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; рельеф берегов и дна океана; глубина моря; особенности динамики, химического состава и температуры вод; видовой состав и биомасса организмов. Велико значение времени. Многие из 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 (процесс гидравлического выпахивания), ударами находящихся в волне обломков горных пород (процесс абразии).

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 Сl и SO₄, катионы Na, Mg. Довольно быстрому растворению подвергаются берега, сложенные известняками, широко распространенными в составе суши.

Рост температуры воды способствует активизации растворения. Поскольку температура морских вод изменяется широтно и по глубине, то максимальная химическая активность вод наблюдается, 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. У высоких, обрывистых (приглубых) берегов господствует разрушительная деятельность.

Влияние петрографического состава пород берега сказывается в том, что для разрушения берегов, сложенных рыхлыми породами, 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 огромно значение абразии. Бьющая в берег волна своим ударом расширяет трещины, истирает породы переносимыми обломками. В силу разной устойчивости породы разрушаются избирательно, и берег приобретает неровную, зазубренную форму. Обломки пород, падая в море, также размываются и истираются. Возвратно-поступательные движения волн придают крупным обломкам окатанную и уплощенную форму, типичную для галек каменистых пляжей. Мелкие обломки подхватываются и уносятся на глубину обратным током волны. 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. Со временем берег отступает, под водой формируется абразионная терраса (бенч) – прибрежная, мелководная часть моря, дно которой сложено скальными породами и лишено мелких обломков.

Тектонический фактор проявляется в отступании моря при воздымании суши. 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 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 только песчаные, алевритовые и глинистые частицы, а также легкие органические останки. В переносе органики велика роль морских течений.

Аккумуляция морских осадков ведет к накоплению грандиозных объемов горизонтально залегающих слоев осадочных горных пород. В морских условиях сформировалось более 95 % объема осадочного чехла суши. Главными источниками оседающего на дне материала служат: обломочные породы суши, продукты вулканизма, органические останки, продукты химической кристаллизации вещества. Морские осадки по вещественному составу и происхождению разделяют 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, и другие. Например, тектонические особенности континентальных окраин: по этому признаку берега разделяют на активные и пассивные.

Тектонически активные континентальные окраины (тихоокеанского типа) возникают в зонах конвергенции литосферных плит. Здесь сложный и динамично меняющийся рельеф дна, активны землетрясения, вулканизм, в составе накоплений велика роль вулканических осадков. На дне глубоководных желобов возникают толщи осадков колоссальной мощности. Большая расчлененность рельефа обуславливает пестроту распространения и мощности отложений.

В пределах пассивных континентальных окраин (атлантического типа) спокойное тектоническое развитие способствует более равномерному накоплению терригенных, органогенных и хемогенных осадков. В зависимости от физико-географических условий осадконакопления морские отложения делятся на четыре группы, соответствующие морфологическим зонам дна: литоральные, сублиторальные, батиальные и абиссальные. В отдельную группу выделяют осадки лагун и солеродных бассейнов.

Литоральные (прибрежные) отложения накапливаются у самой кромки воды, где море бывает лишь во время прилива. Осадкам характерно разнообразие (от битых раковин и гравия до тонких илов), смешение останков наземной и морской фауны и флоры. На обрывистых, скалистых абразионных берегах формируются каменистые пляжи, сложенные дисковидными гальками, сглаженными глыбами. На отмелых берегах накапливаются песчаные пляжи. Их поверхность нередко изменяется эоловыми процессами – формируются дюны. При слабом обратном токе воды на границе прибоя возникает один или несколько береговых валов, сложенных крупными обломками. За береговым валом – со стороны суши – формируются пониженные участки, нередко замкнутые и заболоченные. В этих понижениях при отливах скапливаются пресные воды, а во время приливов – соленые. Соответственно возникают слои торфа, чередующиеся со слоями морских илов. На очень пологих берегах в результате ежедневных приливно-отливных движений иногда возникают ватты (от нем. watten – прибрежные отмели) – илистые отложения, обнажающиеся при отливах. Участки отмелого берега, затопляемые морем при максимальной высоте прилива, и расположенные гипсометрически выше ваттов, называются маршами. Марши сложены ритмично чередующимися более мощными слоями ила и сравнительно тонкими слоями торфа. Поверхность маршей укрыта густым травяным покровом. Нередко марши, отгородившись от океана крупными песчаными косами, представляют собой низкие острова (видимые при отливах), разделенные протоками. Искусственно осушаемые марши называются польдерами.

