Гравитационные процессы на склонах

Гравитационные процессы на склонах, особенно крутых, в условиях сезонного

оттаивания покровных образований приводят к развитию солифлюкции, курумов,

оползней.

Солифлюкцией (лат. «солум» – почвы, «флюксус» – течение) называется медленное

вязкопластичное течение рыхлых отложений, происходящее летом над кровлей

многолетнемерзлых пород. Интенсивность развития солифлюкции прямо связана с

крутизной склонов, т.к. с увеличением крутизны склонов течение происходит сильнее. Процесс солифлюкции зависит от глубины сезонного оттаивания пород, наклона рельефа,

характера задернованности и состава отложений. Чаще всего вязко-пластичному

оползанию подвергаются оттаивающие, пылеватые суглинки и супеси, содержание

шлиры льда. В случае покровной солифлюкци, течение грунтов осуществляется медленно

и равномерно на склонах с крутизной менее 15°. Дифференциальная солифлюкция проявляется на склонах в виде террас, оплывин,

языков, полос и других форм. Происходит это потому, что скорость смещения грунта в

разных местах различна. Быстрая солифлюкция или сплывы происходят на склонах до 25°, когда оттаивают

льдонасыщенные почвы и породы. Происходит это обычно в начале лета, в период

быстрого оттаивания грунтов. Скорость движения подобных сплывов достигает

нескольких метров в минуту. Курумы, каменные поля, реки или потоки состоят обычно из щебнисто-глыбового

материала скальных пород и развиты на склонах до 40°. Процессы курумообразования

обусловлены сезонными и суточными колебаниями температуры, которые то расширяют,

то сокращают размеры обломков, способствуя этим постепенному перемещению блоков

вниз по склону. Каменные обломки постепенно вымораживаются из мелкоземистого

материала, течение которого при оттаивании также перемещает вниз обломки,

образующие большие поля или потоки. Они хорошо пропускают воду и весной под ними,

в охлажденных еще породах, образуется гольцовый лед. В теплые летние месяцы он

может вытаивать и переувлажнять тонкие дисперсные породы, которые начинают

медленно оползать по склону, увлекая с собой обломки. Курумы перемещаются вниз по

склону со скоростью всего лишь нескольких см в год. В принципе курумы тесно связаны с

процессами солифлюкции.

45. Оползни, факторы их возникновения, морфология оползневых тел, меры борьбы с ними

К таким гравитационным смещениям, помимо осыпей, обвалов, относятся и оползни. Именно в оползневых процессах подземные воды играют важную роль. Под оползнями понимают крупные смещения различных горных пород по склону, распространяющиеся в отдельных районах на большие пространства и глубину. Простейший случай оползня представлен на рис. 7.15, где пунктиром показано первоначальное положение склона и его строение после одноактного оползня. Поверхность, по которой происходит отрыв и оползание, называется поверхностью скольжения, сместившиеся породы - оползневым телом, которое часто отличается значительной неровностью. Место сопряжения оползневого тела с надоползневым коренным уступом называется тыловым швом оползня, а место выхода поверхности скольжения в низовой части склона - подошвой оползня.

Часто оползни бывают очень сложного строения, они могут представлять серию блоков, сползающих вниз по плоскостям скольжения с запрокидыванием слоев смещенных горных пород в сторону коренного несмещенного склона (рис. 7.16). Такие оползни, соскальзывающие под влиянием силы тяжести, А.П. Павлов назвал деляпсивными (лат. "деляпсус" - падение, скольжение). Нижняя же часть такого оползня бывает представлена сместившимися породами, значительно раздробленными, перемятыми в результате напора выше расположенных движущихся блоков. Эта часть оползня называется детрузивной (лат. "детрузио" - сталкивание).

Оползневые процессы протекают под влиянием многих факторов, к числу которых относятся: 1) значительная крутизна береговых склонов и образование трещин бортового отпора; 2) подмыв берега рекой (Поволжье и другие реки) или абразия морем (Крым, Кавказ), что увеличивает напряженное состояние склона и нарушает существовавшее равновесие; 3) большое количество выпадающих атмосферных осадков и увеличение степени обводненности пород склона как поверхностными, так и подземными водами. В ряде случаев именно в период или в конце интенсивного выпадения атмосферных осадков происходят оползни. Особенно крупные оползни вызываются наводнениями; 4) влияние подземных вод определяется двумя факторами - суффозией и гидродинамическим давлением. Суффозия, или подкапывание, вызываемое выходящими на склоне источниками подземных вод, выносящих из водоносного слоя мелкие частицы водовмещающей горной породы и химически растворимых веществ. В результате это приводит к разрыхлению водоносного слоя, что естественно вызывает неустойчивость выше расположенной части склона, и он оползает; гидродинамическое давление, создаваемое подземными водами при выходе на поверхность склона. Это особенно проявляется при изменении уровня воды в реке в моменты половодий, когда речные воды инфильтруются в борта долины и поднимается уровень подземных вод. Спад полых вод в реке происходит сравнительно быстро, а понижение уровня подземных вод относительно медленно (отстает). В результате такого разрыва между уровнями речных и подземных вод может происходить выдавливание присклоновой части водоносного слоя, а вслед за ним оползание горных пород, расположенных выше; 5) падение горных пород в сторону реки или моря, особенно если в их составе есть глины, которые под воздействием вод и процессов выветривания приобретают пластические свойства; 6) антропогенное воздействие на склоны (искусственная подрезка склона и увеличение его крутизны, дополнительная нагрузка на склоны устройством различных сооружений, разрушение пляжей, вырубка леса и др.).

46. Теория тектоники литосферных плит – современная геологическая парадигма

Решающий вклад в современную геологическую теорию тектоники литосферных

плит внесли следующие открытия: 1) установление грандиозной, около 60 тыс. км

системы срединно-океанических хребтов и гигантских разломов, пересекающих эти

хребты; 2) обнаружение и расшифровка линейных магнитных аномалий океанического

дна, дающих возможность объяснить механизм и время его образования; 3) установление

места и глубин гипоцентров (очагов) землетрясений и решение их фокальных механизмов,

т.е. определение ориентировки напряжений в очагах; 4) развитие палеомагнитного метода,

основанного на изучении древней намагниченности горных пород, что дало возможность

установить перемещение континентов относительно магнитных полюсов Земли. Заслуга в

создании «тектоники плит», которая была сформулирована к концу 60-х гг.ХХ в.

принадлежит Тузо Уилсону (Канада), Ксавье Ле Пишону (Франция) и Джейсону Моргану

(США).

Основная идея этой новой теории базировалась на признании разделения

литосферы, т.е. верхней оболочки Земли, включающую земную кору и верхнюю мантию

до астеносферы, на 7 самостоятельных крупных плит, не считая ряда мелких (рис. 3.3.1).

Эти плиты в своих центральных частях лишены сейсмичности, они тектонически

стабильны, а вот по краям плит сейсмичность очень высокая, там постоянно происходят

землетрясения. Следовательно, краевые зоны плит испытывают большие напряжения, т.к.

перемещаются относительно друг друга. Определив характер напряжений в очагах землетрясений на краях плит, удалось

выяснить, что в одних случаях это растяжение, т.е. плиты расходятся и происходит это

вдоль оси срединно-океанических хребтов, где развиты глубокие ущелья – рифты (англ.

