Современные представления о строении и составе Земли, ее образовании и возрасте

Хемогенные карбонаты. Наиболее благоприятные условия для осаждения СаС03 создаются при достаточно высокой температуре главным образом в мелководных зонах и отшнурованных от открытого моря заливах, в окраинных морях, в лагунах барьерных рифов и атоллов. При небольшой глубине вода прогревается до дна, а обильно растущая растительность поглощает С02, тем самым часто нарушается карбонатное равновесие. Это вызывает перенасыщенность вод СаСОэ и его осаждение. Карбонат кальция выпадает в виде мелких шариков, называемых оолитами (от греч. «оо» – яйцо, «литое» – камень), из которых впоследствии после цементации образуются оолитовые известняки. Особенно много оолитовых осадков на Большой Багамской банке, у берегов Флориды, Каспия, в Аральском и Красном морях, в Персидском заливе и в пределах других мелководных областей аридной зоны. Иногда хемогенные карбонаты накапливаются в виде известнякового мелкозернистого песка или ила.

Фосфориты. Местами в пределах шельфа и прилегающей части континентального склона наблюдается подъем глубинных и подземных вод. В этих частях склона встречаются залежи фосфоритов. Фосфориты образуются в виде конкреций на глубинах в зоне шельфа и прилегающей части континентального склона. У берегов Калифорнии они встречаются на глубинах от 100 до 400 м, а недалеко от южной оконечности Африки – на глубинах более 1000 м. Наиболее благоприятны для образования фосфоритов зоны дивергенции и подъема глубинных вод (апвеллинга), обогащенных фосфором.

Эвапориты. В располагающихся в областях жаркого засушливого климата мелководных заливах и окраинных морях, которые периодически теряют связь с открытым морем, в результате интенсивного испарения увеличивается соленость вод. Это приводит к осаждению галогенов и сульфатов. Примером такого типа осадконакопления в современную эпоху является Красное море и залив Кара Богаз Гол на Каспийском море. В последнем соленость в 20 раз превышает минерализацию вод Каспийского моря. С окружающей залив Кара Богаз Гол суши практически не поступают пресные воды. Залив соединяется с морем узким проливом, к тому же из-за подводного порога пролив весьма мелководный. Быстро испаряющаяся вода приводит к существенному повышению солености. В результате перенасыщения происходит выпадение солей – мирабилита или глауберовой соли (Na2S04- 10Н2О), бишофита CaNa2(S04)2, астраханита Na2Mg(S04)2 и др. При уменьшении поступления воды из Каспия начинает выпадать галит NaCl и другие хлориды. Практика последних лет, когда была предпринята попытка сооружения заградительной дамбы с целью сохранения стабильности уровня Каспийского моря, привела к тому, что состав соленакопления в заливе Кара Богаз Гол изменился и одновременно с этим в заливе стал понижаться уровень моря. В геологической истории Земли известны эпохи, когда существовали крупнейшие солеродные бассейны, в пределах которых накопились мощные толщи эвапоритов. Такими являлись Ангаро-Ленский, Припятский, Днепрово-Донецкий, Пакистанский, Волго-Уральский, Прикаспийский бассейны.

Глауконитовые осадки. Ими являются зеленые мелко- и тонкозернистые пески, местами песчано-алевритовые осадки со значительным содержанием глауконита (минерала водного алюмосиликата). Наибольший объем глауконитовых песков и илов встречается на шельфе и в верхней части континентального склона на глубинах от 100 до 1000 м (местами до 2000 м). В более глубоководных местах глауконит встречается в качестве примеси среди других в основном пелитовых осадков. Глауконит образуется в результате подводного выветривания и разложения на морском дне алюмосиликатных частиц, вулканического стекла или выпадает из морской воды в форме геля из коллоидных растворов, приносимых с суши. Довольно часто вместе с глауконитовыми песками встречаются фосфоритовые конкреции.

Железомарганцевые конкреции. В области шельфа среди терригенных и карбонатных осадков нередко встречаются руды Fe и Мп. Их образование на дне водоемов связано с приносом реками в коллоидном состоянии гидроксидов железа и марганца. Они встречаются в глубоководных областях Мирового океана, а также в пределах котловин окраинных и внутриконтинентальных морей. Наибольшее количество железомарганцевых конкреций наблюдается в Тихом океане, где имеются участки дна, почти на 50 % покрытые слоем конкреций. Чаще всего они встречаются в областях распространения «красных» глубоководных глин. Железомарганцевые конкреции представляют собой неправильной формы образования чаще всего от 2 до 5 см в диаметре.

Их образование скорее всего вызвано действием по крайнем мере двух механизмов. Они могли образоваться в результате поступления с растворенным стоком рек гидратированных оксидов железа и марганца, которые выпадают из раствора на дно океанов в результате изменения определенных физико-химических параметров среды (плотности, температуры, давления, рН и т.д.). На первой стадии взвесь из гидратированных оксидов железа и марганца в какой-то степени преобразуется в самом верхнем слое осадков. В дальнейшем при преобразовании осадков в горные породы происходит перемещение элементов из восстановительного слоя в верхний окислительный и осуществляется объединение их в виде конкреций на границе «наддонная вода – осадок». В этом процессе главная роль принадлежит бактериям. Железомарганцевые конкреции имеют Практическое значение не только как потенциальные руды железа и марганца, но и как руды кобальта и никеля, содержание которых в конкрециях превышает первые проценты. Запасы железомарганцевых конкреций на дне Мирового океана исчисляются многими сотнями млрд т. Железомарганцевые конкреции встречаются и в морях – Черном, Баренцевом и др. В настоящее время разрабатываются наиболее рациональные способы их добычи со дна морей и океанов.

