10. ОЗЕРА 10.1. Классификации озер. 10.2. Основные сведения
advertisement
10. ОЗЕРА 10.1. Классификации озер. 10.2. Основные сведения об озере. 10.3. Водный баланс и уровень озер. 10.4. Формирование химического режима озер. Термический и ледовый режим озер. Самое крупное озеро мира - Каспийское (площадь без островов 368 тыс. км2. Второе по величине озеро - Верхнее в Северной Америке (82,4 тыс.км2), что в 4,5 раза меньше, чем Каспийское. По объему воды 1 место – Каспий. Самый древний по возрасту и первый по глубине (1620м) - Байкал, самое глубокое из горных озер – Иссык - Куль (702м), самое глубокое из высокогорных озер - Сарезское (глубина более 500м). Самое крупное из озер, расположенных за Полярным кругом Таймыр. Самое соленое озеро - Мертвое, оно же расположено ниже уровня, моря на 395м (рис. 110). Рис. 110. Мертвое море Самое большое (2700км2) и самое глубокое (почти 500м) из запрудных лавовых озер - Киву (его возраст около-16 тыс. лет). Самое крупное озеро Антарктиды - Эдисто-Капоне (лагунное).- Одно из крупнейших лагунных озер - Маракайбо, оно соединяется с Карибским морем узкой протокой, по которой в озеро могут заходить соленые воды. Огромное количество озер на Земле - пресноводные и большинство лежит в Северном полушарии в более высоких широтах. В экологии окружающая озерная среда упоминается, как озерные отложения. Большие озера иногда упоминаются как «внутренние моря», а маленькие моря иногда упоминаются как озера. Маленькие озера имеют тенденцию помещать слово "озеро" после названия, как в Зеленом Озере, в то время как большие озера часто инвертируют порядок слов, как в Озере Онтарио, по крайней мере в Северной Америке. Большинство озер имеет естественный отток в форме реки или потока, но некоторые не имеют, и теряют воду исключительно испарением и/или подземной утечкой. Их называют внутренними озерами. Термин «озеро» также используется, чтобы описать такую особенность, как озеро Эйр, которое является сухим бассейном большую часть времени, но может наполниться при сезонных условиях больших ливней. Многие озера искусственные и построены для гидроэлектрического электропитания, региональных целей, индустриального использования, сельскохозяйственного использования или внутреннего водоснабжения. Свидетельство о внеземных озерах также существует. Свидетельство об озерах, заполненных метаном, было утверждено НАСА по возвращению автоматической научно-исследовательской станции «Cassini», наблюдающей за спутником Титан, который движется вокруг планеты Сатурн. Формирование рельефа в береговой зоне озерных водоемов происходит аналогично развитию рельефа на морском побережье, поскольку геологическая деятельность озер близка к деятельности моря (абразия береговых уступов и подводного берегового склона, обработка, сортировка и аккумуляция обломочного материала). В процессе стока атмосферных осадков с суши в океан часть воды на некоторое время задерживается в понижениях рельефа, образуя озера. Озером называется отрицательная форма рельефа земной поверхности, заполненная водой, не имеющая прямого соединения с морем и с особыми, лишь им свойственными условиями жизни и специфическими организмами. Наука, изучающая озера, называется лимнологией. Площадь всех озер может быть подсчитана только приблизительно, так как поверхность многих из них не постоянна, много временных водоемов. Принято считать, что общая площадь озер равна 2700000 км2, что составляет около 1,8% поверхности суши и примерно в 7 раз больше площади Каспия (372,4 тыс. км2). Самое большое количество озер расположено в Северной Америке -2% от площади материка, 2 место принадлежит Азии - 1,4% от площади суши Азии, 3 место Африка -0,7% от 112 площади Африки, 4 место Европа - 0,6% от площади Европы, 5 мест Южная Америка и Австралия - 0,3% площади. Если воду озер равномерно распределить по суше, то получится столб воды высотой 53 м. 70% пресной воды сосредоточено в озерах Байкал, Верхнее (рис. 111), Танганьика и Ньяса. Рис. 111. Озеро Верхнее 10.1. Классификации озер. Озера развиваются по-разному в зависимости от климата (влажный, сухой), гидрологического режима (бессточные, проточные, с перемежающимся стоком), происхождения озер (тектонические, ледниковые, вулканические, пойменные и дельтовые, карстовые, термокарстовые и суффозионные, плотинные озера), площади и объема озерного бассейна, рельефа и геологического строения окружающей местности и т. п. В зависимости от климата озера подразделяются на несколько групп. Развитие озер и озерное осадкообразование в области жаркого и сухого (аридного) климата происходит совершенно отлично от осадкообразования в условиях влажного (гумидного) климата. Озера влажного климата характеризуются преобладанием терригенных осадков и осадков органического и химического происхождения. Озера имеют склонность к зарастанию, к переходу в торфяные болота. Крупные озера гумидного климата пресные, слабоминерализованные. В них накапливается терригенный материал, образованный при разрушении берегов и приносимый реками, сначала более грубый, галечно-песчаный, затем — алевритовый и глинистый. Вместе с терригенным материалом реки приносят и коллоидные вещества, возникающие в результате выветривания и почвообразования (гидроокислы железа и др.), которые концентрируются в мелководных прибрежных участках, формируя озерные бобовые железные руды. В тропических и субтропических странах приносимые в озерные бассейны наряду с железом из коры выветривания окислы алюминия образуют бокситы. За счет приноса грунтовыми водами карбоната кальция формируются известковые осадки (мел и мергель). Таким образом, воды озера постепенно минерализуются, заселяются планктоном и бентосом; увеличивается роль органического вещества. В результате разложения планктонных животных и растительных организмов без доступа кислорода на дне озера образуются гнилостные илы — сапропели, в дальнейшем превращающиеся в сапропелит (разновидность угля). Обмелевшее заиленное озеро постепенно зарастает, начиная с прибрежных участков, тростником, камышом и т. д. Все эти растения в дальнейшем образуют соответственно наслаивающийся камышовый, тростниковый, осоковый торф, и озеро постепенно превращается в болото. Для небольших озерных водоемов обычно выпадает первая стадия — заполнение чисто обломочным материалом. В озерах аридных и семиаридных г (засушливых) областей процесс осадконакопления имеет другой характер. Эволюция гидрохимического процесса в этих озерах заключается в осолонении. В связи с активным испарением, характерным для этих областей, в озерах образуются пересыщенные растворы, и начинается осаждение солей. Осолонение зависит от состава солей, приносимых в озеро реками; главную роль играют карбонаты, затем сульфаты и далее хлориды. Сначала садятся карбонаты (известняки и доломиты), затем образуются прослои и линзы гипса или ангидрита; в более позднюю стадию откладывается мирабилит. Это сульфатные озера. Если в бассейне рек, впадающих в озеро, имеются залежи каменной соли (например, в пермских отложениях Прикаспия — соляные купола), они приносят соли в озеро, где происходит осаждение («садка») солей хлористого натрия. Примером хлоридных озер являются Баскунчак, Эльтон, Индер и др (рис. 112). При изменении климатических условий возможен переход одного типа соленого озера в другой (от карбонатного к сульфатному, затем к хлоридному при увеличении сухости климата, и обратная картина 113 — при увеличении влажности климата). Содовые озера образуются за счет осолодения солончаков. Рис. 112. Соленое озеро в Астраханской области Для осадков озер жарких сухих областей характерно очень небольшое осаждение органических веществ, отсутствие чистых сапропелевых илов (из-за бедности планктона), светлые тона окраски. В итоге заполнения озер осадками и высыхания или спуска проточных пресноводных озер реками возникает плоская аккумулятивная равнина, по периферии которой могут сохраниться следы абразии (уступы), или береговые валы; часто последние скрыты под слоем торфяника. В краевых частях озерных равнин можно наблюдать озерные аккумулятивные и абразионные террасы. Рис. 113. Байкал По происхождению выделяют более 70 типов озер. 1 группа – котловинные озера. В этой группе выделяют следующие типы озер: 1. Тектонические (приурочены к тектонической структуре - синклиналь, мульда, рифт (Байкал), грабен. Эти озера отличаются значительным размерами и глубиной (рис. 113). Рис. 114. Озеро в кальдере вулкана. 2. Вулканические (занимают кратеры потухших вулканов - Кроноцкое на Камчатке, маары-кратеры взрывов - Лахерское в Германии, или располагаются среди лавовых полей - Комаринское в Исландии) (рис 114, 115). Рис. 115. Вулканическое озеро в Исландии. 3. Ледниковые (могут быть равнинными и горными и образуются в результате разрушительной и аккумулятивной деятельности ледника). Здесь выделяются: а) эрозионные ледниковые котловины (материковые льды сползали с центров оледенения Балтийский и Канадский щиты, и эродировали тектонические трещины. Т.е. это озера смешанного происхождения), б) аккумулятивные (приурочены к моренам - рыхлые горные породы, снесенные из центральных областей ледника. Эти озера широкие, овальной формы и мелкие - Ильмень, Белое, Псковско-Чудское, или лопастной формы Селигер), в) камовые (приурочены к аккумулятивной зоне ледника, к камам, размерами невелики), г) моренно-запрудные (возникли при запруживании моренной доледниковой долины стока - озера Финляндии), д) горные ледниковые озера представлены каровыми и моренно-запрудными (кары - небольшие округлые котловины, выработанные ледниками. Вода в них, как правило, чистая и холодная); е) окраинноледниковые (рис. 116). 