Ковалёв С.Г. (и др.) Общая геология с основами гидрогеологии и гидрологии

Подождите немного. Документ загружается.

линии Земля – Солнце. Приливообразующие силы в сизигии в 3 раза

больше, чем в квадратуре. Максимальные величины прилива и отлива

выражаются теоретически вычисленными цифрами (в м): прилив – 0,37,

отлив – 0,18, амплитуда – 0,55. Эти величины соответствовали бы дейст-

вительно наблюдаемым, если бы гидросфера Земли представляла собой

сплошной и ровный слой воды. Однако вследствие неравномерного рас-

пределения суши и моря на земном шаре явления приливов и отливов

оказываются очень сложными. Величины приливов часто в пределах од-

ного и того же океана подвержены значительному колебанию.

Для примера приведем величины прилива в различных точках Атлан-

тического океана. Величина прилива, близкая к теоретически вычислен-

ной, наблюдается у о-ва Вознесения – 0,6 м; у о-ва Св. Елены – 0,8 м; в

Северном море, у Лондона, близ устья р. Темзы – 5 м. Еще большей вели-

чины прилив достигает на западе Великобритании – 12 м, на Атлантиче-

ском побережье Франции – 12,4 м; у Кольского побережья – 5 м; в Охот-

ском море – 11 м. Максимальной величины прилив достигает у Атланти-

ческого побережья Северной Америки – 16,2 м, что в 30 раз превышает

теоретически вычисленную величину. В морях средиземноморского типа

величина прилива значительно меньше. В таких бассейнах, как Черное и

Каспийское моря, прилив практически не ощущается.

Каково же геологическое значение приливов и отливов? Как геологи-

ческий фактор, этот тип движения гидросферы во многом уступает волне-

нию. Во время прилива вода медленно прибывает в течение шести часов,

затем также медленно спадает, и суша непосредственно почти не испыты-

вает разрушения. Если же с приливом совпадает волнение, то разрушение

берега прибоем волн будет происходить на разных уровнях и общий его

эффект заметно усилится. Ощутимая геологическая работа приливно-

отливной волны наблюдается лишь в ограниченном количестве пунктов

побережий. В узких горловинах бухт, при спаде приливной волны могут

происходить значительный размыв дна и вынос в открытое море донных

осадков. Действием этого вида движения воды объясняется отсутствие

морских осадков на дне Ламанша и в других местах. Явлению прилива

приписывают огромную роль в эволюции животного мира В литоральной

зоне моря, характеризующейся периодическим смачиванием и осушением

поверхности дна во время приливов и отливов, в прошлом, вероятно, про-

изошло приспособление морских организмов сначала к попеременному

дыханию жабрами и легкими (двоякодышащие формы), а затем и приспо-

собление к наземному способу существования. Таким образом, литораль

является как бы трамплином, помогшим животным в отдаленном про-

шлом выйти на сушу из колыбели жизни – моря.

§13. Геологическая деятельность океанов и морей

Разрушительная деятельность моря.

Разрушение берегов и прибреж-

ной полосы морского дна происходит под действием следующих факторов:

гидравлического удара волн; многочисленных ударов обломков горных

пород волнами и химического воздействия морской воды на горные поро-

ды. Разрушительную деятельность морских вод называют абразией. При

сильных штормах сила удара океанских волн может достигать 40 т/м

, что

приводит не только к разрушению берегов, но и к обрушению огромных

масс горных пород. Основной удар морской воды во время шторма с наи-

большей силой происходит в основании крутого скалистого берега, где воз-

никает так называемая волноприбойная ниша, над которой остается карниз

нависающих пород (рис. 17). При многократном воздействии штормовых

волн волноприбойная ниша разрастается и наступает момент, когда проис-

ходит обрушение пород. Волны захватывают обломки обрушенного карни-

за и перераспределяют их вдоль берега. После обрушения берег вновь

представляет собой отвесный обрыв, который называют

клифом (от нем.

«клифф» – обрыв). Такой процесс разрушения берега длится довольно дол-

го и с каждым разом возникают все новые и новые волноприбойные ниши.