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

Терригенные осадки главенствуют. Характерно постепенное уменьшение размеров обломков от берега к морю. Если волна наступает и отступает перпендикулярно приглубому берегу, то обломочный материал, сносимый в море, накапливается параллельно береговой линии. Обломки, в составе которых преобладают пески, отлагаются у подножья абразионной террасы, создавая аккумулятивную террасу. Растущая аккумулятивная терраса приподнимается 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, превращая их в лагуны. Если волны подходят к берегу под острым углом, то обломки перемещаются вдоль берега. Оседая на дно, они образуют песчаные косы, расположенные под углом к берегу и продолжающие пляж в глубь моря. Примыкая к противоположному берегу залива, коса превращается в пересыпь – отделяет лагуну от моря. Под действием параллельных берегу течений коса может изогнуться, вплоть до образования петлевидного бара, оба конца которого соединяются с берегом.

Климатический фактор проявляется тем, что в низких широтах реки выносят в океан глинистые частицы, и на шельфе накапливаются глинистые осадки. Для высоких широт характерны несортированные валунные ледниковые и айсберговые осадки.

Органогенные осадки формируются преимущественно за счет отмирания бентосных организмов, строящих свои скелеты из кальцита, кремнезема, реже из фосфорнокислого кальция. Среди них господствуют карбонатные скопления останков кораллов и моллюсков. Коралловые полипы очень прихотливы к условиям существования: температура воды 22–25 °С (критическая 18 и 35 °С), соленость 30–35 г/л, обязательна насыщенность воды карбонатами (для постройки скелета), глубина не более 80 м, обязательна высокая прозрачность воды и достаточное количество кислорода. Все это позволяет четко реконструировать палеогеографические условия накопления древних коралловых построек, а также определять направление и скорость вертикальных тектонических движений при изучении глубоко погруженных коралловых сооружений.

По 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 осадков, в пределах сублиторали распространены известковые пески, возникающие при разрушении известняков-ракушечников и коралловых рифов.

Хемогенные осадки неритовой зоны образуются вследствие кристаллизации солей из раствора. Сложены в основном карбонатами. Особенно быстро накапливается кальцит в мелководных лагунах теплых морей. Обильная водная растительность активно поглощает двуокись углерода, и вода перенасыщается кальцитом. Кальцит выпадает в осадок в виде оолитов или песчинок. Хемогенные осадки 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 морской водой, играющей роль электролита, коллоидные растворы коагулируют. На прибрежном мелководье осаждаются минералы железистые, а глубже, где реакция среды щелочная – марганцевые. Тем же путем образуются бокситы. На глубинах 50–150 м местами формируются залежи фосфоритов, что связано с выносом Р₂О₅ восходящими течениями.

Осадки лагун и солеродных бассейнов выделяют в самостоятельные генетические типы.

Осадки лагун классифицируют в зависимости от типов лагун. Лагуны подразделяются на опресненные, осолоненные и лагуны атоллов.

Опресненные лагуны возникают в гумидных условиях. Соленость вод низка благодаря речному стоку, поэтому активно развиваются растения и животные. Накапливаются осадки органогенные и принесенные реками обломочные.

Осолоненные лагуны формируются в аридном климате – интенсивное испарение увеличивает концентрацию солей. Абсолютно преобладают хемогенные отложения: галоидного, сульфатного или карбонатного состава.

Лагуны атоллов отличаются накоплением тонких обломков коралловых построек.