4. Карстовые (недолговечные, возникают в областях, сложенных растворимыми породами - район оз. Баскунчак). Рис. 116. Большое Алматинское озеро, Казахстан (Окраинноледниковое) 5. Дефляционные (образуются в результате дефляции - разрушение под действием ветра. Есть и в Астраханской области). 114 6. Суффозионные (обязаны просадкам грунта в связи с выносом грунтовыми водами растворимыми легко подвижных горных пород - Западная Сибирь, Казахстан, Центральная Азия,Астраханская область (Енотаевский и Черноярский районы). 7. Термокарстовые (образуются при таянии ископаемого льда и мерзлых пород и просадок грунта). Они имеют небольшую глубину и невелики по площади). 8. Органогенные (возникают на сфагновых болотах тайги, тундры, а также на коралловых островах и обязаны неравномерному нарастанию мхов или кораллов). 2 группа озер - запрудные озера. Они подразделяются на: 1. Долинные (приурочены к долинам рек. На Памире в результате землетрясения на реке Мургаб образовалась запруда длиной 5 км, высотой 700 м. Образовалось Сарезское озеро. Оз. Киву образовалось в результате того, что лавовые потоки перегородили долину реки. Высота запруды 500 м. Оз. Рица образовалось после землетрясения, а оз. Лох-Несс представляет собой фьорд, или морской залив, отгороженный от моря мореной Его глубина до 230 м). 2. Речные (образуются в пойме и дельте рек (рис. 117). Заливается понижение в паводок. Старицы специфические озера, образующиеся в результате меандрирования рек). Рис. 117. Пойменное озеро 3. Лагунные (образуются в результате отделения от морского пространства лагуны - оз. Маракайбо) (рис. 118). Рис. 118. Оз. Маракайбо 4. Лиманные (греч. limen — гавань, бухта). Затопленное морем устье равнинной реки или балки, превратившееся в мелководный залив с извилистыми невысокими берегами. Образуется лиман при опускании береговой полосы. Лиманы бывают открытыми к морю и закрытыми, отделенными от, него косой, пересыпью. При полном отделении от моря возникают лиманные озера. Вода во многих лиманах имеет значительную соленость и содержит лечебные грязи. Хорошо выражены лиманы по берегам Черного и Азовского морей (Днепровский, Бугский, Днестровский, Куяльницкий лиманы) (рис. 119). 3 группа озер - смешанного или полигенетического происхождения. К ним относятся Ладожское, Онежское озера, которые своим образованием обязаны тектоническим процессам и действию ледника. Рис. 119. Тилигульский лиман Ильмени Астраханской обл. образовались при отступлении хвалынского моря 10 тыс. лет назад. Уровень моря был -50 м. Позже наблюдалась новокаспийская ингрессия до отметки -22м. В этот момент море заходило между барханами, увлажняло их (образовывались бэровские бугры), а межбугровые понижения затапливались и формировались ильмени, до настоящего времени сохранились лишь те ильмени, у которых ее связь с рекой. Распространены они к востоку от дельты р. Волги 10.2. Основные сведения об озере. Котловины озер, независимо от того, как они образовались, в дальнейшем развиваются под воздействием речной эрозии и аккумуляции, абразионной деятельности волн, снежного и ледяного покровов, течений, растительного животного мира водоемов. Озерные впадины непрерывно изменяются, исчезают и возникают вновь. На географических картах крупного масштаба видно, что озер много в областях с избыточным увлажнением (Северо-запад Европы), но их много и некоторых резко аридных областях (Средняя Азия). И в пределах одной физико-географической зоны их может быть достаточно много в одной местности и отсутствовать в другой (1Валдайская,2-Среднерусская возвышенности). В формировании озерности территории 115 наибольшее значение имеют атмосферное увлажнение и рельеф. Чем больше увлажнение, тем больше должно быть озер (Северо-Западная Европа, Север Сибири, Канада). Однако, положительный водный баланс, большой сток способствуют эрозионному расчленению рельефа, спуску озер, заполнению их котловин наносами и уменьшению озерности. Поэтому в одной и той же климатической области озерность зависит от возраста рельефа: более молодая Валдайская возвышенность богата озерами, а более древний рельеф Среднерусской - их нет совсем. Возвышенности обильнее увлажняются, с них начинаются реки, и пока возвышенности молоды, озер на них много, а затем именно благодаря обилию влаги, расчленяющей рельеф, озера оказываются спущенными. В пустынной Средней Азии площадь озер тоже большая, не соответствующая малому атмосферному увлажнению. В аридном климате эрозионные процессы слабо развиты, много замкнутых котловин. Реки, несущие воду из других климатических районов, достигают ближайшей котловины и заполняют ее. В силу высокого испарения воды в реках недостаточно для переполнения котловины и дальнейшего течения. Так образуются замкнутые озера Средней Азии, Австралии и других засушливых областей. Следовательно, взаимодействие климата и рельефа в образовании озер противоречиво. От характера их взаимодействия зависит озерностъ территории. 10.3. Водный баланс и уровень озер. Приход воды в озеро осуществляется путем поверхностного и подземного притока и выпадения атмосферных осадков на поверхность озера. Расход поступающей в озеро воды происходит вследствие испарения с поверхности озера, поверхностного и подземного стока из него. Роль отдельных элементов водного баланса неодинакова. Часто оказывается возможным пренебречь подземным притоком и подземным стоком. Основная роль в водном балансе принадлежит поверхностному притоку и стоку, осадкам на зеркало озера, испарению с его поверхности. По условиям формирования водного баланса озера можно разделить на две основные группы: сточные и бессточные. Озеро будет бессточным, если поступающая в него вода полностью расходуется на испарение. Т.к. испаряется только чистая вода, то бессточные озера засолоняются. Процесс засолонения протекает тем быстрее, чем больше концентрация солей вод, которые приносятся в это озеро. Если величина притока превышает потери на испарение, то с течением времени котловина переполняется, а излишек воды стекает, образуя реку. Это сточные озера. Бывают постоянно сточные озера (сток в течение круглого года) и озера, дающие сток в период наибольшего притока воды – временно сточные. Бывают проточные озера – Чудское озеро (является как бы расширением р. Великой). Сточные и бессточные озера имеют определенные области распространения. В пределах Северо-Западной части Европейской территории России, где количество осадков сравнительно велико, а испарение мало, распространены сточные озера. На юго-востоке при большей сухости климата – бессточные. Разность между приходом воды в озеро и расходом воды из озера должна складываться на запасах воды в озере. В оз. Байкал приход уравновешивается расходом; на испарение расходуется 12%, а 88% стекает из озера через р. Ангару. Морфологические и морфометрические особенности озера, соотношение между приходной и расходной частью водного баланса озера определяют уровенный режим. Колебания уровня могут быть сведены к следующим основным видам: кратковременные, сезонные, годовые и вековые. Кратковременные колебания уровня воды в озере являются следствием волнения, ветровых нагонов и сгонов. Сезонные колебания обусловлены различными соотношениями между приходной и расходной частями водного баланса в разные месяцы года. Годовые колебания определяются изменением приходной и расходной частей водного баланса от года к году. 10.4. Химический режим озер. Термический и ледовый режим озер. Все реки, впадающие в озера, несут растворенные в воде соли. Если озера проточные, то соли выносятся из озера, а воде остается пресной, если же озеро бессточное, то, накапливаясь, соли приводят к минерализации вод озера. По количеству растворенных в воде веществ озера 116 делятся на пресные, солоноватые и соленые. Пресными называются озера с соленостью менее 1%, а солеными с концентрацией солей 24,695% и выше. При такой солености температура замерзания воды равна температуре наибольшей плотности - 1,33°С. Солоноватые озера имеют соленость от 1% до 24,7%. Химический режим озер определяется прежде всего атмосферным увлажнением и зависящим от него водным балансом озера. В природных зонах с избыточный увлажнением (тундровой и лесной) озера проточные, пресные. В зонах с недостаточным и скудным увлажнением (степной, пустынной) озера бессточные, в расходе преобладает испарение, и как следствие, повышенной солености. Но необходимо учитывать местные особенности озер. Минерализация может объясняться близостью соленосных пластов земной коры (Баскунчак). Состав солей и интенсивность накопления их зависит от солености грунтов. Различают карбонатные, сульфатные, хлоридные, борные, содовые озера. Тепловой режим озер. Основным источником тепла для воды озер служит солнечная радиация. Расходуется оно на испарение, таяние льда. Вертикальная циркуляция и перемешивание воды, всегда вызываемые изменением плотности воды, зависят от температуры и солености озера. В соленых озерах сезонное колебание температур не вызывает тепловой конвекции. Поэтому лишь пресные и солоноватые озера делятся на теплые, умеренные и холодные. Распределение тепла в водной массе в вертикальном направлении обусловлено тем, что наибольшей плотности вода достигает при 4°С. В теплых климатических зонах весь год вода теплее вверху, чем внизу. Такие озера называются теплыми (Танганьика). Циркуляция воды происходит лишь в верхних горизонтах, а нижние слои лишены кислорода. В озерах умеренного пояса температура верхних слоев изменяется по сезонам. Поэтому и вертикальное распределение тепла и связанная