Студопедия
Обратная связь


Авиадвигателестроения Административное право Административное право Беларусии Алгебра Архитектура Безопасность жизнедеятельности Введение в профессию «психолог» Введение в экономику культуры Высшая математика Геология Геоморфология Гидрология и гидрометрии Гидросистемы и гидромашины История Украины Культурология Культурология Логика Маркетинг Машиностроение Медицинская психология Менеджмент Металлы и сварка Методы и средства измерений электрических величин Мировая экономика Начертательная геометрия Основы экономической теории Охрана труда Пожарная тактика Процессы и структуры мышления Профессиональная психология Психология Психология менеджмента Современные фундаментальные и прикладные исследования в приборостроении Социальная психология Социально-философская проблематика Социология Статистика Теоретические основы информатики Теория автоматического регулирования Теория вероятности Транспортное право Туроператор Уголовное право Уголовный процесс Управление современным производством Физика Физические явления Философия Холодильные установки Экология Экономика История экономики Основы экономики Экономика предприятия Экономическая история Экономическая теория Экономический анализ Развитие экономики ЕС Чрезвычайные ситуации ВКонтакте Одноклассники Мой Мир Фейсбук LiveJournal Instagram 500-летие Реформации

Загрузка...

Геологическая деятельность вод мирового океана

Воды Мирового океана, занимающие 70,8 % площади поверхности Земли, играют колоссальную роль в формировании облика планеты. Характер работы моря определяется множеством факторов, из которых наибольшее значение имеют следующие: тектонические особенности, состав горных пород и рельеф берегов и дна океана; глубина моря; особенности динамики, химического состава и температуры вод; видовой состав и биомасса  организмов. Естественно, колоссально значение времени. Многие из этих факторов связаны друг с другом, и все они действуют одновременно.
Разрушительная работа моря наиболее активна у кромки воды. Разрушение осуществляется химическим растворением пород, гидравлическими ударами волн (гидравлическое выпахивание), ударами находящихся в волне обломков пород (абразия).

Высокая степень химической агрессивности морской воды объясняется ее минерализацией: средняя соленость океанических вод составляет примерно 35 г/л. Растворенные в воде соли распадаются на ионы, среди которых в морях преобладают анионы Hl и SO4, катионы Na, Mg. Довольно быстрому растворению подвергаются берега, сложенные широко распространенными в составе суши известняками.

Очевидно, что рост температуры воды способствует активизации растворения. Поскольку температура морских вод изменяется широтно и по глубине, то максимальная химическая активность вод будет наблюдаться, во-первых, в тропических широтах, а во-вторых, в верхнем слое воды, т. е. у берега.
Рельеф берега в целом определяет характер работы моря: на низких, полого погружающихся (отмелых) берегах преобладает морская аккумуляция. В противоположность этому, у высоких, обрывистых (приглубых) берегов, господствует разрушительная деятельность.

Влияние петрографического состава пород берега сказывается в том, что для разрушения берегов, сложенных рыхлыми породами, вполне достаточно гидравлического удара волны. Такие берега разрушаются сравнительно быстро и равномерно, приобретают спрямленные очертания. Наоборот, берега, сложенные прочными кристаллическими породами, разрушаются медленно и неравномерно. Здесь уже, кроме гидравлического выпахивания, огромно значение абразии. Бьющая в берег волна своим ударом расширяет трещины, истирает породы переносимыми обломками. В силу разной степени устойчивости, породы подвергаются избирательному разрушению, и берег приобретает неровную, зазубренную форму. Обломки пород, падая в море, также подвергаются размыву и истиранию. Самые крупные из них, под действием возвратно-поступательных движений волн, приобретают окатанную и уплощенную форму, столь типичную для морских галек. Мелкие обломки подхватываются  и уносятся на глубину обратным током волны.  Таким образом, в основании приглубого берега, куда постоянно бьет волна, вырабатывается волноприбойная ниша – полость, над которой нависает карниз. С ростом ниши карниз обрушивается, возникает клиф – отвесный скалистый берег. По мере дальнейшего развития этого процесса, берег отступает, а под водой формируется абразионная терраса (бенч) – прибрежная, мелководная часть моря, дно которой сложено лишенными мелких обломков монолитными скальными породами.

Влияние тектонического фактора сказывается в том, что при воздымании суши море отступает. Следовательно, ранее сформированная абразионная терраса поднимается из-под воды, и уже ее уступ подвергается абразии. Наоборот, в случае тектонического погружения суши, возможно образование одной или нескольких подводных абразионных террас. Соответственно, изучение морских террас позволяет определить направленность тектонических движений.

