відділений лагуною, глибина якої не перевищує 50 м. Більшість бар’єрних рифів розташовані навколо островів.
3. Атоли, або кільцеві рифи значно поширені в Індійському та Тихому океанах. Всередині рифового кільця розміщена лагуна, яка протокою з’єднана з морем.
До коралових осадів відносяться також і продукти руйнування рифів, які утворюють широкі шлейфи. Вони досягають глибин 1 500 – 2 000 м (місцями до 3 500 м). Крім коралових рифів, простежуються карбонатні водоростеві споруди, а також черепашкові мілини – черепашкові банки. Вони складені нагромадженням черепашок молюсків та інших організмів.
Хемогенні осади характерні для гарячого клімату, де в умовах мілкого моря біля низинних берегів вода добре прогрівається до дна. Тут розвивається величезна кількість рослин, які активно поглинають вуглекислоту з води, порушуючи цим карбонатну рівновагу. Карбонат кальцію випадає у вигляді дрібних кульок – оолітів або у вигляді дрібного карбонатного намулу (Червоне море, Каспійське море).
Крім того, на перехідних ділянках від моря до континентального схилу місцями утворюються фосфорити (в області апвелінґу).
Отже, у неритовій зоні морські осади є досить різноманітними. Переважають теригенні утворення, однак за відповідних умов розвиваються біогенні та хемогенні осадки.
Осади континентального схилу та його підніжжя, або батіальні
Тут переважають теригенні осади, проте інколи трапляються біогенні карбонатні, а в приполярних областях – біогенні кременисті.
Теригенні осади мають переважно алевритовий та пелітовий склад (матеріал тонший, ніж на шельфі). Розвиток грубших осадів пов’язаний головно з діяльністю течій, айсбергів та каламутних потоків. За даними Ф.Гепарда, близько 60% континентального схилу покрито алевритоглинистими осадами, 25 – пісками, 5 – біоґенні осадки і біля 10% позбавлені сучасних осадків. Доволі поширеним типом відкладів є “синій” або “темний” намул, який зустрічається на глибинах 200 – 3000 м. В його складі переважають тонкі глинисті відміни (понад 60%), але місцями зустрічаються домішки грубих піщано-алевритових фракцій (відклади каламутних потоків). Колір намулу зумовлений великою кількість біоґенного органічного матеріалу з карбонатними та рідше кременистими мушельками. Забарвлення та сірководневий запах осадку вказують на його утворення у відновному середовищі – збідненому киснем при пересиченні органікою. Такий мул часто
В тропічних областях поширені “червоні” намули, забарвлення яких пов’язане з розмивом червонобарвних кір вивітрювання в вологих тропічних зонах.
Гляціально-морські або айсбергові осадки поширені в межах антарктичних вод як в області шельфу, так і на материковому схилі, а також в південних частинах ложа океанів. Ці погано відсортовані відклади облямовують антарктичний континент майже суцільним кільцем шириною від 300 до 120 км
Органогенні вапнякові намули на континентальному схилі складені рештками найпростіших планктонних організмів з карбонатним та кременистим кістяком. На континентальному схилі переважають птероподові намули, які складені мушельками птеропод, менше форамініфер та ін. Організмів. Вони мають відносно незначне поширення і зустрічаються виключно в тропічних та субтропічних областях на глибинах від 400 до 1200 м. в приполярних районах розвинуті діатомові (кременисті) намули і змішані діатомово-теригенні.
Осади підніжжя континентального схилу. Їхнє формування пов’язане переважно з розвитком підводних осувань та каламутних потоків.
56
Підводні осуви захоплюють величезні маси осадів та переміщують їх до підніжжя схилу. Тут осади нагромаджуються з підвищеною потужністю, дуже перем’яті, місцями зібрані в дрібні й складні складки.