«рифт» – расщелина). Подобные границы, маркирующие зоны расхождения литосферных

плит называются дивергентными (англ. дивергенс – расхождение). На других границах плит в очагах землетрясений, наоборот, выявлена обстановка

тектонического сжатия, т.е. в этих местах литосферные плиты движутся навстречу друг

другу со скоростью, достигающей 10-12 см/год. Такие границы получили название

конвергентных (англ. конвергенс – схождение), а их протяженность также близка к 60

тыс. км. Существует еще один тип границ литосферных плит, где они смещаются

горизонтально относительно друг друга, как бы сдвигаются, о чем говорит и обстановка

скалывания в очагах землетрясений в этих зонах. Они получили название трансформных

разломов (англ. трансформ – преобразовывать), т.к. передают, преобразуют движения от

одной зоны к другой. Почему перемещаются литосферные плиты? Общепринятой точкой зрения

считается признание конвективного переноса вещества мантии. Поверхностным

выражением такого явления являются рифтовые зоны срединно-океанических хребтов,

где относительно более нагретая мантия поднимается к поверхности, подвергается

плавлению и магма изливается в виде базальтовых лав в рифтовой зоне и застывает.

47. Формирование горных пород при остывании магматического расплава. Ликвидус, солидус, реакционный ряд Боуэна

Кристаллизация магмы

происходит не мгновенно, а постепенно, с одновременным падением температуры.

Возможны несколько вариантов (рис. 15.1.2). В 1-ом из них охлаждение происходит очень

быстро, расплав переохлаждается и превращается в вулканическое стекло - обсидиан

(точки 0>1>6). 2-ой вариант связан с медленным охлаждением и кристаллизацией расплава. На диаграмме состояния линия,

соединяющая точки, где в расплаве появляются первые кристаллы, называется

ликвидусом, а линия, соединяющая точки, где полностью исчезает расплав - солидусом. Между этими линиями находится поле сосуществования расплава и кристаллов. С

падением температуры от точки 0 в точке 1 появляются первые кристаллы, состав

которых отвечает точке 4. При дальнейшем охлаждении эти кристаллы реагируют с

оставшимся расплавом, состав которого движется от точки 1 к точке 2, а состав

кристаллов - от точки 4 к точке 5. Если по каким либо причинам, например, в случае

извержения будет происходить быстрое охлаждение расплава, то возникнут породы с

порфировой структурой, когда в стекловатой основной массе стекла, по составу

отвечающего точке 2 или какой-нибудь другой, будут находиться вкрапленники

плагиоклаза зонального строения. В ядре - кальциевый плагиоклаз точки 4, а во внешней

зоне - натриево-кальциевый плагиоклаз точки 5. В 3-ем варианте при очень медленном охлаждении расплав и кристаллы успевают

полностью прореагировать между собой, поэтому состав расплава дойдет до точки 3 из

точки 1, а состав кристаллов - до точки 6 от точки 4. Ранние кальциевые плагиоклазы при

реакции с расплавом будут замещаться все более натриевыми. В конце процесса

кристаллизации образуются полнокристаллические породы, сложенные незональным

кальциево-натриевым плагиоклазом точки 6. Последовательность выделения главных

породообразующих минералов из магмы определяется двумя реакционными рядами,

установленными Н.Боуэном в 1928 г.

48-49-50. Превращение магматического расплава в горную породу, ликвидус, солидус.

Дифференциация магмы и превращение ее в горную породу

Магматическая дифференциация магмы и возникновение магматических пород

Магма - это расплавленное вещество, которое образуется при определенных

значениях давления и температуры и представляет собой флюидно-силикатный расплав,

т.е. содержит в своем составе соединения с кремнеземом (SiО2) и летучие вещества,

присутствующие в виде газа (пузырьков), либо растворенные в расплаве (рис. 15.1.1). При

затвердевании магматического расплава он теряет летучие компоненты, поэтому горные

породы гораздо беднее последними, нежели магма. Силикатные магматические расплавы

состоят из кремнекислородных тетраэдров, которые полимеризованы в разной степени.

Если степень полимеризации низка, то тетраэдры, как правило, изолированы; если высока,

то они сливаются в цепочки, кольца. Любой магматический расплав - это трехкомпонентная система, состоящая из

жидкости, газа и твердых кристаллов, которая стремится к равновесному состоянию. В

зависимости от изменения температуры, давления, состава газов и т.д. меняются расплав и

образовавшиеся в нем ранее кристаллы минералов - одни растворяются, другие возникают

вновь, и весь объем магмы непрерывно эволюционирует. Подобный процесс называется

магматической дифференциацией. На нее оказывает влияние также и взаимодействие с

вмещающими породами и потоками глубинных флюидов. Процесс кристаллизационной дифференциации хорошо изучен, причем не только

теоретически, но и экспериментально. Кристаллы, образующиеся в магме, обычно

отличаются от нее по составу, а также по плотности, что вызывает осаждение или

всплывание кристаллов. При этом состав оставшегося расплава будет изменяться. В

основных силикатных базальтовых магмах сформировавшиеся раньше всего кристаллы

оливина и пироксена, как обладающие большей плотностью, могут скапливаться в

нижних горизонтах магматической камеры, состав которой из однородного базальтового

становится расслоенным. Нижняя часть приобретает ультраосновной состав, более

высокая - базальтовый, а самые верхние части, обогащаясь кремнеземом и щелочными

металлами, приобретают кремнекислый состав, вплоть до гранитного Так образуются

расслоенные интрузивные тела. Кристаллизационная и гравитационная дифференциация

является одним из важнейших процессов эволюции магматических расплавов. Не меньшую роль играет и взаимодействие магмы с флюидами. Как уже

говорилось, магма - это флюидно-силикатный расплав, состоящий из главных нелетучих

петрогенных окислов: SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, CaO, MgO, Na2O, K2O по объему

составляющих 90-97%. Летучие компоненты в магме представлены СО2, Н2, Н2О, HF и др.

Оксид углерода, водород, вода легко (раньше всего) отделяются от расплава, способствуя

образованию “сухих” магм. Самый главный фактор, вызывающий понижение температуры кристаллизации, -

это флюидное давление. Чем оно выше, тем температура кристаллизации ниже. Особенно

велико влияние воды на структурные и химические свойства силикатных расплавов.

Увеличение давления Н2О и ее растворение понижает вязкость расплавов и температуру

их кристаллизации. Важное значение имеет продукт восстановления воды - водород Н2 и

так называемое водно-водородное отношение Н2О/Н2 , в зависимости от которого

варьирует соотношение Fe2O3 / FeO, показывающее степень окисления - восстановления

расплава. Повышенное содержание летучих (флюидов) компонентов способствует

сохранению расплавов в жидком состоянии до сравнительно низких температур, если

сопоставлять их с таковыми “сухих расплавов. Важным фактором эволюции и дифференциации магматических расплавов

является их взаимодействие с вмещающими породами. Как правило, магма

представляет собой наиболее легкоплавкий состав - эвтектику, поэтому и вынос

компонентов из магматического расплава при взаимодействии с вмещающими породами

происходит за счет компонентов избыточных по отношению к эвтектике. В то же время

магма усваивает такие компоненты окружающих пород, которое как раз и способствуют

достижению ее эвтектического состава, т.е. самого легкоплавкого. Кислые и средние

магм, содержащие больше кремнезема по сравнению с основными и обладающие более

сильными кислотными свойствами, энергично воздействуют на вмещающие породы.

Поэтому у гранитных интрузивов такие обширные зоны измененных пород в

окружающих толщах. При взаимодействии магмы с последними часто происходит их

усвоение, ассимиляция, что приводит к возникновению новых пород, называемых

гибридными.

