Глава 3
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ, РЕЛЬЕФ ДНА И ДОННЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
3.1. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЧАСТИ ЗЕМНОЙ КОРЫ
азличные научные мнения о происхождении океаР нической части земной коры можно объединить в
три основные гипотезы. Одна из них утверждает, что базальтовое ложе океана является первичным образованием земной коры, а материки — продуктом эволюции этого ложа; другая относит океан к вторичным образованиям, появившимся на месте материков; третья, предложенная Вегенером, признает два типа коры — океаническую и материковую, причем глыбы материков плавают в вязкой массе подстилающего вещества верхней мантии Земли. Сейчас получила очень широкое распространение гипотеза “новой глобальной тектоники”, или тектоники литосферных плит. Ее успешно развивает профессор С. А. Ушаков. В этой гипотезе главное то, что она весьма убедительно объясняет движение литосферных плит, вызванное конвективным движением, вихрями в верхней мантии Земли. Прежние гипотезы не содержали столь убедительного объяснения движения литосферных плит. В земной коре, литосфере существуют трещины — рифты, в которых материал мантии (магма) поднимается кверху и раздвигает борта рифта, создает явление спрединга. Рифты расположены главным образом на гребнях срединных океанических хребтов. Здесь выделяющийся из мантии материал и образует океанское ложе. Горизонтальное движение литосферных плит приводит к спредингу — расширению трещин (рифтов) при восходящем движении
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
27 |
вихрей в мантии, а при нисходящем движении наблюдается опускание плит, находящихся в районах океанических желобов. В районах столкновения плит происходит надвигание одной плиты на другую и, соответственно, “подползание” второй плиты под первую — “субдукция”.
Исследования выявили большие различия в земной коре под материками и океанами. Материковая кора отличается большой мощностью (от 30—40 км под равнинами до 80—120 км под горными областями) и состоит из трех слоев: осадочного (2—10 км), гранитного (10—20 км) и базальтового (15—55 км).
Основными особенностями океанической коры являются значительно меньшая мощность (до 5—7 км) и отсутствие гранитного слоя. Она представлена двумя горизонтами: осадочным (0,5—3 км) и базальтовым (3—12 км).
3.2. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА
Современные знания о геологическом строении и рельефе дна Мирового океана свидетельствуют о том, что рельеф дна по своей сложности мало чем отличается от рельефа суши, а нередко интенсивность вертикального расчленения дна больше, чем поверхности материков.
В пределах дна Мирового океана выделяют следующие крупные морфоструктуры:
1. Подводные окраины материков (шельф или отмель; материковый склон и материковое подножие).
2. Переходные зоны (комплексы переходных дуг, глубоководных желобов и котловин краевых морей).
3. Ложе океанов и срединно-океанические хребты. В данном разделе кратко характеризуем крупнейшие морфос
труктуры дна океана.
1. Подводная окраина материков. Представляет собой прибрежную часть морского дна с относительно выровненной поверхностью. С геологической точки зрения она является подводным продолжением материковых платформ. Характерным для подводной окраины является нахождение в ее пределах древних береговых линий и привязанных к ним морских затопленных террас, подводных продолжений речных долин (русло Темзы, русло реки Черчилл в Гудзоновом заливе) и различных других форм рельефа континентального генезиса.
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
29 |
Подводная окраина материков занимает около 20 % дна Мирового океана и в свою очередь состоит из шельфа (или материковой отмели), материкового склона, материкового подножия.
Шельф, или материковая отмель, представляет собой обширную отмелевую часть дна в прибрежной полосе океанов (рис. 3).
В последнее время шельфом принято считать относительно мелководную и в большей мере равнинную часть подводной окраины материков, непосредственно примыкающую к континентам, а в геологическом отношении представляющую собой продолжение материковой платформы. С этой точки зрения уз
кие прибрежные отмели, окаймляющие горные побережья геосинклинальных областей (Кордильеры), относить к шельфовой зоне не следует. До недавнего времени считалось, что шельф ограничен со стороны моря изобатой 200 м. Однако, по всей вероятности, этот вопрос надо решать в зависимости от конкретных условий, а не механически, по какой-то раз заданной глубине. Все Баренцево море представляет собой шельф, но здесь преобладают глубины более 400 м. Средний Каспий, включая его Дербентскую впадину, в геологическом отношении тоже шельфовое море, хотя глубины здесь достигают 800 м. В шельфовой зоне Охотского моря преобладают глубины свыше 1000 м. Поэтому правильнее нижнюю границу шельфа проводить по бровке материкового склона, обращенного к глубоководной морской впадине или океанической котловине, независимо от того, на какой глубине лежит эта бровка.
Издавна известны реликты аккумулятивного и денудационного рельефа на дне Балтийского и Карского морей, шельфе Лабра
РИС. 3. Распределение шельфов на земном шаре.
