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

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.

Накопление осадков

Слова и словосочетания

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

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 NaSO₄´10H₂O, астраханит MgNa₂(SO₄)₂´4H₂O. 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.