51. Продукты извержения вулканов и строение лавовых потоков

Газообразные продукты или летучие, как было показано выше, играют решающую

роль при вулканических извержениях и состав их весьма сложен и изучен далеко не

полностью из-за трудностей с определением состава газовой фазы в магме, находящейся

глубоко под поверхностью Земли. По данным прямых измерений, в различных

действующих вулканах среди летучих содержится водяной пар, диоксид углерода (СО2),

оксид углерода (СО), азот (N2 ), диоксид серы (SО2 ),триоксид серы (SО3), газообразная

сера (S), водород (Н2 ), аммиак (NН3 ), хлористый водород (HCL), фтористый водород

(HF), сероводород (Н2 S), метан ( СН4), борная кислота (Н3ВО3), хлор (Сl), аргон и другие,

но преобладают Н2О и СО2. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а также железа и

меди. Состав газов и их концентрация очень сильно меняются в пределах одного вулкана

от места к месту и во времени. Зависят они и от температуры и в самом общем виде от

степени дегазации мантии и от типа земной коры. По данным японских ученых,

зависимость состава вулканических газов от температуры выглядит следующим образом.

Температура, °С Состав газов (без воды)

1200-800 HCl,CO2,H2O,H2S,SO

800-100 HCl,SO2, H2S, CO2, N2, H2, HCl

100 -60 H2, CO2, N2, SO2, H2S

60 CO2, N2, H2S

Данные таблицы показывают, что наиболее высокотемпературные газы являются

скорее всего ювенильными, т.е. первичными магматическими эманациями, тогда как при

более низких температурах они явно смешиваются с атмосферным воздухом и водой,

которая проникает в вулканические каналы по многочисленным трещинам. Такая

атмосферная вода называется вадозной (вадозус - неглубокий, лат.). Ниже +100°С пары

воды превращаются в жидкость, которая реагирует с малорастворимыми соединениями

типа HСl, образуя агрессивные кислоты. В газах Ключевского вулкана на Камчатке при

800-300°С преобладали H2, HF, CO, CO2, SO2 ; при 200-150°С - H2,HCl, CO, CO2, SO2;

при 100-50° С - CO2, SO2; при 81-50° С - CO2. Газы континентальных вулканов

отличаются от газов вулканов, расположенных на островах в океанах.

Состав газов очень изменчив, не только в разных типах вулканов, но даже и в

пределах одного вулкана, что хорошо показал известный французский вулканолог

Г.Тазиев, на примере газовых эманаций вулкана Стромболи в Липарских островах у

северного побережья Сицилии. Содержание и состав газов непрерывно изменялись при

опробовании через каждые две минуты. Как уже говорилось, вулканические газы - это

главный движитель извержений. Характер выделения газов зависит от состава и вязкости

магмы, а скорость отделения газов от расплава определяет тип извержений.

Магма, поднимаясь вверх по каналу и, достигнув поверхности Земли, изливается в

виде лавы (лаваре - мыть, стирать, лат.), отличающейся от магмы тем, что она уже

потеряла значительное количество газов. Термин лава вошел в геологическую литературу

после того, как он стал использоваться для излившейся магмы Везувия. Содержание газовых пузырьков в целом пропорционально уменьшению вязкости

лавы, однако в кислых лавах, обычно высоковязких, влияние пузырьков может быть

противоположным, т.к. они не могут свободно перемещаться в расплаве и так с высокой

вязкостью. Движение лавовых потоков, как правило, ламинарное и, реже,

турбулентное, что создает хорошо различимую флюидальную текстуру в породах.

Строение лавовых потоков, как в плане, так и в разрезе сильно зависит от их

химического состава и других факторов, рассмотренных выше.

Базальтовые лавовые потоки, как правило, имеют небольшую, в первые метры

мощность, и распространяются на многие десятки км, например, на Гавайских островах до

60 км. Миоценовые базальтовые лавовые потоки в долине р.Колумбии на западе США

имеют длину до 160 км при максимальной мощности потока до 45 м.

Поверхность базальтовых лавовых потоков формируется за счет быстрого

остывания тонкой корочки и пока она еще не потеряла пластичность, происходит ее

волочение и сморщивание, наподобие пенки у остывшего киселя. Газовые пузырьки,

поднимающиеся сквозь поток, скапливаются под этой корочкой и могут ее даже

приподнимать над еще не остывшей лавой. Такая поверхность, напоминающая лежащие

канаты называется пахоэхоэ («волнистая», гавайский термин) (рис. 15.4.1). Эти «канаты»

всегда направлены выпуклостью по направлению движения потока. Так как с поверхности и с боков потока лава остывает быстрее, а в центре еще

продолжается движение поступающих новых порций расплава, то в потоке образуется

труба, потому, что последние порции жидкой лавы ушли в головную часть потока. Другой тип поверхности базальтовых потоков называется аа-лавой и представлен

остроугольными обломками лав с многочисленными шипами, отходящими во все стороны

от обломков и образующимися при растягивании еще вязкой корки потока, которая

неоднократно дробится и вновь возникает. Так формируется поверхность аа-лавы,

мощностью в первые метры. Глыбовая лава, отличается от аа-лавы только отсутствием шипов на остроугольных

обломках и более гладкой поверхностью, иногда почти зеркальной. Классические

глыбовые лавы наблюдаются в голоценовых, самых молодых дацитовых потоках

Эльбруса, например вдоль канатной дороги от поляны Азау до верхней станции Мир.

Глыбовые лавы имеют большую вязкость, чем аа-лавы, поэтому они чаще встречаются в

андезитовых, дацитовых и риолитовых лавах. Помимо жидких продуктов - лав, при извержении вулканов, особенно

экплозивных, выбрасывается огромное количество твердого обломочного материала -

тефры, как назвал его когда-то Аристотель. Сюда же включаются выбросы жидкой лавы,

в процессе полета быстро остывающей и падающей на склоны вулкана уже твердой. Классификация тефры может основываться на различных признаках, в частности

на размерах обломков. Наиболее крупными из них являются вулканические бомбы (более

7 см в диаметре). Выбрасываясь из жерла вулкана фрагменты разорванной газами магмы,

обладая пластичностью, изменяют свою форму. Вращаясь в воздухе они приобретают

веретенообразную форму, причем наветренная сторона бомбы отличается от

противоположной (рис.15.4.9). Жидкая лава дает струи, которые превращаются в

ленточные или цилиндрические бомбы. Отдельные куски лавы, разорвавшись в воздухе,

образуют сферические бомбы. Ряд бомб, сформировавшись, вновь падают в расплав, тогда

формируются бомбы обволакивания. Если бомба падает, еще не полностью остыв, она

сплющивается, называясь бомбой типа коровьей лепешки. Ряд бомб, остыв в полете с

поверхности еще выделяют газы из внутренних частей, которые разрывают уже почти

твердую поверхность и называются бомбами типа хлебной корки.

52. Типы вулканов и их строение

Вулканические постройки подразделяются на простые и сложные.

Простые или моногенные постройки представлены относительно небольшими

вулканическими конусами разного генезиса, сформировавшиеся за одно или несколько

извержений. Наиболее распространенные из них – это шлаковые конуса, на вершине

которой находится кратер ( чашевидное углубление, кратер – чаша, греч.) (рис. 15.5.0).

Подобные вулканы образуются при выбросе обломков во время эксплозивных извержений

и угол склона таких конусов чаще всего 30°, т.е. близок к углу естественного откоса

сыпучих тел. Высота конусов достигает 500 м. Так, шлаковый конус вулкана Парикутин, в

Мексике, возникший в 1944 г., за год достиг высоты в 400 м. Шлаковые конусы могут

быть «нанизаны» на одну магмоподводящую трещину, как, например, в 1975 г. на

Камчатке при извержениях около вулкана Плоский Толбачик (рис. 15.5.01).

