Обсяги надходження осадового матеріалу в води Світового океану

Напрямку підходу хвиль до берега

(за В.П. Зенковичем).

А, В, С – положення берегової лінії; І – коса при відвороті берегової лінії від моря; ІІ – приєднана акумулятивна тераса у випадку виступу берега в море (заповнення кута); ІІІ – томболо, або перейма, при блокуванні берега островом.

Найважливішим процесом в межах Світового океану є акумуляція донних осадків, яка називається седиментацією або седиментогенезом. Він починається з підготовки осадового матеріалу на материках, що є областями денудації (зносу). Така підготовка здійснюється в процесі вивітрювання, геологічної діяльності рік, льодовиків, вітру. Другий етап включає перенесення матеріалу, часткове його відкладення на шляху переносу та доставку основної маси в океани і моря.

За даними О. Лісіцина, основна частина осадового матеріалу в Світовий океан постачається річковим стоком. При цьому близько 7 млрд. т припадає на ріки тропічних областей. Приблизно в однакових кількостях надходить в океани та моря льодовиковий і еоловий матеріал (табл. 5.4).

Таблиця 5.4.

(за О. Лісіциним)

Окрім зазначених екзогенних джерел, велика кількість різноманітних речовин попадає в океаносферу завдяки підводним вулканічним виверженням. Незважаючи на те, що вулканічна діяльність зосереджена в межах локальних ділянок дна (острівні дуги та серединно-океанічні хребти), продукти вивержень розносяться течіями на значні відстані і займають широкі простори океанів. Припускається, що щорічно в океаносферу поступає близько 1,8-2,0 млрд. т вулканогенного осадового матеріалу.

Важливу роль в осадконакопиченні відіграють біогенні процеси, основне значення серед яких відводиться різноманітним організмам, які будують свої панцири й скелети з розчинених солей, що надходять з суходолу. Біогенна частка в балансі осадового матеріалу становить близько 1,7-1,8 млрд. т/рік.

У Світовий океан потрапляє також і космогенний матеріал, кількість якого приблизно оцінюється в 0,01-0,08 млрд. т/рік. Таким чином сумарний баланс осадового матеріалу в океаносфері становить близько 29-30 млрд. т/рік.

Залежності від природи матеріалу, місця його акумуляції, впливу тих чи інших факторів на процеси осадконакопичення всі донні осадки поділяються на низку генетичних типів: 1)теригенні (лат. “ тера ” – земля); 2) органогенні (біогенні); 3) полігенні (“червона глибоководна глина”); 4) вулканогенні; 5) хемогенні.

Теригенні осадки утворюються з уламкового матеріалу, який приноситься з континентів завдяки геологічній роботі різноманітних екзогенних процесів (еолових, вод поверхневого стоку, рік, тощо). Найбільша частина теригенних осадків накопичується в межах області шельфу, континентального схилу та його підніжжя (рис. 5.57).

Рис. 5.57. Відклади Світового океану

(за О.К. Леонтьєвим).

1 – прибережні та шельфові, здебільшого теригенні; 2 – коралові відклади; 3 – пелагічні, здебільшого теригенні (у вулканічних районах і вулканогенні), а також айсбергові відклади; 4 – карбонатні пелагічні відклади, в тому числі і форамініферові; 5 – діатомові; 6 – радіолярієві і діатомово-радіолярієві; 7 – червона глина.

При надходженні осадового теригенного матеріалу в Світовий океан відбувається його механічна диференціація, суть якої полягає в пристосуванні принесених вітром, або річками уламків до існуючих в океанах та морях динамічних умов, які змінюються як з глибиною, так і залежно від відстані віддаленості від суходолу. В результаті цього, відбувається сортування уламків за розміром і вагою. Здебільшого механічна диференціація проявляється в поступовій зміні осадків – від піщано-гравійно-галечникових у прибережній (літоральній) мілководній частині, через піщані і піщано-алеврито-пелітові в батіальній зоні до самих тонких пелітових осадків в абісальній зоні ложа океану. Проте, наведена схема диференціації ускладнюється такими факторами як: 1) нерівності в рельєфі області шельфу; 2) постачання ріками в різних кліматичних зонах неоднакового за складом матеріалу; 3) вплив поверхневих та підводних течій; 4) гравітаційні підводні процеси, до яких відносяться осуви та каламутні потоки, місцем зародження та розвитку яких є материковий схил.

