22. Движение волн. Океанские и морские волны характеризуются круговыми

движениями частиц воды, причем верхняя часть круга движется по направлению

движения волны, а нижняя - в противоположную (рис. 14.2.6). Периодом волны

называется время, за которое волна проходит расстояние, равное длине волны, ее фронтом

- линия, проходящая вдоль гребня волны. В открытом океане при нормальном ветре

высота волн бывает от 0,3 до 5 м, а при сильном шторме до 15 м. В северной части Тихого

океана в 1933 г. была измерена высота волны в 34 м

Круговые движения частиц воды в волне быстро уменьшаются с глубиной и

постепенно сходят на нет на уровне, соответствующем половине длины волны. Таким

образом, волновыми движениями затрагивается только самая поверхностная часть

водного слоя, хотя существуют плохо изученные внутренние волны в термоклине.

Поведение волн в прибрежных районах резко отличается от такового в открытом

океане. Как только глубина воды становится меньше четверти длины волны, последняя

касается дна и круговые движения частиц воды становятся эллипсоидальными, уплощаясь

ко дну, а на самом дне движения осуществляются только назад-вперед и скорость волны у

дна резко замедляется. Скорость гребня волны опережает скорость в ее подошве, длина

волны уменьшается, но сразу увеличивается ее высота и крутизна склона, обращенного к

берегу. Верхняя часть волны забурунивается и опрокидывается на ее передний склон,

который всегда используют любители виндсёрфинга, скользя с него как с горы.

Наконец, волна всей тяжестью гребня обрушивается на отмелый берег, таща за

собой песок и гальку и формируя широкую полосу пляжа. Если волна подходит к

приглубому берегу, то она всей своей массой ударяет в береговую кромку или обрыв,

разрушая его.

23. 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 (рис.14.2.3).

Значение процесса апвеллинга заключается в выносе к поверхности вод относительно

богатых разнообразными питательными веществами, обогащая поверхностные слои

компонентами, увеличивающими биопродуктивность. Поэтому апвеллинг, помимо других

факторов, контролирует тип биогенных осадков: карбонатных, кремнистых, фосфатных. С

апвеллингом связана низкая температура воды у побережий Калифорнии и Южной

Америки, Северо-Западной и Юго-Западной Африки. В этих случаях важную роль играют

пассаты, которые дуя с востока на запад постоянно сдувают нагревающийся

поверхностный слой воды, а на смену ему поднимаются холодные глубинные воды.

24. Температура в океанах с глубиной быстро понижается, особенно в поверхностной

зоне, мощностью до 200 м и более теплый слой воды как бы плавает над более холодной

толщей,, которая отделяется от вышележащего слоя зоной резкого, скачкообразного

изменения температуры и плотности, называемой, термоклином (рис.14.1.2). Верхний

теплый слой, подверженный воздействию ветровых волн называют перемешанным слоем,

являющимся основным местом процессов фотосинтеза водорослей. На расстоянии по

вертикали в 100 м Т уменьшается на 10-12°С. Различают постоянный и сезонный

термоклины.

В поверхностном слое температура изменяется от +30 ° С в низких широтах до 0° С

в высоких широтах. Среднегодовая температура воды около +17°С, но она выше в

северном полушарии +19°С, чем в южном - +16°С. На глубинах примерно в 4 км Т

составляет от 0° до +1°С, а в придонном слое, мощностью в 200 м до -1°С.

В верхнем перемешанном слое

толщиной несколько сотен метров

может развиваться сезонный

термоклин

25. В воде плавает до хрена разнообразных животных, развитие и распространение которых зависит от многих факторов: температуры, солености, рельефа, света, ...

В соленой воде обитают стеногалинные организмы: кораллы, морские лилии и т.п.

Организмы, способные жить и в соленой, и в пресной воде называются эвригалинными: пластинчато-жаберные моллюски, водоросли, некоторые рыбы.

Каждый водоем характерен своим набором животных. Такое сообщество животных называется биоценозом.

По условиям обитания и образу жизни все эти твари делятся на бентос, планктон и нектон.

26. Бентос - донные организмы, обитающие на дне морском.

Среди них выделяют подвижный бентос (ежи, молюски, звезды и т.д) и сидячий бентос/прикрепленный (кораллы, водоросли). Больше всего заселена ими область шельфа

Планктон - организмы, неумеющие самостоятельно передвигаться и держатся в воде в подвешанном состоянии. К планктону относится зоопланктон и фитопланктон.