Рис. 15.5.1. Ключевская группа вулканов на Камчатке (В.А.Подтабачный). Хорошо видны

побочные шлаковые конусы – результат эксплозивных извержений

Подобных конусов много на острове Гавайи. Иногда возникают конусы разбрызгивания,

когда хлопья жидкой лавы шлепаются около жерла и постепенно образуют конусовидный

небольшой вулкан. Существуют также пепловые конусы.

Рис. 15.5.2. Северный прорыв

Толбачинского извержения на

Камчатке в 19 ..

(В.П.Подтабачный). Извержение

происходит из второго шлакового

конуса

Неоднократные извержения базальтовой жидкой лавы создают вокруг центра

излияния пологий, но обширный лавовый конус, который может превратиться в щитовой

вулкан, столь характерный для районов базальтовых излияний: в Исландии, в Каскадных

горах США, на Гавайских островах.

53. Трещинный и ареальный типы вулканизма

Извержения покровных базальтов или трещинного типа отличаются очень

большими объемами излившихся лав и слабой взрывной деятельностью. Как правило,

извержения начинаются из протяженных трещин и объем разлившихся лав может

достигать десятков км3, а площадь - сотен км2. Характер излияния лав спокойный,

сопровождающийся слабым фонтанированием жидкой магмы, от чего над трещиной

образуется как бы огненная завеса, как, например, часто бывает в Исландии. По мере

развития извержений трещина постепенно закупоривается, излияния идут на убыль и

сосредотачиваются в многочисленных, а потом все более редких отдельных жерлах (рис.

15.6.1).

Рис. 15.6.1. Вулканы трещинного (А) и щитового центрального (Б) типов

Самое знаменитое извержение покровных базальтов произошло в Исландии в 1783

г. из трещины Лаки длиной около 25 км. Базальты покрыли площадь почти в 600 км2, а их

объем достиг 12 км3. В конце вулканической активности вдоль трещины образовалось

более 100 шлаковых конусов, в первые десятки метров высотой. Надо отметить, что при

этом извержении выделилось очень много сернистых газов, которые погубили урожай

трав и, соответственно, стада крупного рогатого скота. На Исландию обрушился

страшный голод.

54. Кальдеры и их происхождение, образование игнимбритов

В результате мощных эксплозий, вершинная часть стратовулкана может быть

уничтожена и тогда образуется обширная и глубокая округлая котловина – кальдера

(кальдера – котел – исп.), диаметром от нескольких сотен метров до нескольких км. Это,

т.н. кальдеры взрыва. Но существуют и кальдеры провала, которые образуются в

результате оседания вершинной части вулкана по кольцевым разломам, т.к. в

магматическом очаге под вулканом ощущается недостаток расплава. Кальдеры очень характерны для полей кислых игнимбритов, порождаемых

пепловыми потоками, возникающими во время мощных эксплозивных извержений.

Классическим примером такой кальдеры, глубиной 2,5 км является Верхнечегемская на

Северном Кавказе (рис. 15.5.3). Впечатляющая кальдера вулкана Санторин в Эгейском

море, образовалась в 1547 г. до н.э. в результате грандиозных, в основном, эксплозивных пемзовых извержений вулкана, после которых сохранились лишь его части, образующие

гирлянду островов вокруг кальдеры диаметром почти в 14 км. Глубина моря

внутри кальдеры составляет несколько сот метров, а в ее центре впоследствии вырос

новый вулкан, вернее два, Палео- и Неокамени, последнее извержение которого было в

1957 г. Нередко в кальдере начинает вновь расти куполовидное

поднятие, возникают отдельные вулканические конусы. Такие кальдеры называются

возрожденными.Существует очень интересный и необычный тип вулканогенных образований,

сочетающий в себе признаки как лав, так и туфов. Они обладают почти исключительно

кислым - риолитовым или дацитовым составом и порой покрывают площади во многие

тысячи км2. По отношению к подстилающему рельефу они ведут себя как жидкие лавы,

затопляя все понижения и нивелируя рельеф, образуя обширные плато. В вертикальных

разрезах часто наблюдается грубая столбчатая отдельность. В основании разреза нередко

располагается горизонт черных стекловатых пород или рыхлых пемз. В самих породах

наиболее характерным структурным признаком являются линзовидные в разрезе и

изометричные в плане стекловатые обособления, размером в первые см. Эти породы

лишены лавобрекчий как в кровле, так и в подошве.

Под микроскопом они имеют вид туфов и состоят из раздробленных

вкрапленников минералов и пепловых стекловатых частиц, нередко тесно

соприкасающихся между собой и как бы сваренных или спекшихся. Эти кислые породы

получили название игнимбритов (игнис - огонь, имбер - ливень, лат.) и сформировались

они из пепловых потоков ( рис. 15.4.10).

Рис. 15.4.10. Образец игнимбрита. Обращают на себя

внимание фьямме черного стекла и туфовая природа

основной массы

Последние возникают в случае особого типа извержений, когда газ, насыщающий

кислую. магму, на некотором уровне от поверхности в жерле подводящего канала

начинает быстро отделяться от расплава, резко увеличиваясь в объеме. Наконец,

наступает стадия взрыва и газ, вместе с разорванной на мельчайшие частички магмой,

являющимися лишь перегородками между стремительно расширяющимися пузырьками, и

обломками вкрапленников, вырывается на поверхность. Все частицы, пепловой

размерности и капли расплава окружены раскаленной газовой оболочкой и

поддерживаются во взвешенном состоянии давлением газа, по силе равным весу частиц

или превышающим его. Такая высоконагретая масса, ввиду очень малого трения, ведет

себя как жидкость и скатывается при малейшем уклоне рельефа от места извержения.

Когда движение пеплового потока прекращается, масса оседает, газ улетучивается и еще

высоконагретые пепловые частицы под собственным весом спекаются и свариваются, а в

основании потока даже до обсидианоподобных пород. Потоки могут поступать

непрерывно один за другим или через какое-то время и тогда образуются мощные

игнимбритовые толщи со столбчатой отдельностью.

56. Поствулканические явления и практическое использование гидротерм

После извержений, когда активность вулкана либо прекращается навсегда, либо он

только «дремлет» в течение тысяч лет, на самом вулкане и в его окрестностях

сохраняются процессы, связанные с остыванием магматического очага и называемые

поствулканическими. Выходы вулканических газов на поверхность называются фумаролами (от лат.

«фумо»-дым). Очень часто фумаролы приурочены к радиальным и кольцевым трещинам

на вулканах. Фумарольные газы связаны как с первичными эманациями из

магматического расплава, так и с нагреванием грунтовых вод и превращением их в пар.

Фумаролы подразделяются на сухие высокотемпературные, кислые, щелочно-

нашатырные, сернистые, или сероводородные ( сольфатары, итал. «сульфур» - сера),

углекислые ( мофеты, от итал. «мофетта»- место зловонных испарений). Знаменитые

фумаролы вулкана Сольфатара около Неаполя действуют уже тысячи лет без изменения.

