трусики женские украина

На головну

 Геологічна робота моря - Геологія

Федеральне агентство з освіти

ГОУ ВПО "Сибірський Державний Технологічний Університет"

Кафедра лісівництва

Реферат

на тему:

Геологічна робота моря

Виконав: ст. гр. 32-5

Храмовскіх Ксенія

Перевірив: Попова Д.П.

Красноярськ 2010

Зміст

1. Основні відомості про моря

2. Солоність і хімічний склад морських вод

3. Фізичні характеристики морської води

4. Циркуляція морської води

5. Морфологія дна океанів і морів

6. Органічний світ морів і океанів

7. Руйнівна і аккумулятивная діяльність моря

8. Опадонакопичення

8.1 Опадонакопичення в літоральній зоні

8.2 Опадонакопичення на шельфах

8.3 Опадонакопичення на континентальному шарі і підніжжі

8.4 Опадонакопичення в абісальної зоні

9. Діагенез морських опадів

Список літератури

1. Основні відомості про моря

Світовий океан - безперервна водна оболонка Землі, що оточує материки й острови і володіє спільністю сольового складу. Світовий Океан становить 94% гідросфери і займає 70,8% земної поверхні. Він являє собою гігантські депресії земної поверхні, що вміщають основний обсяг гідросфери - близько 1,35

Море - частина Світового Океану, відособлена сушею або підвищеннями підводного рельєфу і відрізняється від відкритої частини океану гідрологічним, метеорологічним і кліматичним режимом. Умовно морями називають також деякі відкриті частини океанів (Саргасове море) і великі озера (Каспійське море). З геологічної точки зору сучасні моря є молодими утвореннями: всі вони визначилися в обрисах, близьких до сучасних, в палеоген-неогеновий час, і остаточно оформилися в антропогене.

В океанах і морях зосереджений величезний обсяг вод, який орієнтовно оцінюється в 1370323 000. Ці маси води, перебуваючи в безперервному русі. Постійно взаємодіють з навколишнім сушею, руйнують гірські породи, що складають берега і дно мелкоморья, переміщають і стирається продукти руйнування і відкладають їх у вигляді опадів. У морях мешкає величезна кількість різноманітних тварин і рослин, а також моря є приймачами всього уламкового і розчиненого матеріалу, принесеного з суші річками, вітром, льодовиками.

2. Солоність і хімічний склад морських вод

Загальна солоність морської води визначається кількістю розчинених у ній речовин і виражається в проміле (S ‰). У поверхневих шарах океанів і окраїнних морів солоність води коливається від 32 до 37 г / л розчинених солей. Такі коливання солоності поверхневих океанічних вод пов'язані зі зміною кліматичних умов і з опріснюються впливом стоку поверхневих вод континенту. На глибині солоність більш-менш постійна і в середньому дорівнює 35 ‰.

Солоність вод внутрішньоконтинентальних морів змінюється в більш значних межах. У ряді випадків вона набагато менше солоності вод океанів внаслідок опріснювати впливу річкового стоку.

Морська вода містить більше 40 хімічних елементів. Джерелами солей служать річковий стік і солі, що надходять у процесі вулканізму і гідротермальної діяльності, а також при підводному вивітрюванні гірських порід - гальміроліза. Загальна маса солей становить близько 49,2 * т; цієї маси достатньо, щоб при випаровуванні всіх океанських вод поверхню планети покрилася шаром шари товщиною 150 м. Найбільш поширеними анионами і катіонами у водах є наступні (у порядку убування): серед аніонів, серед катіонів. Відповідно, в перерахунку на шари найбільша кількість припадає на NaCl (близько 78%) ,. В сольовому складі морської води переважають хлориди. Солоний смак води залежить від вмісту в ній хлористого натрію (NaCl), гіркий смак визначає хлористий магній (), сульфати натрію і магнію.

У водах морів і океанів розчинено і значна кількість газів. Переважно це азот, кисень і. При цьому газовий склад морських вод дещо відрізняється від атмосферного - в морській воді, наприклад, містяться сірководень і метан.

Найбільше в морській воді розчинено азоту (10-15 мл / л), який, в силу своєї хімічної інертності не бере і не робить істотного впливу на процеси осадконакопичення і біологічні процеси. Його засвоюють тільки азото-фіксуючі бактерії, здатні переводити вільний азот в його сполуки. Тому в порівнянні з іншими газами вміст розчиненого азоту (а також аргону, неону і гелію), мало змінюється з глибиною і завжди близько до насичення.

Кисень, що надходить у води в процесі газового обміну з атмосферою і при фотосинтезі. Є досить рухливим і хімічно активним компонентом морських вод, тому його зміст дуже різна - від значного до мізерно малого; в поверхневих шарах океану його концентрація коливається зазвичай від 5 до 9 мл / л. Надходження кисню в глибинні океанічні шари залежить від швидкості його споживання (окислення органічних компонентів, дихання та ін.), Від перемішування вод і перенесення їх течіями. Зі збільшенням глибини вміст кисню знижується, досягаючи значень 3,0-0,5 мл / л в шарі кисневого мінімуму.

Вуглекислий газ міститься він в морській воді в незначних концентраціях (не більше 0,5 мл / л), але сумарний вміст двоокису вуглецю приблизно в 60 разів перевершує її кількість в атмосфері. При цьому відіграє найважливішу роль у біологічних процесах (будучи джерелом вуглецю при побудові живої клітини), впливає на глобальні кліматичні процеси (беручи участь у газовому обміні з атмосферою), визначає особливості карбонатного осадконакопичення. У морській воді оксиди вуглецю поширені у вільному вигляді, у формі вугільної кислоти і у формі аніона. З глибиною концентраціяувелічівается, оскільки зменшується його споживання при відсутності фотосинтезу і збільшується надходження оксиду вуглецю при розкладанні органічних залишків, особливо в шарі кисневого мінімуму.

Сірководень в морській воді в значній кількості відзначається у водоймах з утрудненим водообміні (відомим прикладом «сірководневого зараження» служить Чорне море). Джерелами сірководню можуть служити гідротермальні води, що надходять з глибин на дно океану, відновлення сульфатредукуючими бактеріями сульфатів при розкладанні мертвої органічної речовини, виділення при гнитті сірковмісних органічних залишків. Кисень досить швидко реагує з сірководнем і сульфідами, окислюючи їх в кінцевому рахунку до сульфатів.