В результате этого процесса берег отступает в сторону суши, оставляя за

собой слабо наклоненную подводную абразионную террасу, или

бенч. Он

или целиком состоит из скальных пород, или местами покрывается тонким

слоем продуктов разрушения берега. Под действием волн обломки горных

пород находятся в постоянном движении. Они перекатываются, окатыва-

ются, дробятся и постепенно превращаются в гальку, гравий и песок. Чем

дольше воздействуют волны на обломки, тем большую окатанность они

приобретают. Между подводной абразионной террасой и береговым обры-

вом возникает пляж – полоса различной ширины, покрытая галькой, грави-

ем или песком. В ходе развития берега ширина пляжа увеличивается. Круп-

ными волнами часть обломочного материала уносится за пределы абрази-

онной террасы и откладывается в виде подводной осыпи. Это является на-

чалом образования подводной аккумулятивной террасы.

Скорость разрушения берегов и их отступания зависит от ряда факто-

ров и прежде всего от состава горных пород, слагающих скалистые бере-

га. Она может колебаться от первых десятков сантиметров до нескольких

метров в год. Особенно легко и быстро разрушаются и отступают берега,

сложенные рыхлыми или слабо сцементированными породами. Берега,

сложенные кристаллическими породами, разрушаются медленно.

Энергия волн на широких мелководьях гасится и происходит не абра-

зия, а осуществляются перенос и аккумуляция осадков.Такие берега в от-

личие от абразионных называют аккумулятивными.

Рис. 17. Морской берег на

Готланде (по М.Неймайру) и

схема последовательного от-

ступления берега при абра-

зии

______________________

В каждом морском бас-

сейне имеются как абрази-

онные, так и аккумулятив-

ные берега. От их располо-

жения и соотношения зави-

сит степень расчлененности

береговой линии. Когда в

береговых обрывах выходят

различные по твердости и

структурно-текстурным

особенностям горные поро-

ды и берег интенсивно раз-

рушается, то береговая ли-

ния становится извилистой,

возникают мысы, вдающие-

ся в море, и бухты, врезан-

ные в глубь суши. Приме-

ром сильно расчлененного

извилистого берега моря является Южный берег Крыма.

К особой категории относятся крупные аккумулятивные формы, назы-

ваемые барами, представляющие собой длинные полосы, поднятые над

уровнем моря и протягивающиеся параллельно берегу на десятки и сотни

километров. Они сложены песчано-гравийно-галечным, а местами песча-

но-ракушечным и ракушечным материалом. Ширина баров достигает 30

км, а высота – первых десятков метров. Бары нередко частично или пол-

ностью отделяют от открытого моря заливы или лагуны. Самые крупные

бары существуют в Мексиканском заливе, а также вдоль береговой поло-

сы Берингова и Охотского морей.

Накопление морских осадков. Одним из самых важных геологических

процессов, которые наблюдаются в пределах Мирового океана, является

накопление или аккумуляция осадков. Обломочный материал приносится

с суши реками, ветром или образуется в результате абразионной деятель-

ности самого моря. Кроме обломочного материала в морских бассейнах

накапливаются хемогенные и биогенные осадки. Сложнейший процесс

осадконакопления называют седиментацией, или

седиментогенезом. Ме-

тодика исследований морских осадков и отложений позволяет на основе

изучения состава и закономерностей распространения современных мор-

ских и океанических осадков восстанавливать физико-географические

условия и палеогеографические обстановки геологического прошлого. По

историко-геологическим и палеогеографическим данным территория со-

временных материков неоднократно покрывалась эпиконтинентальными

и окраинными морями, а на месте современных горных хребтов и масси-

вов в геологическом прошлом существовали океанические просторы, в

которых протекали интенсивные процессы аккумуляции осадков, сохра-

нившиеся в виде толщ разнообразных осадочных пород.