с ним циркуляция воды носит сезонный характер. Летом температура верхних слоев, прогреваемых солнцем 14-18°, с глубиной она уменьшается, достигая у дна 3,5 - 4°. Расслоение воды, при которой ее температура с глубиной понижается, называется прямой стратификацией. Ниже ветрового перемешивания находится слой температурного скачка, в котором температура резко понижается: теплая верхняя вода сменяется холодной глубинной. Слой скачка может находиться на различной глубине от 2 м в мелких, до 25 м в крупных озерах. Осенью, при охлаждении верхних слоев воды и частичной циркуляции вследствие разности плотности воды в зависимости от температуры, вся масса вода охлаждается пока не достигнет отметки 4°. Состояние воды, при котором температура всей ее толщи одинакова (4°), называется гомотермией. Зимой подо льдом температура около 0°, у дна 4°. Расслоение воды, при котором вверху вода холоднее, чем внизу, называется обратной стратификацией. Весной после таяния льда, вода нагревается сначала до 4°, а затем и выше. Начинается частичная циркуляция, заканчивающаяся кратковременной весенней гомотермией, которая затем сменяется летней прямой стратификацией. Умеренные и холодные озера Евразии и Северной Америки, а также высокогорий зимой замерзают. Южная граница пояса озер с ледоставом проходит по Скандинавским горам, нижнему Дунаю, степному Крыму, Кубани, Северу Аральского озера и Балхаша, захватывает Западный Китай, Тибет, Северо-Восточный Китай. В Америке эта линия проходит по Великим Американским озерам. 117 11. Геоморфологические процессы и формы рельефа в Мировом океане 11.1. Рельеф дна Мирового океана 11.2. Гидрогенные факторы рельефообразования 11.3. Гравитационные факторы рельефообразования 11.4. Айсберговые факторы рельефообразования 11.5. Биогенные факторы рельефообразования 11.6. Хемогенные факторы рельефообразования 11.7. Гидротермальные факторы рельефообразования 11.8. Подводно-элювиальные факторы рельефообразования Рельеф дна морей и океанов очень разнообразен. Как и на поверхности материков, здесь есть и равнины, и горы, и вулканы, и хребты, и впадины (рис. 120). Рис. подводная Америки 120. Атлантическая окраина Северной 11.1. Рельеф дна Мирового океана. Рельеф дна Мирового океана отличается значительной сложностью. Устарели прежние взгляды о простоте и выровненности рельефа дна океана. Новые данные (геофизика, глубокое бурение в прибрежной зоне) свидетельствуют о том, что традиционное разделение дна Мирового океана на такие главные элементы, как материковая отмель, материковый склон, ложе океана и глубоководные впадины, является неточным и нуждается в пересмотре, поскольку это разделение проводилось лишь с морфологической точки зрения. Много сделано советскими учеными Н.Л.Зенкевич, О.К.Леонтьев, В.П.Зенкович, Г.П. Удинцев и другие. В результате их научных исследований, проводимых на специально оснащенных судах «Ак. Курчатов», «Витязь», и работ ученых других стран существенно дополнились сведения о геоморфологическом строении дна океана, и была составлена первая геоморфологическая карта дна. Земная кора имеет неодинаковое строение и неодинаковую мощность на материках и океанах. Учитывая при классификации рельефа дна океана различное строение земной коры, выделяют следующие генетически различные элементы рельефа подводная окраина материков (континентальная терраса по Панову), ложе океана и между ними переходная зона, для которой характерно максимальное вертикальное расчленение земной поверхности. Подводная окраина материков имеет материковый тип земной коры, ложе океана океанический тип, переходная зона имеет многие черты, сближающие их с подводной окраиной материков и с ложем океанов, но вместе с тем они отличаются и специфическими особенностями, не позволяющими их отнести ни к тому, ни к другому элементу, для нее характерно чередование участков с материковым типом земной коры и океаническим. 1. Подводная окраина материков (81,5 млн. км2, 22,6% площади) . Наибольшая часть площади подводной окраины материков находится в северном полушарии, для которого характерно более широкое развитие материков. В Северном Ледовитом океане подводная окраина материков занимает половину площади дна. Подводная окраина материков состоит из шельфа, материкового склона и материкового подножия. 1) Шельф (отмель) - это прибрежная часть дна океана, характеризуется незначительным уклоном поверхности от нескольких минут до 2°(в Астраханской области уклон 3 см/км, а на шельфе - 2 см/км может быть). Заканчивается шельф четким перегибом дна, называемым бровкой, за которой наклон дна резко возрастает. Отмель в среднем простирается до изобаты 200 м, но иногда бровка может располагаться на глубинах 40-50 м или 400-500 м, в зависимости от 118 морфологии и геологического строения морского дна. Ширина шельфа колеблется на отдельных участках Мирового океана от нескольких км (западное побережье Южной Америки - 30°ю.ш.), 16 км у берегов Африки в Индийском океане, до сотен км в Северном Ледовитом океане. Шельф в геоморфологическом и геологическом отношении представляет собой непосредственное продолжение, прилегающей к океану территории. Но субаэральные (наземные) формы рельефа сохраняются в пределах шельфа очень плохо, а зачастую даже уничтожаются. Объясняется это абразионно-аккумулятивной деятельностью морских волн. Т.к. эта деятельность активнее протекает вблизи береговой линии, то сохранность реликтовых форм ближе к побережью хуже. В шельфовой зоне установлены следующие реликтовые формы: ледниковый рельеф в Северном Ледовитом океане и на севере Атлантического океана, древние береговые линии в Каспийском море, древние речные долины в Охотском море и т.д. Наличие субаэральных форм рельефа, различная интенсивность абразионно-аккумулятивных процессов приводит к различной степени расчлененности рельефа, причем на некоторых участках поверхность характеризуется значительными амплитудами колебаний. Глубокое расчленение наблюдается к северу - от Кольского полуострова, что объясняется влиянием разрывной тектоники. Специфические формы рельефа дна хорошо увязываются с соответствующими тектоническими элементами прибрежной суши. Антиклиналям соответствуют положительные формы рельефа, синклиналям отрицательные. 2) Материковый склон - представляет собой наклонную поверхность дна океан, угол наклона достигает 7-15°, а иногда 20-40°. Верхней ее границей является бровка шельфа, нижней - переход к материковому подножию, приблизительно по изобате 2500 м. На материковом склоне преобладающее значение приобретают формы тектонического расчленения, измененные в разной мере осадконакоплением, подводными оползнями, мутьевыми (суспензионными) потоками (это поток, в котором в большом количестве находятся во взвешенном состоянии мельчайшие частицы). В случае широкого развития тектонического расчленения склона рельеф приобретает сложное глыбовое строение с отдельными подводными горами, резкими уступами и разделяющими их глубокими впадинами. Иногда глыбовый рельеф усложняется вулканическим. Для материкового склона характерно широкое развитие подводных долин и подводных каньонов, (восточное побережье Южной Америки - 30°ю.ш.). Подводные каньоны представляют собой глубокие ложбины, ориентированные в целом от бровки к подножию склона. Протяженность их от 10-15 км до 50-60 км, ширина достигает 2-5 км. Глубина вреза этих ложбин колеблется от нескольких сот метров до 2000 м. Склоны крутые, сходятся у подножия под острым углом, т.е. ложбины приобретают V-образную форму. Характерна значительная крутизна продольного профиля (2,0-2,5 м на 1 км, в отдельных случаях, вблизи Сев. Америки 40 м на 1 км). Начинаются каньоны вблизи бровки шельфа, Верховья каньонов нередко имеют разветвленные очертания и заканчиваются они конусом выноса. Вершины конусов располагаются обычно на глубинах, соответствующих подошве материкового склона, сами же конусы выноса приурочены к материковому подножию, для большей части протяжения подводного каньона характерно проявление эрозионных процессов и транспорта материала, к окончаниям каньонов приурочены аккумулятивные процессы. Подводные каньоны служат своеобразными каналами для транспорта материала с шельфа и с береговой зоны в зону материкового подножия. Существует несколько гипотез происхождения каньонов, наиболее распространены три гипотезы: эрозионная, суспензионная и тектоническая. Эрозионная гипотеза основывалась на том, что верховья подводных каньонов часто приурочены к областям речных, устьев и имеют с ними морфологическое сходство, т.е. каньоны рассматриваются как затопленные участки речных долин. Но каньоны приурочены к материковому склону и находятся на глубинах около 3 км и более. Если в опускании их повинна тектоника, следовательно, материковый склон был сушей, и не было океанических впадин, а мы знаем, что океанические впадины сформировались на ранних стадиях развития Земли. Гипотеза суспензионных мутьевых потоков предполагает, что подводные каньоны - это эрозионные формы, выработанные этими потоками; Но суспензионные потоки - это эпизодическое явление. Многие каньоны в Тихом океане на побережье Сев. Америки врезаны в базальты до 1 км и более и трудно представить, чтобы мельчайшие частицы проделали такую огромную работу. Тектоническая гипотеза объясняет происхождение каньонов приуроченностью их к тектоническим нарушениям. Даже если каньон расположен в устьевой части реки, то повинна в этом разрывная тектоника. Каньоны представляют собой или узкие грабены, или реликты тектонических трещин, не заполненных осадками. 