3. Фізичні характеристики морської води

Температура води

У верхніх шарах океанів температура визначається кліматичними умовами. Висока температура води спостерігається в екваторіальних широтах, особливо біля берегів. До полюсів вона зменшується до 2-3 ° і навіть опускається нижче нуля. На великих глибинах температура змінюється від 1 до + 3 °, а в полярних частинах океанів опускається до -1,9 °. Перехід від верхнього шару води з високою температурою до нижнього шару з низькою температурою відбувається у відносно тонкому шарі, який називається термокліном. Цей шар приблизно збігається з ізотермою 8-10 і знаходиться на глибині 300-400 м в тропіках і 500-1000 м в субтропіках. Зазначена закономірність порушується в місцях різних течій.

Тиск і щільність

Тиск в океанах збільшується з глибиною, наростаючи на кожні 10 м стовпа на 1 атмосферу. Найбільшої величини воно досягає в глибоких улоговинах ложа Світового океану і особливо в глибоководних западинах (від 800 до 1100 атмосфер, відповідно до глибинами западин). В умовах великих тисків і низької температури в глибинах океанів збільшується растворяющая здатність морської води.

Щільність води в Світовому океані змінюється в горизонтальному напрямку і по вертикалі. На поверхні океану вона змінюється відповідно до кліматичної зональністю. Ці зміни пов'язані із зміною солоності (чим більше у воді розчинених солей, тим вона щільніше), або зміною температури (чим нижче температура, тим вище щільність води). У екватора щільність води відповідає величині близько 1,02204. У міру віддалення від екватора внаслідок сильного випаровування і пов'язаного з цим підвищення солоності щільність води збільшується. Максимального ж значення - відповідного 1,02750 (27,5) вона досягає у високих широтах (близько 60 ° с. Ш. І 60 ° ю. Ш.).

4. Циркуляція морської води

Циркуляція води в Світовому океані має велике геологічне значення, визначаючи інтенсивність руйнівного впливу на береги і дно, рознос і диференціацію осадового матеріалу по дну водойми. Циркуляція води буває трьох видів:

а) хвилювання;

б) припливи і відливи;

в) течії

Хвилювання викликаються впливом на водну поверхню. У цьому випадку частинки води у відкритому морі переміщаються по замкнутим колом орбітах у вертикальній площині. Хвилі складаються з чергуються між собою валів і западин. Вершини валів називаються гребенями, а підстави западин - підошвами. Висота хвиль залежить від сили вітру. Наближаючись до берега, хвиля на мілководді захоплює всю товщу води і відчуває тертя об дно. Відбувається деформація хвилі внаслідок того, що у підошви через тертя об дно частинки води рухаються повільніше, ніж на гребені. В результаті збільшується крутизна переднього схилу хвилі, і вона перекидається, утворюючи прибій. Хвильові руху при сильних штормах спостерігаються не тільки на поверхні, але і поширюються в глибину до 50-150 м. Періодично в океанах виникають також величезні хвилі, звані цунамі, пов'язані з землетрусами.

Припливи і відливи - періодичні вертикальні коливання рівня океану або моря, що є результатом зміни положень Місяця і Сонця відносно Землі в сукупності з ефектами обертання Землі та особливостями даного рельєфу і проявляється в періодичному горизонтальному зміщенні водних мас. Припливи і відливи викликають зміни у висоті рівня моря, а також періодичні течії, відомі як приливні течії, що роблять пророкування припливів важливим для прибережної навігації.

Інтенсивність цих явищ залежить від багатьох факторів, однак найбільш важливим з них є ступінь зв'язку водойм зі світовим океаном. Чим більш замкнутий водойму, тим менше ступінь прояву приливо-відливних явищ.

Хоча для земної кулі сила тяжіння Сонця майже в 200 разів більше, ніж сила тяжіння Місяця, приливні сили, породжувані Місяцем, майже вдвічі більше породжуваних Сонцем. Це відбувається через те, що приливні сили залежать не від величини гравітаційного поля, а від ступеня його неоднорідності (градієнта). При збільшенні відстані до джерела поля градієнт зменшується швидше, ніж величина самого поля. Оскільки Сонце майже в 400 разів далі від Землі, ніж Місяць, то і приливні сили, що викликаються сонячним тяжінням, слабкіше.

Також, однією з причин виникнення припливів і відливів, є добове (власне) обертання Землі, захопливе маси води світового океану, що має форму еліпсоїда, велика вісь якого не збігається з віссю обертання Землі і не бере участі в її обертанні навколо цієї осі. Це веде до того, що в системі відліку, пов'язаній з Земний поверхнею, по океану біжать по взаємно протилежних сторонах земної кулі дві хвилі, що приводять у кожній точці океанського узбережжя до періодичних, два рази на добу повторюваним, явищам відливу, що чергуються з приливами.

Таким чином, ключовими моментами в поясненні приливо-відливних явищ є:

1. добове обертання Земної кулі;

2. деформація покриває земну поверхню водної оболонки, що перетворює її в еліпсоїд;

3. розбіжність його великої осі з віссю обертання Землі.

Відсутність одного з цих факторів унеможливлює появу припливів і відливів.

При поясненні причин припливів зазвичай увага звертається лише на другий з цих факторів. Але розхожа пояснення даного явища тільки дією приливних сил неповно. Так, в разі збігу згаданих вище осей, припливно-відливних явища спостерігатися, як періодичне явище, не будуть, хоч би якими великими були приливні сили.

Приливна хвиля, що має форму згаданого вище еліпсоїда, являє собою суперпозицію двох «двогорбих» хвиль, які утворилися внаслідок гравітаційної взаємодії планетної пари Земля - ??Місяць і гравітаційної взаємодії цієї пари з центральним світилом - Сонцем з одного боку. Крім того, фактором, що визначає утворення цієї хвилі, виступають сили інерції (не плутати з відцентровими силами), що мають місце при зверненні небесних тіл навколо спільних для них центрів мас.

Щорічно повторюваний припливно-відливні цикл залишається незмінним внаслідок точної компенсації сил тяжіння між Сонцем і центром мас планетної пари і силами інерції, прикладеними до цього центру.

Однак така компенсація для водної оболонки Землі в силу її різної віддаленості від Місяця (і Сонця) виявляється порушеною. На стороні, зверненої до Місяця (Сонцю) переважають сили гравітації, а на протилежній - сили інерції.