Ще важливішим фактором виступають каламутні, або суспензійні, потоки, що виникають на континентальному схилі, покритому мулистими осадами. У разі механічнго впливу на схил (навіть незначний землетрус) розріджений осад під дією гравітаційних сил (власна вага) зривається вниз, нагадуючи рух снігової лавини. Зривання осадків материкових схилів найчастіше зумовленімають цунамі, що виникають унаслідок землетрусів. Каламутні потоки, які утворюються в цьому разі, не змішуються під час руху з морською водою з огляду на велику щільність і часто переміщуються на великі відстані (сотні кілометрів). Вони здатні виконувати значну ерозійну роботу. З цими потоками дослідники пов’язують утворення підводних каньйонів, що перерізають континентальний схил і простежуються до глибин 3–4 тис. м. У межах підніжжя континентального схилу ці осади формують потужні конуси винесення, які, поєднуючись одні з одними, утворюють єдину хвилясту акумулятивну форму, нахилену і потоншену в бік абісальної рівнини. Давні аналоги осадів каламутних потоків виділяють як викопні турбідити. Відклади сучасних і давніх турбідитних потоків (течій) утворені звичайно чергуванням прошарків пісків, алевритів та пелітових осадів з характерною градаційною шаруватістю. Товщина окремих турбідитних прошарків – від кількох міліметрів до 6 м. Крім підніжжя континентального схилу, ці форми трапляються також у глибоководних океанічних жолобах, у рифтових ущелинах, на схилах підводних хребтів та піднять. Переважна більшість сучасних турбідитів відкладається на глибинах понад 2000 м. Турбідити іноді покривають величезні площі на абісальних рівнинах, зокрема, біля узбережжя Каліфорнії, в Мексиканській затоці та інших місцях.
Осади ложа Світового океану (абісальні). Головну роль тут відіграють біогенні та полігенні осади.
Серед біогенних (органогенних) осадів поширені вапнякові форамініферові мули, що утворюються з планктонних організмів – форамініфер. Кількість CaCO3 в них варіює від 30 до 90 і навіть 99%. Ці осади поширені на глибинах від 2000–3000 до 4500 м і лише зрідка опускаються глибше. Це пов’язане з тим, що глибинні води океану різко недонасичені СаСО3, тому вапнякові рештки розчиняються, не досягаючи дна. Критичними щодо цього вважають глибини 4500–4700 м.
Серед кременистих мулів виділяють діатомові та радіолярієві . Діатомові мули утворюються внаслідок нагромадження панцирів
планктонних діатомових водоростей (діатомей). Вони розвинуті в холодних приполярних областях і є дуже характерними для південної частини Індійського океану. Тут, навколо берегів Антарктиди, вони формують пояс завширшки 900–1200 км. Інша область поширення діатомових мулів – північна частина Тихого океану з далекосхідними морями. Тут вміст аморфного кремнезему набагато менший і становить 30–50%. Проте внаслідок слабкої розчинності панцири діатомей досягають будь-яких глибин і трапляються в Курило-Камчатській глибоководній западині на глибині понад 10 км.
Радіолярієві мули складені нагромадженням кременистих черепашок планктонних організмів – радіолярій, а також тонких глинистих частинок. По суті, це слабко кременисті мули з вмістом SiO2 від 10 до 30 %. На вигляд – червоні океанські глини. Вони приурочені до тропічних і екваторіальних областей Океану і поширені на глибинах від 4300 м і глибше. Вище їх змінюють карбонатні мули.