119 3) Материковое подножие представляет собой наклонную, слабо волнистую равнину, которая примыкает к материковому склону. Уклон подножия приблизительно от нескольких см до метра на 1 км первые минуты и градусы). Ширина материкового подножия около 1600-2000 км, внешний край материкового подножия со стороны океана расположен в среднем на глубине 4000 м. Пологоволнистый характер поверхности обусловлен наличием слившихся между собой конусов выноса суспензионных потоков, оползневых масс, которые образуют сплошной аккумулятивный шлейф мощностью до 2-3 км. По сейсмическим данным под этим мощным слоем аккумулятивных осадков прослеживается земная кора материкового типа. Это заставило отнести этот глубоководный участок океана к подводной окраине материков. 2. Переходная зона (30,6 млн.км2, 8,4% площади). В западной части Тихого океана у берегов Азии прослеживается частое чередование островов со значительными абсолютными отметками и глубоководных впадин. Размах высот и глубин достигает здесь более 12 км. Например, на Японских островах высота г. Фудзияма 3376м, а глубина Японского желоба 3810м (на суше размах высот и глубин около 10 км - Гималаи и оз. Байкал). Чередованию островов и морей соответствует чередование участков земной коры то материкового, то океанического типа. Не всюду переходная зона от материкового типа земной коры к океаническому представлена чередованием островных дуг и глубоководных желобов, как в пределах западного побережья Тихого океана. В отдельных районах Мирового океана островную дугу замещают горные цепи, располагающиеся на самом крае континента и обращенные в сторону океана склоном огромной высоты. Например, тихоокеанское побережье Южной Америки (глубина Чилийского желоба 8069 м, высота г. Аконкагуа 6960 м). Глубоководные желоба приурочены или к островным дугам, или к горным хребтам краевой зоны континента. Они протягиваются на многие сотни километров вдоль континентальных окраин и представляют собой узкие депрессии дна с очень крутыми склонами и относительными глубинами более 3-5 км. Желоба являются очень эффективными ловушками и перехватывают практически весь обломочный материал, поступающий с прилегающей суши. Форма желобов узкая, вытянутая, иногда слегка изогнутая. Поперечный профиль имеет Vобразную форму и узкое, плоское дно шириной от 1 до 20 км. Склоны резко и глубоко расчленены многочисленными каньонами, структурными уступами. Рельеф склонов усложняется вулканами, глубокими депрессиями, террасовидными уступами, дно желобов ровное, покрытое рыхлыми отложениями, которые сносятся мутьевыми потоками. В днищах некоторых желобов прослеживаются вулканические отложения. Самые глубокие желоба отмечаются в Тихом океане: Марианский - 11022 м, Тонга - 10882 м, Филиппинский - 10540 м, Кермадек - 10047 м. В целом, для всей переходной зоны характерна высокая тектоническая активность. Видимыми проявлениями ее являются частые землетрясения, деятельность вулканов, широкий размах вертикальных движений земной коры, повышенное значение теплового потока из недр Земли. З. Ложе океана (249,1 млн.км2, 69% площади). Дно сложено земной корой океанического типа и геоморфологически представлено: срединными хребтами, океаническими плато, абиссальными котловинами. 1) Срединные хребты (55,3 млн. км2 - 15,3%) выделяются в океанах как единая непрерывная система срединных хребтов, представляют собой грандиозную планетарную особенность расчленения морского дна: Северо- и Южно-Атлантические хребты, Центрально-Индийский хребет, Южно- и Восточно-Тихоокеанские поднятия, хр. Гаккеля в Северном Ледовитом океане. Они все связаны между собой и общая их протяженность - более 60 тыс. км. Расчленение и высота срединных хребтов океанов значительно превосходят известные глубины расчленения наземных горных стран. В центральных частях многих срединных хребтов выделяются ущелья большой глубины, которые получили название рифтовых долин. Название «рифтовая долина» было дано этим формам рельефа потому, что большинство геологов придерживается гипотезы рифтового происхождения этого понижения, т.е. считают его грабеном, образовавшимся при растяжении земной коры. Относительная глубина рифтовых долин достигает 2000м, ширина в верхней части 10-40 км. Высокие, асимметрично построенные хребты, окаймляющие рифтовую долину, представляют собой борта грабена. Внешний склон этих хребтов также раздроблен, амплитуда колебаний рельефа, достигает здесь 1000 м. Для некоторых срединных хребтов (ВосточноТихоокеанское поднятие) зона рифтовых долин не установлена. Предполагают, что здесь рифтовая зона еще не образовалась. Рифтовые долины сформировались в процессе новейших тектонических движений в неоген-четвертичное время и образование их еще не завершено. Об этом свидетельствует большая сейсмичность в этих областях, приуроченность эпицентров 120 землетрясений к сводовым частям хребтов, проявления вулканизма, извержение вулкана 23 января 1973г в районе о. Исландия. Исландия представляет собой крупный участок Срединного океанического хребта, который поднялся над уровнем океана. Сводовая его часть разбита глубокими разломами, которые образуют систему Большого Исландского грабена, и соответствует рифтовой долине в подводных хребтах. Геологические и геофизические исследования, проведенные в этой части хребта, позволили придти к заключению о продолжающемся растяжении здесь земной коры приблизительно со скоростью около 3,5 м за 1000 лет (3,5см/год). В Большом Исландском грабене отмечаются вулканы, горные участки, представляющие собой застывшие лавовые образования. К югу от Исландии находится небольшой остров Хеймаэй, который также является частью наземного Срединного хребта. На острове располагался вулкан, молчавший 7000 лет. 23 января 1973 года произошло извержение и образование нового гигантского кратера, высота которого ко 2 февраля 1973г. достигла 200 м. Многие районы города были погребены под 3-х метровым слоем пепла. Этот город Вестманнаэйяр называю вторыми Помпеями. К основной системе срединных хребтов океанов примыкают боковые хребты, идущие или под некоторым углом к срединным (Китовый), или располагаются параллельно срединным (Восточно-Индийский, хр. Ломоносова). 2) Океанические плато (плато Риу-Гранди). Они располагаются на глубинах до 250С-3000 м, склоны крутые. Равнинный рельеф нарушается тектоническими уступами, подводными горами сбросово-глыбового типа, вулканами. 3) Абиссальные котловины занимают наибольшую площадь ложа океана. Рельеф их представлен в основном расчлененными и плоскими равнинами. а) Расчлененные равнины наиболее распространены на дне океана. Степень расчлененности их различна. Выделяются холмистые равнины (если образование расчлененности связано с неравномерным осадконакоплением), бугристые или дробно-расчлененные (расчлененность обусловлена тектоническими процессами). Рельеф бугристых равнин осложнен подводными горами сбросовоглыбового типа, вулканическими конусами, гайотами. Гайоты - это резко возвышающиеся среди абиссальных равнин вулканические конусы с плоской вершиной, срезанной абразией. Абразия действует в среднем до глубины 200 м, а вершины гайотов располагаются на глубине 1,5-2 км. Такое положение гайотов связано с опусканием участков океанического дна в неогеновочетвертичное время. б) Плоские равнины образовались в результате выравнивания участков абиссальных котловин под действием аккумулятивных процессов. Рельеф Мирового океана - результат сложного взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов, при ведущей роли первых. Дифференциация дна океана на крупные зоны, происхождение всех крупных элементов рельефа дна является результатом деятельности эндогенных процессов, они являются продуктом действия мощных сил, протекающих в недрах нашей планеты. К видимым проявлениям этих сил относятся крупные разломы широтного простирания в Тихом океане, разрывные нарушения - рифтовые долины, каньоны, вулканы, когда в течение нескольких дней возникают конусы высотой, несколько сот метров, землетрясения, сопровождающиеся резкими локальными изменениями рельефа дна океана. Например, подводное землетрясение в бухте Сагами, к югу от Токио, в 1923г. вызвало поднятие северной части дна этого залива на 230 м и погружение южной части на 200 м. Из экзогенных процессов большая роль в формировании принадлежит аккумуляции в прибрежной зоне - абразии. Под действием аккумуляции происходит формирование рельефа материкового подножия, отдельных типов абиссальных котловин. Большую разрушительную работу производят морские течения, волныцунами, возникающие при землетрясениях. Большая роль в формировании рельефа подводной окраины материков и прилегающей к ней части ложа океана и на участках подводного вулканизма, на склонах впадин, хребтов, плато, принадлежит подводным оползням и мутьевым потокам. Таким образом, рельеф дна океана является следствием взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов. Моря и океаны являются конечными бассейнами накопления осадков, выносимых с суши реками, ледниками и эоловым путем. Значительное количество осадков терригенного происхождения поступает в морские бассейны и в результате абразии берегов самими морями. Еще совсем недавно большинство геологов считало океаны глубокими бассейнами, спокойствие которых нарушалось почти лишь одним мягким "дождем" остатков пелагических организмов. Однако к настоящему времени установлено, что в морях и океанах широко развиты различные весьма интенсивные процессы и что скорости подводной эрозии и аккумуляции на морском дне 121 соизмеримы с таковыми на суше, В связи с этим существовавшее ранее мнение, что морские отложения можно относить к одному единому генетическому типу, было пересмотрено. В настоящее время в морских отложениях выделяется целый ряд генетических типов и многочисленные фации, их составляющие. Как и на суше, на морском дне формирование различных по генезису типов осадков проходит под воздействием трех главных факторов: рельефа, климата и динамики среды осадконакопления. Высокая плотность водной среды, в которой происходит морская седиментация, делает ее динамику ведущим фактором фациальной дифференциации морских осадков. Динамика среды морского осадконакопления определяется двумя главными типами процессов: гидрогенным и гравитационным, определяющими формирование главнейших генетических типов морских отложений. К гидрогенным относятся процессы, где основным агентом является кинетическая энергия воды. Среди высокоэнергетических гидрогенных процессов выделяются волнение и течения. Волнение характеризуется колебательными движениями воды с деформациями и разрушением волн на прибрежном мелководье. Различного рода течения, образующиеся под воздействием многих факторов, характеризуются поступательным и однонаправленным движением водной массы. В гравитационных процессах определяющими факторами перемещения и отложения наносов являются сила тяжести и масса самих частиц вещества. К высокоэнергетическим гравитационным процессам относится обваливание и оползание, а также перемещение вещества потоками высокой плотности (обломочными, грязевыми и т.