Виникаючі при цьому приливні сили компенсуються силами власного гравітаційного поля небесних тіл.

Оскільки положення Місяця і Сонця по відношенню до Землі періодично змінюється, змінюється і інтенсивність результуючих приливо-відливних явищ.

Постійні морські течії спостерігаються на значних площах Світового океану. Вони пов'язані з відмінностями в щільності морської води, яка залежить від температури і солоності, з постійно дмуть вітрами (пасатами і мусонами) та іншими факторами. Швидкості морських течій змінюються в досить широких межах.

Таблиця 1

Основні течії Світового океану

 Протягом

 Океан

 Характеристика

 Агульясово

 (Голкового мису) Індійський Тепле

 Аляскинское Тихий Тепле

 Антильські Атлантичний Тепле

 Бенгальське Атлантичний Холодне

 Берингове Тихий Тепле

 Бразильське Атлантичний Тепле

 Гвианское Атлантичний Тепле

 Гвінейське Атлантичний Тепле

 Гольфстрім Атлантичний Тепле

 Гренландское Північний Льодовитий Холодне

 Західних Вітрів Тихий, Індійський Холодне

 Ірмінгера Атлантичний Тепле

 Каліфорнійське Тихий Холодне

 Камчатське Тихий

 Канарська Атлантичний Холодне

 Кромвелла Тихий

 Курильское Тихий Холодне

 Куросио (Японське) Тихий Тепле

 Лабрадорское Атлантичний Холодне

 Ломоносова Атлантичний Міжпасатні протитечії

 Мадагаскарських Індійський Тепле

 Мозамбікського Індійський

 Мусонів Індійський Нейтральне

 Норвезьке Північний Льодовитий Тепле

 Нордкапськоє

 Перуанське (Гумбольдтова) Тихий Холодне

 Північно-Атлантичний Атлантичний Тепле

 Сомалійський Індійський Тепле

 Флоридське - південна

 частина Гольфстріму Атлантичний Тепле

 Фолклендські Атлантичний Холодне

 Цусимское Тихий Тепле

 Шпіцбергенской Північний Льодовитий Тепле

 Південна Пасатна Тихий, Індійський Тепле

 Північне Пасатне Тихий Тепле

 Севоро-Тихоокеанське Тихий Тепле

Морські течії переміщують у зважать велику кількість уламкового матеріалу, не тільки мулистого, а й дрібнопіщаний, і взмучивают донні опади.

море дно руйнівний акумулятивний

5. Морфологія дна океанів і морів

Геологічна діяльність морів і океанів залежить від багатьох факторів: рельєфу дна, рухливості земної кори в межах водних басейнів і навколишнього суші, солоності, складу і температури морських вод, газового режиму, діяльності морських організмів, русі морської води, клімату та ін.

Для початку розглянемо морфологію дна океанів і морів. Виділяють кілька областей, що відрізняються різними умовами осадконакопичення:

1. Літоральна або прибережна область, що заповнюється під час припливів і осушувана під час відпливу;

2. Мілководна область (шельф або материкова мілина) - слабонаклонённая вирівняна частина підводної окраїни континентів, прилегла до берегів суші та характеризується спільною з ним геологічною будовою. Глибина шельфу зазвичай до 100-200 м; ширина шельфу становить від 1-3 км до 1500 км (шельф Баренцевого моря). Зовнішня межа шельфу окреслена перегином рельєфу дна - бровкою шельфу.

Сучасні шельфи в основному сформовані в результаті затоплення околиць континентів при підйомі рівня Світового океану внаслідок танення льодовиків, а також через занурень ділянок земної поверхні, пов'язаних з новітніми тектонічними рухами. Шельф існував у всі геологічні періоди, в одні з них різко розростаючись в розмірах (наприклад, в юрское і крейдяне час), в інші, займаючи невеликі площі (Перм). Сучасна геологічна епоха характеризується помірним розвитком шельфових морів.

3. Глибоководна або батіальних область

а) Материковий схил - один з основних елементів підводної окраїни материків; він розташований між шельфом і материковим підніжжям. Характеризується більш крутими ухилами поверхні в порівнянні з шельфом і ложем океану (в середньому 3-, іноді до) і значною розчленованістю рельєфу. Типовими формами рельєфу є ступені, паралельні бровці і основи схилу, а також підводні каньйони, зазвичай беруть початок ще на шельфі і протягуються до материкового підніжжя. Сейсмічними дослідженнями, драгірованіем і глибоководним бурінням встановлено, що за геологічною будовою материковий схил, як і шельф, являє собою безпосереднє продовження структур, розвинених на прилеглих ділянках материків.

б) материкового підніжжя являє собою шлейф акумулятивних відкладень, що виник біля підніжжя материкового схилу за рахунок переміщення матеріалу вниз по схилу (шляхом каламутних потоків, підводних зсувів і обвалів) і осадження суспензії. Глибина материкового підніжжя досягає 3,5 км і більше. Геоморфологічно воно являє собою похилу горбисту рівнину. Акумулятивні відкладення, що утворюють материкове підніжжя, зазвичай накладені на ложе океану, представлене корою океанічного типу, або розташовуються частково на континентальній, частково на океанічної корі.

4. Абісальна область або Ложе Світового Океану. Воно розташоване на глибині 3500-6000 м і займає приблизно половину земної поверхні. Ложе океану хребтами, валами і височинами поділяється на:

а) Котловини, дно яких зайнято абісальними рівнинами. Ці області характеризуються стабільним тектонічним режимом, низькою сейсмічною активністю і рівнинним рельєфом, що дозволяє розглядати їх як океанські плити - талассократони.

б) Рівнини, якими представлені талассократони. Вони бувають двох типів:

Акумулятивні рівнини мають вирівняну поверхню слабонаклонную поверхню і розвинені переважно по периферії океанів в областях значного надходження осадового матеріалу з континентів. Їх формування пов'язане з принесенням і накопиченням матеріалу суспензійними потоками, що і визначає властиві їм особливості: зниження поверхні від материкового підніжжя в бік океану, наявність підводних долин, градаційна слоистость опадів, вирівняний рельєф. Остання особливість визначається тим, що, просуваючись вглиб океанських улоговин, опади хоронять первинний розчленований тектонічний і вулканічний рельєф.

