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

Рис. 14.33. Перенос песка вдоль пляжа и перемещение взвешенного материала в воде вдоль берега в зоне прибоя. 1 — берег; 2 — пляж; 3 — перемещение песка вдоль пляжа; 4 — перенос в воде взвешенного песка; 5 — зона прибоя; 6 — волны

дит, если недалеко от берега находится остров. Волны, огибая остров, заставляют часть пляжа как бы вырастать в сторону острова, и, когда песчаная коса соединится с островом, образуется перемычка, перейма, или томболо (рис. 14.35). Нередко песчаные косы выдвигаются далеко

вморе. Такими примерами могут быть Аграханская коса (45 км)

вКаспийском море к северу от Махачкалы или Тендровая коса в Черном море длиной до 100 км. Чтобы предотвратить размыв пляжа его укрепляют бетонными плитами (рис. 14.36).

Придонные течения являются мощным фактором эрозии и переотложения осадков в глубоководных котловинах, что приводит к неполноте геологической летописи осадков и выпадению из разряда горизонтов отложений. Благодаря успехам океанологии была установлена скорость придонных течений, достигающая почти 0,5 м/с, тогда как обычная скорость глубинных течений не превышает 2 см/с. Придонные течения связаны с перемещением холодных плотных вод, которые подчиняются рельефу океанского дна и, подвергаясь воздействию ускорения Кориолиса, естественно, отклоняются в своем движении и смещаются, например, в Северном полушарии к западу, если они текут с севера на юг. Так как придонные течения следуют изгибам рельефа, т. е. перемещаются вдоль изобат, они называются контурными, а связанные с ними осадки — контуритами.

Перенос взвеси осуществляется двумя главными способами. Количество взвеси начинает увеличиваться примерно в 1,5 км над дном, а на уровнях 50–200 м от дна ее количество увеличивается во много раз. Непосредственно над дном в пределах нескольких сантиметров песчаная фракция передвигается сильными течениями с высокими скоростями.

Рис. 14.34. Преломление волн у берега, изрезанного бухтами. Черные стрелки показывают концентрацию волновой энергии на выступах берега. 1 — суша; 2 — обрывистый берег; 3 — пляж; 4 — волны

Рис. 14.35. Формирование томболо — перемычки между берегом и островом. 1 — пляж; 2 — перемещение песка на пляже; 3 — остров; 4 — томболо; 5 — волны

В другом случае наблюдаются «облака» очень тонкой взвеси, названные нефелоидными слоями (облаками взвеси). Они поднимаются над дном на несколько сот метров и медленно передвигаются течениями. Концентрации частиц в нефелоидных слоях составляют в среднем 50–100 мгк/л, и частицы удерживаются в них в течение недель и месяцев. Оседая на дно, они могут быть снова взмучены придонными течениями.

Рис. 14.36. Защита пляжа от размывания волнами. 1 — берег, 2 — пляж, 3 — бетонные блоки, 4 — направление действия волн. Стрелки указывают направле-

ние перемещения материала на пляже

Придонные течения вызывают образование знаков ряби, шлейфов, борозд размыва, которые раньше считали индикаторами мелководья (рис. 14.37). Эти формы донного рельефа образуются при сравнительно медленных течениях. Если скорость увеличивается, то возникают более масштабные формы рельефа — гигантские знаки ряби и волны, асимметричные в поперечном сечении, как пустынные барханы. Сторона, обращенная к направлению течения, более пологая, а против — более крутая. Даже небольшие скорости заставляют перемещаться неконсолидированные песчаные или илистые отложения.

В океанах известны крупные аккумулятивные формы рельефа в виде волн осадков и песчаных валов, высота которых достигает 100 м. Например, в экваториальной части Тихого океана находятся поля высоких песчаных волн наподобие дюн. В Северной Атлантике, южнее Исландии, выявлены протяженные, до нескольких сот км, осадочные валы: Бьерн, Хаттон, Фени и др., располагающиеся параллельно придонным течениям. Такие валы формируются между струями придонных течений, двигающихся в противоположных направлениях.