п. Низкоэнергетическим процессом является так называемая "нефелоседиментация" (nephele - греч. облако), когда происходит медленное осаждение взвеси малой плотности, "частица за частицей". На проявление этих ведущих процессов морской седиментации большое влияние оказывает климатическая и в особенности геоморфологическая зональность. Гидрогенные, гравитационные и биохемоседиментационные процессы по-разному проявляются в прибрежной зоне, на шельфе, континентальном склоне и у его подножия, на абиссальных равнинах и других глубоководных частях дна Мирового океана, В связи с этим для выделенных геоморфологических зон характерны свои специфические генетические типы и фации морских отложений, резко отличающиеся по своему строению и составу. Накопление различных четвертичных отложений происходит в различных седиментационных ловушках, хотя, конечно, существуют и площадная седиментация. Под седиментационными ловушками понимаются участки, где под воздействием различных факторов происходит быстрое локализованное осадконакопление, приводящее к формированию крупных аккумулятивных тел, сохраняющихся в геологических разрезах. Все многообразные ловушки осадочного материала можно подразделить на два главных типа: структурно-геоморфологические и седиментационпые (табл. 2). Таблица 2. Основные типы ловушек осадочного материала 1. Структурно-геоморфологические А. Структурные 1. Грабены 2. Рифты 3. Желоба 4. Синклинали 5. Мульды 6, Эрозионные 1. Затопленные речные долины шельфа 2. Отмершие русла каньонов на континентальном склоне 3. Отмершие русла высокоплотностных потоков на континентальном подножии II. Седиментационные А, Гидродинамические 1. Дельты 2. Лиманы, эстуарии и лагуны 3. Косы, бары, пересыпи 4. Приливные гряды 5. Валы контуритов Б. Гравитационные I. Глубоководные конусы выноса 2. Подножия крутых уступов склона и русла каньонов В. Биоседиментационные I. Кораллово-водорослевые рифы (скопления не перемещенных 2. Ракушечные банки 122 К особому типу (статическому) относятся биохемоседиментационные процессы, которые приводят к возникновению аккумулятивных форм рельефа, образованных неперемещенными остатками донной фауны (ракушечные банки, рифы и т.п.) и продуктами химического взаимодействия верхнего слоя осадков с наддонной водой (эвапоритами и т.п.). К первым относятся отрицательные элементы рельефа различного генезиса, формы и размеров с относительно пониженной по сравнению с окружающими участками придонной гидродинамической активностью. На этих участках может происходить интенсивная локальная разгрузка (осаждение) поступающих наносов. Как правило, такие понижения рельефа дна при достаточном количестве наносов быстро выполняются осадками. Однако они могут существовать и довольно длительное время, если в них действуют течения, способные перемещать и выносить поступающий осадочный материал. К седиментационным ловушкам относятся крупные положительные аккумулятивные формы, целиком созданные экзогенными процессами, практически без прямого влияния тектонических факторов. Наиболее крупными ловушками структурно-геоморфологического типа являются глубоводные желоба. Скорости осадконакопления в днищах желобов находятся в тесной зависимости от количества поступающих наносов и колеблются в широких пределах от 30 до 300 см/тыс. лет. В результате таких высоких скоростей осадконакопления за последние несколько сот тысяч лет в Алеутском и Южно-Чилийском желобах накопилось более 1 км осадков. Затопленные речные долины на шельфе являются характерным примером структурногеоморфологических ловушек эрозионного происхождения. Эти подводные долины, как правило, заполняются частично или полностью довольно мощной толщей глинистых терригенных илов. Так, в затопленной древней долине р. Днепр мощность такого рода илов голоценового возраста составляет 1 м. В это же время на прилегающих участках шельфа мощность осадков этого же возраста, представленных ракушечниками, не составляет и первых десятков см. В затопленной долине р. Гудзон (Сев. Америка) длиной до 130 км мощность голоценовых осадков достигает 22 м, в то время как на прилегающих к ней участках шельфа она не превышает 10 м. Специфические ловушки осадочного материала располагаются у основания крутых уступов континентального склона и подножия, где могут накапливаться оползневые массы многометровой мощности. Таким образом, на континентальных окраинах активное осадконакопление происходит в различных седиментационных ловушках, В них формируются крупные аккумулятивные тела. Выделение седиментационных ловушек имеет большое палеогеографическое значение, так как позволяет определить древние среды осадконакопления, особенности палеорельефа и наметить разновозрастные береговые линии. 11.2. Гидрогенные факторы рельефообразования Отложения гидрогенного генетического типа развиты преимущественно в прибрежной зоне и на шельфе, Прибрежная зона является областью волнового перемещения и аккумуляции осадочного мате риала, Здесь формируются отложения прибрежных осадков волновой аккумуляции, или так называемых волновых отложений. Другие факторы (например, различные течения) в этой зоне играют второстепенную роль. Главным динамическим агентом формирования волновых отложений являются прежде всего те колебательные движения воды у дна, которые вызываются деформацией и разрушением волн на любом прибрежном мелководье. Следовательно, волновые фации формируются в зоне от начала деформации волн на мелководье до полосы их полного разрушения на урезе. Волновые отложения прибрежной зоны образуют широкий спектр хорошо известных береговых аккумулятивных форм; береговых валов (рис. 120), кос, пересыпей, баров, пляжей барьерных островов (рис. 121), морских аккумулятивных террас. скелетов бентосных организмов) Г. Хемоседиментационные 1. Эвапориты Рис. 120. Схематический поперечный разрез отложений береговой зоны (по Е.Р.Дотту и Д.Ж. Кельсону) 123 К первой фации относятся пляжевые отложения уже разрушенной волны, или так называемого прибойного потока, действующего на приурезовом откосе. Это наиболее грубые и слабо сортированные осадки, среди которых на современных пляжах преобладают пески, но широко развиты и различные более грубые гравийно-галечные и ракушечные отложения. Среди волновых отложений выделяются три основные фации, четко различающиеся по литологическим признакам. Для них характерна косая слоистость пляжевого типа и максимальная концентрация изометричных по форме частиц тяжелых минералов с плотностью более 4 г/смЗ. Эти минералы (касситерит, шеелит и др.) могут формировать россыпные скопления. Вторая фация представлена отложениями приурезовой зоны разрушения волн. Они слагают характерные аккумулятивные формы в виде подводных береговых валов. Здесь резко преобладают средне- и мелкозернистые пески, местами с четкой косой слоистостью. Рис. 121. Поперечный геологический разрез подводных голоценверхнеплейстоценовых прибрежных аккумулятивных форм на шельфе Нью Джерси (по С. Страйду). I - гравийнопесчаные отложения; 2 мелкозернистые пески барьерного острова; 3 лагунные илы (нижний голоцен); 4 - косослоистые пески подводных береговых валов; 5 - регрессивные гравийные отложения; 6 глины и пески; 7 - береговые отложения; 8 - отложения прибрежных валов; 9 регрессивные гравийногалечные отложения; 10 алевритоилистые отложения; 11 отражающие горизонты, в том числе отвечающие среднеплейстоценовым эпохам оледенений. Характерна небольшая примесь алевритовых (менее 0,1 мм) частиц, практически не встречающихся в фации прибойного потока. Для мономинеральных зерен характерна концентрация среднетяжелых (от 3 до 4 г/смЗ) и менее изометричных по форме частиц, например, типа роговых обманок. Третья фация волновых отложений формируется во внешней зоне первичной деформации волн на мелководье, обычно глубже полосы подводных береговых валов. Она представлена неслоистыми или слабослоистым и мелкозернистыми, часто алевритистыми песками. В них концентрируются наиболее мелкие и уплощенные зерна (например, слюды). Отложения всех волновых фаций гидрогенного типа занимают всегда одно и то же положение в пространстве относительно друг друга. Поэтому в разрезе любой аккумулятивной береговой формы наблюдается как бы элементарный