Робота Скориною Ірини, ГЕ-11-06
Тема 25. Умови освіти морських осадових відкладень (пісковиків, глин, вапняків, доломіту).
Морські відкладення, донні опади сучасних і стародавніх морів Землі. Переважають над континентальними відкладеннями, складаючи більше 75% загального обсягу осадової оболонки материкової земної кори. Формування М. о. почалося з появою перших морів в археї або в ще більш віддаленому геологічному минулому, близько 3,5-4 млрд. років тому, і відбувалося протягом усієї геологічної історії. Викопні М. о. перетворені процесами діагенеза в осадові гірські породи. До М. о. відносяться більшість вапняків, доломіту, мергелів і кременистих порід, значна частина глин і аргілітів, алевролітів, пісковиків, конгломератів, а з корисних копалин - багато заліза і марганцевої руди, більшість фосфоритів, горючі сланці та ін. Багато метаморфічні гірські породи (гнейси, сланці , мармур) спочатку накопичувалися як М. о.
З надходить на дно водойми осадового матеріалу різного походження утворюються основні типи М. о. - теригенні, біогенні, хемогенние і вулканогенні, а також різні їх поєднання.
Залежно від глибини, віддаленості берега, форм рельєфу дна, течій, умов проживання осадкообразующіх організмів і ін. Чинників в межах окремих морських басейнів існують одночасно різноманітні обстановки осадкообразованія, в яких розвиваються різні фації М. о. Так, в прибережній найбільш мілководній зоні під впливом хвилювання накопичуються теригенні піски, галькові, ракушечники, а в ділянках затишшя і поблизу гирл річок - глини, алеврити. На підводних підняття і на відкритих шельфах часті черепашкові і детрітовие біогенні вапняні опади, піски; в западинах епіконтінентальних морів переважають глини, алеврити, іноді багаті органічною речовиною; зустрічаються мергелістих, вапняні, крем'янисті мули. Особливий тип мілководних М. о. представляють рифові тіла вапняків або доломітів, часто залягають серед глибоководних М. о. До мілководним М. о. відносяться деякі осадові залізні (оолітові) і марганцеві руди, боксити, фосфорити.
Глибоководні М. о. накопичуються головним чином в улоговинах глибоких морів, переважно тонкозернисті (глини, алеврити, вапняні і крем'янисті мули), але зустрічаються і піски, відкладені придонними течіями. На схилах утворюються підводно-зсувні відкладення. У центральних частинах великих глибоких морів, куди надходить мало теригенно матеріалу, М. о. набувають пелагічний вигляд, наближаються до океанічних осадів (пелагічні діатоміти, вапняки). На дні і біля підніжжя схилів замкнутих улоговин утворюються М. о. збагачені органічною речовиною.
Викопні М. о. розпізнаються за що містяться в них залишках або слідами життєдіяльності морських організмів, які, однак, можуть бути відсутніми (особливо в глибоководних М. о.). Ознаками М. о. служать деякі аутигенні мінерали (глауконіт), структурні та текстурні особливості порід.
Маси М. о. їх склад і розподіл на поверхні Землі залежать в першу чергу від тектонічного режиму та кліматичних умов. Тектонічні руху зумовлюють утворення морських басейнів, їх конфігурацію, основні риси рельєфу дна і прилеглих берегів, обумовлюють трансгресії і регресії моря, впливають на інтенсивність накопичення опадів і на потужності накопичуються товщ М. о. Характер М. о. в тектонічно рухомих геосинклінальних областях і на відносно стабільних платформах істотно різний. Для першого характерні великі потужності, формування на початкових та завершальних стадіях тектонічних циклів глибоководних М. о. кременистих і глинистих порід, туфів і туффітов, мергелів, пелітоморфних пелагічних вапняків, а також поліміктових і грауваккових уламкових відкладень - конгломератів, пісковиків, алевролітів, ритмічно-шаруватого флішу, підводно-зсувних відкладів, рифових вапняків. Платформні М. о. - мілководні органогенні вапняки і доломіт, тонкозернисті теригенні породи (глини, мергелі, дрібнозернисті пісковики - кварцові, нерідко глауконітового) накопичилися переважно в епіконтінентальних морях і відрізняються невеликими потужностями.
Склад М. о. закономірно пов'язаний з кліматичної зональністю Землі. Як показує вивчення сучасних морів, в основних кліматичних зонах морське осадкообразованіе протікає по-різному (див. Літогенезу). У морях гумідних зон, в умовах інтенсивного виносу річками продуктів вивітрювання порід суші, як в помірному, так і в тропічному поясах панують теригенні відклади - піски, алеврити, глини. У холодноводних басейнах помірного поясу місцями накопичуються діатомові мули. У межах аридної зони, в умовах слабкого теригенно виносу, більш широко розвинене биогенное карбонатонакопленіе, утворюються черепашкові, мшанкові, форамініферові, кокколітовие, птероподовие опади, а в теплих водах тропічної зони - коралово-водоростеві рифові комплекси; місцями відбувається хемогенное карбонатонакопленіе (оолітові вапняні опади). У льодової зоні великого значення набувають льодовий-морські відкладення.
Умови освіти М. о. протягом геологічної історії не залишалися незмінними. Наприклад, в протерозої і палеозої хемогенние М. о. накопичувалися в більш широких масштабах, ніж в мезозої і кайнозої, коли більший розвиток отримало биогенное осадкообразованіе. У докембрії і ранньому палеозої були широко поширені морські доломіт, а в наступні епохи - в основному вапняки. Своєрідні М. о. - залізисті кварцити (джеспіліти) відомі тільки в протерозої і т. Д. У цих змінах можна бачити відображення тривалої еволюції складу гідросфери та атмосфери, розвитку життя на Землі.
Отже, В складі морських відкладень присутні: уламкові частки породи, винесені річками; опади, виділені з морської води організмами (біогенні речовини): мікроскопічні вапняні або крем'янисті раковини зоопланктону, молюсків, скелетні частини інших морських мешканців; органічні рослинні опади і продукти розкладання м'яких тканин тварин; хімічні речовини, обложені з морської води у вигляді кристалів і колоїдних згустків, поряд з сорбованих ними елементами; сліди метеоритного пилу, вулканічний попіл і т.д.
Виходячи зі складу відкладень їх підрозділяють на глинисті мули, вапняно-глинисті мули, кремнисто-глинисті мули, вулканічні мули. [1]
Складом морських відкладень керують три основні чинники. Перший фактор - віддаленість від основних масивів суші, яка впливає на кількість винесеною в море материкової породи. Другий фактор - глибина води, що позначається на збереження кременистих і вапняних біогенних частинок, оскільки вони осідають на дно. Заключний фактор - в родючості моря, що позначається на обсязі біогенних частинок, вироблених в поверхневих водах.
Літ. Страхов М. М. Основи історичної геології, 3 видавництва. ч. 1-2, М. - Л. 1948; Наливкин Д. В. Вчення про фації, т. 1-2, М. - Л. 1955-56; Страхов М. М. Основи теорії літогенезу, т. 1-3, М. 1962; Сучасні опади морів і океанів, М. 1961; Крашенинников Г. Ф. Вчення про фації, М. 1971.