Мофеты, располагающиеся в котловинах, опасны для жизни, так как, газ СО2 будучи

тяжелее воздуха, скапливается в их придонной части, что служит причиной гибели людей

и животных. Горячие источники, или термы, широко распространены в областях современного

и новейшего (плиоцен-четвертичного) вулканизма. Однако не все термы связаны с

вулканами, так как с глубиной температура увеличивается и в районах с повышенным

геотермическим градиентом циркулирующая атмосферная вода нагревается до высоких

температур. Горячие источники вулканических областей, например в Йеллоустонском

парке США, в Италии, Новой Зеландии, на Камчатке, на Кавказе, обладают изменчивым

составом воды и разной температурой, поскольку грунтовые воды смешиваются в разной

пропорции с вулканическими газами и по-разному реагируют с вмещающими породами,

через которые они просачиваются на глубину. Воды бывают натриево-хлоридными,

кислыми сульфатно - .хлоридными, кислыми сульфатными, натриево- и кальциево-

бикарбонатными и др. Нередко в термальных водах содержится много радиоактивных

веществ, в частности радона. Горячие воды изменяют окружающие породы, откладывая в

них окислы и сульфиды железа и изменяя их до глины, превращающейся в кипящую

грязь, как, например, в районе Паужетки на Камчатке, где известны многочисленные

булькающие “котлы” с красноватой грязью температурой около +100ОС (рис. 15.7.1,

15.7.2, 15.7.3). Часто вокруг источников накапливаются отложения кремниевой накипи -

травертина, а если воды содержат карбонат кальция, то откладывается известковый туф.

57-58. Интрузивный магматизм и типы интрузивов

Типы интрузивных массивов; особенности структуры, характерные элементы

Первичные магмы, образуясь на разных глубинах, имеют тенденцию скапливаться

в большие массы, которые продвигаются в верхние горизонты земной коры, где

литостатическое давление меньше. При определенных геологических и, в первую очередь,

тектонических условиях магма не достигает поверхности Земли и застывает

(кристаллизуется) на различной глубине, образуя тела разной формы и размера -

интрузивы. Любое интрузивное тело, будучи окруженное вмещающими породами или

рамой, взаимодействуя с ними, обладает двумя контактовыми зонами. Влияние

высокотемпературной, богатой флюидами магмы на окружающие интрузивное тело

породы приводит к их изменениям, выражающимся по-разному - от слабого уплотнения и

дегидратации до полной перикристаллизации и замещения первичных пород. Такая зона

шириной от первых сантиметров до десятков километров, называется зоной

экзоконтакта, т.е. внешним контактом. С другой стороны, сама внедряющаяся магма, особенно краевые части магматического

тела, взаимодействуя с вмещающими породами и быстрее охлаждаясь, частично

ассимилируют породы рамы, в результате чего изменяются состав магмы, ее структура и

текстура. Такая зона измененных магматических пород в краевой части интрузива

называется зоной эндоконтакта, т.е. внутренней зоной. В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы подразделяются

на приповерхностные или субвулканические (последнее слово означает, что магма

почти подошла к поверхности, но все таки не вышла на нее,т.е. образовался “почти

вулкан” или субвулкан) -от первых сотен метров до 1,0-1,5 км; среднеглубинные или

гипабиссальные , - до 1- 3,0 км и глубинные, или абиссальные ,- глубже 3,0 км. Подобное

разделение не очень строгое, но в целом достаточно отчетливое. Глубинные породы,

застывавшие медленно, обладают полнокристаллической структурой, а

приповерхностные, в которых падение температуры было быстрым,- порфировой, очень

похожей на структуру вулканических пород. По отношению к вмещающим породам интрузивы подразделяются на

конкордантные или согласные и дискордантные – несогласные. Согласные интрузивы обладают разнообразной формой. Наиболее широко среди них

распространены силлы или пластовые тела, особенно в платформенных областях, где

отложения залегают почти горизонтально. Базальтовые силлы, широко развиты по краям

обширной впадины - Тунгусской синеклизы на Сибирской платформе, где они образуют

многоэтажные системы плоских линзовидных интрузивных тел, соединенных тонкими

подводящими каналами. Мощность силлов колеблется от первых десятков см до сотен

метров. На Сибирской платформе они образуют т.н. трапповую формацию (трап -

лестница, шведск.). Т.к. силлы более прочные, чем вмещающие породы, они выделяются

в рельефе в виде «ступеней гигантской лестницы». Силлы часто дифференцированы, и тогда в их подошве скапливаются более тяжелые

минералы, образовавшиеся раньше более легких. Поэтому и состав пород силла на разных

уровнях становится различным - более основным в низу и более кислым - в верху. Для

того, чтобы магма внедрялась в слои, наподобие ножа в листы книги, необходимы

условия тектонического растяжения, как это происходило в Тунгусской синеклизе по ее

краям (рис.15.2.4). За счет внедрения в слоистую толщу множества силлов, увеличение ее

мощности может достигать сотен метров и даже первых км. При этом слои вмещающих

пород не деформируются, а лишь перемещаются по вертикали, как бы «разбухая».

Лополлит (лопос - чаша, греч.) - чашеобразный согласный интрузив, залегающий в

синклинальных структурах и также как и силл, образующийся в условиях тектонического

растяжения, когда магма легко заполняет ослабленные зоны, не деформируя сильно

вмещающие слои.. Размеры лополитов в диаметре могут достигать десятков километров, а

мощность - многих сотен метров. Крупнейшие дифференцированные лополиты -

Бушвельдский в Южной Африке, площадью в 144 000 км2 и Сёдбери в Канаде.

Чашеобразная форма лополитов связана еще и с явлением проседания субстрата, под

весом внедрившейся магмы. Лакколиты в классическом виде представляют грибообразные тела, что свидетельствует

о сильном гидростатическом давлении магмы, превышающем литостатическое в момент

ее внедрения. Магма приподнимает вышележащие слои, «накачиваясь» в межслоевое

пространство. Обычно лакколиты относятся к малоглубинным интрузивам, т.к.

«приподнять» мощную толщу пород даже для большой порции магмы затруднительно.

Идеальные грибовидные лакколиты встречаются не так уж и часто. Пожалуй, наиболее

типичный пример - это лакколиты гор Генри в США. Многочисленные т.н. лакколиты в

районе Минеральных Вод на Северном Кавказе или на Южном берегу Крыма, на самом

деле представляют собой каплевидные массивы, напоминающие «редьку хвостом вниз».

Только в верхней части таких «капель» - магматических диапиров, слои залегают

согласно с кровлей интрузива, а далее вниз он их пересекает, т.е. становится несогласным

по отношению к вмещающим породам. Несогласные интрузивы пересекают, прорывают пласты вмещающих пород. К

наиболее распространенным несогласным интрузивам относятся дайки (дайк, дейк - забор,

шотл.), тела, длина которых во много раз превышает их мощность, а плоскости контактов

практически параллельны (рис. 15.2.5). Дайки обладают длиной от десятков метров до

многих сотен км, например, Великая дайка Родезии нижнепротерозойского возраста

млн. лет имеет длину км, при ширине км. Естественно предположить, что

образование даек связано с внедрением магмы по трещинам в условиях тектонического

растяжения. Внедрение даек было хорошо изучено в Исландии, где их количество очень

велико в связи с тем, что Исландия представляет собой приподнятую над поверхностью

океана часть Срединно-Атлантического хребта, осевая рифтовая зона которого является

дивергентной зоной, где происходит наращивание океанского дна, его спрединг.