ритм, в котором нижний горизонт сложен алевритистыми песками фации внешней зоны деформации волн, над ними залегают пески фации зоны разрушения волн, и венчается разрез грубыми песками фации прибойного потока. В сторону моря прибрежная зона переходит в шельф, глубина которого колеблется от 20-50 до 400-500 м. Шельф в переводе с английского языка означает "полка". И в действительности, он образует почти плоскую, обычно слабонаклонную полку между берегом и континентальным склоном, от которого он обычно отделен четко выраженной бровкой. В отличие от прибрежной зоны дно шельфа не подвергается воздействию волнения. Поэтому здесь основными гидрогенными факторами осадконакопления являются не волны, а различные течения, среди которых наибольшее значение имеют штормовые и приливно-отливные. При формировании 124 фации течениевых отложений главным динамическим агентом накопления является не колебательное, а поступательное и однонаправленное движение водной массы. Отложения течений формируются за счет размыва и переотложения рыхлых осадков, слагающих дно шельфа. Среди них можно выделить фацию реликтовых отложений и фацию переотложенных отложений. К реликтовым относятся отложения, оставшиеся неперемещенными в местах интенсивного размыва дна. Они образуют маломощные, плащеобразные покровы плохо сортированных крупнои среднезернистых песков со значительной примесью гравийно-галечного и даже валунного материала. Чаще всего они образуются на внешней краевой и средней частях шельфа. Вторая фация течениевых отложений формируется приливными и штормовыми течениями из вымытого и переотложенного осадочного материала. Переотложенные отложения представлены преимущественно мелкозернистыми песками и реже крупными алевритами, местами с косой или волнистой слоистостью. В рельефе дна они образуют крупные, вытянутые по направлению господствующих течений аккумулятивные гряды длиной до первых десятков километров, шириной в сотни метров и высотой в несколько десятков метров. Скорость перемещения приливно-отливных гряд в проливе Ла-Манш достигает 25-30 м/год. Кроме гидродинамически активных обстановок, на отдельных участках шельфа могут существовать и низкоэнергетические, "пассивные" условия осадконакопления. На этих участках господствующим способом накопления осадков является гравитационное осаждение взвеси малой плотности, В результате такого спокойного осаждения формируется нефелоидная фация. Она может быть представлена двумя основными типами осадков. Первый — это монотонные или слабослоистые илы, формирующиеся в условиях относительно равномерного и достаточно интенсивного поступления осадочного материала. Второй тип слагается слоисто-пульсационными отложениями, образующимися при резко пульсирующем по интенсивности и составу поступлении взвешенного материала. Обычно это терригенные алевритово-глинистые отложения с четкой горизонтальной слоистостью. При снижении темпов поступления терриген-ной взвеси образуются прослои, обогащенные раку шей. Гидрогенный генетический тип формируется также и на континентальном склоне, в особенности на его подножии, под воздействием так называемых контурных течений, образующихся вследствие разной плотности теплых и холодных вод. Они действуют на громадные расстояния. Например, холодные придонные воды Антарктической окраины проникают на север вплоть до экватора и даже далее. Под воздействием контурных течений образуется отложения, названные А. Бумой контуритами. Они слагают гигантские аккумулятивные валообразные тела шириной в десятки и длиной в многие сотни километров, при мощности до 1-1,5 км. Эти аккумулятивные образования, как и береговые аккумулятивные формы, возникают при падении наносодвижущего потенциала контурных течений после огибания ими выступов континента в виде крупных мысов. Контуриты представлены глинами и лютитами (алевритистыми глинами) с прослоями алевритов и тонкозернистых песков с мелкой волнистой косой слоистостью. В контуритах прослеживается как нормальная, так и обращенная градационная слоистость с резко выраженными верхним и нижним контактами. В контуритах имеется мелкая косая слоистость, подчеркиваемая тонкими скоплениями тяжелых минералов. Микрофауна в контуритах встречается редко и только в виде отдельных обломков, образующих скопления с четко выраженной сортировкой по крупности. Гидрогенные процессы во многом определяют фациальную дифференциацию и глубоководных осадков абиссальных равнин. Гидродинамический режим океана контролирует состав, продуктивность и распределение биоса, являющегося главным поставщиком материала для океанических осадков. С общей системой океанских течений (поверхностных и глубинных, горизонтальных и вертикальных) связано размещение основных фациальных комплексов отложений. Эти комплексы образуют латеральный ряд от кремнисто-карбонатных накоплений высокопродуктивной тропическоэкваториальной зоны через область развития фаций глубоководных эвпелагических глин к высокоширотным зонам повышенного кремненакопления. Структура водной толщи характеризуется вертикальной зональностью, влияющей на состав и распределение осадков. С ней связана критическая глубина карбонатообразования (КГК), играющая важную роль в формировании карбонатных фаций, В каждом из океанов КГК находится на различных отметках. Наиболее высокое (3000 м) положение она занимает в полярных районах 125 и вдоль континентальных окраин. Самым низким (4500-5000 м) уровнем КГК характеризуется область экваториального течения в Тихом океане. Другая разновидность вертикальной зональности связана с кислородным режимом водной толщи. Поверхностный слой океана обильно насыщен растворенным кислородом благодаря обмену с атмосферой и фотосинтезу. Ниже располагается интервал, обедненный им. Это так называемый слой кислородного минимума, имеющий в различных местах разную мощность и положение (от 100 до 1300 м, редко до 2000 м). Под слоем кислородного минимума находится вторая (нижняя) «кислородная зона», обусловленная опусканием в зонах конвергенции богатых кислородом вод из поверхностного слоя и отсутствием на глубинах активных потребителей кислорода. Мощность и глубинное положение зон, обогащенных кислородом, существенно влияют на биогенное кремненакопление. Карбонатные фации очень широко распространены в океанах, и практически все они имеют биогенное происхождение. Их основными компонентами являются остатки микроорганизмов нанофоссилий и планктонных фораминифер, количественные соотношения и сохранность которых во многом определяются положением дна по отношению к лизоклину и критической глубине карбонатообразования. Для пелагических карбонатов характерны биотурбации (нарушения, связанные с деятельностью организмов). Кремнистые фации приурочены к трем широтным поясам биогенного кремненакопления экваториальному и двум в умеренных широтах. Для последних характерно обилие остатков диатомовых водорослей, а для экваториального, кроме того, и радиоляриевых остатков. Фации эвпелагических (явно морских) глин, называемых красными глубоководными глинами, распространены е наиболее глубоких частях океана, где дно опущено ниже уровня критической глубины карбонатообразования. Они занимают до 50% площади дна Тихого океана и около 2530% - Атлантического и Индийского, располагаясь в наиболее отдаленных от континентов частях океанов. Эвпелагические глины имеют характерную красновато-коричневую окраску и состоят из наиболее тонких частиц. Содержание в них пелитовых фракций (<0,01 мм) нередко достигает 9598%. В составе глин кроме продуктов дальнего разноса терригенного материала, большое значение имеют аутигенные (образованные на месте, в среде нахождения) минералы, представленные цеолитами. За редким исключением глины бескарбонатны или слабокарбонатны, органическое вещество в них практически отсутствует. Для них характерно присутствие вулканогенного пеплового материала, других пылеватых частиц эолового разноса и метеорной пыли. Органогенными остатками эвпелагические глины бедны, хотя в них и встречаются раковины радиолярий, зубы акул и реже слуховые косточки китов. Для глубоководных глин характерны также железомарганцевые стяжения и конкреции. 11.2. Гравитационные факторы рельефообразования Гравитационный генетический тип морских отложений наиболее широко развит на континентальном склоне и подножии. На континентальном склоне и подножии дифференциация терригенного осадочного материала, 126 поступающего с суши и шельфа, осуществляется преимущественно гравитационными процессами; гидрогенные процессы имеют здесь подчиненное значение. Гравитационные процессы подразделяются на три главных типа: 1) обваливание и оползание, 2) течение вещества в виде вязких и дисперсионных потоков высокой плотности, 3) перемещение вещества в виде несвязных жидких высокоплотностных потоков. Эти процессы и приводят к формированию трех основных групп фаций морских гравитационных отложений (рис. 122). Рис. 122. Подводные гравитационные процессы При обвалах и оползнях происходит простое механическое перемещение крупных блоков, глыб и других обломков различных размеров под действием силы тяжести. Следует отметить, что при этом не происходит существенного нарушения их внутренней структуры. Как и на суше, перемещение обломков в обвалах происходит при упругом взаимодействии их между собой и поверхностью склона. Для возникновения обвальных накоплений необходимы крутые и высокие склоны. Поэтому отложений этой группы фаций имеют наиболее широкое распространение на активных континентальных окраинах с резко контрастными новейшими тектоническими движениями и глубоко расчлененным рельефом. Обвальные отложения