Горбисті рівнини відрізняються розчленованим рельєфом і невеликою потужністю опадів. Ці рівнини типові для внутрішніх частин улоговин, віддалених від берегів. Важливим елементом рельєфу цих рівнин є вулканічні підняття і окремі вулканічні споруди.

в) Серединно-океанічні хребти, що представляють собою потужну гірську систему, простягається через всі океани. Загальна протяжність серединно-океанічних хребтів (СОХ) більше 60000 км, ширина 200-1200 км, висота 1-3 км. У деяких районах вершини СОХ утворюють вулканічні острова (Ісландія). Рельєф розчленований, форми рельєфу орієнтовані переважно паралельно протягу хребта. Осадовий чохол малопотужний, представлений карбонатними біогенними илами і вулканогенними утвореннями. Вік осадових товщ удревняется в міру віддалення від осьових частин хребта; в осьових зонах осадовий покрив відсутній чи представлений сучасними відкладеннями. Області СОХ характеризуються інтенсивним проявом ендогенної активності: сейсмічністю, вулканізмом, високим тепловим потоком.

Зони СОХ приурочені до кордонів розсування літосферних плит, тут протікає процес формування нової океанічної кори за рахунок надходять мантійних розплавів.

5. Глибоководні жолоби облямовують острівні дуги, розвинені уздовж молодих гірських споруд краю континенту.

6. Органічний світ морів і океанів

Море є середовищем існування для різноманітних тварин і рослин, розвиток і розподіл яких залежить від багатьох факторів: температури води, її солоності, динаміки водойми, тиску, проникнення світла, будови дна і т. Д. Сприятливі умови життя сприяли розвитку в море видатного різноманітності організмів . Всіх мешканців морів за умовами їхнього існування поділяють на чотири основні групи:

1. Планктон. До нього відносяться різні мікроскопічні водорості (діатомеї, перидинеї, синьо-зелені), одноклітинні тварини (глобігеріни, радіолярії та ін.), Дрібні рачки, медузи, деякі черв'яки, личинки донних тварин, ікра та мальки багатьох риб.

Слово «планктон» - грецьке, воно означає «блукаючий», «ношений». Дійсно, всі ці мешканці моря пасивно переносяться рухом води часто на значні відстані. Активно вони плавають переважно вертикально - вгору або вниз. Днем багато тварин планктону опускаються в глибину, а ввечері піднімаються в поверхневі шари. За планктоном рухаються риби, які їм харчуються. Ця добова вертикальна міграція зоопланктону має велике значення в житті океану. Як не малі за своїм розміром планктонні організми, їх кількість в морях і океанах величезне. Первинна продукція фітопланктону в 3 тис. Разів перевищує річну продукцію риб у Світовому океані. Кількість планктону різко зменшується з глибиною. Рослинний планктон живе тільки у верхніх шарах моря до 100 м, рідше до 200 м. Приблизно 65% всієї маси зоопланктону мешкає в шарі води від поверхні до 500 м глибини.

Вага планктону в 1води на глибині понад 5 тис. М в тисячу разів менше ваги планктону в 1поверхностного шару.

2. Нектон. До нього відноситься більшість риб, ластоногі тварини (тюлені і моржі), китоподібні (кити, кашалоти), головоногі молюски (кальмари, восьминоги та ін.), Морські змії і черепахи.

По-грецьки «нектон» - плаваючий. Тварини, які відносяться до нектону, мають звичайно добре обтічну форму тіла, що допомагає їм швидко рухатися у воді. Наздогнати деяких риб і дельфінів нелегко навіть швидкохідному судну.

Більшість риб і ссавців здійснюють дальні подорожі - міграції. З настанням часу ікрометання багато риби об'єднуються в мільйонні косяки, які займають іноді площу в кілька десятків кілометрів. Подорожуючи від місця відгодівлі до районів нересту (икрометания), риби пропливають сотні і тисячі кілометрів. Багато риби йдуть на нерест з моря в річки. Цих риб називають прохідними на відміну від морських. Інший тип міграції спостерігається у вугра. Дорослі самки вугрів відправляються на нерест з річок в океан. Європейські вугри метають ікру в водах Саргассова моря. Для цього вони долають шлях в 7-8 тис. Км. Після нересту дорослі вугри гинуть, а личинки атлантичним плином переносяться до берегів Європи. На це йде майже 3 роки. Подорослішали мальки самок вугра входять у ріки, де живуть багато років, поки не стануть дорослими. Самці в цей час живуть в прибережних водах. З американських річок вугри теж пливуть у центральну частину Атлантики. Але їх шлях коротший і мальки ростуть швидше, а через рік вони входять у ріки. Майже 5 тис. Км проходять кити до теплої частині океану, де з'являються на світ їх дитинчата. Разом з молодими китами батьки вирушають на відгодівлю назад в прохолодні води на північ і на південь від тропічних вод. Далекі подорожі здійснює біломорське стадо гренландських тюленів. Влітку вони відгодовуються у водах, що омивають Шпіцберген і Землю Франца-Йосифа, а взимку приходять народжувати дитинчат в горло Білого моря.

3. Бентос. У це співтовариство входять тварини та великі водорості.

По-грецьки «бентос» - «глибинний». Дно моря служить бентосу постійної опорою, наприклад, для коралів і молюсків, або тимчасовою, наприклад для камбали. Деякі представники бентоса поселяються на прибережних скелях і пляжах вище рівня води, куди доходять лише бризки хвиль; є й такі, які живуть на днищах кораблів.

У розподілі бентосу спостерігається вертикальна зональність: у верхніх горизонтах переважають молюски та ракоподібні, у середніх - молюски та голкошкірі, а в більш глибоких - ракоподібні і голкошкірі.

У зоні припливів багато організми прикріплюються до дна моря. Під час відливів вони годинами залишаються на повітрі, проте від цього не гинуть. До глибини 60-80 м ростуть різні великі водорості. Промені сонця в каламутній прибережній воді дуже швидко поглинаються, тому зазвичай донні водорості не можуть жити на великій глибині і пристосовуються до середніх глибин.

Кількість бентоса швидко убуває з глибиною. На глибинах до 300 м на 1дна бентоса припадає в середньому близько 250 г, а поблизу берега і на мілководдях - багато кілограми. На великих глибинах в центральній частині океану кількість бентоса за вагою в сотні тисяч разів менше, ніж у берегів. Багато хто з тварин і рослин бентоса, особливо мешканці мілководь, мають промислове значення. Такі різні водорості, молюски (устриці, мідії, гребінці), ракоподібні (краби, креветки, омари, лангусти), голкошкірі (трепанги) та ін. Зараз швидко розвиваються культурні морегосподарства, де вирощують водорості і тварин. Наприклад, у Японії розводять молюсків-жемчужниц.