При этом максимальная концентрация взвеси приходится между двумя струями течений, и там же наблюдаются минимальные скорости течений, при которых взвесь может осаждаться, образуя вал высотой в десятки метров.

14.5. ЭВСТАТИЧЕСКИЕ КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ ОКЕАНА

Уровень океана в настоящее время медленно повышается. Подъем его начался около 15 тыс. лет назад, что было связано с усиленным таянием Скандинавского и Канадского ледниковых покровов. За это время уровень океана повысился на 130 м, перекрыв те участки суши, которые в настоящее время являются шельфом. В геологическом прошлом, как сейчас установлено, уровень океана также изменялся, то понижаясь, то повышаясь. П. Р. Вейл и др. разработали метод определения колебаний

Рис. 14.37. Знаки ряби и образование иероглифов. 1 — осциляционное движение воды, знаки ряби симметричные; 2 — однонаправленное быстрое движение воды, знаки ряби асимметричные; 3–4 — образование иероглифов. Формирование углублений за счет вращения более крупных обломков или песчинок: А — план, Б — поперечный разрез; 4 — иероглифы в перевернутом пласте песчаника, подошва пласта — сверху. Черные стрелки указывают направление движения воды

уровня океана, основанный на изучении сейсмопрофилей на пассивных окраинах. Когда уровень океана понижается, на шельфе происходит эрозия, а когда повышается — осадочные отложения перекрывают шельф, распространяясь в более мелководные участки. В разрезе осадочных толщ возникают перерывы, анализ которых на сейсмопрофилях и позволяет восстанавливать колебания уровня океана в геологическом прошлом. Поскольку объем воды в океанах за фанерозойское время, т. е. за 575 млн лет, оставался практически неизменным, такие колебания уровня океана называются эвстатическими, т. е. колебаниями собственно уровня океанской воды. Первая кривая эвстатических колебаний уровня океана за последние 200 млн лет была построена П. Р. Вейлом в 1977 г. Самый высокий уровень океана — 350 м — был в позднем мелу, а самый низкий — 250–350 м — в олигоцене, 29 млн лет назад, когда сформировался Антарктический ледниковый щит, отняв воду из океанов (рис. 14.38). Повышение уровня океана в позднем мелу было связано с ростом срединно-океанических хребтов. Изменение емкости океанических и морских впадин является одной из главных причин колебаний уровня океана в геологическом прошлом.

Рис. 14.38. Изменение уровня океана для последних 65 млн лет и распределение несогласий (главных и второстепенных) в зависимости от изменений уровня (по П. Р. Вейлу). Шкала изменений уровня — в относительных единицах, циклы перерывов третьего порядка показаны штриховой линией

Важное значение имеют и гляциоэвстатические регрессии. Во время таяния последнего позднеплейстоценового ледника, начавшегося 17 тыс. лет назад, уровень океана за 10 тыс. лет повысился с отметки 100 м почти до современного, а начиная с 6 тыс. лет назад до наших дней уровень повышался со скоростью 1–4 м за тысячи лет (рис. 14.39). Уровень океана может меняться в результате изменения температуры, солености и плотности воды. Например, глобальное повышение температуры воды в приповерхностном слое на 4 °С вызовет подъем уровня океана за счет термического расширения на 1 м. Колебания плотности воды изменяют уровень океана не более чем на 10 м.

тыс.

лет

Рис. 14.39. Изменение уровня моря за последние 40 тыс. лет (по Дж. Д. Хэнсому, 1988)

Изучение эвстатических колебаний имеет большое практические значение, т. к. нефтеносные отложения формировались во время высокого стояния уровня океана, когда на обширных мелководьях накапливались осадки, богатые органическим веществом за счет планктона.