Полгенні осади, до яких належить червона океанська глина, значно поширені у віддалених від берега акваторіях. Це дуже тонкий глинистий осад звичайно коричневого або цеглястого кольору. Він нагромаджується здебільшого нижче критичної глибини – нижче зони карбонатного
57
осадонагромадження. У його складі є незначна кількість мангану (0,2–0,5 %) і заліза (понад 5 %), аморфного кремнезему (до 10%; панцири радіолярій). Головні компоненти червоної глини такі: найтонший теригенний матеріал, еоловий пил, нерозчинні рештки форамініфер, продукти вулканічних вивержень, метеорний пил (у тім числі кульки нікелистого заліза), нерозчинні біогенні рештки (зуби акул, слухові кісточки китів та ін). В окремих пробах їх трапляється дуже багато, що свідчить про надзвичайно повільний процес утворення осаду, адже навіть важко уявити собі ту масу тварин, які повинні відмерти, щоб утворити помітний шар таких відкладів. Це ще раз переконує нас у надзвичайно важливій ролі живої матерії в геологічному процесі.
Значне поширення на великих глибинах мають залізо-манганові конкреції, в яких є багато таких елементів, як Ni, Co, Cu.
Вулканогенні осади тісно пов’язані з проявами сучасного вулканізму. Вони трапляються в різних частинах Світового океану. Окрім лав, важливе значення мають також тверді пірокластичні продукти. Максимальне їх нагромадження простежується поблизу вулканів, переважна більшість з яких розміщені по периферії Тихого океану, а також у центральних частинах Тихого, Індійського та Атлантичного океанів.
Лагунні осади. Їхній характер визначений своєрідністю умов, які виникають у відшнурованих від моря акваторіях. Серед них виділяють два типи: лагуни з підвищеною солоністю, яка багаторазово може перевищувати солоність Світового океану, і лагуни зі зниженою солоністю, або опріснені. Перші пов’язані з інтенсивним випаровуванням, а другі – зі значним надходженням прісних річкових вод.
У засолонених лагунах хімічним способом осаджуються різні солі – гіпс, ангідрит, мірабіліт, кам’яна сіль, поряд з якими відкладаються і темні глинисті, збагачені органікою мули. В опріснених лагунах розвиваються теригенні й органогенні осади, подібні до морських, але з іншою фауною. Прикладом засолоненої лагуни є висхла затока Каспійського моря Кара-Богаз- Гол, що була відшнурована від моря двома косами; морські води в неї вливалися через вузьку протоку, взимку тут випадав мірабіліт – Na2SO4 ·10 H2О (глауберова сіль), а зі збільшенням концентрації розчину влітку починали випадати й інші солі, в тому числі й галіт. Опріснені лагуни відомі на Балтиці. Це, наприклад, Куршська затока, в яку впадає ріка Німан. Найбільша ширина затоки становить 44 км, а довжина – 93 км. На більшій частині площі переважають піски (51%). Крім того, розвинуті глинисті мули зі значною кількістю черепашок остракод та молюсків, що значно підвищує вміст карбонату кальцію (15–20 %) як в осадах, так і у воді.
ОЗЕРА ТА БОЛОТА. ЇХНЯ ГЕОЛОГІЧНА РОЛЬ Озера і озерні відклади поширені як на рівнинах, так і в гірських
місцевостях. Сумарна площа, яку вони займають становить 2,7 млн. кв. км, або 1,8% суходолу. Як в давні геологічні епохи, так і тепер спостерігаються місцевості де озера і болота мають значне поширення і займають великі території. І навпаки – в окремих регіонах вони або ж повністю відсутні, або відіграють дуже незначну роль. Озера займають понижені ділянки земної поверхні, тобто пониження відносно теренів, що їх оточують.