Каламутні (суспензійні) потоки є потужним фактором підводного переміщення осадового матеріалу. Вони являють собою розріджені мулисті осадки, які у вигляді придонних потоків рухаються з великою швидкістю по підводних долинах та каньйонах. Рухаючись, такі потоки призводять до донної та бокової ерозії, а в нижній частині материкових схилів (в підніжжі) акумулюють весь уламковий матеріал у вигляді конусів виносу. Такі відклади називаються турбідітами.

Суттєві відхилення від нормальної диференціації осадового матеріалу, які пов’язані з кліматичною зональністю, спостерігаються в приантарктичній і, частково, північній полярній та екваторіально-гумідній зонах. В першій вони пов’язані з геологічною діяльністю материкових льодовиків і виділяються як айсбергові (льодовикові) осадки, а в другій – з діяльністю великих рік.

Айсбергові осадки особливо широко розвинені в антарктичній частині Світового океану, де льодовики, рухаючись, проводять інтенсивну екзарацію з захопленням уламкового матеріалу. Останній відноситься шельфовими кригами та айсбергами далеко в океан. При дрейфі та таненні айсбергів уламки вивільняються і відкладаються на дні. Характерною особливістю таких осадків є присутність в них брилово-щебінчатого матеріалу та жорстви. Такі осадки облямовують береги Антарктиди майже суцільною смугою шириною від 300 до 1200 км. Вони поширені не тільки в межах шельфу та континентального схилу, але спостерігаються також і на прилеглих ділянках ложа океану, де грубоуламковий матеріал. принесений айсбергами, залягає на тонкозернистих мулистих осадках.

Осадки екваторіальної гумідної зони поширені в океанах та морях, що омивають континенти, де утворилися потужні кори вивітрювання, в яких переважають глинисті мінерали – монтморилоніт, каолініт та інші. В таких областях ріки виносять здебільшого тонкий пелітовий матеріал, який відкладається безпосередньо біля берега та поблизу гирла і практично відсутній в межах зони шельфу.

Органогенні (біогенні) осадки тісно пов’язані з природною зональністю, яка визначає розвиток тої або іншої біогенної речовини.

Органогенні планктонні осадки поділяються на два типи: 1) карбонатні, які складені на 30% та більше СаСО₃ і 2) кременисті, складені більше ніж на 30% з аморфного кремнезему. Серед них поширенішими є карбонатні осадки, котрі, в свою чергу, діляться на форамініферові, коколітофоридові та птероподові.

Форамініферові осадки складаються з черепашок простих одноклітинних організмів – форамініфер з вапняковим скелетом, або їхніх уламків. Розміри черепашок таких організмів становлять 50-1000 мкм. Живуть вони в верхніх шарах води з максимальним поширенням до глибини 50-100 м. Відмираючи, форамініфери повільно опускаються на дно, утворюючи різні за гранулометричним складом осадки, що залежить від розмірів та збереженості черепашок. Це здебільшого піщано-алевритові або алеврито-пелітові карбонатні утворення, в яких кількість СаСО₃ змінюється від 30-90 до 99%. При хорошій збереженості черепашок утворюються піщані осадки.

Форамініферові відклади поширені здебільшого на глибинах від 3000 до 4500-4700 м. Глибше, в холодних, не насичених СаСО₃ водах, форамініферовий мул розчиняється, не досягаючи дна, і змінюється кременистими або полігенними осадками.