Главные шельфовые системы: 1 - обширные, но относительно неисследованные шельфовые области у берегов Сибири; 2 - богатые ресурсами шельфы Берингова и Чукотского морей у берегов Аляски; 3 - Канадский Арктический архипелаг и Гудзонов залив, тоже относительно мало исследованные; 4 - восточное побережье США и полуостров Новая Шотландия; 5 - Мексиканский залив вместе с Карибским морем и обширными отмелями возле устьев Ориноко и Амазонки около Южной Америки; 6 - шельф Аргентины (Фолклендских островов) также мало изученный; 7 - Большой Барьерный риф с шельфовой системой Австралии - Новой Гвинеи; 8 - система Индонезийского архипелага; 9 - шельф Восточно-Китайского моря; 10 - шельфы Северного и Балтийского морей в Европе. (Из-за искажения присущего проекции Меркатора в высоких широтах площади кажутся больше истинных)
30 |
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
дора и других подводных окраин материков, примыкающих к областям четвертичного оледенения. На шельфе Новой Зеландии есть древние нижнечетвертичные дюны, погребенные под современными осадками. Затопленные речные долины известны на шельфе Индонезии. Многочисленные ледниковые долины-троги выявлены на шельфе Норвегии, у берегов Исландии, Чили, Канады. Ф. Нансен впервые отметил, что западное побережье Норвегии окаймлено широкими выровненными площадками, которые получили название стрендфлета. Образование стрендфлетов, со
гласно Ф. Нансену, обусловлено совместными действиями абразии, приливно-отливных явлений и морозного выветривания, наиболее активного в суровых условиях севера, проявляющегося в зоне прибоя и приливов-отливов.
Все эти особенности шельфа свидетельствуют о том, что совсем недавно шельф представлял собой сушу и действительно является подводной окраиной материка.
Материковый склон. Включение материкового склона в подводную окраину материка нельзя считать общепринятым. Однако большинство американских и французских исследователей включают материковый склон в подводную окраину материка. Русские исследователи (Г. Б. Удинцев, В. Ф. Канаев, А. В. Живаго) поддерживают их. И действительно, учитывая особенность геологической структуры материкового склона, следует включить его в подводную окраину материков. По своему геологическому строению — это действительно край континента, резко выраженный в рельефе дна океана.
Наиболее обстоятельно материковый склон изучен в западной части Атлантического океана. Здесь шельф Атлантического побережья США заканчивается крутым уступом в верхней части до глубины около 2000 м, причем покров рыхлых осадков или отсутствует, или имеет незначительную мощность. Материковый склон здесь изрезан многочисленными глубокими ложбинами. Такие глубоководные ложбины (долины) получили наименование подводных каньонов. Глубина некоторых из них достигает 700 м, длина — 240 км, ширина — от 400 до 500 м. Наиболее общие черты подводных каньонов следующие. Это крупные ложбины с крутыми склонами и крутыми падениями. Чаще всего они имеют V-образную форму, но в некоторых случаях корытообразную [___]. В устьях некоторых каньонов обнаруживаются широкие дельтообразные наполнения осадков — своеобразные подвод
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
31 |
ные конусы выноса. Некоторые ученые считают, что подводные каньоны представляют собой затопленные участки речных долин.
Сейчас существуют три гипотезы образования подводных каньонов:
эрозионная; тектоническая;
гипотеза мутьевых потоков, или суспензионная. Эрозионная гипотеза, пытаясь объяснить образование под
водных каньонов, сталкивается с рядом трудностей. По этой гипотезе каньоны представляются, как затопленные древние речные долины.
Если подводные каньоны бывшие речные долины, то как они оказались на дне моря на глубинах 2000 м. Следовательно, необходимы невероятные тектонические процессы, чтобы на такую глубину спрятать речные русла. Все это противоречит образованию Земли в третичное и четвертичное время.
Гипотеза мутьевых потоков предполагает, что они имеют огромную разрушительную способность. Однако мутьевые потоки — явление эпизодическое и в большей мере могут рассматриваться как фактор перемещения огромных масс осадочного материала за короткий промежуток времени. Кроме того, есть ложбины, выработанные мутьевыми потоками, но они имеют мало общего с подводными каньонами. Обширные конусы выноса в устьях подводных каньонов скорее свидетельствуют о том, что нередко суспензионные потоки используют в качестве трасс уже образовавшиеся ранее подводные ложбины. Многие каньоны врезаны в твердые коренные породы (на окраине Тихого океана у побережья США, например, в базальтах). Глубина вреза в них нередко достигает 1000 м. Все это трудно согласуется с тем, что мутьевые потоки могли выполнить столь огромную геологическую работу. Следовательно, есть основания считать, что подводные каньоны в своей основе — тектонические формы рельефа. Анализ разрывной тектоники Балтийского щита и других областей показывает, что при поднятии щитов образуются системы радиальных расколов и концентрично расположенных к центру поднятий. Данная гипотеза согласуется с теорией тектонических плит. По всей вероятности, такие же системы расколов должны образоваться и при погружении края материковой платформы. Таким образом, наиболее научной можно считать тектоническую гипотезу.