Процесс осадкообразования в морях и океанах начинается с под-

готовки осадочного материала на просторах континентов, которые явля-

ются основными источниками сноса обломочного материала, т. е. облас-

тями преимущественной денудации. Подготовка материала к транспорти-

ровке в бассейны стока, каковыми являются моря и океаны, начинается с

процессов выветривания, деятельности поверхностных и подземных вод,

эоловых процессов, деятельности ледников и других геологических фак-

торов. Следующим этапом формирования осадков является перенос или

транспортировка обломочного и растворенного материала.

По данным А.П.Лисицына, с континентов ежегодно в Мировой океан

поступает 25,33 млрд. т осадочного материала. В их число входят:

• твердый сток рек – 18,53 млрд. т;

• сток растворенных веществ – 3,2 млрд. т;

• ледниковый материал – 1,5 млрд. т;

• эоловый материал – 1,6 млрд. т;

• материал, полученный в результате абразии берегов и дна – 0,5 млрд. т;

• вулканогенно-пирокластический материал – около 2 млрд. т.

Как видно из приведенных данных, основными поставщиками осадоч-

ного материала в моря и океаны являются реки. При этом около 7 млрд. т

ежегодно поставляется реками преимущественно тропических областей:

Гангом, Амазонкой, Брахмапутрой, Миссисипи, Хуанхэ, Янцзы и др.

Примерно одинаковое количество обломочного материала разной величи-

ны приносится в моря и океаны ледниками и ветром. Вулканогенный ма-

териал поступает в Мировой океан в результате действия наземных и осо-

бенно подводных вулканов.

Важную роль в процессах седиментогенеза играют биогенные про-

цессы. Живущие в морях и океанах организмы строят свои скелеты из

растворенных солей, поступающих с суши и главным образом из СаСО

кремнезема. Биогенный вклад в баланс осадочного материала в Мировом

океане оценивается примерно в 1,7–1,8 млрд. т ежегодно. Вместе с тем не

надо забывать, что в Мировой океан поступает и космогенный материал в

виде метеоритной пыли. Количество космогенного материала оценивается

в 0,01–0,08 млрд. т в год. Таким образом, суммарный баланс осадочного

материала, поступающего разными путями в Мировой океан, ежегодно

составляет около 30 млрд. т.

Генетические типы донных осадков Мирового океана. По проис-

хождению и вещественному составу выделяют несколько типов морских

осадков:

• терригенные, образовавшиеся за счет разрушения горных пород суши

и сноса их в морские водоемы;

• хемогенные, осаждающиеся непосредственно из морских вод химиче-

ским путем;

• биогенные, или органогенные, возникшие на дне моря в результате

скопления органических остатков;

• вулканогенные, образовавшиеся за счет продуктов извержения над-

водных и подводных вулканов;

• полигенные – осадки, возникшие в результате совместной деятель-

ности вышеперечисленных процессов.

При формировании донных осадков в морских бассейнах существуют

определенные закономерности в их распределении. На образование одних

из них влияют глубины морских бассейнов и рельеф дна, на другие воз-

действуют гидродинамические обстановки (волнения, приливно-отливные

явления, поверхностные, глубинные и донные течения), состав третьих

определяется вещественным составом поступающего осадочного мате-

риала, накопление четвертых строго определяется биологической продук-

тивностью, а пятые связаны с деятельностью вулканов.

По данным морских геологов состав донных осадков определяется:

• климатической зональностью;

• вертикальной зональностью, связанной с изменением глубины;

• циркумконтинентальной зональностью, вызванной удаленнностью от

континента или крупных островных поднятий.

Каждая климатическая зона характеризуется как температурными ус-

ловиями и темпом водообмена между атмосферой и океаном, так и фор-

мированием определенного состава осадков. Так, в условиях полярного

(холодного) климата преобладают грубые ледниковые и айсберговые (

ак-

ваморенные

) отложения. В тропическом и экваториальном поясах, где на

суше в условиях высоких температур и влажности интенсивно протекают

процессы химического выветривания и реками выносится пелитовый

(глинистый) материал, формируются глинистые, хемогенные и биогенные

осадки. Распределение и главное – состав биогеных осадков на дне морей

и океанов, также связаны с климатической зональностью.

