ОБРАЗОВАНИЕ АККУМУЛЯТИВНЫХ ФОРМ ЛРИ ПРОДОЛЬНОМ ПЕРЕМЕЩЕНИИ НАНОСОВ

Из сказанного выше очевидно, что максимальная емкость пото­ка наносов достигается при подходе волн к берегу под углом, близким к 45°. Если вследствие изменения контура берега происхо­дит изменение угла подхода, емкость потока понижается, интенсивность поступления материала оказывается избыточной по отноше­нию к ней и начинается аккумуляция материала. Такой случай возможен, например, если контур берега образует входящий угол abc (рис. 106, А). Тогда за точкой перегиба контура Ь угол под­хода становится ближе к 90°, скорость перемещения резко сокраща­ется, а со стороны а материал продолжает поступать с прежней интенсивностью. Начинается аккумуляция материала, образуется аккумулятивная форма заполнения входящего угла контура берега. Поскольку форма на всем своем внутреннем периметре примыкает к берегу, ее называют примкнувшей. К этой категории относятся

Рис. 106. Схема образования простейших береговых аккумулятивных форм (по В. П. Зенковичу): А — заполнение входящего угла контура берега, Б — огибание выступа берега, В — внешняя блокировка

Уменьшение емкости потока наносов может быть вызвано ос­лаблением волнения на участке берега, защищенном со стороны моря каким-либо препятствием, например островом (рис. 106, В). Тогда в «волновой тени» начинается аккумуляция. Образуется ак­кумулятивная форма, которая в ходе своего роста может полностью перегородить пролив и причлениться дистальным концом к острову. Ее называют томболо или переймой (рис. 107). Такая форма мо­жет быть названа также замыкающей.

Другой тип замыкающей формы может образоваться, если бе­рег защищен со стороны моря, далеко выступающим мысом. Тогда у входа в залив образуется замыкающая форма — пересыпь. Бере­говые бары, если они присоединены в одной или нескольких точках к выступам береговой линии, также становятся замыкающими ак­кумулятивными формами. Замыкающая форма может также обра­зоваться, если коса, возникшая перед входом в залив, в ходе роста достигает противоположного берега залива.

Существующие в природе аккумулятивные береговые формы большей частью представляют собой либо усложненные варианты рассмотренных здесь случаев, либо комбинацию нескольких из них.

До сих пор речь шла о транспортирующей и аккумулятивной деятельности морских волн и прибоя. Но эти же факторы нередко вызывают и разрушение берега. Разрушительная работа моря на­зывается абразией. Различают три вида абразии — механическую, химическую и термическую.

Мы уже знаем, что концентрация волновой энергии у мысов из­резанного берега и недонасыщение береговой зоны наносами спо­собствует возникновению абразионного процесса. Важнейшей пред­посылкой развития абразионного берега является достаточно кру­той уклон исходного профиля подводного берегового склона. При этом условии расход энергии волны при прохождении ее над подводным береговым склоном происходит лишь в пределах узкой зоны дна и к береговой линии волны приходят с достаточно большими запасами энергии. При разрушении волн, т. е. при прибое, который в данных условиях имеет особенно бурный характер, максимальное механическое воздействие на слагающие берег породы приходится на участок, непосредственно прилегающий к береговой линии. В результате здесь образуется выемка — волноприбойная ниша. Дальнейшее углубление ниши приводит к обрушению нависающего над ней карниза. В зону прибоя поступает масса обломков породы. Они служат теперь материалом, при помощи которого при­бой, бомбардируя ими образовавшийся уступ, еще интенсивнее разрушает берег.

Процесс выработки волноприбойной ниши и обрушения нависающего над ней карниза повторяется неоднократно. Постепенно вырабатывается вертикальный или почти вертикальный уступ — абразионный обрыв, или клиф. По мере отступания клифа под ударами волн и прибоя перед его подножьем вырабатывается слабо наклоненная в сторону моря площадка, называемая бенчем. Бенч начинается у самого подножья клифа, т. е. у волноприбойной ниши, и продолжается также ниже уровня моря (рис. 1.08).