Материковое подножие представляет собой наклонную равнину, примыкающую к нижней части материкового скло
32 |
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
на и падающую в сторону ложа океана. Материковое подножие как элемент рельефа было выделено сравнительно недавно. Ранее его относили либо к материковому склону, либо к ложу океана, чем и объясняются значительные расхождения в новейших и более старых определениях площади материкового склона. В области материкового подножия отмечаются наибольшие мощности рыхлого слоя осадков. Под этой толщей геофизиками обнаружена маломощная кора материкового типа, причем поверхность гранитного слоя обычно прогнута, что, возможно, следует связывать с сильной нагрузкой рыхлых осадков.
Вдоль самого края Европейского континента материковое подножие также представлено в виде наклонной равнины, но оно здесь значительно уже, чем у Северо-Американского материка.
Присутствие материковой земной коры под осадками, слагающими поверхность материкового подножия, свидетельствует о том, что эта часть дна океана с шельфом и материковым склоном
должна быть отнесена к подводной окраине материка.
Судя по геофизическим данным, смена материковой коры на океаническую у внешней границы материкового подножия осуществляется путем выклинивания гранитного слоя и выхода базальтового слоя в непосредственный контакт с осадочным. Особые морфоструктуры подводной окраины материка. У Калифорнийского побережья Тихого океана за узкой и неровной полосой прибрежной отмели со стороны океана располагается широкая полоса (около 300 км) сложно построенного донного рельефа. Многочисленные короткие хребты с плоскими вершинами разделены замкнутыми котловинами с плоским дном. Горы поднимаются над уровнем котловины на 2—3 тыс. м. Рельеф дна в целом похож на строение поверхности прилегающих территорий суши и производит впечатление сбросово-глыбового. Сходное строение имеет рельеф дна Аденского залива, Красного моря, дна окраины Тихого океана у Южно-Чилийского побережья. Такие области дна у американских ученых получили название бордер
лендов. Районы с подобным рельефом встречаются в морях — Ко
ралловом, Южно-Китайском, северо-восточной части Индийского океана, в северной части Венесуэльского шельфа, у Атлантического побережья Канады, у Багамских островов. Таким образом, мы в данном случае встречаемся со своеобразным парадоксом — примером континента, лишенного подводной окраины, и более того, представляющего собой часть срединно-океанического хребта. Отсюда следует, что бордерленды нельзя считать элементом окраины материка, это особая морфоструктура, возникающая
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
33 |
в результате наложения на материковую структуру срединно-океанических образований.
2. Переходная зона. В Мировом океане определенные области имеют ряд черт, сближающих их с подводной окраиной материков и с ложем океана, но вместе с тем отличаются и специфическими особенностями, не позволяющими отнести их ни к тому, ни к другому. Они характеризуются максимальным вертикальным расчленением земной поверхности. Эти области называются переходными зонами, которые занимают около 10 % дна Мирового океана. Отличительная особенность переходных зон — это чередование островных дуг, возвышающихся над водой или находящихся на небольшой глубине, и глубоководных желобов. Например, в области Японских островов дифференциация высот и глубин превышает 12 км (высота горы Фудзи-Яма — 3776 м, а глубина Японского глубоководного желоба — 8412 м), расчленение рельефа в области Курильских островов — около 12 500 м, в Индонезии — 11 000 м.
Геологические и геофизические особенности этих областей
также достаточно специфичны. Мозаичность распределения суши и моря здесь соответствует мозаичному распределению типов земной коры. Как показали сейсмические исследования, днища глубоководных морей сложены земной корой, более близкой по строению к океаническому типу (отличие лишь заключается в значительной мощности осадочного слоя). В последнее время за этими областями все более закрепляется наименование переходной зоны. В противоположность материковым и океаническим платформам (в большей части характерными для ложа океанов) в переходной зоне тектонические процессы проявляются с максимальной энергией. Видимым проявлением этих процессов являются частые землетрясения, вулканическая деятельность, широкий размах вертикальных движений земной коры, повышенные значения “теплового потока” — притока тепла из недр Земли к поверхности.
Все эти свойства служат достаточным основанием для того, чтобы, наряду с подводной окраиной материков и ложем океана, выделить в качестве одного из основных элементов рельефа Земли переходную зону — зону максимального расчленения и наиболее интенсивного проявления тектонических процессов.
По морфологическим признакам можно выделить четыре типа переходных зон:
1) восточно-тихоокеанский;
34 |
Глава |
3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
2) |
западно-тихооке- |
анский; |
|
3) |
антильский; |
4) |
средиземномор- |
ñêèé.