Вертикальная зональность проявляется в изменении размера об-

ломочного материала. По мере увеличения глубины и ослабления подвиж-

ности вод, размер материала уменьшается. В значительной степени верти-

кальная зональность обусловливает особенности карбонатных и биогенных

осадков. В частности, карбонатные осадки могут распространяться только

до определенных глубин. Ниже критической глубины, которая носит назва-

ние

глубины карбонатной компенсации, карбонатные осадки растворяются.

Циркумконтинентальная зональность определяет интенсивность поступ-

ления осадочного материала в различные части морского водоема, учитывая

степень удаленности континента. Чем он ближе и чем сложнее и выше его

рельеф, тем большее количество обломочного вещества доставляется реками.

Терригенные осадки представляют собой обломочный материал, в ко-

тором слагающие его зерна или обломки имеют разную величину. Этот

материал приносится с континентов различными экзогенными факторами.

Наиболее широко терригенные осадки распространены вдоль морских

побережий, в пределах подводных окраин и на континентальном склоне,

но присутствуют в том или ином количестве во всех частях Мирового

океана, даже в его центральных абиссальных частях.

При поступлении обломочного материала в Мировой океан про-

исходит его механическая дифференциация, которая заключается в рас-

пределении обломочных частиц в соответствии с существующими гидро-

динамическими условиями, глубиной и расстоянием от суши. Она выра-

жается в смене размерности осадков по крупности зерен от грубых песча-

но-гравийно-галечных до тонких песчано-глинистых и существенно гли-

нистых. В зависимости от размера выделяют:

• грубообломочные осадки или псефиты (от греч. «псефос» – камешек)

– глыбы, валуны, галька, гравий;

• песчаные осадки или псаммиты (от греч. «псамос» – песок);

• алевритовые (от греч. «алевра» – пшеничная мука);

• глинистые осадки или пелиты (от греч. «пелос» – глина).

В зависимости от физико-географической обстановки, определяющей

степень поступления и распределения осадочного материала и развития

органической жизни, морские осадки принято делить на несколько групп:

• осадки прибрежные, или литоральные (от лат. «литоралис» – берег);

• осадки области шельфа, или сублиторальные; эту область также на-

зывают неритовой;

• осадки материкового склона и его подножия, или батиальные (от

греч. «батис» – глубина);

• осадки ложа Мирового океана, или абиссальные (от греч. «абиссос» –

бездна).

Достаточно часто наблюдается следующая картина распределения об-

ломочных осадков. Грубообломочные разновидности распространены в

литоральной зоне, в сублиторальной области их сменяют песчаные и песча-

но-алевритовые осадки, затем следуют алевропелитовые в батиальной зоне,

а самые тонкие – пелитовые – распространены в абиссальной. Однако такая

схема является идеальной и действительное распределение морских осад-

ков может существенно отличаться от нее. К примеру, в местах распростра-

нения низменных побережий, небольшой глубины шельфа и весьма слабого

гидродинамического режима в пределах пляжа вместо грубообломочных и

песчаных осадков могут распространяться глинистые отложения, а пески

могут встречаться даже в батиальной области, т.е. на больших глубинах в

местах действия сильных глубинных и придонных течений.

Кроме того, довольно часто идеальная схема механической дифферен-

циации осложняется многими факторами, среди которых главными явля-

ются:

• неровности рельефа в области шельфа;

• привнос реками в различных климатических зонах неодинакового по

составу и объему осадочного материала;

• действие морских течений и волнения моря;

• 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 мате-

рикового подножия возникают мощные оползневые тела с холмисто-

западинным типом рельефа.

Мутьевые (суспензионные) потоки являются весьма мощным ди-

намическим фактором подводного перемещения осадочного материала.