Такі пониження можуть виникати внаслідок тектонічних процесів, що ведуть до опускання певних ділянок суші по великих розломах. Ці системи розломів формують грабени (від німецького “грабен” – рів), які заповнюються водою. Найбільші з цього типу озер – це Байкал (найглибше прісноводне озеро у світі), східноафриканські озера Танганьїка, Ньяса, Рудольфа та ін. З тектонічними процесами – епейрогенічними рухами – пов’язані залишкові озера, що утворилися після відступу моря внаслідок загального підняття певної частини території та відділення частини морської акваторії (Каспійське море-озеро – найбільше у світі). Озерні депресії можуть формуватися внаслідок діяльності льодовиків. Вони мають значне поширення
58
на територіях, що були захоплені четвертинним зледенінням. Велика кількість озер, ложа яких вироблені рухом льодовика в твердих кристалічних породах є у північній частині Європи (Скандинавія, Карелія). У Фінляндії налічують понад 55 тисяч таких озер, і вони покривають близько 8% її території. Південніше межі поширення кристалічних порід Балтійського щита озерні улоговини розвинулись унаслідок нерівномірного нагромадження льодовикових відкладів (морен), які, створивши природні загати, сприяли формуванню озер. Попередньо описано прильодовикові озера, які зумовили утворення лімногляціальних, тобто озерно-льодовикових відкладів, найтиповішими серед яких є стрічкові глини.
Походження значної кількості озерних депресій пов’язане не з одним, а з кількома факторами. Наприклад, походження значної кількісті великих озер північно-східної Європи зумовлене як тектонічним фактором (опускання по розломах фундаменту), так і діяльністю давніх материкових льодовиків. Такого ж типу озера переважають у північній частині Американського континенту.
Значно розвнуті озера в областях вулканізму. Вони заповнюють кратери загаслих (нерідко і діючих) вулканів, розвиваються також на ділянках, де лавові потоки перекрили долини.
Набагато менші за розмірами і поширенням заплавні й дельтові озера, які є відшнурованими від головного русла старицями, або частинами рукавів у дельті, що перетворились на озера.
Карстові та термокарстові западини виникають унаслідок різних процесів. Карстові западини – це великі провальні лійки, що виникли як поверхневі прояви розчинення на певній глибині порід – вапняків, гіпсів, солей. Термокарстові пов’язані з поширенням багатолітньої мерзлоти і виникли внаслідок танення льоду у верхній її частині.
Різноманітним є гідрологічний режим озер та їхній сольовий склад. Гідрологічний режим передусім залежить від кліматичних умов та району розташування. Це означає, що на однакових широтах по різному виглядють озера гірських чи рівнинних ділянок. За умов гумідного (вогкого) клімату переважають протічні озера, де незначне поверхневе випаровування та просочування води не компенсує її надходження, і вони віддають воду через ріки чи потічки, що з них витікають. У деяких озер є лише підземний стік. У районах з ариднним (сухим) кліматом розвинуті солоноводні озера, які не мають стоку, і вода з них відходить лише через випаровування.
Переважну більшість озер заповнює вода атмосферного походження, що надходить з опадів та пов’язаних з ними водних потоків. Водночас є і реліктові озера, що виникли внаслідок відділення частини морської водойми. Це згадане вище Каспійське море, яке колись близько ста тис. років тому було з’єднане з Азовським протокою, що проходила долиною сучасної ріки Манич. Ладозьке та Онезьке озера у післяльодовикову епоху належали до складу єдиного Балтійсько-Біломорського басейну.
Є озера, у живленні яких провідну роль відіграють підземні води. Хімічний склад розчинених речовин у водах озер залежить від клімату,
однак дещо (а іноді й переважно) впливають породи, в яких розміщена водойма. В гумідних областях найбільше поширені прісноводні озера або озера зі слабко мінералізованою водою (до 1 г/л). В них переважають іони Са та НСО3. Однак є озера з пересиченими водними розчинами (мінералізація понад 250 г/л). Важливу роль тут відіграють крім кліматичних умов, їхній зв’язок з соленосними породами. Такими є озера району Прикаспійської западини, деякі невеликі озера району Солотвина у Закарпатті та на північному заході Донецького кряжу.
Геологічна діяльність озер близька до діяльності морів, особливо це стосується великих озерних водойм. Тут простежується абразія берегової та прибережної зони, перенесення та сортування уламкового матеріалу, акумуляція осадів на дні озера.