Переходная зона восточно-тихоокеанского типа характеризуется наиболее простым строением (рис. 4). Это комплекс молодой горной це
ÐÈÑ. |
4 |
пи, вытянутой по окраине кон- |
тинента, и глубоководного желоба, расположенного у подножия этой цепи. Такое строение имеет переходная зона у центрально- и южноамериканских окраин Тихого океана.
Переходная зона западно-тихоокеанского типа построена более сложно (рис. 5).
Западно-тихоокеанский тип переходной зоны представляет
ÐÈÑ. 5 |
собой сложную область с чере- |
дованием ряда островных дуг и затопленных горных систем
с окаймляющими их желобами и шельфами окраинных морей (Курильская котловина, Охотское море с Курильскими островами, Курило-Камчатским желобом и др.). Здесь отмечается комплекс следующих крупных элементов рельефа:
а) глубоководная котловина окраинного моря; б) островная дуга, возвышающаяся над поверхностью океана; в) затопленная островная дуга;
г) глубоководный желоб.
В ряде случаев эта схема осложнена двойным строением островной дуги и тогда между дугами появляется еще один элемент рельефа — продольная депрессия. Нередко внешняя островная дуга мо
жет быть выражена лишь в виде подводного хребта (например, хребет “Витязь” — внешняя дуга Курильской островной дуги).
В некоторых глубоководных котловинах имеются внутренние горные поднятия, которые в своем простирании и строении
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
35 |
оказываются связанными со структурами соседних островных дуг. В строении переходных зон западно-тихоокеанского типа иногда принимают участие необычные островные дуги, представляющие собой один или два параллельных друг другу подводных хребта, вершины которых увенчаны островами или полуостровами суши (например, полуостров Камчатка, Японские острова, Тайвань). Интересной особенностью переходной зоны западной части Тихого океана является также ее “эшелонное” строение: с внешней стороны переходных областей, граничащих с материками (Охотская, Японская, Восточно-Китайская области), располагается второй эшелон — островные дуги Бонинский, Марианских островов, Ява, Палау, отделяющих Филиппинскую котловину, которая как бы для них служит общим “окраинным” морем. Аналогичную картину можно видеть и к востоку от Австралийского материка. Здесь внешний эшелон образует дуги и желоба Витязя, Тонга, Кермадек, а внутренний — Ново-Британский, Бугенвильский, Ново-Гебридский комплексы глубоководных желобов и островных дуг.
Переходные области Антильского или Карибского типа, к которому относятся Индонезийская, Антильская или Карибская области, имеют еще более сложное строение (рис. 6).
Островные дуги здесь петлевидного типа: нередко желоба располагаются не только с
внешней стороны, но и внутри области основных дуг. В строении этой области принимают участие крупные массивы горной суши. Рельеф дна глубоководных морей очень сложен и состоит из ряда отдельных котловин, от
ÐÈÑ. 6
дельных подводных хребтов.
Четвертый, средиземноморский, тип следует рассматривать как результат наиболее длительного развития переходной зоны (рис. 7). Здесь
ÐÈÑ. 7
36 |
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
уже нет глубоководных желобов или же сохранились их реликты.
Расположение островных дуг лишь угадывается по своеобразным очертаниям молодых горных хребтов, часть которых еще остается подводной. Глубоководные котловины разобщены подводными горами или крупными массивами суши. Континентальные элементы рельефа здесь явно преобладают над морскими.
3. Ложе океана и срединно-океанические хребты. Ложе океана занимает более 70 % общей площади Мирового океана. Это основная глубоководная часть Мирового океана. Особенность строения ложа в том, что оно повсеместно пересекается многочисленными подводными хребтами и порогами. Некоторые хребты представляют собой грандиознейшие подводные горные системы, превышающие по своим размерам Гималаи, и, имея в основном меридиональное направление, делят океаны на две, а в Тихом океане на три глубоководные части. Ложе океана осложнено незначительными повышениями, получившими название пороги. Под
водные хребты и пороги разделяют ложе океана на относительно обособленные впадины — котловины. Они обыкновенно имеют округлую форму и очень небольшой уклон. Преобладающее большинство их окаймляется изобатой 5000 м. Глубины здесь
5500—6500 м и в редких случаях несколько больше. На дне Мирового океана и в его водах содержится большое количество минеральных ресурсов.
Пожалуй, самым крупным открытием в исследованиях рельефа дна было обнаружение в середине XX века срединно-океанических хребтов — огромной планетарной горной системы, протянувшейся непрерывной цепью через центральные части Атлантического, Индийского, Тихого и Южного океанов. Это гигантская подводная горная страна протяженностью 60 000 км.
Срединно-океанические хребты. Под этим названием подразумевается общая система мощных линейно-вытянутых горных поднятий ложа океана, приуроченных большей частью к осевым их частям. В Южном полушарии система сре
динных хребтов всех четырех океанов (Атлантического, Индийского, Тихого и Южного) находится в пределах 40—60 ю. ш.