Вертикальные дайки ориентированы перпендикулярно оси минимальных сжимающих

напряжений. Широким распространением пользуются штоки (schtoch - палка, нем.) -

столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми контактами, площадью

менее 100-150 км2. Существуют и другие менее распространенные формы интрузивных тел. Факолит

(факос.- чечевица, греч.) - линзовидные тела, располагающиеся в сводах антиклинальных

складок, согласно с вмещающими породами. Гарполит (гарпос - серп, греч.) -

серпообразный интрузив, по существу, разновидность факолита. Хонолит - интрузив

неправильной формы, образовавшийся в наиболее ослабленной зоне вмещающих пород,

как бы заполняющий «пустоты» в толще. Бисмалит - грибообразный интрузив, похожий

на лакколит, но осложненный цилиндрическим горстообразным поднятием, как бы

штампом в центральной части. Все эти интрузивы, как правило, малоглубинные и развиты

в складчатых областях. Крупные гранитные интрузивы значительной мощности и площадью во многие

сотни и тысячи км2 называются батолитами. Наблюдая за крутыми, несогласными с

вмещающими породами контактами раньше думали, что подобные гигантские интрузивы

«уходят» далеко в глубину и не имеют «дна». Однако впоследствии было доказано, что

батолиты обладают вертикальной мощностью в первые километры и отнюдь не

«бездонны». От батолитов, обладающих неправильной формой, часто отходят апофизы -

более мелкие ветвящиеся интрузивы, использующие ослабленные зоны в раме батолита. Внутреннее строение интрузивов устанавливается по форме их контактов и по

ориентированным первичным текстурам, возникающим в магматическом теле еще тогда,

когда оно находилось в жидком состоянии, связанных с ориентировкой минералов, струй

магмы различного состава и вязкости, направленной кристаллизации и т.д. Как правило,

они параллельны экзоконтактам. При остывании магматических интрузивных тел

возникают трещины, которые располагаются вполне закономерно по отношению к

первичным текстурам течения.

59. Географическое распространение и геологическая позиция современного вулканизма

В настоящее время известно порядка 1000 активных вулканов, размещенных на

поверхности Земли в обособленных поясах и реже, располагающихся в виде отдельных

групп (рис. 15.8.1). Следует оговориться, что иногда трудно установить, является ли

вулкан действующим или окончательно потухшим, т.к. в ряде случаев вулканы не

проявляют себя в течение тысяч лет, а потом вдруг становятся активными. Самое больше количество действующих вулканов, примерно 75 % располагается

по периферии Тихого океана в пределах т.н. “огненного” кольца, где они приурочены к

активным континентальным окраинам, конвергентным границам литосферных плит, где

океаническая кора погружается, субдуцирует под континентальную. В результате

взаимодействия холодной и тяжелой пластины океанической коры и более легкой

континентальной под воздействием флюидов и температуры образуются первичные

магматические очаги, дающие начало целой серии вторичных очагов. Вулканизм

проявляется либо в островных дугах: Алеутской, Филиппинской, Индонезийской и

других, либо в пределах окраинно-континентальных вулканических поясов: Андийского,

Центрально-Американского, Северо-Американского. Все эти структуры отделены от

океана глубоководными желобами - зонами погружения океанических плит, под

континентальные. От желобов в сторону континентов прослеживаются наклонные зоны

гипоцентров - очагов землетрясений, уходящих на глубину до 600 и даже 700 км. Второй тип областей, в которых находятся действующие вулканы - это

океанические бассейны всех активных вулканов, в которых следует различать вулканы,

приуроченные к современным рифтовым зонам и внутриплитные вулканы, часть из

которых с «горячими точками». Несмотря на то, что в срединно-океанических хребтах очень много свежих лавовых

куполов и потоков базальтов, активных, современных вулканов довольно мало. Прежде

всего, эти вулканы Исландии - острове, возникшем на оси Срединно-Атлантического

хребта, южнее - вулканы Азорских островов, Тристан-да-Кунья; В Индийском океане -

вулканические острова Реюньон, Кергелен, Коморские. Все эти вулканы приурочены к

дивергентным границам океанических литосферных плит, характеризующихся

обстановкой тектонического растяжения и излиянием толеитовых базальтов. Внутриплитных океанических, активных вулканов тоже не очень много. Наиболее

известные - это Гавайские вулканы, расположенные в центре Тихого океана. Эти вулканы

расположены на юго-восточном окончании Гавайского подводного вулканического хребта

и, по-видимому, приурочены к длительно функционирующей «горячей точке» или

«плюму». В Африке активный вулканизм развит в Восточно-Африканской рифтовой зоне, где

в Кении и Танзании находятся известные вулканы Ол-Доньо-Ленгаи, Меру, Телени,

Кения, Элгон, Килиманджаро, Вирунга, Нирагонго, Ньямлагира и другие. Активные

вулканы есть и в Камерунском рифте в Западной Африке. Таким образом, современное расположение действующих вулканов

контролируется конвергентными и дивергентными границами литосферных плит, а также

«горячими точками» иди «плюмами».Очевидно, что базальтовая магма в больших объемах поступает непосредственно

из верхней мантии, например, в рифтовых зонах океанов или в трапповых провинциях

континентов. А кислая магма может образоваться как в результате процессов

магматической дифференциации, так и путем плавления участков гранитно-

метаморфического слоя или анатексиса.

60. Давление, плотность, температура, соленость океанских вод, химический и газовый состав. Влияние этих факторов на перемещение вод

Соленость – суммарное содержание растверенных солей в морской воде (1 ‰ = 0,1 %).

Общая соленость около 35 ‰. В поверхностных слоях – от 32 ‰ до 37 ‰.

Влияние климатической зональности: аридные зоны (тропические) – маленький поверхностный сток, большое испарение, следовательно большая соленость; гумидные зоны (экваториальные) – наоборот (опресняющее воздействие стока поверххностных вод с континента).

Влияние климатических условий еще более сказывается во внутриконтинентальных морях. Например, в Красном море (жаркий и сухой климат) соленость 41-43 ‰.

Опресненные моря – Черное (впадают крупные реки Днепр, Дунай, Днестр) соленость 17-18 ‰. Азовское – 11-14 ‰.В месте впадания реки – маленькая соленость, дальше увеличивается.

Химический состав. В солевом составе морской воды резко преобладают хлориды – 89% (NaCl – 78%, MgCl2 – 9%, KCl – 2%), сульфаты – 10% (MgSO4 – 7%, CaSO4 – 3.5%), карбонаты < 1%. Опреснение или повышение концентрации воды вызывает увеличение или уменьшение содержания отдельных ионов. Кислород поступает в морские воды из атмосферы и за счет фотосинтеза фитопланктона. Углекислый газ содержится в морской воде частично в растворенном свободном состоянии, но в основном в составе карбонатов и бикарбонатов. Сероводород распространен ограничено и приурочен к замкнутым котловинным морям.

Температура. Распределение температур тесно связано с климатической зональностью и с солнечной радиацией. Температура колеблется от –2 градусов до 28 градусов. В умеренных широтах температура испытывает значительные сезонные колебания до 20 градусов.

Давление. Наибольшей величины достигает в глубоких котловинах и желобах мирового океана.

Плотность принимается за 1. Но фактически она изменяется от температуры и прямо пропорциональна солености. Минимальная – в экваториальных широтах, максимальная – в полярных.

61. Литораль, батиаль, абиссаль и типы осадков

1. Литоральные или прибрежные осадки (литоралис, лат. - берег) образуются в

приливно-отливной и прибойной зонах.

2. Неритовые или сублиторальные осадки зоны шельфа (Nerita - моллюск, широко

распространенный в этой зоне) до глубин в 200, редко 500 м.

3. Батиальные осадки (батис, греч. - глубина) приурочены ко всем элементам

континентального склона, включая его подножие.

4. Абиссальные осадки (абиссос, греч. - бездна) связаны с глубоководными

котловинами океанов.