Зоопланктон делится на фораминиферы, радиолярии и птераподы.

Фитопланктон делится на диатомовые водоросли (заключенные в скорлупу) и кокколитофориды (имеющие панцирь)

Нектон - всякие рыбки, дельфинчики, моллюски.

27. Геологическая роль организмов в процессах, протекающих в мировом океане чрезвычайно велика. Между водой и организмами происходит следующее взаимодействие: организмы избирательно используют различные минеральные компоненты морской воды для построения своих скелетов, поглощают одни газы и выделяют другие, тем самым влияя на изменение хим. состава воды. После отмирания организмов их остатки накапливаются на дне океанов и морей и образуют биогенные осадки, или составляют примесь к другим типам осадков.

28. ОСАДКИ БИОГЕННЫЕ— образующиеся в результате жизнедеятельности живых организмов (см. Организмы осадкообразующие современные), сложенные преимущественно минер. скелетными остатками или орг. веществом биогенного происхождения. Морские и океанские О. б. представлены кремнистыми и карбонатными осадками; название дается по гр. преобладающих осадкообразующих организмов. Совр. О. б. покрывают не менее половины площади дна Мирового океана. Континентальные (озерные, речные, болотные) О. б. представлены сапропелями, торфяниками, а также озерными диатомовыми илами, ракушечниками. Син.: осадки органогенные.

В.И.Вернадский определял ил как природное тело, аналогичное почве, но где гидросфера занимает место атмосферы.

Как и почвы, илы являются неравновесными динамическими биокосными системами, богатыми свободной энергией.

В процессе илоообразования также происходит разложение органических веществ. Для илов так же, как и для почв характерен сложный профиль, в котором можно выделить различные горизонты. Здесь также имеет место окислительно-восстановительная зональность и действуют различные геохимические барьеры. Однако, в отличие от почв их состав не зависит от состава «материнской породы».

Для них характерно постоянное переувлажнение. В образовании илов, как правило, не принимают участия высшие растения. Все это определяет меньшее разнообразие илов и большую однородность их состава.

При геохимической систематике илов А.И. Перельман главное значение придает особенностям их верхнего горизонта, являющегося центром данной биокосной системы. Как и для почв, им выделяются 3 ряда илов: окислительные, глеевые и сероводородные (сульфидные).

Окислительные илы образуются в океанах, морях, озерах и реках – всюду, где господствуют кислородные воды и создаются условия для перемешивания вод. В морях и океанах окислительная среда характерна для прибрежных их частей, а также, хотя это и может показаться на первый взгляд странным, - для больших глубин. Там очень мало органических остатков, а холодная вода морских глубин гораздо богаче растворенным кислородом, чем теплая. Окислительные илы имеют преимущественно желтую, бурую, красную окраску, обусловленную присутствием трехвалентного железа.

Глеевые илы особенно характерны для озер районов влажного климата. Здесь разлагается много органического вещества, сульфатов же в водах мало. В результате чего развивается глеевая обстановка. Трехвалентное железо и четырехвалентный марганец восстанавливаются, в связи с чем такие илы приобретают сизую, зеленоватую, серую, охристо-сизую окраску. В глеевых илах не хватает кислорода для окисления органических веществ, поэтому их разложение резко замедляется. В лесной зоне постепенно накапливается сапропель - «гнилой озерный ил». Он богат органическими соединениями, среди которых обнаружены белки, витамины и другие биологически активные вещества. Сапропель используется как местное удобрение, подкормка для домашних животных и как лечебная грязь.

Вместе с тем, за счет активного накопления сапропеля происходит заиливание некоторых озер и их вода становится совершенно непригодной для водоснабжения. Добыча сапропеля, таким образом, способствует очистке озер. Запасы сапропеля очень велики. Но используются они пока слабо.

Сероводородные (сульфидные) илы широко распространены в морях и океанах, озерах степей и полупустынь, где преобладают сульфатные воды. В них развивается десульфуризация, в результате чего вырабатывается сероводород и образуются сульфиды железа и других металлов. Илы имеют серый, черный и синеватый цвет за счет тонкорассеянных сульфидов. Сульфидные илы соленых озер степей и пустынь используются как лечебные грязи.