В настоящее время благодаря большому количеству водомерных постов на побережьях Мирового океана установлено, что за последние 300 лет наблюдались колебания уровня океана на 3–4 см каждые 33 года на фоне неуклонного повышения поверхности океана на 1 мм/год. Постепенно темп повышения возрастал, достигнув 3 мм/год в период с 1924 по 1948 г., а после некоторого спада опять резко возрос и составляет в среднем 1,5–2 мм/год, что соответствует увеличению водной массы океана, по данным Р. К. Клиге, на 543 км3 ежегодно. Этот процесс тесно связан с современным потеплением климата.

1.Литоральные, или прибрежные, осадки образуются в приливноотливной и прибойной зонах.

2.Неритовые, или сублиторальные, осадки зоны шельфа (Nerita — моллюск, широко распространенный в этой зоне) до глубин 200, редко 500 м.

3.Батиальные осадки приурочены ко всем элементам континентального склона, включая его подножие.

4.Абиссальные осадки связаны с глубоководными котловинами океанов.

Это так называемая циркумконтинентальная зональность, т. е. зависимость осадконакопления от удаленности материков — главного поставщика обломочного (терригенного) материала. На характер накопления также влияет мировая климатическая зональность толщи воды в океанах, определяемая рельефом дна, стратификацией воды по солености, плотности и температуре. Все эти факторы, действующие одновременно, и контролируют современную картину накопления осадков в Мировом океане.

Вприбрежной, или литоральной, зоне, покрывающейся водой во время приливов, формируются осадки, непосредственно связанные с береговой зоной, в зависимости от строения которой они быстро изменяются по простиранию. Для этой зоны у приглубого берега характерны крупные глыбы, гравий, галька, валуны, разнозернистые пески. На отмелом берегу формируются песчаные и реже галечные пляжи. Если берега совсем низкие и затопляются высокими приливами, то образуются болотистые, заросшие травой равнины — марши — или илистые побережья — ватты.

Втропиках на низменных берегах, затопляемых приливами, образуются мангровые заросли, корни деревьев которых возвышаются на 1–2 м над дном.

Вприбрежной зоне, подверженной деятельности волн, растения, как правило, обладают толстой корой, чтобы противостоять ударам.

Вобласти шельфа, или сублиторали, т. е. до глубин 200 м, формируются разнообразные терригенные, органические и другие осадки. Вынос материала реками — главный источник поступления терригенного материала в область шельфа, хотя какая-то его часть «проскакивает» шельф и сгружается уже на континентальном склоне. Около 93 % взвешенных частиц речного стока и 40 % растворенных накапливаются на границе река — море, а также в эстуариях — в так называемых маргинальных фильтрах, по выражению А. П. Лисицына. Детальные исследования, проведенные на шельфе морей Северного Ледовитого океана Институтом океанологии РАН на судне «Дмитрий Менделеев» в 1993 г., показали, как распределяются терригенный материал и взвесь, выносимая реками (рис. 14.42). Действие маргинальных фильтров приводит

к тому, что в морях господствуют не взвешенные, а растворенные формы элементов (в отличие от рек), потребляемые планктоном и переводимые с помощью этого механизма в биогенную взвесь. Последние исследования показали, что биогенного вещества в океане в 100 раз больше, чем терригенного, приносимого реками.

I

II

Рис. 14.42. Маргинальные фильтры р. Енисей (I) и Оби (II) (по А. П. Лисицыну, 2001): I — содержание взвеси на разрезе (мг/л) и положение седиментационных ловушек для инситных определений вертикальных потоков осадочного вещества: 1 — меньше 0,5; 2 — 0,5–1; 3 — 1—2,5; 4 — 2,5–5; 5 — более 5; 6 — горизонты установки седиментационных ловушек; II — содержание взвеси на разрезе (мг/л) и положение седиментационных ловушек для инситных измерений вертикальных потоков осадочного вещества: 1 — менее 0,5; 2 — 0,5–1; 3 — 1–2,5; 4 — 2,5–5;

5 — более 5; 6 — горизонт установки седиментационных ловушек