Вся эта система хребтов была в общих чертах выявлена лишь благодаря океанологическим исследованиям последних трех десятилетий. В морфологическом отношении срединно-океанические хребты представляют собой большей частью широкие (в
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
37 |
несколько сотен километров) валообразные
поднятия, |
часто со |
сложно расчлененными склонами, возвышающимися своими гребне
âûìè |
частями на |
3500—4000 м над днищами примыкающих глубоководных котловин. В поперечном раз
резе такого вала можно |
ÐÈÑ. 8 |
выделить три зоны (рис. 8).
Первая, наиболее высокая центральная зона представлена несколькими параллельными хребтами, поднимающимися своими скалистыми и обрывистыми вершинами до глубины менее 1500 м. Примерно по оси этой зоны протягивается глубокая впадина с крутыми стенами и часто с плоским дном. Впадина эта, так называемая рифтовая долина, представляет грабен, т. е. сравнительно узкую полосу земной коры, опустившуюся между двумя хребтами. Ограничивающие рифтовую долину хребты обычно несимметричны, с крутыми склонами в сторону рифтовой долины и более пологим склоном в сторону котловин.
Вторая зона срединно-океанического хребта может быть названа террасовой или промежуточной. Она располагается по обоим склонам хребта, имеет расчлененный холмистый рельеф, часто носит ступенчатый характер (Атлантический срединно-океанический хребет).
Третья, самая внешняя зона срединно-океанического хребта представляет его предгорья и отделяет промежуточную зону от днищ прилегающих глубоководных котловин.
Радиоактивные методы определения возраста базальтов показывают, что Атлантический срединно-океанический хребет относится к третичному периоду. Как правило, все срединные хребты — молодые геологические образования. Образцы горных пород, взятые со склонов и вершин центральной зоны Срединно-Атлантического хребта, добытые российскими исследователями, были представлены оливиновыми базальтами, лавами и вулканическими пеплами. Образцы, взятые со Срединно-Индийского хребта, сложены различными ультраосновными породами.
38 |
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
Характерной чертой рифтовых зон срединно-океанических хребтов является приуроченность к ним многочисленных эпицентров землетрясений со сравнительно неглубоким расположением их фокуса. Вместе с тем высокая сейсмичность свидетельствует о высокой тектонической активности в зонах срединных хребтов. С этой активностью связаны многочисленные проявления современного и недавнего вулканизма. Следует, наконец, отметить наблюдающийся в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов усиленный приток тепла из глубин Земли. Объясняется это явление, по-видимому, наличием восходящих, высокотемпературных потоков вещества мантии, а также процессом серпентизации ультраосновных пород мантии, богатых оливином, что сопровождается увеличением объема и выделением тепла.
Одной из интересных форм рельефа ложа океана являются “Гайоты” (гийоты). Названы по имени Арнольда Гийо. В российской литературе часто употребляется термин гайоты.
Под названием гайотов подразумеваются изолированные горы с плоскими вершинами, возвышающимися над ложем океана или насаженными на его сводовые поднятия и подводные хребты (рис. 9). Большинство этих подводных гор имеют крутые склоны, заостренные или плоские, как бы срезанные вершины, поднимающиеся чаще всего до глубины 1300—1500 м. Образцы горных пород, поднятые с вершины гайотов, обычно представлены лавами основного состава (оливиновые базальты), а в экваториальных частях океанов — обломками коралловых рифовых известняков.
Плоские вершины многих подводных гор говорят, по-видимому, о том, что эти горы поднимались некогда над уровнем моря и
РИС. 9. Гайоты
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
39 |
были срезаны абразией волн. Затем эти поверхности среза, оказавшиеся на небольших глубинах под водой, были заселены рифообразующими кораллами, которые возвели на них свои постройки. Подводные горы, вершины которых не несут коралловых построек, по всей видимости, никогда не достигали тех глубин, на которых могут жить рифообразующие кораллы.