Транспортная работа моря осуществляется морскими волнами и течениями и сопровождается избирательной сортировкой переносимых частиц. Крупные обломки (галька, гравий) перемещаются только у берега, где сила волны и обратного тока воды максимальны. Дальше в море выносятся песчаные, алевритовые и глинистые частицы, а также легкие органические останки. В переносе последних огромное значение принадлежит морским течениям.

Аккумуляция морских осадков ведет к накоплению грандиозных объемов горизонтально залегающих слоев осадочных горных пород. В морских условиях накопилось более 95 % объема пород осадочного чехла суши. Среди главных источников оседающего на дне материала необходимо назвать следующие: обломочные породы суши, продукты вулканизма, органические останки, продукты химической кристаллизации вещества. Соответственно, морские осадки по вещественному составу и происхождению можно разделить на обломочные (терригенные), вулканогенные, органогенные, хемогенные и полигенетические. Основными факторами осадконакопления являются широтная климатическая зональность, глубина и рельеф дна (вертикальная зональность), степень удаленности от суши. Влияют также и другие, ранее названные факторы. Например, тектонические особенности подводных континентальных окраин: по этому признаку берега подразделяют на активные и пассивные. Тектонически активные континентальные окраины (тихоокеанского типа) возникают в зонах конвергенции литосферных плит. Здесь активны землетрясения, вулканизм, а значит, в составе накапливающихся горных пород большое значение будет принадлежать вулканическим. На дне распространенных здесь глубоководных желобов возникнут колоссальные по мощности толщи осадков, а, в силу большой расчлененности рельефа дна, распространение и мощности осадков будут отличаться большой пестротой. В пределах пассивных континентальных окраин (атлантического типа) спокойное тектоническое развитие способствует преобладанию терригенных и органо-хемогенных пород, а само распределение осадков и их мощности будут более равномерными. В зависимости от физико-географических условий осадконакопления морские отложения делятся на четыре группы: литоральные, сублиторальные, батиальные и абиссальные.

Литоральные (прибрежные) отложения накапливаются у самой кромки воды, где море бывает лишь во время прилива. На приглубых берегах формируются пляжи, сложенные окатанными и уплощенными валунами и гальками. На отмелых берегах, сложенных рыхлыми породами, накапливается песчаный пляж, при ветровом развевании которого возможно образование дюн. В случае слабого обратного тока воды на границе прибоя возникает сложенный крупными обломками береговой вал. На очень пологих берегах в результате приливно-отливных движений иногда возникают ватты – илистые отложения, обнажающиеся при отливах. Те участки отмелого берега, которые затопляются морем лишь при максимальной высоте прилива и при нагонах, называются марши. Марши сложены ритмично чередующимися слоями ила и торфа. Илы накапливаются при затоплении территории морем, а торфа – в условиях господства пресных вод суши.

Сублиторальные (шельфовые, неритовые) отложения формируются на постоянно покрытой водами поверхности шельфа. В их составе присутствуют обломочные, органо- и хемогенные образования.

Терригенные осадки являются главенствующими. Характерно постепенное уменьшение размеров обломков от берега к морю. Если волна наступает и отступает перпендикулярно к приглубому берегу, то обломочный материал, сносимый в море, накапливается параллельно береговой линии. Обломки, в составе которых обычно преобладают пески и гравий, отлагаются у подножья абразионной террасы, создавая аккумулятивную террасу. Рост аккумулятивной террасы ведет к тому, что она начинает приподниматься из-под воды во время отливов. Такие крупные, расположенные параллельно берегу аккумулятивные формы называются барами. Длина баров может достигать нескольких сотен километров, а ширина – до 20 – 30 км. Иногда бары отсекают от моря прибрежные участки, которые превращаются в лагуны. Если же волны подходят к берегу под острым углом, то, соответственно, перемещение обломков идет параллельно береговой линии, а аккумуляция – перпендикулярно ей. Так образуются расположенные под углом к берегу песчаные косы, являющиеся своеобразным продолжением пляжа в сторону моря. Когда коса примыкает к противоположному берегу залива, то возникает пересыпь, отделяющая от моря лагуну. Под действием параллельных берегу течений, коса может изогнуться, вплоть до образования петлевидного бара, оба конца которого соединяются с берегом. Влияние климатического фактора на состав обломочных осадков проявляется хотя бы в том, что в низких широтах, где на суше распространены глинистые отложения, благодаря деятельности рек накапливаются глинистые шельфовые осадки. Для высоких широт характерны не отсортированные, валунные осадки ледовые и айсберговые.