4. нейстон. Це мешканці поверхневої плівки води. Завдяки молекулярним силам плівка настільки щільна, що по ній бігають морські «водомерки» - клопи галобатіси. Це єдине сімейство комах, яке живе в океані.

Над поверхнею води виступає наповнена газом плавальна частина сіфонофор - фізалій і близьких їхніх родичів хондрофор - велелла і порпіта. Їх називають плейстон. Серед плейстонових організмів є актинії, черевоногі молюски, краби і вусоногі ракоподібні.

Всі ці організми мають поплавці з бульбашок повітря, укладеного в слизову або хитинизированная сітку. Під поверхневою плівкою води живуть аргонавти - близькі родичі восьминогів. Тіло аргонавтів укладено в спірально закручену тонкостінну раковину, в якій знаходиться маленький пухирець повітря.

У приповерхневому шарі поширені водорості - саргасси, бентосні за походженням. У західній частині Атлантичного океану (в Саргассовому море) вони займають великі простори. Відірвані від берегів штормами, ці саргасові водорості завдяки наявності у них особливих пухирів, наповнених повітрям, довго тримаються у воді. Серед гілочок водоростей плавають крабики, морські коники - ганчірником і рачки. Добре досліджений нейстон в Чорному морі - ікра і личинки риб, рачки, личинки донних тварин та інші організми загальним числом близько 100 видів. Якщо у деяких риб ікра або личинка не пройшли нейстон способу життя, то вони погано розвиваються.

7. Руйнівна і аккумулятивная діяльність моря

Абразія (від лат. «Abrasion» - соскабливание, сбривание) - процес руйнування порід хвилями і течіями. Абразія найбільш інтенсивно протікає біля самого берега під дією прибою.

Руйнування гірських порід берега складається з наступних факторів:

1. удар хвилі (сила якого сягає при штормах 30-40 т /);

2. абразивну дію уламкового матеріалу, принесеного хвилею;

3. розчинення порід;

4. стиснення повітря в порах і порожнинах породи під час удару хвиль, яке призводить до розтріскування порід під впливом високого тиску;

5. термоабразией, що виявляється в протаивания мерзлих порід і крижаних берегів, і інші види впливу на берега.

Вплив процесу абразії проявляється до глибини декількох десятків метрів, а в океанах до 100 м і більше.

Вплив абразії на береги призводить до формування уламкових відкладень і певних форм рельєфу. Процес абразія протікає так. Б'ючи об берег, хвиля поступово виробляє в його підставі поглиблення - волнопрібойная нішу, над якою нависає карниз. У міру поглиблення хвилеприбійної ніші під дією сили тяжіння карниз обрушується, уламки опиняються біля підніжжя берега і під дією хвиль перетворюються на пісок і гальку.

Утворився в результаті абразії обрив або крутий уступ називають кліф. На місці відступаючого обриву формується абразіонними тераса, або бенч (англ. «Bench»), що складається з корінних порід. Кліф може межувати безпосередньо з Бенч або відділятися від останнього пляжем. Поперечний профіль абразіонними тераси має вигляд випуклої кривої з малими ухилами біля берега і великими біля основи тераси. Утворений уламковий матеріал несеться від берега, утворюючи підводні акумулятивні тераси.

Послідовні стадії опускання берега: А, Б, В - різні положення відступаючого берегового схилу, обрадіруемого морем; - різні стадія розвитку підводної акумулятивний тераси.

У міру розвитку абразійних та акумулятивних терас хвилі виявляються на мілководді, забуруніваются і втрачають енергію не доходячи до корінного берега, через це процес абразії припиняється.

Залежно від характеру протікають процесів берега можна розділити на абразійні і акумулятивні.

Хвилі здійснюють не тільки руйнівну роботу, але і роботу з переміщення та акумуляції уламкового матеріалу. Набігаюча хвиля виносить гальку і пісок, які залишаються на березі при відступі хвилі, так утворюються пляжі. Пляжем (від франц. «Plage» - пологий морський берег) називають смугу наносів на морському узбережжі в зоні дії прибійного потоку. Морфологічно виділяються пляжі повного профілю, що мають вигляд пологого валу, і пляжі неповного профілю, що представляють собою нахилене у бік моря скупчення наносів, що примикає тильною стороною до підніжжя берегового обриву. Пляжі повного профілю характерні для акумулятивних берегів, неповного - переважно для абразійних берегів.

При забуруніваніі хвиль на глибинах в перші метри, відкладалися під водою матеріал (пісок, гравій або ракуши) утворює підводний піщаний вал. Іноді підводний акумулятивний вал, розростаючись, виступає над поверхнею води, протягуючись паралельно березі. Такі вали називаються барами (від франц. «Barre» - перешкода, мілина).

Формування бару може призводити до відділення прибережної частини морського басейну від основної акваторії - утворюються лагуни. Лагуна (від лат. «Lacus» - озеро) являє собою неглибокий природний водний басейн, відокремлений від моря баром або з'єднується з морем вузьким протокою (або протоками). Основною особливістю лагун є відмінність солоності вод і біологічних співтовариств.

8. Опадонакопичення

У морях і океанах накопичуються різні опади, які за походженням можна розділити на наступні групи:

1. теригенні, що утворюються за рахунок накопичення продуктів механічного руйнування гірських порід;

2. біогенні, що формуються за рахунок життєдіяльності та відмирання організмів;

3. хемогенние, пов'язані з випаданням з морської води;

вулканогенні, що накопичуються в результаті підводних вивержень і за рахунок принесених з суші продуктів вивержень;

4. полігенні, тобто змішані опади, які утворюються за рахунок матеріалу різного походження;

5. вулканогенні, які утворюються з продуктів виверження надводних і підводних вулканів.

Таблиця 2

Майданні поширення основних типів донних відкладень в Світовому океані

 Типи опадів

 Площа

 в млн.

