Геоэкологическая деятельность океанов и морей

3.2 Образование осадков в океанах и морях и их генетические типы

     Наиболее  важным процессом в пределах Мирового океана является аккумуляция донных осадков. Этот сложный процесс называют седиментацией или седиментогенезом. Изучение современных осадков, закономерностей их распространения в различных зонах Мирового океана позволяет восстанавливать палеогеографическую обстановку геологического прошлого. Известно, что в ходе геологической истории поверхность континентов неоднократно покрывалась водами морей и океанов. В них протекали интенсивные процессы аккумуляции осадков, затем преобразованных в осадочные горные породы, покрывающие около 75% поверхностной части материков.

Процесс осадкообразования в океанах  начинается с подготовки осадочного материала на материках, являющихся областями преимущественной денудации (сноса). Такая подготовка осуществляется в результате выветривания, деятельности рек, ледников, ветра. Вторым этапом является перенос материала, частичное отложение на путях переноса и поставка основной массы в океаны и моря. По данным А. П. Лисицына, наибольшая поставка осадочного материала осуществляется речным стоком. При этом около 7 млрд. т/год поставляется реками преимущественно тропических областей: Ганг, Брахмапутра, Хуанхэ, Янцзы, Миссисипи и др. Приблизительно в равных количествах поступает в океаны и моря ледниковый и эоловый материал.

     Кроме указанных экзогенных факторов, привноса в океаны и моря различных веществ большое значение в осадкообразовании имеет поступление вулканогенного пирокластического материала, особенно пеплового, разносимого на обширные пространства. Как было сказано, расположение действующих вулканов тесно связано с тектонически-активными зонами земной коры. Наибольшее количество их сосредоточено в обрамлении океанов и в срединно-океанских хребтах. Для многих вулканов островных дуг характерны высокая эксплозивность и выброс пирокластического материала до десятков километров в высоту, что сопровождается тропосферным и стратосферным переносом вулканического пепла. Количественная оценка поступления вулканогенного осадочного материала затруднена и разными авторами указываются величины 1,8-2 млрд. т/год. Важную роль в осадконакоплении играют биогенные процессы, развитие различных организмов, которые строят свои панцири и скелетные части из растворенных солей, поступающих с суши, главным образом из СаСОз и Si0₂. Биогенный вклад в баланс осадочного материала в океанах в первом приближении оценивается в 1,7-1,80 млрд. т/год. В Мировой океан поступает и космогенный материал, величина которого ориентировочно оценивается в 0,01-0,08 млрд. т/год. Таким образом, суммарный баланс осадочного материала в Мировом океане составляет около 29-30 млрд.т/год.

Генетические  типы донных осадков. Вещественный состав донных осадков и закономерности их распределения в различных зонах океана связаны с: 1) глубиной океанов и рельефом дна; 2) гидродинамической обстановкой (волнения, приливы и отливы, поверхностные и глубинные течения); 3) характером поставляемого осадочного материала; 4) биологической продуктивностью; 5) эксплозивной деятельностью вулканов. По генезису выделяются следующие основные группы осадков: 1) терригенные (от лат. "терра" - земля); 2) органогенные (биогенные); 3) полигенные ("красная глубоководная глина"); 4) вулканогенные; 5) хемогенные. Закономерности распределения указанных групп донных осадков и их соотношения в различных зонах океанов и морей определяются, по данным А. П. Лисицына: 1) климатической зональностью; 2) вертикальной зональностью, связанной с изменением глубин; 3) циркумконтинентальной зональностью - степенью удаленности от континента или крупных островов. Терригенные осадки образуются из обломочного или пелитового материала, приносимого с континентов различными экзогенными факторами, указанными при характеристике баланса осадочного материала, и особенно широко развиты в гумидных зонах (умеренные и экваториальные пояса). Наибольшая часть терригенных осадков, приносимых с суши, откладывается в пределах подводной окраины материков - в области шельфа, континентального склона и его подножья. При поступлении осадочного терригенного материала в Мировой океан в ряде случаев происходит его механическая дифференциация, заключающаяся в приспособлении приносимых взвешенных и влекомых частиц к существующим динамическим условиям, глубинам и расстояниям от суши, рассортировке их по размерам зерен. Часто она выражена в постепенной смене осадков - от грубых песчано-гравийно-галечных в прибрежной (литоральной) мелководной части через песчаные и песчано-алевритовые в более глубоких частях шельфа (в сублиторальной или неритовой зоне), затем алевритопелитовые в батиальной зоне - до самых тонких пелитовых в абиссальной (в ложе океана). Такая картина наблюдается в умеренных гумидных зонах у приглубых берегов. На отмелых берегах с менее активной динамической средой, на пляже и подводном береговом склоне накапливаются различные по зернистости пески, сменяющиеся по мере увеличения глубины песчано-алевритовыми, алевритовыми и алевритопелитовыми осадками.