Илы, как и почвы, подчиняются климатической зональности. Например, окислительные илы мелководий полярных морей отличаются по составу от окислительных илов мелководий тропиков. Глеевые илы тундровых ландшафтов отличаются от глеевых илов влажных тропиков. В них резко различны и скорость разложения органических остатков, и состав самих остатков (флора и фауна). Это позволяет выделять типы илов холодного, умеренного и жаркого географических поясов. Размещение илов на материках также подчиняется общей климатической зональности. Хотя зоны илов значительно шире почвенно-растительных зон.

Классы илов выделяются по тем же признакам, что и классы почв (кислые. Нейтральные и слабощелочные, содовые, кислые глеевые и пр.)

Концентрация элементов в илах в основном происходит из вод соответствующих бассейнов с последующим перераспределением во время диагенеза (процесса превращения ила или любого другого осадка в осадочную породу).

С этим связано, например, накопление U, Mn, Au, W, Sn, TR в черных сланцах венда, а также в фосфоритах. С осаждением железа и меди в илах на дне бассейнов в местах разгрузки подземных вод связывают образование железных и медных руд.

29. Важную роль в осадконакоплении играют биогенные процессы , развитие различных организмов, которые строят свои панцири и скелетные части из растворенных солей, поступающих с суши, главным образом из СаСОз и Si02. Биогенный вклад в баланс осадочного материала в океанах в первом приближении оценивается в 1,7-1,80 млрд. т/год.

Накопление карбонатных осадков на поверхности океанского дна контролируется не только скоростью продуцирования карбонатного скелетного материала карбонат-концентрирующими планктонными организмами, но также и глубиной захоронения. Океанская вода пересыщена карбонатом кальция только в приповерхностных горизонтах. Глубинные воды резко недосыщены карбонатом, вследствие чего поставка СаСО3 в донные осадки определяется соотношением интенсивности его седиментации и скорости растворения. В океане может быть определена критическая глубина, ниже которой, как правило, содержание СаСО3 не превышает 10% от сухого вещества осадка. Критическая глубина карбонатонакопления меняетсякак в меридиональном направлении, так и по широте. Современная критическая глубина карбонатонакопления в океане около 4500 м.

Карбонатные осадки, образованные остатками донных организмов, имеют более скромное значение. Донные фораминиферы могут играть осадкообразующую роль только на приподнятых участках дна (на континентальных и островных шельфах) до глубины, не превышающей 200 м.

Осадки, состоящие из частиц отмерших кораллов и водорослей, строго локализованы, они распределены пятнами, области их развития тесно связаны с климатической зональностью. Разные группы кораллов могут развиваться в очень широком диапазоне температур (от -3 до +30°С) и глубин (до 6 тыс. м). Однако рифостроящие кораллы распространены в районах с температурой воды не ниже 18°С (оптимальные условия 23-25°С) и до глубины не более 100 м.

Кроме карбонатных биогенных осадков в океане широко распространены отложения, которые состоят из опаловых скелетных остатков организмов. Накопление кремнистых биогенных осадков в океане также строго зонально. При этом их распределение определяется особенностями циркуляции океанских вод. Отсутствует какая-либо связь с источниками питания океана кремнеземом (суша, вулканизм и т. д.). Основными продуцентами кремнистого осадочного материала являются микроскопические диатомовые водоросли, радиолярии, кремниевые губки, жгутиковые водоросли силикофлагелляты.

Диатомовые водоросли - основные кремний-концентрирующие организмы в океане. На их долю приходится 70-75% всех кремнистых осадков. В океане они образуют два пояса кремненакопления. Южный приантарктический пояс, ширина которого равна 900-1200 км, охватывает весь земной шар. Южнее он сменяется поясом айсберговых осадков, севернее - карбонатными или абиогенными отложениями. Диатомовые илы северного пояса распространены в Охотском, Беринговом морях, в северной части Тихого и Атлантического океанов. Экваториальный пояс кремненакопления характеризуется обогащением донных осадков скелетными остатками, среди которых преобладают раковинки простейших одноклеточных животных - радиолярий.

В центральных глубоководных частях океанов, где биогенный осадочный материал не накапливается, а поступление терригенных частиц сильно ограничено, формируются так называемые красные глубоководные глины. Они встречаются в пределах зоны распространения карбонатных осадков и сменяют их на глубинах, превышающих критическую. Эти полигенные осадки представлены остаточным веществом после растворения на поверхности дна ниже критической глубины карбонатного материала, вулканическим терригенным материалом дальнего разноса, а также аутигенными образованиями (железомарганцевые конкреции и микроконкреции, цеолиты, некоторые глинистые минералы) и биогенными остатками (мельчайшие обломки зубов рыб, крупные зубы акул, клювы кальмаров, ушные косточки китов).