Гидротермальные осадки. Глубоководные исследования, проведенные с помощью подводных аппаратов, дали возможность установить, что в пределах определенных областей Мирового океана существуют не только подводные вулканы, но и своеобразные выходы горячих подводных источников. Впервые горячие источники были открыты в 1978 г. на Галапагосском рифте и Восточно-Тихоокеанском поднятии. Впоследствии гидротермы были обнаружены в Красном море, в Аденском заливе и некоторых других частях Мирового океана.

Детальные исследования позволили установить, что гидротермальные выходы на дне океана представляют выходы на дно океана воды из астеносферы и мантии. Выходы гидротерм известны в виде муаровых вод, экзотичных образований «белых курильщиков» с температурой вод 100 – 200 ºС и «черных курильщиков с температурой гидротерм 350-400 ºС. Несмотря на высокую температуру около самого источника, влияние гидротерм на температуру окружающего океана ничтожно мало из-за большой теплоемкости океанской воды. Они не оказывают сильного влияния на солевой состав вод, но выносят из земных недр большие количества соединений сульфидов, которые немедленно откладываются вокруг источников. Особенно важно то, что в непосредственной близости от гидротермальных источников обнаружена богатая бактериальная жизнь на сероводородном субстрате.

Гидротермальная минерализация является продуктом химического и термального обмена между океаном и литосферой в придонных системах. Вблизи гидротермальных источников формируются тонкие осадки (пелиты), обогащенные сульфидным веществом. Они выражены в виде гидротермальных построек высотой до 50 м, имеющих в цоколе диаметр несколько сотен метров. Наряду с сульфидами в постройках принимают участие гидроксиды железа и марганца.

Мощность рыхлого осадочного слоя на дне Мирового океана изменчива – от 0 или первых метров до 2-3 км. В среднем она составляет 300-400 м. Максимальной мощности рыхлые осадки достигают в периферических частях океанов гумидных областей особенно вблизи устьев крупных рек, которые выносят большой объем осадочного материала. В области континентального подножия мощность осадков достигает огромной величины – 15-20 км. Эти области, как отмечалось выше, являются областями лавинной седиментации. Здесь происходит основная разгрузка сносимого с континентов осадочного материала. В пределах срединно-океанских хребтов распределение рыхлого осадочного материала крайне неравномерно. Они накапливаются главным образом в понижениях между возвышающими гребнями и пиками, а в рифтовых впадинах и долинах осадочный материал практически отсутствует. Мощность осадков в глубоководных желобах в ряде случаев равна 1000-2000 м, но иногда, как в Чилийско-Перуанском желобе, она составляет лишь первые сотни метров. Максимальная мощность осадков в глубоководных желобах, равная около 4000 м, отмечена в желобе Пуэрто-Рико12.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Список использованной литературы

 

 

1. Добровольский В.В. Геология: учеб. для студ. высш. учеб. завед. М.: Власдос., 2001.
2. Короновский Н.В. Геология: учебник. М.: Изд. центр «Академия», 2007.
3. Общая геология. Автор Н.В. Короновский, Издательство Московского университета, 2002.
4. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М.: Недра., 1989.
5. Якушева А.Ф., Хаин В.Е. Общая геология. М.: Изд. Московского университета, 1988.

 

1 Короновский Н.В. Геология: учебник. М.: Изд. центр «Академия», 2007. – С. 40.

2 Короновский Н.В. Геология: учебник. М.: Изд. центр «Академия», 2007. – С. 42.

3 Короновский Н.В. Геология: учебник. М.: Изд. центр «Академия», 2007. – С . 43.

4 Добровольский В.В. Геология: учеб. для студ. высш. учеб. завед. М.: Власдос., 2001. – С.17.

5 Добровольский В.В. Геология: учеб. для студ. высш. учеб. завед. М.: Власдос., 2001. – С. 159.

6 Добровольский В.В. Геология: учеб. для студ. высш. учеб. завед. М.: Власдос., 2001. – С. 161.

7 Добровольский В.В. Геология: учеб. для студ. высш. учеб. завед. М.: Власдос., 2001. – С. 164.

8 Короновский Н.В. Геология: учебник. М.: Изд. центр «Академия», 2007. – С. 299.

9 Короновский Н.В. Геология: учебник. М.: Изд. центр «Академия», 2007. – С. 300.

10 Короновский Н.В. Геология: учебник. М.: Изд. центр «Академия», 2007. – С. 301.

11 Короновский Н.В. Геология: учебник. М.: Изд. центр «Академия», 2007. – С. 302.

12 Короновский Н.В. Геология: учебник. М.: Изд. центр «Академия», 2007. – С. 304.