учебники / Короновский Н.В. «‎Общая геология‎» 3-ие издание

Рис. 14.24. Образование гайота. I — вулканический остров; II — срезание морской

абразией вершины острова; III — опускание океанского дна

Окраины атлантического типа (пассивные) образовались в результате раскола древнего материка, расхождения в стороны его половин и погружения отдельных краевых блоков континента ввиду охлаждения океанской коры, а накапливающиеся толщи осадков своим весом способствуют еще большему погружению (рис. 14.25). В морфологии таких окраин выделяется шельф, непосредственно примыкающий к суше и представляющий собой очень мелкое (до 200 м) дно океана или моря (рис. 14.26). Ширина шельфа, как, например, в Северном Ледовитом океане, может достигать и более 1000 км. Иногда глубина так называемого высокого шельфа достигает 300–500 м. Внешняя граница шельфа очерчена четким перегибом рельефа дна, или бровкой шельфа (рис. 14.27). Во время ледниковых эпох большие участки мелководного шельфа были сушей, и сейчас на шельфе прослеживаются древние долины рек, террасы, погребенные бары и другие формы рельефа. В районах недавних материковых оледенений на шельфе имеются моренные гряды, а рядом с ними большие песчаные равнины — зандры

(см. гл. 12). На Западно-Африканском шельфе во время низкого уровня океана в последнюю ледниковую эпоху реки глубоко врезались в шельф, вырабатывая долины, по которым материал выносился за пределы шельфа, иногда образуя дельтовые конусы.

11

Рис. 14.25. Пассивная континентальная окраина: 1 — суша, 2 — океан, 3 — шельф, 4 — континентальный склон, 5 — континентальное поднятие, 6 — морские осадки, 7 — континентальные осадки, 8 — базальты, 9 — каменная соль, 10 — рифтовый массив, 11 — направление смещения блоков, 12 — листрические сбросы,

13 — континентальная кора

От бровки шельфа начинается континентальный склон, представляющий собой участок морского дна, обладающий наклоном до 7–8° и даже 10–15°, относительно неширокий и прослеживающийся до днищ глубоководных котловин, т. е. 3–5 тыс. м. Выполаживающаяся нижняя часть склона называется подножием континентального склона. Нередко континентальный склон изрезан глубокими, до 1 км, каньонами, выработанными против устьев крупных рек, впадающих в океан. Другие каньоны — это результат донной эрозии мутьевыми потоками, периодически сходящими наподобие лавин со склонов и благодаря большей плотности прорезающими осадочные породы континентального склона.

Значительная мощность (до 10–15 км) осадочных отложений на пассивных окраинах, кроме обильного выноса материала с суши, связана еще с явлениями оползания и мутьевыми потоками.

Окраины тихоокеанского типа (активные) распространены преимущественно по периферии Тихого океана, в восточной части Индийского океана и характеризуются прежде всего сильно расчлененным рельефом (рис. 14.28). Если провести профиль в широтном направлении в западной части Тихого океана, через Японию, то начиная с ровного глубоководного ложа океана через небольшой вал мы пересекаем

Рис. 14.26. Профили рельефа атлантических континентальных окраин Северной и Южной Америк (В. М. Литвин, 1987)

Рис. 14.27. Типичные профили рельефа континентального шельфа (В. М. Литвин, 1987). Шельф: I — гляциальный (1 — прибрежное мелководье; 2 — продольный желоб; 3 — банка внешнего шельфа; 4 — внешняя часть шельфа), II — нормальный (зоны: 1 — прибрежная, 2 — средняя, 3 — внешняя), III — с коралловыми постройками (1 — поверхность шельфа; 2 — коралловые рифы)

глубоководный желоб, наиболее глубокую структуру всех океанов глубиной от 7 до 11 км (рис. 14.29). Самая большая глубина, измеренная с корабля «Витязь» в Марианском желобе, составляет 11022 м и в желобе Тонга — 10 800 м. Желоба обладают асимметричной структурой с более пологим и низким океаническим бортом и крутым и высоким — у островной дуги или континентальной окраины. В желобах иногда наблюдается узкое горизонтальное днище, а внутренний склон осложняется уступами.