Подавляющее большинство гайотов распространено в юго-западной части Тихого океана. Совсем недавно возникли сомнения об абразионном происхождении плоских вершин поверхности гайо
тов. Поводом для этих сомнений послужило открытие в восточной Эфиопии (Африка) в тектонической впадине Афар близ берегов Аденского залива сухопутного гайота сравнительно небольших размеров, еще в недавнее время бывшего под водой. Он оказался на суше благодаря недавним тектоническим движениям земной коры. Этот вулкан, получивший название Маунт-Асмара (гора Асмара), представляет собой усеченный конус высотой 365 м с диаметром примерно 2000 м у подножия и 1100 м на вершине. Маунт-Асмара был исследован известным бельгийским вулканологом Гаруном Тазиевым. Он пришел к выводу, что плоские вершины гайотов не являются результатом срезания их острых вершин абразией волн, а представляют их первичную конструктивную особенность. Вершинные части Маунт-Асмара оказались сложенными почти горизонтальными слоями вулканического пепла. Отсюда был сделан вывод. Если изменения на дне океана происходят на большой глубине под давлением огромного столба океанической воды, то извержение носит спокойный характер излияния лавы, застывающей в плотную горную породу. В случае же подводного извержения на небольшой глубине океана и, следовательно, при малом давлении оно приобретает характер взрыва, распыляющего лаву на мельчайшие брызги, образующие в воде над вулканом взвесь (пыль). Эта взвесь оседает затем на вершине вулкана в виде почти горизонтального слоя. Так происходит, по мнению Г. Тазиева, нарастание вулкана при частых и повторных извержениях. Само собой разумеется, что это еще тоже требует доказательств. Подводные изолированные горы вулканического происхождения имеют широкое распространение в Мировом океане, но особенно они характерны для Тихого океана и приурочены к срединно-тихоокеанскому валу, Гавайскому хребту. Много их в Аляскинском заливе, в Северной Атлантике. Цепочка таких гор тянется от Азорских островов к Гибралтару. В Индийском океане гайоты особенно многочисленны в восточной его части.
40 |
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
3.3. ДОННЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Поверхность дна океанов и морей обычно покрыта слоем осадочных пород, и только в редких случаях на дне обнажаются коренные горные породы.
Морские донные отложения классифицируются по различным признакам. По механическому составу выделяют грубообломочные осадочные породы, или псефиты (валуны, галечники, гравий), песчаные породы, или псаммиты (пески крупные, средние, мелкие), алевритовые породы, или алевриты (размер частиц 0,1—0,01 мм), и глинистые горные породы, или пелиты. По вещественному составу среди донных отложений различают слабоизвестковистые (содержание извести 10—30 %), известковистые (30—50 %), сильноизвестковистые (более 50 %), слабокремнистые (содержание кремния 10—30 %), кремнистые (30—50 %) и сильнокремнистые (более 50 %) отложения. Однако основной является классификация морских донных осадков по их происхождению. По генезису выделяют терригенные, биогенные, пирокластические, полигенные и аутигенные отложения. В океаны и моря поступает также космическая пыль, образующаяся при сгорании метеоритов и болидов в земной атмосфере.
Терригенные осадки приносятся в Мировой океан с суши реками, ледниками, ветром или же образуются в береговой зоне при разрушении берегов и прибрежной полосы дна волнами и прибоем. Поэтому в основном они образованы из обломков пород суши и пород, слагающих прибрежную часть дна и береговые обрывы. Механический состав их разнообразен — от глыб до глинистых осадков. Поступающие с суши терригенные частицы частично отлагаются на дне, однако большая их часть пребывает во взвешенном состоянии и длительно мигрирует, изменяя свои размеры, состав и свойства.
Постоянно движущиеся морские воды производят сортировку поступающих обломочных частиц. Самые большие частицы — валуны (камни), галька, песок — накапливаются вблизи берегов и на мелководье, где особенно сильно воздействие волн. Более мелкие, пылеватые и глинистые частицы оседают в удаленных от берегов или глубоководных частях океана, а на мелководьях и в заливах — на участках малоподвижных вод. Обычно чем дальше от берега и больше глубина моря, тем меньше обломочных частиц поступает на дно и меньше их величина, т. е. обломочные части
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
41 |
цы на дне морей и океанов закономерно распределяются по их размерам.
Одновременно изменяется минералогический и химический состав грунта. Сложный процесс взаимодействия обломочных частиц с меняющейся по своим свойствам морской средой приводит к тому, что осевшие на дно частицы нередко сильно отличаются по вещественной природе от частиц, только что поступивших в морской бассейн и не прошедших еще весь путь миграции. Особенно значительные изменения претерпевают частицы, слагающие осадки центральных районов океанов.
Большая часть выносимого реками материала накапливается в береговой зоне в виде наземных аккумулятивных форм — дельт, а также кос, пересыпей и других образований и потому принимает лишь ограниченное участие в донном осадкообразовании. Из этого материала формируется особый вид морских отложений — морские наносы, свойственные береговой зоне морей и океанов.
Терригенные отложения наиболее характерны для береговой зоны и подводной окраины материков, но самые тонкие из них — алевриты и пелиты — распространяются и в пределах ложа океана (Северный Ледовитый океан, Северо-Американская и Аргентинская котловины Атлантического океана, Аравийская и Центральная котловины Индийского океана).