Органогенные осадки сублиторали формируются, преимущественно, за счет отмирания бентосных организмов, строящих свои скелеты из кальцита, кремнезема или, реже, из фосфатных соединений. Среди них господствуют карбонатные, образующиеся, в основном, скоплениями останков кораллов и моллюсков. Коралловые полипы очень критичны к условиям существования: температура воды 22° – 25° С (критическая 18° – 35° С), соленость 30 – 35 г/л, обязательна насыщенность воды карбонатами (для постройки скелета), глубина не более 80 м, высокая прозрачность воды и достаточное количество в ней кислорода. Все это позволяет четко реконструировать палеогеографические условия среды накопления древних коралловых построек, а также определять направление и скорость вертикальных тектонических движений при изучении глубоко погруженных коралловых сооружений. По своему строению коралловые рифы делятся на три типа. Береговые рифы вытянуты вдоль берега и под водой соединяются с ним. Барьерные рифы также протягиваются параллельно берегу, но отделяются от него лагуной. Рифы атоллов имеют вид плоского и низкого разомкнутого кольца с лагуной, расположенной внутри него. Кроме названных, в пределах сублиторали распространены обломочные карбонатные осадки, возникающие при разрушении известняков-ракушечников и коралловых рифов. Чаще всего они представлены известковыми песками.

Хемогенные осадки неритовой зоны также в основном сложены карбонатами. Особенно быстро накапливается кальцит в мелководных лагунах теплых морей. Обильная водная растительность активно поглощает здесь двуокись углерода, что вызывает перенасыщение воды кальцитом. Кальцит выпадает в осадок в виде оолитов или песчинок. Кроме известковых, хемогенные осадки сублиторали могут быть сложены железистыми, алюмосодержащими и марганцевыми соединениями. Большая часть исходного материала (гидроокислов Fe и Al) приносится реками и подземными водами в виде коллоидных растворов. При столкновении с играющей роль электролита морской водой, происходит коагуляция коллоидных растворов. В результате, в прибрежной мелководной части выпадают в осадок минералы железистые, а глубже, где среда более щелочная – марганцевые. Вероятно, тем же путем идет и образование бокситов. На значительно больших глубинах, составляющих 50 – 150 м, местами происходит формирование залежей фосфоритов, что, очевидно, связано с выносом восходящими течениями накапливающегося на глубине Р2 О5.

Осадки лагун и солеродных бассейнов принято выделять в самостоятельные группы в составе отложений шельфа.

Лагуны, в которых водообмен с морем ослаблен, подразделяются на опресненные и осолоненные. В опресненных лагунах, возникающих в гумидных условиях, соленость понижается благодаря речному стоку. Пониженная соленость стимулирует активное развитие растений и животных. В силу этого идет накопление осадков органогенных и принесенных рекой обломочных. В осолоненных лагунах, формирующихся в аридном климате, из-за интенсивного испарения быстро растет концентрация солей. Поэтому здесь абсолютно преобладают хемогенные отложения. Своеобразны осадки лагун атоллов, где накапливаются тонкие обломки коралловых построек.

Солеродные бассейны возникали в геологическом прошлом Земли, когда широко распространялись мелководные внутриконтинентальные моря. Во время аридизации климата в них накапливались соленосные толщи – эвапориты, а при морских трансгрессиях отлагались другие типы осадков. В пределах Припятского прогиба суммарная мощность солевых и межсолевых слоев местами превышает 5 км.