Они слагаются разжиженными иловыми осадками, которые в силу слабо-

го сцепления с дном на склонах подводных гор, хребтов и особенно мате-

рикового склона не удерживаются и устремляются вниз. Скорость пере-

мещения таких осадков тем больше, чем круче склон. Мутьевые потоки

устремляются по подводным долинам и каньонам, которые в большом

количестве прорезают материковый склон, а местами и глубокую часть

шельфа. По мере движения мутьевые потоки производят значительную

донную и боковую эрозию, а там, где их скорость затухает, у подножия

материкового склона, они отлагают переносимый ими материал, пред-

ставленный глубоководными тонкими пелитовыми или органогенными

осадками. Это хорошо отсортированные алевритовые и слегка песчаные

илы с характерной градационной слоистостью. Отложения мутьевых по-

токов называют

турбидитами. Такие осадки формируются в абиссальных

частях Мирового океана и глубоководных желобах.

Айсберговые (ледовые) осадки. Такие осадки особенно широко развиты

в приантарктической и северной полярной частях Мирового океана. Обло-

мочный материал выносится шельфовыми ледниками и айсбергами на не-

которое, иногда весьма значительное расстояние от континента. При посте-

пенном перемещении и таянии айсбергов обломочный материал, захвачен-

ный ледниками, опускается на дно. Характерной особенностью этих осад-

ков является широкое распространение среди тонких глубоководных осад-

ков толщ валунно-щебеночного и дресвяного, песчано-щебеночного и пес-

чано-алевритового материала с включениями валунов и щебня. Такие осад-

ки еще называют а

кваморенами, так как они обладают определенным сход-

ством с моренными, но в отличие от них накопились на морском или океан-

ском дне, причем иногда на значительном удалении от берега. Айсберговые

(ледовые) осадки окаймляют берега Антарктиды почти сплошным шлей-

фом шириной от 300 до 1200 км при средней ширине 500–700 км.

Органогенные (биогенные) осадки широко распространены в различных

зонах Мирового океана, начиная с шельфа и кончая абиссальными областя-

ми. Глубина океанов и их гидродинамика, а также климатическая зональ-

ность определяют развитие той или иной биогенной системы. Большое зна-

чение имеет состав органического мира, ведь органогенные осадки состоят

в большей степени, из раковин отмерших организмов. Разнообразные жи-

вотные и водоросли в процессе жизнедеятельности извлекают различные

химические соединения, которые идут на построение скелета. В основном

это СаСО

, SiO

и в меньшей степени Р

. Для шельфовых областей боль-

шое значение имеют организмы, строящие скелеты и панцири из карбона-

тов – это моллюски, иглокожие, мшанки, кораллы, бентосные фораминифе-

ры, водоросли и др. Шельфовые органогенные карбонатные осадки пред-

ставлены ракушечниками, органогенными известняками и мергелями, ко-

ралловыми рифами и продуктами их разрушения.

Рис. 18. Известняк-ракушечник

___________________________________

Ракушечники представляют собой

скопления целых или раздробленных

раковин моллюсков и других организ-

мов с твердым карбонатным скелетом

(рис. 18). Их гранулометрический состав

зависит от размеров раковин и степени их сохранности. Наибольшее раз-

витие карбонатные ракушечные осадки имеют в пределах шельфа арид-

ных, экваториальных и тропических областей. Этому способствует незна-

чительное поступление терригенного материала, достаточно высокая тем-

пература морской воды и спокойный гидродинамический режим, которые

обеспечивают сохранность известковых раковин. В прохладных водах

океана ракушечники встречаются в виде отдельных небольших пятен и

только в тех местах, где существуют стабильные колонии моллюсков.

Важное значение имеют

коралловые рифы. Они образуются за счет

жизнедеятельности кораллов и водорослей. Фактически это кораллово-

водорослевые рифы, в биоценоз которых входят различные моллюски,

мшанки, иглокожие, фораминиферы и другие организмы, извлекающие из

воды известь. Современные коралловые рифы распространены исключи-

тельно в тропических и экваториальных водах, реже они встречаются в

субтропических водах Тихого и Индийского океанов и в Карибском море

Атлантического океана. Критическими температурами, при которых ко-

раллы не развиваются, являются, с одной стороны, 18–19

°С, а с другой –

34–35

°С. Наиболее благоприятные условия для развития кораллового

биоценоза наблюдаются в водах со среднегодовой температурой 22–25°С.