Коколітофоридові осадки утворюються за рахунок накопичення пластинок вапняних водоростей, коколітофорид, мікроскопічних розмірів (5-50 мкм).

Птероподові і птероподово-форамініферові осадки складаються з рештків пелагічних планктонних молюсків – птеропод, які живуть у теплих тропічних та екваторіальних водах і поширені до глибини перших сотень метрів. Черепашки птеропод складаються з арагоніту (легко розчинної форми СаСО₃), внаслідок чого при відмиранні вони не опускаються глибше 200-220 м. Типові птероподові осадки зустрічаються рідко і спостерігаються у вигляді окремих плям незначних розмірів на підводних підвищеннях. Здебільшого поширені змішані птероподово-форамініферові осадки.

Кременисті планктоногенні осадки об’єднують діатомові та радіолярієві утворення. Перші є результатом накопичення кременистих панцирів діатомових водоростей (діатомей), які проживають у водах холодних приполярних областей. Це здебільшого алеврито-глинисті та глинисті утворення з вмістом кремнезему понад 30%.

Радіолярієві осадки складені кременистими скелетами найпростіших планктонних організмів – радіолярій. Вони характерні для океанів та морів екваторіальних широт, де зустрічаються разом з діатомеями, утворюючи радіолярієво-діатомові або діатомово-радіолярієві осадки, які поширені на дні улоговин нижче критичних глибин карбонатного осадконакопичення.

До бентогенних осадків відносяться органогенні рифи, відомі під загальною назвою – коралові рифи. Вони утворюються при рості коралів та водоростей, які відбирають з морської води СаСО₃ для побудови своїх скелетних частин. Фактично, це коралово-водоростеві рифи, в біоценози яких входять також різноманітні молюски, бентосні форамініфери та голкошкірі. Роль різних організмів біоценозів коралових рифів у накопиченні карбонатного матеріалу, за даними О.П.Лісіціна, різна. Перше місце посідають вапнисті водорості (30-50%), на другому – рифові корали (10-30%), третє належить молюскам (10-20%), а четверте – форамініферам (1-10%). Найсприятливішими умовами для розвитку біоценозів коралових рифів є води тропічних та субтропічних широт, а глибини – від 10-15 до 70-80 м. Для утворення рифів важливе значення має прозорість морської води, насиченість її киснем, кальцієм і карбонат-іонами, а також нормальна солоність в межах 30-35‰. Виділяється декілька типів коралових рифів: облямовуючі, або берегові, бар’єрні та атоли (рис. 5.58).

Облямовуючі рифи формуються біля берегів і здебільшого з’єднані з материками або островами.

Бар’єрні рифи відокремлені від корінного берега материків або островів кораловими лагунами і характеризуються значно більшою потужністю в порівнянні з облямовуючими рифами.

Атолами називаються кільцеподібні коралові рифи, які, на думку Ч.Дарвіна, є різновидом бар’єрних рифів, котрі облямовували острови, що з часом опустилися, а на їх місці утворилися лагуни, де накопичувалися карбонатні осадки у вигляді уламків та тонкого детриту (лат. “ детритус ” – перетертий) карбонатних організмів – водоростей, коралів, черепашок форамініфер та молюсків.

Рис. 5.58. Різні види коралових рифів.

1 – корінні породи; 2 – рифові органогенні споруди. Рифи: І – береговий, ІІ – бар’єрний, ІІІ – поодинокі; IV – атоли; V – гайот.

В океанах і морях відомі також черепашкові осадки – черепашник, який являє собою накопичення цілих або подрібнених черепашок молюсків та інших організмів з карбонатним скелетом. Найбільше поширені карбонатні черепашняки в межах шельфових зон аридних областей.