Батиальные отложения формируются на поверхности материкового склона и у его подножья. На материковом склоне господствуют мелкообломочные осадки, поступившие с материков: алевритовые и глинистые илы. В зависимости от состава и физико-географической обстановки накопления, батиальные илы отличаются по окраске и делятся на четыре группы. Синие илы широко распространены в умеренных и высоких широтах на глубинах от 200 до 3000 м и более. Среди преобладающего алеврито-глинистого материала встречается рассеянная органика и мелкие зерна пирита. Голубоватый или темно-серый цвет обусловлен разложением органики при нехватке кислорода. Этой же причиной объясняется и характерный для синих илов запах сероводорода. Зеленые илы залегают до глубины 2000 м на участках с высокой подвижностью придонных вод. По сравнению с другими илами, здесь высокое содержание песчаной фракции, а также карбонатов (до 30 %). Зеленая окраска обусловлена высоким содержанием минерала глауконита. Красные илы глинистого состава встречаются неподалеку от устий крупных рек в низких широтах. Они сложены продуктами размыва латеритных красноцветных кор выветривания. Желтые илы отмечены лишь на дне Желтого и Восточно-Китайского морей, куда реки приносят размытый лессовый материал. На материковом склоне в тропических морях, кроме терригенных, встречаются и биогенные илы, состоящие из карбонатных скорлупок планктона (птеропод и фораминифер). В высоких широтах известны также айсберговые осадки. К районам развития вулканизма приурочены скопления вулканических отложений, наиболее развитых в пределах Тихоокеанского пояса вулканизма. Осадки материкового подножья накапливаются благодаря сносу рыхлых и неустойчивых отложений с поверхности материкового склона. В результате подводных оползней в основании материкового подножья возникают смятые в складки слои. В рассекающих континентальный склон подводных каньонах наблюдаются мутьевые (турбидные) потоки, представляющие собой быстро движущиеся по склону разжиженные илы. С выходом на ложе океана эти потоки растекаются в виде веера и формируют турбидиты – подводные конусы выноса, сложенные обломочными, реже обломочно-органогенными породами. Отложениям мутьевых потоков свойственна градационная слоистость: внизу лежат самые крупные обломки, а выше все более мелкие. Со временем, вынесенные и накопленные новыми потоками осадки, создают флиш – ритмичную толщу турбидитных отложений.

Абиссальные отложения распространены в самой глубоководной и максимально удаленной от суши части Мирового океана. Обломочный материал с суши сюда почти не поступает, поэтому среди осадков преобладают органические и полигенетические. Все они состоят (или содержат примеси) из частиц самого разного происхождения и состава, поэтому конкретные названия тому или иному типу осадка даются по преобладающему компоненту. Благодаря отсутствию сил, способных доставить крупные обломки в центр океана, а так же растворяющему действию морских вод, в абиссальной зоне накапливаются лишь самые тонкодисперсные отложения: илы и глины.

Органогенные осадки в основном сложены мельчайшими известковыми или кремнистыми скорлупками планктона. В распространении этих отложений проявляется четкая вертикальная зональность: глубже 4000 – 4500 м микроскопические частицы кальцита растворяются, поэтому на еще больших глубинах преобладают останки кремнистого состава.

Карбонатные осадки занимают до 45 % площади ложа Мирового океана и господствуют на глубинах от 2 000 до 4 700 м. Их гранулометрический состав с ростом глубины уменьшается от тонкого песка до глин. Фораминиферовые илы образованы останками простейших организмов – фораминифер, широко представленных в водах умеренных и низких широт. Кокколитофоридовые илы сложены скорлупками одноклеточных водорослей кокколитофорид, наиболее распространенных в тропических водах.

Кремнистые отложения, занимающие около 10 % площади ложа Мирового океана, сложены скорлупками опалового состава. Кремнистые осадки встречаются на любых глубинах, но доминируют на максимальных. Наибольшие площади занимают диатомовые илы, сложенные раковинами диатомовых водорослей. Диатомеи преобладают в холодных водах высоких широт, поэтому в распространении диатомовых илов выделяются два пояса: антарктический и арктический. Радиоляриевые илы являютсясамыми глубоководными из органогенных отложений. Они образованы останками радиолярий – простейших одноклеточных организмов, обитающих в экваториальных водах.

Полигенетические отложения абиссальной зоны представлены красноцветными глубоководными глинами. В их составе представлены мельчайшие нерастворимые органические останки; вулканическая, эоловая и космическая пыль; перенесенные морскими течениями коллоидные продукты речного стока и др. Скорость накопления этих отложений составляет от 1 до 10 мм за 1 000 лет. На поверхности красноцветных глин и радиоляриевых илов распространены черные железомарганцевые конкреции диаметром от 1 мм до 10 см. Наибольшая концентрация их на дне Тихого океана.





 

Читайте также:

Региональный метаморфизм

Работа ледников

Тектонические гипотезы

Введение в геологию. Основы геологии

Медленные тектонические движения и методы их изучения

Вернуться в оглавление: Геология

Просмотров: 6568

 
 

54.92.186.20 © studopedia.ru Не является автором материалов, которые размещены. Но предоставляет возможность бесплатного использования. Есть нарушение авторского права? Напишите нам.