удаленностью от источников сноса материала — континентов) и вертикальной (связанной с рельефом дна океанов).
По происхождению и вещественному составу выделяют несколько генетических типов морских осадков:
— терригенные, образовавшиеся за счет разрушения горных пород суши и сноса их в морские водоемы;
— хемогенные, осаждающиеся непосредственно из морских вод химическим путем;
— биогенные, или органогенные, возникшие на дне моря в результате скопления органических остатков;
— вулканогенные, образовавшиеся за счет продуктов извержения надводных и подводных вулканов;
— полигенные – осадки, возникшие в результате вышеперечисленных процессов.
Обломочные осадки (они называются терригенными), снесенные с материков, покрывают примерно одну четвертую часть поверхности морского дна, остальные три четверти заняты собственно океаническими осадками. В области шельфа осадконакопление протекает более активно. Здесь формируются карбонатные и железистые осадки. На океаническом дне они отлагаются в виде железистых конкреций.
Мощность осадочного слоя Мирового океана изменяется в значительных пределах. У берегов она максимальна, в глубоководных впадинах и в срединно-океанических хребтах мощности их минимальны, а в некоторых местах осадки и вовсе отсутствуют. Максимальных мощностей рыхлые осадки достигают в периферических частях океанов гумидных областей особенно вблизи устьев рек, которые выносят большой объем осадочного материала. В области континентального подножия мощность осадков достигает огромной величины – 15–20 км. В пределах срединно-океанических хребтов распределение рыхлого осадочного материала крайне неравномерно – они накапливаются главным образом в понижениях между возвышающимися гребнями и пиками, а в рифтовых впадинах и долинах осадочный материал практически отсутствует. Мощность осадков в глубоководных желобах в ряде случаев равна 1000-2000 м, а в желобе Пуэрто-Рико она достигает 4000 м, но иногда, как в Чилийско-Перуанском желобе, она составляет лишь первые сотни метров.
Основное количество осадочных образований морей и океанов приходится на биогенные (органические) и хемогенные отложения. Среди биогенных отложений выделяются два ведущих типа — кремнистые и карбонатные. Практически весь карбонатный материал океанов органического происхождения, в основном за счет планктона — небольших организмов из подкласса фораминифер. Наряду с этим в морях развиты коралловые и водорослевые образования. Они занимают площадь океана свыше 190 млн кв. км, но распространены не повсеместно и, как правило, протягиваются в виде полосы вдоль восточных берегов континентов. Это теплолюбивые и светолюбивые организмы. Они живут при температуре 21—25°С и на глубинах не ниже 100 метров. На известковых постройках отмерших организмов развиваются следующие поколения, и так из поколения в поколение. Колонии коралловых рифов растут обычно быстро, образуя подводные валы и надводные острова — атоллы. Внутренняя часть атоллов, как правило, занята озером — лагуной. Ярким примером развития коралловых рифов является большой барьерный риф Австралии, протягивающийся вдоль восточного побережья материка на расстояние 2200 км.
Второй, широко представленный в океане тип — кремнистые отложения — радиолярий. В своем составе они содержат до 40%, а иногда и до 70% аморфного кремнезема. Кремнистых отложений, сложенных радиоляриями, много в южном полушарии. Они опоясывают по шельфу вдоль Антарктиды полосой в 1000 км почти весь земной шар.
В глубоководных частях океана преобладает красная глина. Химический состав красной глины: SiO2— 54%, Аl2Оз— 16%, Fe2O3— 8,5%, CaO, Na2O, K2O, а также соли — Ti, Cr, Ni, Co, Ba, Cu, As. Она занимает огромные пространства океанов — почти треть площади Тихого и четвертую часть Атлантического и Индийского океанов.
В местах проявления подводного вулканизма, наряду с морскими и терригенными, встречаются также отложения, обогащенные твердыми продуктами извержения вулканов (пирокластические осадки). Значительную долю в морских осадках представляют железомарганцевые конкреции, фосфориты, глаукониты и оолиты.