Полігенні осадки, або “червона глибоководна глина” коричневого кольору різних відтінків, складені з найтонших уламків. Вміст в них пелітової фракції досягає 95-98%, при цьому на долю субколоїдної фракції розміром менше 0,005 мм приходиться до 70-75%. Поширення типових “червоних глин” характерне для найглибших ділянок океанів, які знаходяться нижче критичної глибини карбонатного осадконакопичення і віддалені від континенту на значні відстані. Такі глини складені осадовим матеріалом різного генезису. Це може бути нерозчинний матеріал з черепашок форамініфер, вулканічний попіл, тонкодисперсні частинки теригенного матеріалу принесеного ріками, еоловий та метеоритний пил, біогенний матеріал, тощо.

Вулканогенні осадки складаються з лавового та пірокластичного матеріалу, який є продуктом виверження підводних вулканів. Значна роль при вулканогенному осадконакопиченні належить також вулканічному попелу дрібноалевритової і алеврито-пелітової розмірності.

Хемогенні осадки утворюються шляхом випадання мінеральних солей з пересиченої хімічними елементами та сполуками морської води. В аридних кліматичних зонах найпоширенішими є хемогенні карбонатні осадки, які утворюються в умовах мілководдя до глибини не більше ніж 20 м, та при температурі води +25 – +30°С. У цьому середовищі багата рослинність поглинає велику кількість вуглекислого газу, що призводить до порушення карбонатної рівноваги, перенасиченості води СаСО₃ та його випадання. Карбонат кальцію випадає у вигляді дрібних, концентричної будови кульок, які називаються оолітами (грецьк. “оо” – яйце, “літос” – камінь). Розмір таких утворень не перевищує 2 мм. Разом з тим, він може також утворювати дрібний вапнистий мул піщано-алевритової розмірності.

Серед хемогенних утворень океаносфери поширені також фосфорити, глауконітові осадки та залізисто-марганцеві конкреції.

Фосфорити утворюються у вигляді конкрецій (кулькоподібних стяжінь мінеральних компонентів концентричної будови) в зоні шельфу та прилеглої до неї частини континентального схилу. Конкреції характеризуються розмірами від мікронів до десятків сантиметрів і навіть перших метрів у діаметрі.

До глауконітових осадків відносяться зелені дрібно- і тонкопіщані, піщано-алевритові відклади зі значним вмістом мінералу глауконіту оливково-зеленого кольору. Найбільша кількість глауконітових пісків зустрічається в межах шельфу та в верхній частині континентального схилу, на глибинах від 100 до 1000 м. В більш глибоководних осадках глауконіт зустрічається у вигляді домішок.

Залізисто-марганцеві конкреції поширені, головним чином, у глибоководних частинах океанів і в межах улоговин окраїнних і внутрішньоконтинентальних морів. Здебільшого вони приурочені до областей поширення “червоних глибоководних глин”, але зустрічаються також і серед форамініферових осадків. Це стяжіння неправильної форми розміром від 2-5 до 5-10 см. Утворення таких конкрецій можливе двома шляхами. Перший припускає надходження в води океаносфери гідратованих окислів заліза та марганцю разом з розчинним стоком рік і випадання їх із завішеного стану. Згідно з другим, утворення конкрецій відбувається на стадії перетворення осадків на гірські породи, коли відбувається процес переміщення елементів з відновлювального шару в верхній окислювальний, і скупчення їх на межі води та осадка.

Особливо інтенсивно процес хемогенного осадкоутворення відбувається в лагунах та затоках аридних кліматичних областей, де відбувається інтенсивне випаровування, що призводить до перенасичення води солями. Типовим прикладом сучасного утворення осадків у лагунах є накопичення солей в затоці Кара-Богаз-Гол Каспійського моря, солоність води якої майже в 20 разів перевищує мінералізацію в відкритій частині останнього. Води Каспію, які поступають через вузьку протоку, швидко випаровуються, що призводить до перенасичення розчину та випадання солей.

Дата добавления: 2017-02-01; Просмотров: 79; Нарушение авторских прав?; Мы поможем в написании вашей работы!