Далее в сторону континента активные окраины обладают рельефом двух типов. В одном из них за желобом, имеющим в плане дугообразную форму, выпуклую в сторону океана, располагается островная дуга, усеянная действующими вулканами и обладающая расчлененным гористым рельефом. Хорошо известны такие островные дуги, как Алеутская, Курильская, Японская, Марианская, Антильская, Зондская и др. За островной дугой располагается так называемое окраинное море, отделяющее островную дугу от континента. Примерами таких морей являются: Берингово, Охотское, Японское, Филиппинское, Коралловое, Южно-Фиджийское и др., находящиеся на западе Пацифики. Глу-

316 Часть II. Процессы внешней динамики

бина окраинных морей может достигать 3 км, и все особенности их строения свидетельствуют о том, что они образовались в условиях тектонического растяжения.

Второй тип представлен активными окраинами без окраинных морей. На востоке Тихого океана, вблизи Центральной и Южной Америк, находятся глубоководные желоба, и сразу же за ними на окраине континента поднимаются горные хребты с действующими вулканами. Таковы Анды, простирающиеся вдоль западного края Южной Америки. В этих случаях окраинные моря отсутствуют. Помимо вулканизма, активные континентальные окраины характеризуются высокой сейсмичностью, вызванной уходящей наклонно в сторону континента так называемой сейсмофокальной зоной Беньофа, достигающей глубин 600–700 км. Наличие такой зоны не случайно и связано, как мы увидим в дальнейшем, с погружением — субдукцией океанической коры под континентальную.

Рельеф дна Мирового океана очень ярко отражает особенности его геологического строения и развития. Ни один элемент рельефа не является случайным и полностью вписывается в современную геологическую теорию — тектонику литосферных плит.

14.4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВОЛН

Волны, воздействуя на берега, с одной стороны, разрушают их, а с другой — способствуют аккумуляции материала, формируя широкие и протяженные пляжи.

Если волна подходит к обрывистому берегу и пляжи отсутствуют или они очень узкие, то она всей своей массой обрушивается на берег, разрушая его. На берег в этом случае воздействует ряд факторов: 1) удар многотонной массы воды, содержащей песок, гальку и даже валуны; 2) сжатие воздуха в порах и полостях породы, который разрывает их подобно взрывчатому веществу. Сила удара крупных волн достигает десятков тонн на квадратный метр, что способно разрушить прочные породы и бетонные сооружения набережных, пристаней, молов. Многократные удары волн в конце концов выбивают нишу в основании крутого берега, называемую волноприбойной. Когда ниша становится слишком глубокой, нависшие над ней части крутого склона обрушиваются, обломки раздробляются волнами и превращаются в гальку и песок. В то же время начинает формироваться новая волноприбойная ниша и берег отступает (рис. 14.30).

Крутой, почти отвесный берег называется клифом. Вместо отступающего обрыва формируется наклоненная к морю подводная абразионная терраса, или бенч, состоящая из коренных скальных пород, иногда покрытых тонким слоем гальки и песка. Но основная масса разрушенного

материала уносится водой глубже подводной абразионной террасы, образуя подводные аккумулятивные террасы. Скорость абразии клифа может колебаться от нескольких сантиметров до нескольких метров в год, в зависимости от прочности горных пород.

Помимо разрушительного действия, волны обладают возможностью аккумуляции осадков, образования пляжей. Набегающая волна несет с собой гальку и песок, которые остаются на берегу при отступании волны. Волна разрушается при глубине прибрежного дна в 1,5 раза больше высоты волны, и скорость набегания волны в этот момент резко возрастает (рис. 14.31).

Рис. 14.31. Строение пляжа: 1 — верхний пляж; 2 — нижний пляж; 3 — береговой вал; 4 — подводный бар. Летом пляж расширяется, зимой сокращается

В момент приближения к отмелому берегу форма волны, например зыби, т. е. волн, движение при которых исчезает на небольшой глубине, имеет ребра, наклон которых, будучи симметричен по отношению к вертикали, образует угол 120°. Когда волна находится вблизи берега, плоскость симметрии волны или гребня волны наклоняется к берегу и тогда скорость частиц на гребне волны на 75–90 % больше скорости частиц во впадине волны. Естественно, высота волны при этом как бы растет, а ее гребень обрушивается, причем обрушение происходит в виде ныряющего, стекающего или выступающего типов (см. рис. 14.16).

Обрушение гребня волны начинается, когда глубина достигает значения, превышающего примерно на 50 % локальную высоту волны. Исходя из формы волны в открытом океане, можно предсказывать характер обрушения на пляжи, что имеет важное практическое значение.

Короткие и высокие волны, набегая на отмелый берег, забуруниваются на глубинах в несколько метров, откладывая песчаный материал под водой в виде подводного песчаного вала, который, разрушаясь, со временем может примкнуть к пляжу. Подводные валы хорошо маркируются разбивающимися над ними волнами.