Механическая осадочная дифференциация осложняется многими факторами: 1) неровность рельефа в области шельфа (остатки субаэрального рельефа); 2) принос реками в различных климатических зонах неодинакового по составу осадочного материала; 3) действие течений; 4) 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 материкового подножья образуются мощные оползневые тела с холмисто-западинным рельефом.

     Мутьевые (суспензионные) потоки являются мощным динамическим фактором подводного перемещения осадочного материала. Это разжиженные иловые осадки, которые устремляются вниз в виде придонных потоков по подводным долинам и каньонам, прорезающим материковые склоны, а местами и части шельфа (см. рис. 10.1). По мере движения мутьевые потоки производят донную и боковую эрозию, а ближе к низовой части каньонов начинается аккумуляция переносимых ими осадков, усиливающаяся на подножье материкового склона. В результате у подножья склонов и в прилежащей части ложа океана образуются обширные конусы выноса и среди тонких пелитовых или органогенных осадков глубоководной части появляются менее отсортированные алевритовые и песчаные илы континентального склона или даже бровки шельфа с характерной градационной слоистостью (внизу более крупные частицы, вверху более тонкие). Отложения мутьевых потоков называют турбидитами. По данным В.П. Петелина и П.Л. Безрукова, такие отложения обнаружены и в глубоководных желобах - Курило-Камчатском, Японском и др. Существенные отклонения от дифференциации осадочного материала, связанные с климатической зональностью, наблюдаются в следующих зонах: 1) приантарктической и отчасти северной полярной, где А.П. Лисицыным выделен особый подтип - айсберговые (ледовые) осадки; 2) экваториально-гумидной, с присущей ей поставкой специфического осадочного материала реками-гигантами.

     Айсберговые (ледовые) осадки особенно широко развиты в Приантарктической части Мирового океана. Ледники Антарктиды при своем движении производят интенсивную экзарацию, и захват в придонной части различного обломочного материала, который выносится шельфовыми льдами и айсбергами на далекое расстояние от континента. При постепенном перемещении и таянии айсбергов обломочный материал, заключенный в них, выпадает на дно. Характерной особенностью этих осадков является широкое распространение в них валунно-щебнистого материала и дресвы, местами песчано-алевритового и даже алевритопелитового. Айсберговые (ледовые) осадки окаймляют берега Антарктиды почти сплошным поясом шириной от 300 до 1200 км при средней ширине 500-700 км. Они развиты не только в пределах шельфа и континентального склона, но и в прилежащих частях ложа океана, где грубообломочный моренный материал накладывается по пути движения айсбергов на более тонкие слабокремнистые осадки, а затем на 60-65 ^o ю.ш. сменяются кремнистыми диатомовыми илами. Современные айсберговые осадки развиты также близ Гренландии. Осадки северной ледовой зоны существенно отличаются от айсберговых Приантарктиды. Грубообломочный материал, свойственный ледовому разносу на севере, характеризуется сортированностью, наличием хорошо окатанных, отполированных галек, подобно галечникам морских пляжей. По-видимому, основной грубообломочный гравийно-галечный материал ледники захватывали с морских пляжей, галечных берегов и отмелей. В ледовых зонах Севера, а также поблизости от водосборов, где развита мерзлота, реки привносят преимущественно песчано-алевритовый и алевритовый материал. По данным А. П. Лисицына, в Беринговом море, в северной части Атлантического океана, также широко распространены песчано-алевритовые осадки.