59
Озерні осади представлені теригенними (уламковими), хемогенними та органогенними (біогенними) відкладами. Усі ці три групи осадів можуть бути як в окремих озерах, так і разом на різних ділянках одного озера. Змінюються вони і в часі. Наприклад, невелике озеро Синяк у районі міста Чинадієве на Закарпатті, яке утворилося в кратері загаслого вулкана, сьогодні повністю замулене і є висохлим торфовим болотом. У його розрізі до глибини 9 м (нижче є базальти ложа) простежується послідовна зміна уламкових утворень глинистими і біогенними (торфовище). Таке більш-менш циклічне чергування повторюється тричі, тобто розвинуті три торфові шари, які чергуються з уламковими осадами.
Звичайно ж теригенні осади переважають у великих озерах, де зональність близька до морської у прибережній зоні. Біля крутих берегів поширені гравійно-галечникові відклади; поступово з віддаленням від берега їх змінюють піщано-алевритові відміни й далі алеврито-мулисті осади зі значною домішкою органогенного матеріалу. Проте ця схема може значно змінюватись залежно від рельєфу навколишньої місцевості, гідрологічного режимому озера, кліматичних умов.
Піщано-глинисті озерні відклади часто мають стрічкоподібну шаруватість з чергуванням ясніших і темніших прошарків. У помірному і холодному кліматі ця закономірність пов’язана з літньо-зимовим циклом, про що зазначено в описі прильодовикових озер і лімногляціальних утворень. У тропічних і субтропічних зонах така шаруватість пов’язана з чергуванням періодів дощів та посушливих періодів. Іноді вона формується внаслідок сезонного масового відмирання одноклітинних організмів, що надає відкладам темного кольору. У разі інтенсивного розвитку мікроорганізмів формуються так звані сапропелеві мули, які з часом, літифікуючись, перетворюються в сапропеліти і далі – у сапропелеве вугілля.
Унаслідок значного надходження в озера колоїдів заліза й алюмінію, рідше мангану, формуються нагромадження озерних оолітових залізних руд, складених зліпленими між собою різноманітними дрібними конкреціями. В цьому процесі важливу роль, очевидно, відіграють залізобактерії. Поряд з залізистими осадами в тропічних і субтропічних областях нагромаджуються оксиди і гідроксиди алюмінію – боксити, які утворюються внаслідок розвитку потужних латеритних кір звітрювання.
Як хемогенні осади в умовах гарячого клімату іноді простежуються утворення озерних карбонатів. Однак здебільшого нагромадження карбонатів відбувається внаслідок біогенних процесів – відмирання організмів, що будують панцирі з СаСО3. З чистого озерного карбонату кальцію утворюються вапняки, а зі значною домішкою глинистого матеріалу – мергелі. В солонуватоводних озерах за посушливого клімату інколи осідає доломіт. Такі доломітові шари відомі в пермських відкладах Північно-Західного Донбасу.
У прісноводних озерах активно розвиваються органогенні осади. До них належать діатомові мули, які виникають унаслідок відмирання одноклітинних діатомових водоростей. У процесі діагенезу ці мули утворюють породи, які називають діатомітами, або діатомовими трепелами. Великі площі такі утворення займають у відомому на Кавказі озері Севан.
Водночас у прісноводних озерах областей з поміркованим кліматом поширений сапропелевий мул, або сапропель. Він утворюється у водоймах, де активно розвиваються мікроскопічні планктонні тваринні та рослинні організми, зокрема фітопланктон, який має тенденцію до періодичного бурхливого розмноження. Особливо швидко множаться синьозелені водорості, які, відмираючи, осідають на дні басейну разом з мінеральним частинками й утворюють тонкий намул. Специфіка розвитку сапропелю полягає в тому, що середовище його утворення позбавлене доступу вільного кисню. Найважливіше значення тут мають анаеробні бактерії, які живуть у мулі. Для життєдіяльності вони використовують кисень, який є в органічних
60