30. БИОГЕННАЯ СЕДИМЕНТАЦИЯ син. БИОСЕДИМЕНТАЦИЯ – осаждение биогенных частиц в водной среде. Основным источником взвешенных частиц в Мировом океане является биогенный материал. Терригенный сток наносов (см.) играет существенную роль в осадконакоплении лишь в устье рек, а в пелагиаль океана проникает незначительная его часть. В результате на огромной акватории океана процессы Б.с. имеют ведущее значение в вертикальном переносе взвешенного материала и аккумулированных на нем химических веществ. Осуществляя биологическую дифференциацию находящихся в море химических веществ, ежегодно фитопланктон продуцирует (переводит из растворенной формы во взвешенную) около 1011 т сухого вещества, что в 4 раза больше суммарного содержания взвеси в реках. В результате этого процесса изменяется физико-химическая форма существования элементов в морской среде, происходит накопление в морских организмах не только химических элементов, необходимых для их функционирования, но и загрязняющих веществ. На 1 м2 океана в среднем за год продуцируется около 100 г органического углерода, а поступает с суши 7,7 г. Процессы ассимиляции и биосорбции в океане дополняются еще процессами биофильтрации — отделения взвешенных веществ от воды и их концентрации в виде крупных комков — пеллет. В состав крупных биогенных частиц включается и терригенный материал, так как фильтраторы не могут его отличать от биогенного материала. Представления об огромных масштабах биофильтрации и потоке пеллетного материала из поверхностных слоев океана на дно подтверждаются количественными оценками с помощью метода седиментационных ловушек (см.). Скорость осаждения взвешенного органического вещества (см.) зависит от размеров составляющих частиц и динамических характеристик водной массы. В процессе осаждения определенная доля частиц подвергается микробному разрушению (рис. ).

При этом наличие абиогенного материала (глина) в частицах увеличивает их плотность и скорость оседания, и тем самым уменьшает время нахождения частиц в водной толще под воздействием микрофлоры. Скорость погружения пеллет варьирует в широких пределах 10—1000 м/сут. Остатки растительных и животных организмов, обитающих в водной толще, опускаются на дно океана и составляют существенный компонент донных осадков, определяя их химический состав. Карбонатные осадки (остатки раковинок планктонных фораминифер) составляют более 30% всех донных осадков Мирового океана. Поток взвешенного органического вещества в глубины моря встречается в основном в виде больших агрегатов, включающих в себя планктонные организмы и продукты их выделения. Основными компонентами подобных частиц являются фекальные пеллеты (продукты метаболизма), образованные фильтрующим зоопланктоном; клетки фитопланктона и их фрагменты; взвешенные агрегаты ("морской снег"), содержащие органические вещества, выделяемые активно растущим планктоном. Состав потока оседающего вещества тесно связан с сезонными изменениями в структуре планктонного сообщества: в период массового развития фитопланктона отмершие растительные клетки составляют до 90% детрита. В конце вегетационного периода (конец лета) в потоке преобладают фекальные пеллеты. Возрастание интенсивности Б.с. в более продуктивных районах Мирового океана свидетельствует о связи этого процесса с биологическими процессами в океане, в основном с первичным продуцированием органического вещества. В среднем 5—10% органического углерода, создаваемого в процессе фотосинтеза, транспортируется в глубины океана. Для определения величины биоседиментационного потока используются различные методы: 1) прямая оценка материала, собранного в седиментационных ловушках; 2) радиохимический метод оценки скорости удаления взвешенного органического вещества из определенного слоя водной толщи (см. ториевый метод); 3) расчетный метод оценки потоков автохтонного детрита на основе структурно-функционального анализа планктонного сообщества. В свете антропогенной экологии океана (см.) биоседиментация в значительной степени определяет возможность морской среды к динамическому накоплению и удалению токсичных соединений. Рачки-фильтраторы зоопланктона и моллюски перифитона (см.) и бентоса (см.) при питании часть отфильтрованного взвешенного органического вещества усваивают, а другую их часть вместе с минеральными частицами выделяют в воду в виде покрытых слизью фекальных комочков, называемых пеллетами, более крупных (размером порядка 0,1 мм), чем потребляемая взвесь. Благодаря этому существенно ускоряется осаждение в водоеме взвешенных веществ. Из сопоставления численности в мезотрофных и эвтрофных водоемах (см. эвтрофирование) организмов-фильтраторов и интенсивности их питания следует, что за вегетационный период объем воды, находящийся в водоеме, многократно фильтруется водными животными, что ускоряет самоочищение воды в озерах и водохранилищах. Так например, по расчетам А.А.Кочановой (1971), после заселения моллюском дрейссеной сублиторали (см.) Учинского водохранилища под Москвой количество осаждающейся в нем взвеси увеличилось почти в 3 раза (см. седиментация).