Железо-марганцевые конкреции образуются на дне морей и океанов и в настоящее время. Они обнаружены практически во всех океанах до глубины 5000 м. Размер конкреций изменяется от 1 до 15 см. Обычно в центре конкреций находятся обломки пород и раковин, а по краям — окислы железа и марганца. В северных морях в конкрециях больше содержится марганца, чем железа. Ученые исследовали процесс формирования железомарганцевых конкреций в Балтийском и Красном море. Оказалось, что некоторые впадины в этих морях способны «дышать». Под этим свойством понимают быстрое перемещение огромного количества марганца. За несколько месяцев около 1 млн т марганцевой массы поднимается содна и затем возвращается назад, но уже в качестве марганцевых конкреций. Анализ рыхлого материала со дна морей на глубине 10-15 м показал, что на границе сероводородных и кислородных слоев взвешенные частицы обогащены Mn, Zn и Сu. Отсутствие в осадке кислорода является первым признаком наличия в нем Мn, и наоборот, если в воде над осадком присутствует кислород, то ни о какой концентрации Мn речи быть не может. Классическим примером бескислородной системы является Черное море, где с глубины 200 м и до дна (2200 м) нет кислорода и наблюдается господство H2S. Подобные зоны концентрации H2S и металлов установлены во многих местах: впадина Орла в Мексиканском заливе, залив Кариако в Карибском море, впадины Красного и Балтийского морей, Норвежские фиорды, фиорды в Британской Колумбии и многие участки Аравийского моря и Оманского залива. В морях, имеющих впадины, выделяется сверху вниз зональность в распространении железомарганцевых конкреций. В приповерхностном теплом водном слое распространены круглые конкреции, во втором и третьем слоях (холодных) больше развиты плоские конкреции, четвертая зона пустая, без конкреций и пятая, наиболее насыщенная зона (карманы и углубления на дне моря), заполненная карбонатными илами и карбонатными рудами. Здесь формируются коренные месторождения. По прошествии геологического времени, в результате горообразовательных движений происходит регрессия моря, и донные отложения оказываются на дневной поверхности. Так образовались известные месторождения марганца, приуроченные к неоген-палеогеновым морским осадкам в пределах Кавказа (Чиатурское месторождение), Украины (Никопольское месторождение) и на Восточном склоне Урала.
Наряду с железомарганцевыми конкрециями в морях широко представлены глаукониты и фосфориты. Глаукониты — это продукт подводного выветривания алюмосиликатов, в частности, биотита. Часть закисного железа алюмосиликатов в процессе выветривания переходит в окисное. Происходит перераспределение веществ в минералах — увеличивается количество кремнезема, кристаллизационной воды и уменьшается количество окислов алюминия и щелочей. Наиболее благоприятна обстановка для образования глауконита — это нижняя часть шельфа, в этой зоне затихает волнение воды и происходит уравновешивание теплых и холодных вод. Глауконитовые осадки – это зеленые мелко- и тонкозернистые пески, местами песчано-алевритовые осадки со значительным содержанием глауконита, часто встречающиеся вместе с фосфоритовыми конкрециями.
Фосфориты обычно встречаются совместно с глауконитами, что указывает на общность процессов их образования. По мнению А.Е. Ферсмана, фосфориты — продукт жизнедеятельности организмов, совместно с фосфоритами встречено обилие органики. По данным А.В. Казакова, фосфориты образовались в результате осаждения материала из пересыщенных фосфоритами вод в прибрежной полосе. Например, по данным И.М. Страхова, в Подмосковье полосы с фосфоритами приурочены к прибрежной зоне верхнеюрского и нижнемелового морей.
Морские илы. На глубине от 200 до 4000 м располагается континентальная зона илов. Среди илов различают: синий (за счет сернистых соединений железа); фораминиферовый, радиоляриевый; красный ил, окрашенный продуктами латеритного выветривания, снесенными в море; вулканогенный ил. На глубинах от 4000 м до 10000 м преобладают органические илы: радиоляриевый, диатомовый и красная глина.
На океанском дне отлагаются также оолитовые скопления карбонатного материала. Оолиты имеют концентрическое строение, размером, редко превышающим 1 мм. В центре оолита терригенная часть — песчинка или глина, вокруг которой сконцентрирован карбонатный материал. Для образования оолитов нужна чистая вода со слабым поступлением терригенного материала, высокая температура воды в течение всего года и малая глубина. Например, оолиты Багамской банки накопились на глубине около 10 метров, карбонатную часть которых составили перенасыщенные СаСО3 окружающие глубинные воды.
Источник