Солеродные бассейны возникали в геологическом прошлом Земли, когда широко были распространены мелководные внутриконтинентальные моря. Во время аридизации климата и отступления моря в них протекали процессы галогенеза (от греч. hals – соль) – из перенасыщенных растворов выпадали на дно и накапливались толщи легкорастворимых солей, называемые эвапоритами. В составе эвапоритов распространены галит, сильвинит, ангидрит и проч. При морских трансгрессиях отлагались типично морские осадки, формируя межсолевые толщи из известняков, доломитов. 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», «зеленые», «красные» и «желтые».

§ «Синие» (темные) илы широко распространены в умеренных и высоких широтах на глубинах от 200 до 3000 м и более. Они окрашены в сине-черный или голубовато-серый цвет. Сложены алеврито-глинистым материалом, содержащим рассеянную органику (остатки планктона) и мелкие зерна пирита. Голубоватый или темно-серый цвет обусловлен разложением органики при дефиците кислорода. Этой же причиной объясняется характерный для синих илов запах сероводорода.

§ «Зеленые» илы и зеленые пески отличаются грубостью состава. Они формируются на глубинах 200–2000 м, в пределах участков с высокой подвижностью придонных вод. По сравнению с другими илами здесь высокое содержание песчаной фракции (нередки зерна гравия), конкреций фосфоритов, а также карбонатов (до 30 %). Зеленая окраска отложений 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 встречаются биогенные илы, состоящие из карбонатных скорлупок планктона (птеропод и фораминифер). В высоких широтах известны айсберговые осадки. В районах и поясах вулканизма распространены вулканические отложения, наиболее развитые в Тихоокеанском поясе.

Осадки материкового подножья накапливаются за счет сноса 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 – быстро движущиеся по склону разжиженные илы. С выходом на ложе океана эти потоки растекаются веером и формируют турбидиты – подводные конусы выноса, сложенные обломочными, реже обломочно-органогенными накоплениями. Отложениям мутьевых потоков свойственна градационная слоистость: внизу лежат крупные обломки, а выше мелкие. Со временем вынесенные и накопленные потоками осадки создают флиш – ритмичную толщу турбидных отложений.

Абиссальные отложения распространены в самой глубоководной и удаленной от суши части дна Мирового океана. Обломочный материал с суши сюда почти не поступает – среди осадков преобладают органические и полигенетические. Они состоят из частиц разного происхождения и состава, поэтому конкретное название осадка зависит от преобладающего компонента. Благодаря отсутствию процессов, способных доставить крупные обломки в центр океана, а также 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 отложений проявляется четкая вертикальная зональность: микроскопические частицы кальцита растворяются глубже 4 000–4 500 м, поэтому на больших глубинах преобладают осадки 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 тонкопесчаной до глинистой фракции. Карбонатные осадки в основном сложены останками фораминифер и кокколитофорид.

Фораминиферовые илы образованы раковинами простейших планктонных организмов – фораминифер, широко представленных в водах умеренных и низких широт.

Кокколитофоридовые илы сложены пластинками одноклеточных планктонных водорослей – кокколитофорид, наиболее распространенных в тропических водах.

Кремнистые отложения, занимающие около 10 % площади ложа Мирового океана, сложены скелетами опалового состава – останками диатомей и радиолярий. 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 являются самыми глубоководными из органогенных отложений. Они образованы скелетами радиолярий – простейших одноклеточных организмов, обитающих в экваториальных водах. Радиоляриевые илы распространены в экваториальных широтах Тихого и Индийского океанов на глубинах до 4,5 – 6 км.

Полигенетические отложения абиссальной зоны представлены красноцветными глубоководными глинами. В их состав входят мельчайшие нерастворимые органические останки; вулканическая, эоловая и космическая пыль; принесенные морскими течениями коллоидные продукты речного стока и др. Скорость накопления этих отложений составляет от 1 до 10 мм за 1 000 лет. В Тихом океане на поверхности красноцветных глин и радиоляриевых илов широко распространены черные железомарганцевые конкреции диаметром от 1 мм до 10 см.