 у%

 Теригенні тложенія 50 13,8

 Полігенні опади

 (Червона океанічна глина) 130 36

 Вулканогенні 10 2,7

 Форамініферовимі 120 33

 Птероподовие 1 0,27

 Коралові і черепашкові 12 3,32

 Діатомові 32 8,86

 Радіолярієві 6 1,6

В цілому, речовий склад донних опадів визначається наступними факторами:

1. глибиною області опадонакопичення і рельєфом дна;

2. гідродинамічними умовами (наявністю течій, впливом хвильової діяльності);

3. характером поставляється осадового матеріалу (визначеного кліматичної зональністю і віддаленістю від континентів);

4. біологічною продуктивністю (морські організми витягують з води мінеральні речовини і поставляють їх на дно після відмирання (у вигляді раковин, коралових споруд та ін.));

5. вулканізмом і гідротермальної діяльністю.

Одним з визначальних чинників є глибина, що дозволяє виділяти декілька зон, що відрізняються особливостями накопичення опадів.

Літораль (від лат. «Litoralis» - берегової) - прикордонна смуга між сушею і морем, регулярно затоплювана під час припливу і осушувана під час відпливу. Літораль являє собою зону морського дна, розташовану між рівнями найвищого припливу і найнижчого відпливу.

Нерітовую зона відповідає глибин шельфу (від грец. «Erites» - морський молюск).

Батіальних зона (від грец. «Глибокий») приблизно відповідає області континентального схилу і підніжжя і глибин 200 - 2500 м. Ця зона характеризується наступними екологічними умовами: значний тиск, майже повна відсутність світла, незначні сезонні коливання температури і щільності води; у складі органічного світу переважають представники зообентосу і риби, рослинний світ дуже бідний через відсутність світла.

Абісальна зона (від грец. «Бездонний») відповідає морських глибин понад 2500 м, що відповідає глибоководним котловинам. Води цієї зони характеризуються відносно слабкою рухливістю, постійно низькою температурою (1-20C, в полярних областях нижче 00C), постійної солоністю; тут повністю відсутнє сонячне світло і досягаються величезні тиску, що визначають своєрідність і бідність органічного світу.

Ділянки, глибиною понад 6000 м зазвичай виділяють як ультраабіссальние зони, відповідні найбільш глибоким ділянкам улоговин і глибоководних жолобів.

8.1 Опадонакопичення в літоральній зоні

Для зони літоралі характерні опади безпосередньо пов'язані з береговою зоною, залежно від будови якої вони швидко змінюються про простиранию. У абразійних берегів формуються теригенні відклади (від брил до пісків); для акумулятивних берегів типові піщані і галькові пляжі. На низинних узбережжях, затоплюваних під час найбільш високих припливів або нагонов морської води, утворюються марші - болотисті, зарослі травою луки, складені мулистими або піщано-мулистими наносами, на яких формуються багаті гумусом грунту. Частини плоских низинних морських узбереж, щодня заливаються морем під час припливів і звільняються від морської води під час відливів, складені мулистими відкладеннями, називаються вати. Осад приноситься на вати приливної водою і відкладається в результаті зменшення швидкості течії. Зазвичай приливний течія, більш сильне, відкладає понад грубозернистий матеріал, отлівноє - більш тонкі опади. Це створює характерне для ват чергування матеріалу різного складу, зазвичай піщано-алевритового і алевритово-глинистого. Вати утворюються тільки там, де немає сильних прибоїв і постійного морського течії, що розмиває наноси. Вони розвиваються, головним чином, на захищених частинах берега (наприклад, на німецькому березі під захистом Фрісландскій островів). Особливо швидко ростуть вони там, де в море впадають річки, у великій кількості приносять мулистий матеріал. У тропіках на берегах, затоплюваних приливами, утворюються мангрові зарості.

8.2 Опадонакопичення на шельфах

Теригенний і глинистий матеріал надходить на шельфи головним чином за рахунок принесення алювіально матеріалу (до 90% матеріалу, принесеного з континентів у Світовий Океан), за рахунок абразії, еолового, льодовикового і айсбергового розносу. Мінеральний склад цієї групи опадів визначається складом руйнуються на суші порід і продуктів їх вивітрювання. Впадають рівнинні річки приносять тонкий глинистий матеріал і розчинені речовини, гірські - теригенний. В межах гумідних зон, де на суші відбувається інтенсивне хімічне вивітрювання, в донних опадах прибережних зон переважають глинисті мінерали.

Роль біогенного матеріалу визначається кліматичної зональністю: в гумідних тропічних областях його внесок складає більше 50%, в холодних водах Арктики - менше 5%. У холодній і помірній зоні серед біогенних відкладень переважають вапняки-ракушечники. У холодних водах - крем'янисті діатомові мули. В океані вони утворюють два пояси кремненакопленія. Південний приантарктических пояс, ширина якого дорівнює 900-1200 км, обрамлює Антарктиду. Південніше він змінюється поясом айсбергового опадів, північніше - карбонатними або абіогенним відкладеннями. Діатомові мули північного поясу поширені в північній частині Тихого і Атлантичного океанів. В екваторіальній і тропічній зонах - коралові і коралово-водоростеві рифи; ріфостроящіе корали поширені в районах з температурою води не нижче 18 ° С (оптимальні умови 23-25 ??° С) і до глибини не більше 100 м.

Хемогенние відкладення в шельфовій зоні формуються в затоках і лагунах аридних областей. Тут накопичуються самосадочная солі (мірабіліт, глауберит, астраханіт, бішофіт, епсоміт, кухонна сіль, фосфорити) і карбонати.

Сучасні шельфи являють собою зони транзиту матеріалу, по яких матеріал переміщається з континентів до континентального підніжжя.

При переході від шельфу до континентального схилу різко збільшується вміст тонкозернистого матеріалу (розміром менше 0,05 мм) через зменшення швидкості течій - більший матеріал не може транспортуватися через низьку енергії течій. У бровки шельфу утворюються «хмари муті», що представляють собою суспензію тонкозернистого матеріалу, повільно осаждающегося на дно.

8.3 Опадонакопичення на континентальному схилі і підніжжі

У цих зонах глинисті опади покривають близько 60% поверхні, піски 25%, біогенні опади 5%, виходи корінних порід займають близько 10% площі. Таким чином, переважає тонкозернистий теригенний матеріал, що надходить з шельфу.