     К бентогенным осадкам относятся органогенные рифы, обобщенно называемые коралловыми рифами, образующимися за счет кораллов и водорослей, извлекающих из морской воды СаСО₃ для построения своих скелетных частей. Фактически это кораллово-водорослевые рифы, в биоценоз которых входят также различные моллюски, бентосные фораминиферы, иглокожие. Роль различных организмов биоценоза коралловых рифов в накоплении карбонатного материала, по данным А. П. Лисицына, различна. На первом месте стоят известковые водоросли (30-50 %), на втором - рифовые кораллы (10-30 %), далее - различные моллюски (10-20 %) и на четвертом-фораминиферы (1-10 %). Современные коралловые рифы распространены исключительно в тропических и субтропических водах Тихого и Индийского океанов, в Карибском море. Критическими температурами, при которых кораллы не развиваются, являются, с одной стороны, 18-19 ^o, с другой - 34 - 35 ^oС. Наилучшие условия для развития биоценоза коралловых рифов наблюдаются при среднегодовой температуре воды 23 - 25 ^oС. Нижний предел глубины для рифообразующих организмов от 50 - 60 до 70 - 80 м. Максимальная биомасса сосредоточена в поверхностных слоях воды на глубине от 10 до 15 м, особенно это касается водорослей, для фотосинтеза которых требуется много света. Для развития коралловых рифов важны также прозрачность морской воды, насыщенной кислородом и известью, и нормальная или близкая к нормальной соленость (30-38 ).

В океанах  и морях местами развиты ракушечные осадки - это мелководные известковые  морские осадки - ракушечники (ракушняки), представляющие собой скопления целых или раздробленных раковин моллюсков и других организмов с карбонатным скелетом. Их гранулометрический состав зависит от размеров раковин и степени их сохранности. Наибольшее развитие карбонатные ракушечные осадки имеют в пределах шельфовых зон аридных областей. Этому способствуют: 1) малое поступление с суши терригенного материала; 2) достаточно высокая температура воды, обеспечивающая сохранность известковых раковин. В более холодных водах океана ракушечные осадки встречаются в виде отдельных относительно небольших пятен и только там, где наблюдается наибольшая биомасса моллюсков.

       Вулканогенные осадки состоят из вулканогенного материала (лавового и пирокластического), встречаются в виде широких ареалов вокруг островных и подводных вулканов, расположение которых определяется тектонической активностью территорий. Наибольшее значение в вулканогенном осадкообразовании имеет пирокластический материал (пепел и другие, подробно описанные в гл. 11). Местами глубоководные илы состоят из тончайшего пеплового материала мелкоалевритовой и даже алевритово-пелитовой размерности. Помимо образования вулканогенных осадков вокруг очагов вулканизма пирокластический материал образует примеси или прослои в различных генетических типах морских осадков. Известно, что пепловый материал при крупнейших извержениях типа Кракатау распространяется на огромные пространства и встречается в заметных количествах в донных морских осадках на расстоянии нескольких сотен километров. Шире всего вулканогенные осадки распространены в Тихом океане, окруженном "огненным" кольцом действующих вулканов и имеющем значительное число подводных вулканов, а также в северо-восточной части Индийского океана. С вулканической деятельностью некоторые исследователи связывают специфические донные металлоносные осадки с повышенным содержанием железа, марганца, свинца, цинка и др., образующиеся в местах выхода гидротермальных растворов, газов. Такие осадки встречаются местами на подводных вулканах, вблизи срединно-океанических хребтов и в рифтовых зонах. Формирование их, по-видимому, связано с интенсивной поствулканической деятельностью. Важные данные подобного типа получены при исследовании донных осадков Красного моря. Гидротермальные растворы, выходящие на глубине 2000 м в рифтовой зоне Красного моря, выносят Fе, Рb, Zn, Сu и др. Хемогенные осадки образуются в различных зонах. Оолитовые хемогенные карбонатные осадки образуются только в аридных зонах при температуре вод от 25 до 30^o С при значительном пересыщении СаСОз и в условиях мелководья до глубин не более 20 м. В этой среде обильная растительность поглощает большое количество углекислого газа, что нарушает карбонатное равновесие, вызывает пересыщенность воды СаСОз и его выпадение. Карбонат кальция выпадает в виде мелких концентрического строения шариков размером до 2 мм, называемых оолитами (греч. "оо" - яйцо, "литос" - камень). Оолитовые осадки встречаются на Большой Багамской банке, у берегов Флориды, у берегов Каспия, в Аральском и Красном морях, в Персидском заливе и в других мелководных частях морей аридных зон, где невелико поступление терригенного материала. Местами карбонат кальция накапливается в виде мелкого известкового ила песчано-алевритовой размерности.