31. Очевидна большая геологическая роль организмов в процессах, протекающих в водах Мирового океана. После отмирания организмов скелеты их накапливаются на дне, создавая так называемые биогенные осадки или образуя значительную примесь к другим типам морских осадков. Среди органогенных осадков распространены известковые фораминиферовые илы, образующиеся преимущественно за счет остатков фораминифер. В глубинных зонах океанов холодные воды сильно недонасыщены CaCO3, поэтому известковые раковины планктонных фораминифер растворяются, не достигая дна. Глубины 4500 – 4700 м названы критическими, при подходе к ним резко падает содержание CaCO3, а ниже известковые илы сменяются или кремнистыми, или полигенными осадками

32. Критическая глубина карбонатонакопления - глубина, ниже которой на дне океана происходит смена пелагических карбонатных осадков бескарбонатными (менее 10% СаСОз). Глубина карбонатной компенсации - разделяет карбонатосодержащие и бескарбонатные осадки.

Растворение карбонатов начинается с глубин 4000 м, но особенно усиливается с 4500 – 4700 м. Эти глубины названы критическими глубинами карбонатонакопления. При подходе к ним резко падает содержание CaCO3, а ниже известковые илы сменяются или кремнистыми, или полигенными осадками.

33. Неритовая область – это область материковой отмели или шельфа. Особенности: Сильные волнения, вызывающие дифференциацию и разнос поступающего в водоем осадочного материала. богатство и разнообразие органического мира особенно до глубин 100 м, где имеется достаточное количество света и происходит прогревание воды. В области шельфа развиты различные типы осадков – терригенные, органогенные и хемогенные.

Пелагическая область (от греческого «пелягос» – открытое море) это глубины до 100-200 м, где очень много планктонных организмов. (см. билет 26).

34. 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 (см. билет 49)

35. К факторам, контролирующим ход и определяющим результаты осадконакопления в морских и океанических бассейнах, относятся климат, соленость воды, глубина бассейна, газовый режим, наличие и характер течений, биологическая активность.

Климат по соотношению количества атмосферных осадков и интенсивности испарения подразделяется на 3 типа: аридный, гумидный и ледовый (нивальный). По температурному режиму: тропический, умеренный, холодный, бореальный (снежный). В гумидных областях температура поверхностного слоя воды от +28°С (экватор) и +2°С у дна. В полярных областях придонная вода имеет температуру от 0 до -2°С.

В наиболее общих чертах влияние климата на осадконакопление проявляется следующим образом. В бассейнах, расположенных в зонах аридного климата, доминирует хемогенное осаждение. В бассейнах гумидных климатических зон, в тропиках широко развито биогенное осадконакопление с участием многочисленных форм живых организмов и растений. Для гумидных зон с умеренным и ледовым климатом характерно гравитационное осаждение и преобладание кластогенных осадков.

Области тропического климата, с годовым количеством осадков не менее 750 мм, занимают около 36% земной поверхности. Области аридного (сухого) климата, умеренного, жаркого, холодного преобладают на поверхности материков, занимая пости половину площади. Годовое количество осадков в этих областях составляет 100 – 200 мм/год и менее. Зоны холодного арктического климата со средней годовой температурой ниже -10С имеют подчиненное значение и составляют порядка 7% поверхности Земли. В истории Земли в различные отрезки геологического времени, климатические условия не были одинаковыми и закономерно менялись во времени. Климат определяет тип, интенсивность выветривания, т.е. в существенной мере влияет на процесс образования осадочного материала, пути и способы его транспортировки, особенности отложения.

Более резко влияние климата сказывается на хемогенном и биогенном осадконакоплении, на образовании полезных ископаемых.