Особую разновидность терригенных отложений составляют айсберговые отложения, которые образуются из осадочного материала, выпадающего на океаническое дно при таянии айсбергов. Они наиболее характерны для антарктических вод Мирового океана. Айсберговые осадки отличаются низким содержанием извести, органического углерода, плохой сортировкой и разнообразием гранулометрического состава. Выделяются также терригенные отложения Северного Ледовитого океана, образующиеся из осадочного материала, приносимого реками, айсбергами, речными льдами и льдами припая. Большей частью терригенный состав имеют и турбидиты — осадки мутьевых потоков. Они типичны для материкового склона и особенно для материкового подножия. Биогенные осадки образуются непосредственно в океанах и морях в результате отмирания различных морских организмов, главным образом планктонных, и выпадения в осадок их нерастворимых остатков. Накопление таких отложений имеет особо важное значение в удаленных от берегов частях океана и морей. Поступление сюда обломочных минеральных частиц невелико, и по количеству попадающие на дно органические остатки могут
42 |
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
превосходить поступающие терригенные частицы. Велика роль организмов в образовании донных отложений и на некоторых мелководных участках теплых морей, где образуются ракушечные грунты, устричные банки, коралловые постройки и т. п.
Биогенные отложения по вещественному составу делятся на кремнистые и известковые.
Кремнистые осадки состоят из остатков диатомовых водорослей, радиолярий и кремневых губок. Наиболее распространены среди них диатомовые отложения. Основной пояс их развития — приантарктические воды Мирового океана с внешней стороны пояса распространения айсберговых отложений. В основном это пелитовые или мелкоалевритовые илы, очень мягкие, при большом содержании панцирей диатомовых водорослей (до 400 млн створок на 1 г осадка) белесово-зеленые или желтоватые. Другой пояс диатомовых илов развит в северной части Тихого океана, в Беринговом и Охотском морях, но здесь в них высока (до 60—65 %) примесь терригенного материала. Отдельные пятна диатомовых илов обнаружены на больших глубинах (более 5000 м) в тропических поясах Тихого океана, где они представлены раковинами крупной диатомовой водоросли этмодискус. В тропических широтах Тихого и Индийского океанов более широко распространены диатомово-радиоляриевые отложения. Главным образом это пелитовые илы со значительной примесью терригенного глинистого материала. Кремнево-губковые отложения встречаются на шельфе Антарктиды, а также в Охотском море. Это скопления обломков стеклянных губок, нередко они бывают представлены песками.
Известковые отложения, как и кремнистые, делятся на ряд видов. Наиболее широко развиты фораминиферово-кокколитовые и фораминиферовые илы, распространенные главным образом в тропических и субтропических частях океанов, особенно в Атлантике. Типичный фораминиферовый ил содержит до 99 % извести. Это в основном алевритовый или пелитовый осадок, в некоторых случаях песок, состоящий из раковин донных фораминифер. Значительную часть таких илов составляют раковины планктонных фораминифер (в первую очередь глобигерин), а также кокколитофорид — раковины планктонных известковых водорослей. При существенной примеси в донных осадках раковин планктонных моллюсков птеропод образуются птероподово-фораминиферовые отложения. Большие их участки встречаются в экваториальной Атлантике, в пределах сводовой зоны Срединно-Атлантического хребта, а также в Средиземном, Карибском морях, в районе
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
43 |
Багамских островов, в западной части Тихого океана и других районах Мирового океана.
К известковым отложениям относятся кораллово-водорослевые осадки. При строительстве коралловых рифов и атоллов коралловые полипы вместе с водорослями создают осадочную породу — коралловый известняк. За счет разрушения известняка и самих кораллов образуются обломочно-коралловые осадки: щебень, гравий, галька, коралловые пески и илы. Кораллово-водорослевые осадки наиболее широко распространены в экваториальных и тропических мелководьях западной части Тихого океана, на севере Индийского, в Красном и Карибском морях.
Ракушечные карбонатные отложения характерны для береговой зоны и шельфа. В зависимости от степени дробления и волновой обработки раковин различают ракушечник (скопления целых раковин), ракушечный детрит (битые раковины) и ракушечные пески (окатанные мелкие обломки раковин). Ракушечные осадки наиболее типичны для прибрежных зон морей умеренных и субтропических поясов. Широко распространены они в Каспийском и Азовском морях.
Пирокластические, или вулканогенные, осадки образуются в результате поступления в Мировой океан продуктов вулканических извержений. Вулканизм — один из важнейших источников обломочного материала, главным образом вулканического пепла. Этому способствует то, что подавляющее большинство действующих вулканов располагается на островных дугах и в океанических областях. В непосредственной близости от вулканов образуются вулканогенные пески, отличающиеся высоким содержанием глубинных минералов и вулканических стекол, а также более грубые обломочные вулканические отложения. Но большей частью вулканогенный материал широко рассеивается и образует примеси к другим генетическим типам осадков. Среди вулканогенных отложений особо выделяют палагонитовые осадки, состоящие из комплекса минеральных зерен, свойственных базальтам и туфам, обогащенных водой. Обычно это туфы или туфобрекчии, реже — неконсолидированные пески, алевриты, иногда с содержанием вулканогенных частиц до 90—95 %.
К вулканогенным осадкам относят также осадки глубинных, сильносоленых и высокотемпературных подводных источников. Так, у их выходов в Красном море формируются сильножелезистые осадки с высоким содержанием свинца и других цветных металлов.