характеризуются плохой сортированностью, хаотическим расположением обломков и глыб, обычно угловатых или полуокатанных. Они содержат очень мало заполняющего вещества, и обломки, как правило, соприкасаются непосредственно друг с другом. Какая-либо слоистость обычно не прослеживается. Формирование морских отложений оползневого генетического типа, в отличие от обвалов, происходит и на пологих склонах, с уклонами 3-4° и даже менее. Так, например, в авандельте Миссисипи, где происходит очень быстрое накопление рыхлых осадков, оползни обнаружены на открытых склонах с углами всего лишь 0,2°. Оползни могут охватывать участки склона от нескольких кв. метров до десятков тысяч. Поэтому оползание, характерное для районов с высокими скоростями осадконакопления, является важным агентом перемещения осадков по континентальному склону в более глубокие части океанских бассейнов. Оползневая группа фаций широко распространена на континентальном склоне и, в особенности, на подножии. Так, около 50% осадков континентального подножия атлантической окраины Северной Америки представлено оползневыми образованиями. Отложения оползневой группы фаций, в отличие от обвальных отложений, характеризуются четкой слоистостью. Эта слоистость часто нарушается в основании слоя или его верхней части, где происходят значительные деформации с формированием мелких складок и разрывов. Ко второму типу подводных гравитационных процессов перемещения относятся вязкие и дисперсионные потоки осадочного материала (рис. 123). Рис. 123. Типы гравитационных высокоплотностных потоков (по Д. Буржуа) Они возникают тогда, когда сдвиговые напряжения распространяются по всей перемещающейся массе породы. Среди них выделяют потоки обломков (debris flow), потоки зерен (grain flow) и грязевые потоки (mud flow). Отложения этих потоков существенно отличаются друг от друга и формируют соответствующие фации. В обломочных потоках, имеющих скорость от 10-50 до 100 см/с, обломки перемещаются за счет выталкивающей силы заполняющего вещества, обычно имеющего глинистый состав, Они обладают значительной транспортирующей способностью и могут переносить большой объем грубого обломочного материала на значительные расстояния по относительно пологим склонам. Отложения обломочных потоков характеризуются большим содержанием заполняющего вещества и слабо выраженными текстурными особенностями. Гранулометрическая характеристика 127 отложений обломочных потоков варьирует от глин с редкими крупными обломками (до 0,5 м и более) до галечных отложений с тонкозернистым, преимущественно глинисто-алевритистым заполняющим веществом. В зерновых потоках перемещение происходит за счет дисперсионного давления, образующегося при взаимодействии между отдельными зернами или частицами. Такого рода потоки образуются на крутых склонах при углах естественного откоса или близких к ним. К фации зерновых потоков уверенно можно отнести только маломощные прослои глубоководных песков с обратной градационной слоистостью. В грязевых потоках происходит преимущественно ламинарное движение пластичных глин, возникающее даже и при небольших уклонах склона. Фация грязевых потоков представлена маломощными прослоями глин и выделяется условно. После насыщения осадка водой, когда он превращается в вязкую жидкость, на подводных склонах образуются потоки разжиженных осадков (liquefied flows). В этих потоках обломки поддерживаются вертикальной составляющей течения поровой жидкости, заполняющей пространство между отдельными взвешенными, несоприкасающимися частицами. Отложения разжиженных потоков представлены маломощными слоями тонкозернистых песков и грубых алевритов, большей частью неслоистых. Иногда прослеживается градационная слоистость по всему слою или его части. Довольно часто наблюдаются блюдце- и колоннообразные текстуры отжимания поровых вод. Важным механизмом перемещения взвешенных глинисто-песчаных наносов от береговой зоны вплоть до абиссальных равнин являются турбидитные течения, или мутьевые потоки, наиболее широко развитые на континентальном склоне и подножии, В них частицы поддерживаются во взвешенном состоянии турбуленцией, возникающей в результате гравитационной нестабильности между отдельными слоями жидкости с различной плотностью. Для образования турбидитного течения необходимо, чтобы имелся слой воды с плотностью 1,1 г/см или более. Турбидитными течениями формируются классические турбидиты, характеризующиеся цикличной градационной слоистостью. Кроме слабоплотностных турбидитов выделяется также фация высокоплотностных турбидитных потоков, отложения которой отличаются более грубозернистым составом. Если классические турбидиты это алеврито-глинистые, редко тонкопесчаные осадки, то высокоплотностные турбидитные отложения представлены уже преимущественно грубыми песками с гравием, галькой и даже валунами. Это связано с тем, что транспортирующая способность высокоплотностных турбидитных течений во много раз выше слабоплотностных. Различные высокоплотностные потоки при поступлении большого количества осадочного материала формируют очень крупные аккумулятивные тела глубоководных конусов выноса, нередко образующих с дельтами единые природные системы. Глубоководные конусы протягиваются от устьев питающих каньонов на сотни км вплоть до абиссальных равнин и являются своеобразными подводными аналогами предгорных пролювиальных конусов выноса. Проявление осадкообразующих гравитационных процессов в различных частях конусов выноса (верхней, средней и нижней) существенно различается. Так, в верхней части конусов (рис. 124) преобладают оползневые процессы и перемещение осадочного материала а виде вязких и жидких высокоплотностных потоков. Рис. 124. Схема строения глубоководного конуса выноса (по А.Уолкеру). Колонки I - IX характеризуют типовое строение разрезов отложений в пунктах или зонах конуса, обозначенных соответствующими цифрами 128 Они и формируют соответствующие фации, представленные наиболее грубыми галечниковопесчаным и отложениями, а также слоистыми алевритами и глинами (рис. 124, I-V II), В средней части конусов крупность терригенного осадочного материала существенно уменьшается, и здесь развиты пески и алевриты, переслаивающиеся с глинистыми илами (рис. 124, VIII—X). Для средней части конусов характерно развитие наложенных вторичных конусов ("супрафанов"), формирующихся в устьях подводных русел и представленных хорошо сортированными тонкозернистыми песками. В нижней части конусов резко преобладают процессы турбидитного и нефелоидного осадконакопления. Поэтому здесь развиты классические турбидиты с типичной градационной слоистостью (рис. 124, XI). Мощность осадков конусов выноса может достигать нескольких километров. 11.4. Айсберговые факторы рельефообразования Айсберги представляют собой громадные отторженцы шельфовых ледников Антарктиды и Гренландии. Они содержат большое количество обломочного материала, главным образом моренного, захваченного ледником при движении по материку. Под воздействием ветров и течений айсберги выносятся далеко за пределы полярных морей. При таянии айсбергов, заключенный в них обломочный материал опускается сквозь значительную (до 3-4 километров) толщу воды, что приводит к удалению части тонкого, пелитового и алевритового, а иногда и песчаного материала. Айсберговый тип представлен песчано-алеврито-глинистыми осадками с рассеянными гальками и валунами. Окатанность обломочного материала практически отсутствует или очень слабая. Поверхность обломков шероховатая, В айсберговых отложениях прослеживается неясная, а местами четкая тонкая горизонтальная слоистость. В них встречается морская фауна и диатомеи, а также аутигенные минералы; карбонаты, сульфиды, фосфаты, кремнезем и др. Грубый обломочный материал наиболее широко развит на шельфе4 песчаный преобладает на континентальном склоне, а пелитовый начинает господствовать на континентальном подножии, Он представлен тон ко дисперсным кварцем и полевыми шпатами, а из глинистых минералов лишь иллитом и хлоритом, Айсберговые отложения развиты не только на материковой окраине, но и в южных частях ложа Атлантического, Индийского и Тихого океана. Основная масса айсберговых грубых плохо сортированных отложений опоясывает Антарктический материк почти сплошным кольцом шириной 500-750 км и более. 