Во влажном, преимущественно тропическом поясе, сформировались осадочные железные и марганцевые руды. В бассейнах аридных зон накопились соленосные толщи. В теплых морях сформировались залежи фосфоритов, а в пределах гумидных зон возникли угленосные толщи. Климатические обстановки влияют на развитие органического мира. Установлено увеличение видового разнообразия таких групп как моллюски, кораллы при переходе от областей холодного климата к тропическим. Например, в теплых водах Мексиканского залива живет 1500 видов живых организмов, а в водах северного Баренцева моря всего 200.

Температура, как важный показатель климата, является существенным фактором, определяющим бассейновое осадконакопление, а особенности ее воздействия на сформированную породу служат одним из критериев климатических палеореконструкций. Температуры влияют на растворимость многих солей и газов. Например, понижение температуры сильно повышает растворимость углекислого газа, а следовательно карбонатов и бикарбонатов. Карбонат раковин при низких температурах обогащается оксидом магния, а аутигенные плагиоклазы представлены почти чистым альбитом. Температуры воздействуют на изотопный состав кислорода O16 – O18 в кислородных соединениях.

Соленость бассейнов характеризуется составом и содержанием растворенных веществ. По степени солености бассейны делятся на 3 основных типа:

-бассейны с нормальной соленостью (океан), с общей концентрацией солей в воде бассейна 35 ± 2‰;

-бассейны осолоненные, в которых вода имеет минерализацию более 37‰ (Красное море);

-бассейны опресненные с содержанием солей 18-22‰ (Черное море).

Определенной изменчивости подвержен состав и содержание солей в океанической воде. Например, в полярных районах вода Тихого океана имеет несколько пониженную соленость 30-32‰, а в зоне пассатов она повышена до 37-38‰.

Соленость оказывает влияние на минеральный состав аутигенной составляющей осадка. В бассейнах с нормальной соленостью образуются кальцит, глауконит, фосфорит, в осолоняющихся водоемах осаждается доломит и затем эвапориты – гипс, ангидрит, галит, сильвин и др.

Степень солености сказывается на развитии органического мира и его видовом составе. Большинство морских беспозвоночных (стеногалинные формы) живут в воде с нормальной соленостью: кораллы, иглокожие, многие брахиоподы, фораминиферы, головоногие. Некоторые моллюски, гастроподы, остракоды, сине-зеленые водоросли могут обитать в бассейнах с аномальной соленостью. Это так называемые эвригалинные формы.

При высоких концентрациях солей представители флоры и фауны встречаются редко, вплоть до полного исчезновения.

Абиссальная обстановка существует в центральных частях океанических бассейнов, в глубоководных желобах и котловинах с глубиной 2-3 км и более. Современная абиссальная обстановка в отдельных впадинах достигает глубин в 9-11 км.

Накопление осадков происходит здесь в условиях отсутствия света, при постоянных низких температурах (обычно менее +5⁰С), и под давлением, превышающим 150 кг на 1 см2. Отсутствуют растения, отмечается весьма малое количество бентосных форм организмов. В осадочном слое накапливаются растворенные в воде соли, частицы, осаждающиеся из суспензий, кремнистые и известковые раковины планктонных организмов. До глубин 4-5 км распространены кремнистые и карбонатные илы. На больших глубинах осадки представлены, в основном, скоплениями скелетов кремнистых организмов (диатомей, радиолярий), а также глобигериновыми красными и голубыми илами. Установлены кремнисто-марганцевые конкреции, которые Р. С. Безбородов считает характерными образованиями рассматриваемой обстановки.

Красная глубоководная глина состоит из мельчайших, около 0,001 мм и менее, частиц гидрослюды, хлорита, монтмориллонита, сферолитов никелистого железа космического происхождения, частичек гидроксидов железа. По В. Т. Фролову состав таких глин является в значительной степени результатом подводного выветривания (гальмиролиза), а сами они подводно-элювиальными гальмиролитовыми образованиями. Известковые илы глубоководной области так же, как и кремнистые, представляют собой органогенные осадки и подразделяются по составу организмов на глобигериновый ил и его фациальную разновидность – птероподовый. «Глобигериновый» ил – типичный пеланический осадок, состоящий из мелкозернистого кальцита, слагающего раковины фораминифер, кокколитофориды, и по виду напоминающий мел. Есть небольшая примесь донных раковин, глинистых минералов, скелетов кремневых организмов. Указывается на наличие признаков слоистости, оползней, перемещения осадков течениями. Птероподовый ил сложен остатками брюхоногих планктонных организмов. На больших глубинах накопление осадков осуществляется с небольшой скоростью, примерно 1 мм в тысячу лет и медленнее.