Другими лимитирующими факторами выступают глубина и прозрачность

воды. Колониальные кораллы и существующие совместно с ними в био-

ценозе организмы развиваются в прозрачных и чистых водах. Нижний

предел глубины существования рифобразующих организмов составляет

50–70 м. Для развития колониальных кораллов, а следовательно и корал-

ловых рифов, требуются воды, насыщенные кислородом и известью, и

нормальная или близкая к нормальной соленость морской воды (32–38‰).

Таким образом, в распределении коралловых рифов наблюдается четкая

приуроченность к определенным климатическим зонам и глубинам.

Рис. 19. Образцы фораминиферовых по-

род: а – нуммулитовый известняк, б – фу-

зулиновый известняк

___________________________________

Планктоногенные осадки. Наиболь-

шим распространением пользуются

планктоногенные карбонатные осадки. В

Тихом океане они занимают 36% пло-

щади, в Индийском – 54%, а в Атланти-

ческом – 68%. По преобладанию скелет-

ных образований они подразделяются на

фораминиферовые, кокколитофоридо-

вые и птероподовые.

Фораминиферовые осадки, состоят из раковин простейших одноклеточ-

ных организмов – фораминифер с известковым скелетом (рис. 19). Размеры

раковин составляют от 50 до 1000 мкм. Эти организмы парят в толще оке-

анских вод на глубинах 50–1200 м. После отмирания их скелеты медленно

опускаются на дно, образуя различные по гранулометрическому составу

осадки, главным образом песчано-алевритовые или алевропелитовые кар-

бонатные, в которых количество СаСО

колеблется от 30 до 99%. Они рас-

пространены на глубинах от 3000 до 4700 м. Ниже, в холодных недонасы-

щенных СаСО

водах океана карбонатные скелеты фораминифер растворя-

ются и сменяются кремнистыми или полигенными осадками. Для карбо-

натного осадконакопления глубины 4500–4700 м являются критическими.

Кокколитофоридовые осадки. Эти осадки образуются за счет скоп-

ления пластинок известковых водорослей кокколитофорид, обладающих

микроскопическими размерами – от 5 до 50 мкм. В большинстве случаев

образуются смешанные кокколитофоридово-фораминиферовые осадки с

различным соотношением этих организмов.

Птероподовые осадки. Они состоят из остатков пелагических планк-

тонных моллюсков – птеропод, обитающих в теплых тропических и мел-

ководных хорошо прогретых водах океанов, в Средиземном и Красном

морях до глубин первых сотен метров. Раковины птеропод состоят из ара-

гонита (кристаллической разновидности карбоната кальция). Вследствие

своей легкой растворимости птероподовые осадки встречаются значи-

тельно реже, чем все вышеперечисленные на глубине не более 2200 м, в

основном это смешанные птероподово-фораминиферовые осадки.

Диатомовые осадки. Кроме карбонатных планктонных, в Мировом

океане распространены кремнистые осадки. Они встречаются в прохлад-

ных и холодных водах океанов и на глубинах, превышающих глубину

карбонатной компенсации. Все они состоят из остатков кремнистых рако-

вин диатомей и радиолярий. Диатомовые осадки образуются в результате

накопления кремнистых панцирей диатомовых водорослей (диатомей),

широко распространенных в холодных водах приполярных областей. Ди-

атомовые осадки образуют непрерывный пояс вокруг Антарктиды шири-

ной от 300 до 1200 км.

Радиоляриевые осадки состоят из простейших планктонных орга-

низмов – радиолярий, скелетные образования которых построены из

кремнезема (рис. 20). Иногда вместе с радиоляриями, особенно в погра-

ничных районах теплого и холодного климатов, встречаются радиолярие-

во-диатомовые осадки. По гранулометрическому составу в зависимости

от размера и степени сохранности скелетов радиолярий и диатомей, раз-

личаются алевропелитовые и пелитовые разновидности. Радиоляриевые и

радиоляриево-диатомовые осадки встречаются на дне котловин ниже кри-

тических глубин карбонатного накопления. На батиальных и абиссальных