Специфіка опадонакопичення визначається наявністю ухилу, сприяє утворенню каламутних потоків (званих турбідітних потоки, turbidity currents), які переміщують вниз по схилу величезні маси матеріалу. Часто турбідітних потоки тяжіють до підводних каньйонах, що є продовженням річкових долин або пов'язаним із зонами розломів. Турбідітних потоки утворюють біля підніжжя континентального схилу величезні підводні конуси виносу або фени, що покривають і прилеглу область абісальних улоговин. З турбідітних потоками пов'язано утворення специфічних відкладень - турбідіти, що характеризуються гравітаційної слоистостью. Така слоистость утворюється при послідовному випаданні все більш і більш дрібних частинок. Матеріал кожного турбідітних потоку в підставі буде представлений найбільш великими (галькові-піщаними) частками, у верхній частині найбільш тонкими глинистими частками, утворюючи один ритм (або цикл Боума). Під час наступного турбідітних потоку утворюється новий ритм, відкладення якого перекривають попередній. Цикл може повторюватися сотні тисяч разів, в результаті чого утворюється товща порід з багаторазово повторюваними ритмами. Будова ритму, несформованого за рахунок випадання матеріалу з турбідітних потоку, відображено на малюнку.

Стародавній аналог турбідітних товщ називають флиш. Такі товщі характерні для відкладень пасивних континентальних околиць.

Для флішевих і батіальних відкладень активних окарин характерно присутність у складі товщ вулканогенного матеріалу.

За межі глибин більше 3000 км, в абісальну область, надходить лише 7,8% твердого стоку. Уламковий і глинистий матеріал накопичується переважно в гирлах річок (93% часток твердого річкового стоку і 40% розчинених речовин) і біля підніжжя континентального схилу. Ці області розглядаються в якості глобальних рівнів окраинно-континентальної лавинної седиментації (третьої областю є глибоководні жолоби, приурочені до околиць активного типу). При цьому ці два рівня лавинної седиментації пов'язані - матеріал, відкладений на кордоні річка - море переміщається по континентальному схилі до його підніжжя.

8.4 Опадонакопичення в абісальної зоні

Опадонакопичення в глибоководній області океанів істотно відрізняється від опадонакопичення в межах областей розвитку континентальної кори. Відзначимо деякі особливості:

1. Різко обмежене надходження теригенно матеріалу, пов'язане з його осадженням в областях окраинно-континентальної седиментации. Виняток становлять прилеглі до континентах абісальні акумулятивні рівнини, куди матеріал виноситься турбідітних потоками. Відносно незначна кількість тонкого теригенно матеріалу надходить за рахунок тонкої річковий суспензії і еолової пилу (у деяких районах, також за рахунок льодовикового стоку);

2. Проходження осадовим матеріалом (як неорганічного, так і органічного походження - панцирі і скелети мікроорганізмів), стадії суспензії. Розподіл звести має виражену вертикальну зональність і в цілому її кількість з глибиною зменшується. Підвищений вміст суспензії наголошується в поверхневому шарі, що обумовлено розвитком і відмиранням фітопланктону. Другий шар пов'язаний зі стрибком щільності океанських вод («рідке дно»). Нижче зміст звести зменшується, і її підвищені змісту фіксуються в придонному шарі поблизу континентального підніжжя і схилів СОХ. Знаходження в стадії звести сприяє залученню речовини в біологічні процеси, розчиненню;

3. Значна роль біогенного матеріалу і надзвичайно важлива роль біогенних процесів в осадконакоплении. У процесі життєдіяльності організмів протікають процеси біофільтрації, біоассіміляціі, біосорбції і біологічного транспорту (по А.П. Лісіцина). Біофільтрації пов'язана з улавливанием зоопланктоном живильним звести і разом з нею тонких теригенних частинок, що призводить до утворення великих грудок-пелетів і осадженні останніх більш глибинні зони. Щодня зоопланктоном фільтрується не менше 5 млрд. Тонн суспензії. Біоассіміляція полягає в тому, що розчинені у воді елементи переводяться в твердий стан (побудова панцирів, раковин, спикул губок та ін.) І включаються до складу живих тканин. Біосорбції пов'язана з концентрацією розчинених в океанських водах елементів (Co, Zn, Ni, Cu та ін.) На частинках біогенного походження. Біологічний транспорт, пов'язаний з перенесенням речовини та енергії у складі організмів, детриту (матеріалу, що складається з фрагментів живих організмів) і харчових грудочок. В океані біологічні процеси визначають осадження всіх часток розміром менше 0,01 мм і значної частини більш великих часток з поверхневого шару до дна;

4. Низька швидкість опадонакопичення 0,1-10 мм / 1000 років і дефіцит опадів;

5. Однотипність опадів глибоководних улоговин на великих площах.

Типовими опадами абісальних областей є біогенні вапняні і крем'янисті мули, що складаються переважно з кістяків планктонних організмів. Вапняні мули складаються переважно з карбонатних скелетів форамініфер або кокколити; крем'янисті - з кістяків радіолярій (від слова «radiolus» -маленький промінь) і діатомей. Накопичення таких мулів визначається біопродуктивністю, кліматичної зональністю та інтенсивністю розчинення мінерального биогенного матеріалу.

Основними постачальниками кременистого осадового матеріалу є мікроскопічні діатомові водорості, радіолярії, кремнієві губки, жгутиковие водорості сілікофлагелляти. Крем'янисті (опалові) скелети розчиняються у верхніх горизонтах, приблизно в інтервалі до 1000 м від поверхні, тому води цієї зони сильно недосищени кремнеземом, що викликає швидке розчинення скелетів відразу ж після загибелі планктону. У донні опади потрапляє не більше 10% організмів з кремінним скелетом. Найбільший розвиток крем'янисті мули в даний час мають в холодних областях високих широтах, особливо поблизу Антарктиди, де в області холодної течії, накопичується до 75% всього кремнезему, що надходить в океан.

Карбонатний матеріал, навпаки, інтенсивно розчиняється в глибинних водах нижче критичної глибини карбонатного осадконакопичення, що визначає їх відсутність в найбільш глибинних опадах (нижче рівня карбонатної компенсації). В цілому, карбонатні опади, за підрахунками А.Г. Коссовського, складають 60-70% осадового шару океанів.