Иногда подводный аккумулятивный вал, вырастая, выступает из воды, протягиваясь параллельно берегу иногда на десятки километров. Такие валы называются барами. Классическим примером протяженного на 200 км бара является Арабатская стрелка у Восточного побережья Крыма, отделяющая Азовское море от Сивашского залива.

Бары отшнуровывают от океана пространство воды, называемое лагуной. Знаменитый курорт Майами-Бич выстроен на песчаном баре, за которым находятся лагуна и собственно побережье Флориды. Около 10 % протяженности всех побережий Мирового океана относится к лагунному типу.

Если волны низкие и длинные, то, набегая на берег и неся с собой песок и гальку, они формируют пляж или, точнее, нижний пляж, у которого хорошо выражены верхний уступ и фас пляжа. В зимнее время, когда часто штормит, а высота волн увеличивается, образуется верхний пляж с несколькими уступами, или бермами, и подводный вал при этом перемещается ближе к берегу, а летом, при более спокойном океане и невысоких волнах, подводный вал отступает мористее. Со стороны моря берма ограничена четким уступом, который называется гребнем бермы. Это линия наивысшего заплеска волн при нормальном волнении 3–4 балла.

Пляжи бывают не только песчаные, они могут быть образованы галечниками, валунами, раздробленным ракушняком, известковым биогенным материалом, как, например, на пляжах тропической зоны. Пески на пляжах, особенно на фасах, как правило, хорошо отсортированы, на бермах — хуже. В отложениях пляжа развита почти горизонтальная слоистость, а в барах и подводных валах — косая слоистость.

Поведение песка и гальки на пляже определяется характером набегания волны. Если волны идут перпендикулярно берегу, то песок движется вверх и вниз по одной линии, при этом за зоной прибоя возникают вдольбереговые течения, которые возвращаются в океан в виде узкой полосы — сулоя — быстротекущей (2 м/с) воды, затихающей за прибойной зоной (рис. 14.32). Там, где сулой встречается с волнами за зоной прибоя, происходит забурунивание волн, поэтому такие участки хорошо видны. Пловцу, по неопытности попавшему в сулой, не имеет смысла, напрягая все силы, плыть против течения. Надо либо пересечь сулой поперек, т. к. он неширок, либо отплыть с ним дальше в море до места, где он затихает, и плыть к берегу уже вне потока сулоя.

Разрывные течения (сулой) переносят материал от берега в море, а волны — либо к берегу, либо от него. Если волна невысокая и пологая, то песок перемещается в сторону берега, потому что он перемещается в нижнем слое воды, а крутые волны, наоборот, транспортируют песок от берега.

Рис. 14.32. Образование разрывного течения (сулоя) при наличии вдольбереговых течений

Если волны косо подходят к берегу, то и забурунивание волн происходит последовательно, также в косом направлении, а вдольбереговые течения направлены в сторону движения волн, в то время как сулой перекрывает это течение, параллельное берегу (рис. 14.33). Вдольбереговые течения переносят во взвешенном состоянии много материала перед зоной прибоя. Кроме того, песок и галька перемещаются по пляжу по некоторым кривым, т. к. волна набегает косо к берегу. С каждой новой волной частицы песка смещаются по пляжу все дальше и дальше. Крупные гальки и валуны перемещаются на меньшее расстояние по сравнению с мелкими гальками и песком. Наблюдения за окрашенной галькой на черноморском пляже показали, что при слабом волнении 3 балла вся галька перемещается на 17–20 м за час, а отдельные гальки — до 43 м/час. Самая высокая скорость перемещения материала вдоль пляжа происходит, когда волна подходит к берегу под углом 45°.

Уровень воды вдоль пляжа не остается постоянным, а под влиянием волн либо повышается (волновой нагон), либо понижается (волновой сгон), и разрывные течения компенсируют эти неровности уровня.

Более сложная картина формирования аккумулятивных форм наблюдается в случае с изрезанным рельефом берега (рис. 14.34). Если у берега имеются заливы, эстуарии, то постепенно их устьевые части перегораживаются песчаным валом, как дамбой, и образуется пересыпь, хорошо известная нам по одесскому побережью. Она возникает потому, что при косом набегании волны у излома берега, как бы в зоне его «тени», начинает накапливаться песок, образуя косу, которая, удлиняясь, соединяется с другим берегом залива. Такой же процесс происхо-