44 |
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
К полигенным осадкам относится один тип донных отложений — глубоководная красная глина — осадок пелитового состава коричневого или коричнево-красного цвета. Такая окраска обусловлена высоким содержанием оксидов железа и марганца. Важными компонентами красных глин являются глинистые минералы — монтмориллонит, гидрослюды, хлорит, а также вулканогенные материалы (вулканические стекла, плагиоклазы), кварцевые частицы и цеолиты — сложные водные алюмосиликаты, образующиеся в результате глубоких изменений вулканогенного материала. В красных глинах всегда присутствуют кремнистые биогенные остатки, космическая пыль в виде хондритовых и железных шариков. Разнообразие материала, из которого формируются глубоководные красные глины, и дает возможность выделить их в особую, полигенную группу донных отложений. Глубоководные красные глины распространены в абиссаль
ных котловинах океанов на глубинах более 4500 м. Наиболее значительные площади они занимают в Тихом океане.
Аутигенные, или хемогенные, осадки образуются в результате химического либо биохимического выпадения тех или иных солей из раствора, каким является морская вода, либо химических процессов на морском дне. К ним относятся оолитовые отложения, глауконитовые пески и илы и железомарганцевые конкреции.
Оолиты — мельчайшие шарики извести, образующиеся в результате химического выделения ее из раствора морской воды. Эти осадки характерны для перенасыщенных известью теплых вод. Они распространены, в частности, в береговой зоне Каспийского и Аральского морей, Персидского залива, в районе Багамских островов.
Глауконитовые пески и илы — осадки различного состава с заметной примесью глауконита — специфического минерала, образующегося в морской среде. Наибольшее распространение они имеют на шельфе и материковом склоне у Атлантического побережья США, Португалии, Аргентины, на подводной окраине Африки, у южного берега Австралии и в некоторых других районах. Железомарганцевые конкреции — стяжения гидроксидов железа и марганца с примесью других соединений, в первую очередь кобальта, меди, никеля. Они образуются на дне океана в результате различных физико-химических процессов. Конкреции имеют неправильную сфероидальную форму, их размеры от 1 до 25 см в поперечнике, но бывают и очень крупные конкреции (массой до 850 кг). Железомарганцевые конкреции встречаются как
Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения |
45 |
включения в глубоководных красных глинах и местами, особенно в Тихом океане, образуют большие скопления.
Более трети всей площади дна Мирового океана занято глубоководной красной глиной и примерно такую же площадь распространения имеют фораминиферовые осадки. Это наиболее распространенные типы поверхностных отложений на Земле.
В распределении в Мировом океане донных отложений ярко проявляется закон широтной географической зональности. Так, в тропических и умеренных поясах дно океана до глубины 4500—5000 м покрыто биогенными известковыми отложениями, глубже — красными глинами. Субполярные пояса занимает кремнистый биогенный материал, а полярные — айсберговые отложения. Вертикальная зональность находит выражение в смене карбонатных осадков на больших глубинах красными глинами.
Скорость осадконакопления в Мировом океане определяется толщиной слоя осадков, отложившихся на дне за 1000 лет. В некоторых районах ложа океана она составляет всего 0,1—0,3 мм за 1000 лет. Наиболее медленно идет накопление глубоководных красных глин. Быстрое накопление осадков характерно для приустьевых взморий крупных рек, котловин морей переходных зон и отдельных глубоководных желобов — до сотен миллиметров за 1000 лет.
В распределении скорости осадконакопления также четко проявляется закон географической зональности. Большое количество аллювиального материала, поступающего в океан, выносится реками гумидной области экваториального пояса, что обеспечивает значительную скорость терригенного осадконакопления. Высокая биологическая продуктивность позволяет быстро накапливаться здесь и биогенным осадкам. Акватории океана, примыкающие к аридным областям тропических поясов, имеют низкую скорость осадконакопления. В гумидных областях умеренных поясов скорость осадконакопления возрастает. Мощность донных отложений неодинакова в различных час
тях океанического дна. В пределах шельфа и материкового склона мощность осадочного покрова невелика, а на материковом подножии она значительно увеличивается (до нескольких километров). Большая мощность осадков характерна также для котловин окраинных морей переходной зоны и внутренних морей. Минимальная мощность свойственна абиссальным котловинам ложа океана, а также склонам и некоторым вершинам подводных гор. Особенно непостоянен и изменчив по мощности осадочный покров в срединно-океанических хребтах.
В распространении мощности осадков также проявляется широтная географическая зональность. Наиболее ярко это выражено в Тихом океане, где четко выделяются три зоны повышенной мощности осадочного покрова (более 1000 м) — две в умеренных широтах и одна в экваториальных, разделенные зонами пониженной мощности (около 100—200 м) в тропических и субтропических широтах. Особенно отчетливы зоны повышенной и пониженной мощности осадочного слоя в восточной части океана.