На значних ділянках океанічного дна (15-30% осадового шару океанів) в межах зони поширення карбонатних опадів нижче рівня карбонатної компенсації розвинені «червоні глибоководні глини», що представляють собою полігенні утворення, що складаються із залишкового речовини після розчинення на поверхні дна карбонатного матеріалу, з тонких теригенних часток, часток далекого розносу вулканічного попелу, метеоритного пилу, аутигенних утворень (залізомарганцевих конкреції, цеоліти, деякі глинисті мінерали) і нерозчинених биогенного матеріалу (уламки зубів риб, великі зуби акул, дзьоби кальмарів, вушні кісточки китів). Швидкість накопичення цих опадів вкрай низька, зазвичай менше 1 мм в 1000 років, що обумовлено досить обмеженим надходженням як терригенного, так і біогенного осадового матеріалу.

9. Діагенез морських опадів

Перехід опадів у гірські породи - тривалий і складний процес, який носить назву діагенеза, що в перекладі з грецького означає «переродження». Процес зміни осаду і перетворення його в гірську породу починається ще в морському басейні і триває багато десятків і навіть сотні тисяч років.

У процесі діагенеза первісний осад піддається різним хімічним змінам, що залежать від умов середовища і ущільнення. У окислювальному середовищі відбувається окислення знаходяться в осаді закисних сполук, що особливо помітно відбивається на зміні залізистих мінералів. У відновної середовищі, навпаки, окисні сполуки переводяться в закісние. Значну роль у цих процесах відіграють різні бактерії. Деякі з них розкладають органічну речовину, викликаючи появу вуглекислоти і сірководню, і тим сприяють зміні хімізму середовища; інші безпосередньо беруть участь в окисних або відновних процесах.

Велике значення в процесах хімічного перетворення опадів мають процеси розчинення малостійких мінералів, наприклад карбонатів. У глибоких придонних водах, насичених вуглекислотою, відбувається розчинення Са, з чим пов'язана відсутність вапняних мулів на великих глибинах (глибше 4000 м).

Ущільнення осаду відбувається в результаті перекристалізації, цементації і зневоднення.

Перекристалізації піддаються головним чином однорідні дрібнозернисті опади, що складаються з легкорозчинних мінералів. Яскравий приклад перекристалізації представляє діагенез рифових утворень, спочатку складаються з вапняних скелетів коралів, моховаток, водоростей та ін. Під дією вуглекислоти, що звільняється при розкладанні органічної речовини, СаСО3 скелетів частково розчиняється і після виділення вуглекислоти випадає заново вже в кристалічній формі.

Цементація пов'язана з випаданням в осад різних хімічних сполук, що зв'язують (цементуючих) між собою окремі зерна осаду. Такими цементуючими речовинами найчастіше є: кремнезем в різних модифікаціях (кварц, опал, халцедон), оксиди заліза, карбонати, фосфати та ін. Випадання цементуючого речовини може відбуватися одночасно, або, як кажуть, сингенетичні, з утворенням самого осаду, або ж в наступні стадії його перетворення - епігенетичних шляхом. Цементуюче речовина заповнює пори і порожнечі, скріплюючи частинки породи. Відбувається також заповнення тріщин.

В результаті нерівномірної цементації в осаді виникають більш щільні ділянки. Іноді внаслідок крайньої нерівномірності випадання цементуючого речовини в осаді відбувається утворення конкрецій, т. Е. Стяженій мінеральних новоутворень, відмінних за своїм складом від самого осаду. Форма і розміри подібних конкрецій дуже різноманітні, що залежить від текстури осаду і фізико-хімічних умов середовища.

Нерідко конкреції утворюються в результаті повторного випадання речовини навколо якихось скелетних залишків, що грають роль центрів стяжения і своєю формою визначають форму конкреції. Сингенетичні конкреції, що утворюються одночасно з самим осадом в тих же фізико-хімічних умовах середовища, мають склад, близько відповідає складу цементу. Найчастіше зустрічаються кременеві, залізисті, карбонатні, фосфатні конкреції. Останні часто служать об'єктом промислового використання, утворюючи витримані прослои так званих желваковиє фосфоритів.

Зневоднення осаду відбувається в результаті вичавлювання води з нижніх шарів у верхні, обумовлює тиском вишенакопляющіхся товщ осаду. При цьому відбувається також процес дегідратації мінералів, багатих водою, і їх перекристалізація.

Зрештою всі процеси, що відбуваються під час діагенеза осаду (розчинення, хімічні перетворення, перекристалізація, цементація, дегідратація), призводять до втрати опадами рихлості і пластичності, перетворенню його в гірську породу.

Список літератури.

1. Д.П. Попова, Геологія і гідрологія: Тема 14. Геологічна робота моря;

2. Ю.В. Попов, "Загальна геологія", лек. 12. Геологічна діяльність океанів і морів;

3. Н.В. Куренівський, А.Ф. Якушова, Основи геології: Глава 10. Геологічна діяльність океанів і морів;

4. http://nospe.ucoz.ru;

5. http://www.3planet.ru.

Авіація і космонавтика
Автоматизація та управління
Архітектура
Астрологія
Астрономія
Банківська справа
Безпека життєдіяльності
Біографії
Біологія
Біологія і хімія
Біржова справа
Ботаніка та сільське господарство
Валютні відносини
Ветеринарія
Військова кафедра
Географія
Геодезія
Геологія
Діловодство
Гроші та кредит
Природознавство
Журналістика
Зарубіжна література
Зоологія
Видавнича справа та поліграфія
Інвестиції
Інформатика
Історія
Історія техніки
Комунікації і зв'язок
Косметологія
Короткий зміст творів
Криміналістика
Кримінологія
Криптологія
Кулінарія
Культура і мистецтво
Культурологія
Логіка
Логістика
Маркетинг
Математика
Медицина, здоров'я
Медичні науки
Менеджмент
Металургія
Музика
Наука і техніка
Нарисна геометрія
Фільми онлайн
Педагогіка
Підприємництво
Промисловість, виробництво
Психологія
Психологія, педагогіка
Радіоелектроніка
Реклама
Релігія і міфологія
Риторика
Різне
Сексологія
Соціологія
Статистика
Страхування
Будівельні науки
Будівництво
Схемотехніка
Теорія організації
Теплотехніка
Технологія
Товарознавство
Транспорт
Туризм
Управління
Керуючі науки
Фізика
Фізкультура і спорт
Філософія
Фінансові науки
Фінанси
Фотографія
Хімія
Цифрові пристрої
Екологія
Економіка
Економіко-математичне моделювання
Економічна географія
Економічна теорія
Етика

8ref.com

© 8ref.com - українські реферати


енциклопедія  бефстроганов  рагу  оселедець  солянка