В прибрежной или литоральной зоне, покрывающейся водой во время приливов,

формируются осадки непосредственно связанные с береговой зоной, в зависимости от

строения которой они быстро изменяются про простиранию. Для этой зоны у приглубого

берега характерны крупные глыбы, гравий, галька, валуны, разнозернистые пески. На

отмелом берегу формируются песчаные и реже галечные пляжи. Если берега совсем

низкие и затопляются высокими приливами, то образуются болотистые, заросшие травой

равнины – марши, а илистые побережья – ваттами. В тропиках на низменных берегах,

затопляемых приливами, образуются мангровые заросли, корни деревьев которых

возвышаются на 1-2 м над дном.

В прибрежной зоне, подверженной деятельности волн, фауна, как правило,

обладает толстыми стенками, чтобы противостоять ударам.

В области шельфа или сублиторали, т.е. до глубин в 200 м, формируются

разнообразные терригенные, органические и другие осадки. Вынос материала реками –

главный источник поступеления терригенного материала в область шельфа, хотя какая-то

его часть «проскакивает» шельф и сгружается уже на континентальном склоне. Около

93% взыешенных частиц речного стока и 40% растворенных, накапливается на границе

река – море, а также в эстуариях – в т.н. маргинальных фильтрах по выражению

А.П.Лисицына. Детальные исследования, проведенныых на шельфе морей Северного

Ледовитого океана Институтом Океанологии РАН на судне «Дмитрий Менделеев» в 1993

г. показали, как распределяется терригенный материал и взвесь, выносимая реками

(рис.14.6.2). Действие маргинальных фильтров приводит к тому, что в морях

господствуют не взвешенные, а растворенные формы элементов ( в отличие от рек),

потребляемые планктоном и переводимые с помощью этого механизма в биогенную

взвесь. Последние исследования показали, что биогенного вещества в океане в 100 раз

больше, чем терригенного, приносимого реками.

62. Понятие о критической глубине карбонатонакопления и карбонатной компенсации

В океанах выделяется три важных уровня, которые контролируют степень

сохранности СаСО3.

1-й уровень - лизоклин - разделяет комплексы фораминифер хорошей и плохой

сохранности, т.е. подверженных уже некоторому растворению

2-й уровень - критическая глубина карбонатонакопления (КГК). Ниже этого

уровня, содержание СаСО3 в осадках составляет меньше 10%.

3-й уровень - глубина карбонатной компенсации (КГл ) , характеризует границу,

разделяющую карбонатосодержащие и полностью бескарбонатные осадки, т.е. на этой

глубине опускающиеся на дно организмы с карбонатным скелетом полностью

растворяются.

Уровень КГл не остается постоянным, а может изменяться если поступление

СаСО3 усиливается по каким либо причинам. СаСО3 поступает, главным образом, за счет

выноса реками или т.н. “курильщиков”, т.е. мест проявления современной

гидротермальной активности. Поступление оценивается в 0,11 г/см2 х 1000 лет, а

осаждается СаСО3 со скоростью 1,3 г/см2 х 1000 лет, что намного выше. Отсюда следует,

что более 90% СаСО3, сконцентрированного в скелетных остатках фораминифер, должно

раствориться.

Распространение СаСО3 в поверхностных осадках Мирового океана хорошо

коррелируется с рельефом. Все возвышенности в океанах, включая срединно-

океанические хребты, как “снегом” засыпаны карбонат содержащим илом.

63. Глубоководное осадконакопление

Это осадки ложа мирового океана, абиссальные осадки. В областях океана, наиболее удаленных от берега, где мало терригенного материала, первостепенное значение имеют органогенные и полигенные осадки.

Органогенные: планктоногенные (раковины, панцири и обломки планктона: карбонатные (фораминиферы и коккалитофориды), кремниистые (радиолярии и диатомовые водоростли). Коккалитофориды – это одноклеточные золотисто-бурые водоросли с карбонатными наружными щитками (коккалитами). Диатомовые водоросли – опаловые панцири кремнистых осадков. Радиолярии – кремнистые скелетные остатки раковин планктона.

Полигенные (красная глубоководная глина). Они занимают значительные площади абиссальных котловин и сменяют карбонатные планктонные илы на глубинах ниже 4 км. Состав: нерастворимые осадки фораминифер, тонкие глинистые частицы, эоловая пыль, метеорные частицы, вулканогенный пирокластит, обломочные частицы, принесенные айсбергами, кремнистые остатки радиолярий и диатомей, нерастворимые органические остатки позвоночных.

В абиссальной области преобладают железомарганцевые конкреции. В глубоководных частях океана наблюдается широкое распространение железомарганцевых рудных образований. Железомарганцевые конкреции залегают на поверхности полигенных глин и кремнисто-глинистых радиоляриевых илов или в самом их верхнем слое до глубин около 20 см. Концентрация конкреций различна: отдельные пятна или сплошные покрытия напоминающие булыжные мостовые. В этих конкрециях содержится более 30 элемонтов. Наиболее распространены Mn, Fe, Co, Cu. Образование конкреций возможно в результате: 1) выпадение на дно из взвеси железомарганцевого материала и последующего преобразования его у верхней части осадка; 2) перемещение элементов из нижнего восстановленного слоя в верхний окисленный и связывание их конкреций на границе вода-осадок.

64. Генетические типы океанских осадков и их образование

По происхождению различают океанические осадки следующих типов:

1)Терригенные, образующиеся за счет разрушения горных пород суши и

последующего их сноса реками в океаны.

2)Биогенные, формирующиеся на океанском дне за счет отмерших организмов,

главным образом, их скелетов.

3) Хемогенные, связанные с выпадением из морской воды некоторых химических

элементов.

4) Вулканогенные , накапливающиеся в результате извержений как на самом

океаническом дне, так и за счет тефры, приносимой ветрами после вулканических

извержений на суше.

5) Полигенные, т.е. смешанные осадки разного происхождения.

Глубоководное терригенное осадконакопление обеспечивается за счет разноса материалов

размыва суши. Главными процессами при этом, как уже говорилось, является:

транспортировка, отложение и переотложение. Кроме рек, терригенный материал

поступает в океаны за счет таяния айсбергов и попадания на дно ледниковых отложений,

содержащихся в айсберге и разноса пылеватого материала эоловыми процессами.

Материал, выносимый реками, как правило, сгруживается на шельфе в сублиторальной

или неритовой области и редко выносится в более глубоководные батиальные области

континентального склона и, тем более, абиссальных котловин. Однако, отложившийся на

шельфе материал может перемещаться в более глубоководные части океана за счет

сползания осадков с бровки шельфа, лавинной седиментации и, т.н. гравитационных

потоков, которые возникают за счет действия силы тяжести. По выражению

А.П.Лисицына материковый склон Мирового океана (350 тысю км) – гигантская фабрика

гравипотоков.

В настоящее время по Г.В.Мидлтону и М.А.Хамптону выделяются 4 типа

гравитационнных потоков: 1) турбидные, 2) грязекаменные, 3) зерновые и 4)

разжиженного осадка, среди которых наибольшей известностью пользуется первый тип.

Вулканогенные осадки образуются за счет вулканических извержений на

океанском дне (аутигенные осадки); за счет переотложения ранее сформировавшихся

вулканогенных образований и путем осаждения вулканических пеплов и туфов,

выброшенных при эксплозивных извержениях вулканов на суше.

Эксплозивные извержения вулканов на островных дугах и активных

континентальных окраин вносят весомый вклад в составляющую океанских осадков,

поставляя в них тефру. В глубоководных осадках присутствует в основном,

вулканический пепел - мельчайшие частицы стекла, который при мощных извержениях

способен выпадать на огромных пространствах земного шара, как, например, при взрыве

вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., когда пепел, выброшенный в стратосферу,

находился в ней три года, вызывая эффект серебристых облаков. До 20% вулканогенного

материала находится в современных осадках Тихого и Атлантического океанов,

связанных с несколькими сотнями активных вулканов, извергавшимися за последние 500

лет и давшими около 330 км 2 тефры.