       Фосфориты образуются в виде конкреций на глубинах в зоне шельфа и прилежащей части континентального склона. У берегов Калифорнии они встречаются близ Сан-Диего на глубинах от 100 до 400 м, а близ южной оконечности Африки - на глубинах более 1000 м. Наиболее благоприятны условия для образования фосфоритов в зонах дивергенции и подъема глубинных вод, обогащенных фосфором. Не исключается возможность образования их и в стадию диагенеза, путем сложного замещения (метасоматоза) СаСОз фосфорными соединениями.

       Отложения лагун и заливов отличаются специфическими особенностями. Хемогенные осадки засоленных лагун и заливов образуются в аридных областях, где наблюдается интенсивное испарение, приводящее к полному насыщению солями. Типичным примером современной лагуны с соленакоплением служит залив Кара-Богаз-Гол, соленость вод которого почти в 20 раз превышает минерализацию вод Каспийского моря вследствие отсутствия поступления пресной воды. Воды же Каспия, поступающее через узкий пролив, перегораживающий подводный порог, быстро испаряются. В результате из пересыщенного раствора происходит выпадение солей - мирабилита (Na₂S0₄^.10Н₂О), астраханита и др. При уменьшении поступления воды из Каспия начинают выпадать галит (NaCI) и др. Это проверено практикой последних лет, когда была предпринята попытка сооружения заградительной дамбы с целью сохранения стабильности уровня Каспийского моря, которая привела не только к изменению состава соленакопления в Кара-Богаз-Голе, но и существенному понижению его уровня. В истории геологического развития имели место крупные солеродные морские бассейны, в которых в условиях аридного климата сформировались мощные толщи солей (эвапориты), находящиеся сейчас на разных глубинах (Ангаро-Ленский, Волго-Уральско-Прикаспийский и другие солеродные бассейны). 
 
 

4.    ЗНАЧЕНИЕ МИРОВОГО ОКЕАНА ДЛЯ ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ 

     Движение  атмосферных фронтов над океаном, циркуляция водных масс, наконец, тектоническая  эволюция дна - все эти процессы прямо  или косвенно влияют на среду, в которой  живут люди. Если бы наша атмосфера состояла только из основных газов: азота, кислорода и аргона, то она была бы прозрачной для инфракрасной радиации. В результате обратно отраженная от поверхности Земли радиация могла бы без изменения пройти через атмосферу. Однако воздух, кроме трех основных газов, содержит небольшое количество углекислого газа (0,03%) и водяных паров. И углекислый газ, и водяные пары в атмосфере сильно адсорбируют инфракрасную радиацию. Кроме того, при конденсации водяных паров образуются облака, которые отражают и рассеивают поступающий солнечный свет. Перенос тепла от земной поверхности в атмосферу происходит тремя путями. Часть энергии переносится тепловым излучением. Часть переноса осуществляется нагреванием воздуха, который входит в контакт с сушей. Однако наибольшая часть переноса осуществляется испарением воды. Водяные пары, поднимаясь в атмосферу, конденсируются в различные виды облаков и выпадающие осадки (дождь или снег),    и таким образом атмосфера получает тепло за счет испарения. На Земле вода играет важную роль как аккумулятор тепла, потому что она поглощает  инфракрасную радиацию, а также вследствие механизма испарения и конденсации. Над засушливыми районами эти влияния уменьшаются, и поэтому именно здесь мы наблюдаем самые большие суточные и годовые амплитуды температуры. С другой стороны, во влажных океанических районах наблюдаются наименьшие изменения температуры. Кроме того, так как океан является большим резервуаром тепла по сравнению с сушей, он хранит большие количества тепла и в дальнейшем таким образом ослабляет годовые колебания температуры. Поступающая на Землю солнечная радиация взаимодействует с атмосферой, облаками и поверхностью Земли. Энергия переносится от экватора по направлению к полюсу ветрами и океаническими течениями, которые обусловлены различным нагреванием земной поверхности. Мировой океан играет важную роль в энергетическом балансе Земли.