11.5. Биогенные факторы рельефообразования Этот тип представлен скоплениями неперемещенных скелетов безкостных организмов. Среди них наибольшее значение имеют кораллово-водорослевые рифы и ракушечные банки. Рифы являются крупными аккумулятивными формами континентальных окраин и представляют собой созданные организмами сооружения, каркас которых достаточно прочен, чтобы противостоять действию волнения. Рифовые постройки покоятся на основании, состоящем как из животных (кораллы, мшанки, фораминиферы и др.), так и растительных (водоросли) остатков. Для их образования необходим ряд экологических условий. Во-первых, такие постройки могут образовываться при температуре воды не ниже +18°- +200С. Поэтому они встречаются лишь в тропических морях. Во-вторых, их существование возможно только в воде с нормальной соленостью. Поэтому в районах с резким опреснением морской воды, например, в авандельтовых участках крупных рек, рифовые постройки, как правило, не формируются. В-третьих, для нормального роста органогенных построек необходимо достаточное количество солнечного света. Поэтому большинство рифовых образований может активно развиваться на глубинах не более 4050 м. Органогенные сооружения очень чутко реагируют на загрязнение воды. Живые организмы, образующие постройки, любят чистую и прозрачную воду. Наиболее благоприятные условия для роста рифов создаются в тех местах, где имеются постоянные течения и волновое движение воды, что способствует обильному снабжению рифостроящих организмов пищей в виде планктона и усиленному кислородному обмену. Для появления органогенных построек необходимо также, чтобы организмы расселялись по дну бассейна не равномерно, а отдельными скоплениями с высокой плотностью поселения. Чаще всего такими локальными участками служат положительные формы рельефа морского дна. Рифы делятся на три основных типа: береговые, барьерные и кольцевые, представляющие собой единый генетический ряд. 129 Береговые, или окаймляющие, рифы формируются у берегов и часто бывают соединены с сушей. Барьерные рифы представляют собой валы, поднимающиеся со дна моря, параллельные берегу и отделенные от него каналом или лагуной. У Большого Барьерного рифа, вытянутого почти на 2000 км вдоль восточного побережья Австралии, средняя ширина лагуны составляет 3050 км. Кольцевые рифы обычно представлены аттолами - образованиями округло-овальной формы, растущими, как правило, на глубоководном цоколе и окаймляющие лагуны. Подводным цоколем часто являются вулканические конусы, резко обрывающиеся по краям к значительным глубинам. Ракушечные банки представляют собой скопления раковин, створок или других скелетных остатков одиночных организмов на месте их поселений. В основном это моллюсковые, чаще всего устричные, а также гастроподовые, брахиоподовые и некоторые другие поселения. Биоценоз определяется одной доминирующей формой, с которой жизненно связано несколько других. Для формирования банок нужен активный гидродинамический режим, и обычно они приурочены к участкам с донными течениями на малых глубинах. Известны поселения и на глубинах в сотни метров, но они все так и редки и специфичны. Температура воды контролирует общую массу ракушечных банок, их разнообразие и видовой состав. Банки могут образовываться и в северных морях. Геоморфологически поселения выделяются плоскими возвышениями дна, но нередки банки и на одном уровне с дном, сложенным другими осадками. 11.6. Хемогенные факторы рельефообразования Хемогеннные отложения возникают главным образом за счет собственных ресурсов морских вод, когда другие процессы имеют подчиненное значение и тип аккумуляции определяется химическими процессами - выпадением в осадок растворенных веществ. Основным типом хемогенных образований являются лагунные отложения, формирующиеся в жарком аридном климате. Отложение известковых, доломитовых, сульфатных и галогенных солей происходит при испарении воды в мелководных лагунах, как правило, имеющих постоянный подток морской воды. Карбонат кальция выпадает из морской воды химическим путем в виде мелких шариков, называемых оолитами (от греч. оо - яйцо и lithos - камень) (из них образуются оолитовые известняки), а также тонкие известковые илы, имеющие широкое распространение, особенно в теплых морях, В переходной области от шельфа к континентальному склону местами образуются хемогенные фосфориты, которые могут быть источниками фосфатного сырья. Вместе с фосфоритами часто встречаются глаукониты в виде аутигенных зерен и агрегатов, детритовых зерен и выполнений раковинок фораминифер и других организмов, К хемогенному генетическому типу относятся также железо-марганцевые конкреции и корки, широко распространенные на дне Мирового океана. По своему происхождению они являются седиментогенно-диагенетическими и представляют собой типичные хемогенноосадочные образования, механизм формирования которых еще не до конца выяснен. Сейчас установлено, что в их формировании участвуют также гидрогенные и биогенные факторы. При гидрогенных процессах гидроокислы железа и марганца выпадают химическим путем непосредственно из воды, и конкреции лежат на поверхности дна (рис. 125, 2). Рис 125. Схема формирования различных типов железо-марганцевых конкреций и корок (по И.Х. Шурдмаа), 1- корки, облекающие выступы инородного основания (обозначен крестиками); 2 седиментационные конкреции; 3 - седиментационногенетические конкреции; 4 - диагенетические конкреции Диагенетический механизм образования конкреций предполагает поступление вещества из иловых вод в процессе диагенеза осадков. Конкреции при этом целиком погружены в донные отложения (рис. 125, 4), для верхней части которых характерен геохимически активный слой мощностью до нескольких сантиметров. 130 Жизнедеятельность организмов способствует накоплению полезных компонентов в океанских водах, а первичная биологическая продуктивность обеспечивает органический углерод и кислород, необходимые для конкрециеобразования. Если половина конкреции находится в воде, а другая часть погружена в осадки, образуются так называемые седиментационно-диагенетические конкреции, которые обычно имеют грушевидную форму (рис. 125, 3). Конкреции, как правило, залегают в виде отдельных стяжений на поверхности океанского дна в один слой вдоль границы осадок - вода. Но иногда они лежат настолько плотно, что образуют сплошной покров, который называют "подводномостовыми". Иногда на выступах коренных пород формируются коркн мощностью до 20 см, характеризующиеся повышенным содержанием кобальта и железа (рис. 125, 4). 11.7. Гидротермальные факторы рельефообразования Гидротермальные отложения представлены металлоносными осадками и массивными сульфидами, образующими различные постройки. Металлоносные осадки, содержащие более 10% железа и повышенные концентрации ряда других металлов, были обнаружены вблизи ВосточноТихоокеанского поднятия и на дне впадины Атлантис-П в Красном море. В последней впадине в результате выходов высокосоленых гидротермальных растворов образовалась стратиморфная залежь металлоносных отложений длиной в 13 км, шириной 5 км и мощностью 10 м. Массивные сульфиды были найдены сначала в отдельных пробах из рифтовых долин срединно-океанических хребтов, а затем были обнаружены и выходы высокотемпературных гидротерм с сульфидами. Наиболее интересный гидротермальный источник с температурой воды до 350°С был изучен с подводных обитаемых аппаратов на гребне Восточно-Тихоокеанского поднятия на 21° северной широты. Здесь на глубине 2600 м наблюдались тумбообразные сооружения и холмики конической формы высотой до 10 м и диаметром основания 5 м. В центре тумб и холмов прослеживается трубообразный центральный канал с боковыми отверстиями. Постройки слагаются пористым, подобно губке, аморфным кремнеземом и сульфидами в виде мелких трубок, инкрустаций и выполнений пустот. Не весь сульфидный материал осаждается у выхода гидротерм и на стенках подводящих каналов. Значительная часть растворенных сульфидов выносится в виде растворов в океанскую воду. В окислительной среде придонных вод из гидротермальных растворов выделяются тонкодисперсные частицы сульфидов в виде черного облака. Эти облака на подводных фотографиях выглядят как дым из печных труб. Поэтому такие активные выходы были названы "черными курилъщиками''. "Белые курильщики" образуются при выходах гидротерм, богатых серой и другими светлыми минералами. Скорость роста конусов и столбов активных курильщиков может превышать 30-40 см в год. Холмики и трубы массивных сульфидов на океаническом дне физически и химически неустойчивы и постепенно разрушаются, превращаясь в груды обломков. Срастание таких реликтовых сульфидных холмиков, увенчанных трубами, может привести к формированию крупных тел массивных сульфидов, имеющих очень молодой возраст и представляющих интерес с точки зрения добычи полезных ископаемых. 11.8. Подводно-элювиальные факторы рельефообразования Подводное выветривание представляет собой совокупность процессов механического, химического и биохимического разрушения и преобразования пород поверхности дна морей и океанов. В процессе подводного выветривания широко развита дезинтеграция пород с образованием каменистых развалов. Происходит также растворение, гидратация, окисление, выщелачивание, восстановление, гидролиз силикатов и органического вещества, а также синтез некоторых минералов. Биохимическая бактериальная переработка дополняется механической, совершаемой илоедами. Продуктами подводного выветривания являются глинистые минералы, цеолиты, карбонаты, гидроокислы железа и марганца и вторичный гипс, образующийся за счет окисления сульфидов. В зависимости от преобладания того или иного процесса выделяется элювий физический, биоэлювий и хемогенный. Физический элювий представляет собой топографически неперемещенные остаточные продукты механической дезинтеграции пород дна и полузатвердевших осадков. Дезинтеграций происходит пол воздействием гидрогенных процессов, разнообразных биологических преобразований породы и химического разложения ослабленных и трещиноватых зон. Эти процессы приводят к формированию каменистых развалов из несортированных глыб и щебня, 131 мощность которых редко превышает 1 м. Они чаще всего возникают на поверхности лавовых потоков, затвердевшем известковом дне, вершинах коралловых рифов и подводных банок. Биоэлювий представлен так называемыми биотурбитами. Это переработанный илоедами осадок, который большей частью пропущен через их кишечник, реже перемешан норками зарывающихся животных. При этом первичные текстурные особенности стерты или слабо заметны. Мощность биоэлювия обычно не превышает 0,5-2 м. Хемогенный элювий представлен образованиями типа "твердое дно" (hard ground) или панцирями. Основным процессом формирования твердых грунтов на дне является карбонатизация. Поэтому подводные панцири или плиты по составу чаще всего известковые и доломитовые, реже фосфоритовые и железо-марганцевые. 132