Извержения, происходящие непосредственно на дне океана, например, в рифтовых

зонах срединно-океанских хребтов, поставляют очень мало пирокластики, т.к. высокое

гидростатическое давление не дает развиться эксплозивному процессу. А.П.Лисицын

выделяет три главных типа выпадения пеплов: 1) локальный (первые сотни км от

источника); 2) тропосферный (до первых тысяч км от источника) и 3) глобальный,

охватывающий всю поверхность земного шара и характеризующийся очень тонким (0,3-1

мкм) размером пепловых частиц.

Выпавший на дно пепел может переотлагаться донными течениями и турбидными

потоками, а ветер и льды разносят тефру далеко от мест извержения.

Биогенное осадконакопление. В океанах присутствует огромное разнообразие

организмов. Выделяется три главных типа биоса. Бентос (бентос – глубина, греч.) - это

организмы, живущие на дне; нектон - активно и свободноплавающие организмы - рыбы,

тюлени, киты и др.; планктон ( планктон – блуждающие, греч.) - пассивно плавающие

организмы, переносимые течениями и волнами. Морские организмы в подавляющей

своей массе относятся к бентосу (98%), и только 2% из 180000 видов относятся к

планктону и нектону.Биогенное осадконакопление имеет огромное значение в океанах. Более 50%

осадков океана имеют биогенное происхождение. Выше уже отмечалась роль

маргинальных фильтров в местах впадения крупных рек в океаны для осадконакопелния.

В этих районах, после выпадения относительно крупных частиц образуется значительный

объем биогенного материала, т.к. вода становится достаточно прозрачный для массового

развития фитопланктона. Именно в этих местах, согласно А.П.Лисицыну происходит

образование биогенной взвеси, сначала фито-, а потом и зоопланктона, для которых

первый является питательногй средой. Зоопланктон служит своеобразным фильтром.

Организмы – фильтраторы удаляют из морской воды, как органическое вещество, так и

минеральную взвесь и связывают их в т.н. пеллеты – комки, быстро, до 500 м/сутки

Хемогенное осадконакопление свойственно полузакрытым морским бассейнам -

лагунам, заливам, ранним стадиям формирования рифтов, реже шельфовым морям,

располагающихся в зонах аридного климата. В таких условиях происходит

образование эвапоритов - каменной соли и гипса. Для этого необходимо высокое

содержание соли, испарение периодически поступающей в бассейн морской воды.

Для того, чтобы в таком полуизолированном от океана или открытого моря

бассейне в осадок выпадал сульфат кальция - гипс, концентрация солей должна

превышать нормальную (3,5 г/литр или 35‰) примерно в 3 раза. Для формирования галита

( NaCl) или каменной соли, концентрация солей в воде должна превышать нормальную

уже в 10 раз, а для этого необходимо, чтобы морская вода периодически поступала в

бассейн и затем испарялась.

Отложения солей развиты в осадочных отложениях разного возраста в различных

структурах земного шара. Например, кембрийские соленосные толщи в Ангаро-Ленском

бассейне около оз Байкал; нижнепермские калийные и натровые соли предуральского

передового прогиба; верхнедевонские соли Припятского прогиба в Белоруссии и в других

районах. В позднем миоцене, примерно 15-11 млн. лет назад, благодаря эвстатическому

понижению уровня океана в связи с образованием ледникового Антарктического щита,

Средиземное море оказалось изолированным от Атлантического океана. В миссинском

веке - 6,5-5,0 млн. лет назад Средиземное море распалось на ряд изолированных впадин-

озер, в которых в условиях жаркого климата происходило осаждение галита, гипса и

других солей. Мощность соленосных отложений в ряде впадин достигает 2-3 км, а общий

объем эвапоритов составляет 1 млн. км2. Объем такого количества соли из океанов

понизил соленость вод на 2 ‰, а это, в свою очередь, способствовало образованию льдов,

т.к. температура замерзания воды повысилась. Средиземноморский кризис солености, как

его называют, закончился 5 млн. лет назад в начале плиоцена, когда образование

Гибралтарского грабена открыло путь воде Атлантического океана во впадины

Средиземного моря и вскоре восстановилась нормальная соленость.

65. Биогенное осадконакопление в океанах

В океанах присутствует огромное разнообразие

организмов. Выделяется три главных типа биоса. Бентос (бентос – глубина, греч.) - это

организмы, живущие на дне; нектон - активно и свободноплавающие организмы - рыбы,

тюлени, киты и др.; планктон ( планктон – блуждающие, греч.) - пассивно плавающие

организмы, переносимые течениями и волнами. Морские организмы в подавляющей

своей массе относятся к бентосу (98%), и только 2% из 180000 видов относятся к

планктону и нектону. Для существования организмов нужна питательная среда и солнечный свет, хотя есть

виды, обитающие в условиях полной темноты в глубоких впадинах океанов. Солнце

проникает в воду примерно до глубины в 100 м и эта зона называется эвфотической, т.е.

полностью освещенной. Отсюда следует, что водоросли, прикрепленные ко дну, растут

только на мелком шельфе, в то время как фитопланктон - свободно плавающие

водоросли, распространены в поверхностной зоне воды всех океанов. Бентосные

водоросли отличаются исключительной продуктивностью, в то время как фитопланктон

дает всего 100 г углерода на 1 м2 в год. Бентосные организмы могут вести неподвижный, прикрепленный образ жизни -

кораллы, губки, мшанки. Они называются сессильным бентосом. Другие, наоборот,

передвигаются по дну - вагильный бентос, например, морские звезды и ежи, крабы, черви,

двустворки. Все эти организмы могут жить либо на поверхности дна -эпифауна, либо

внутри ниш в каменистом дне в высверленных дырках, в осадках - инфауна. Эпифауны

насчитывается более 125000 видов, тогда как инфауны всего 30000. Плавающий в поверхностном слое воды планктон, постепенно отмирая

превращается в детрит, который вместе с еще живыми организмами медленно оседает на

дно подобно дождю - сестону, служащим пищей для бентоса. Этой взвесью питаются

организмы - сестонофаги, которые фильтруют через себя воду.

66. Движение вод Мирового океана, течения и их типы, приливы и отливы, их возникновение

Вода океанов и морей находится в непрерывном движении. Эта циркуляция в

поверхностных и глубинных зонах носит различный характер и определяется разными

факторами.

Поверхностная циркуляция зависит в основном от ветров нижней атмосферы,

влияющих на перемещение воды в самом верхнем слое. Характер циркуляции обусловлен

перемещением атмосферы и вращением Земли. Поэтому в средних и низких широтах

Северного полушария ветры образуют круговорот воды по часовой стрелке, а в южном -

против

Апвеллинг представляет собой очень важное явление и заключается в подъеме

воды в океанах с уровня термоклина или более глубоких слоев воды в силу разных

причин.. Это и ветер, сгоняющий теплую воду с поверхности; и действие ускорения

Кориолиса; и конфигурация береговой линии; и разница в плотности воды

Глубинная циркуляция отличается от поверхностной тем, что ее движущей силой

является разница в плотности вод, обусловленная их охлаждением в высоких широтах,

опусканием в придонные глубоководные области, а на смену этим холодным водам из

низких широт поступают более нагретые воды.

67. Основные механизмы глубоководной седиментации и главные типы глубоководных осадков