Рис. 108. Схема развития и основные элементы абразионного берега:

/, //, /// — стадии отступания берега; 1 —-клиф; 2 — волноприбойная ниша; 3 — пляж; 4 — бенч; 5 — прислоненная подвод­ная аккумулятивная терраса

Скорость абразии оценивается величиной отступания бровки или подножья клифа за отрезок времени, например за год. Бес­спорно, что она будет зависеть от параметров волн, но есть и ряд других условий, ее определяющих. Так, высокие берега отступают медленнее, чем низкие. Берега, сложенные более прочными породами, разрушаются медленнее, чем берега, сложенные рыхлыми или слабосцементированными породами. Замечено, например, что бере­га, сложенные мелкокристаллическими изверженными породами, в ряде случаев вообще не обнаруживают сколько-нибудь заметных признаков отступания. Берега же, сложенные глинами, мергелями, суглинками, песками или слабосцементированными песчаниками, отступают очень быстро, нередко на несколько метров в год.

Образование аккумулятивных береговых форм, с одной сторо­ны, и срезание мысов абразией, с другой, обусловливают вырав­нивание береговой линии. Поскольку береговая линия в нашу гео­логическую эпоху формировалась в ходе послеледниковой транс­грессии Мирового океана, исходные очертания ее предопределялись ингрессией моря, т. е. проникновением морских вод в понижения

Рис. 109. Некоторые типы исходного расчленения береговой линии: А — фиордовый (гляциальный); Б — риасовый (флювиальный); В — лиманный (флювиальный); Г—аральский (эоловый); Д — далматинский (структурно-денудационный)

рельефа затопленной прибрежной суши. Это неизбежно должно было придать берегам изрезанные очертания. Такие берега получили название ингрессионных. Их индивидуальные различия определялись, прежде всего, различиями факторов, обусловивших расчленение рельефа прибрежной суши.

Можно назвать следующие наиболее распространенные типы ингрессионных берегов (рис. 109):

1. 
   Фиордовые берега, образовавшиеся в результате затопления ледниковых долин прибрежных горных стран. Названы так потому, что для них характерны фиорды — узкие и длинные извилистые заливы, образующиеся при ингрессии моря в бывшие ледниковые троги. Пример — берега Норвегии, Канады, Новой Земли.
   
2. 
   Шхерные берега, образовавшиеся при затоплении низких ледниково-денудационных равнин; шхерами называют совокупность мелких скалистых островов, представляющих собой подтопленные бараньи лбы или «курчавые скалы», узких проливов и заливов; иногда такие островки могут представлять собой подтопленные ледниковые отторженцы, друмлины, конечно-моренные образова­ния.
   

3. 
   Риасовые берега, возникшие при затоплении прибрежных отрезков речных долин горных стран; риасы — это узкие извилистые заливы, образовавшиеся в результате ингрессии моря в речные до­лины. Яркими примерами риасов являются Севастопольская бухта, многочисленные заливы Приморья на Дальнем Востоке.
   
4. 
   Лиманные берега, образовавшиеся в результате подтопления речных долин прибрежных равнин. Заливы, возникающие при этом, называют лиманами. Типично лиманный берег у северо-западного Причерноморья.
   
5. 
   Берега далматинского типа, возникшие при подтоплении складчатых структур, имеющих простирание, близкое к общему направлению берега. При этом образуются причудливые архипелаги вытянутых вдоль общего направления берега островов, так же ориентированные полуострова, заливы «молотообразных» очерта­ний, с узкими входами, разветвляющиеся в обе стороны от устья. Яркие примеры — побережья Далмации (Адриатическое море),
   южного острова Новой Земли.
   
6. 
   Берега сбросово-глыбового расчленения, образование которых обусловлено подтоплением тектонических впадин типа грабенов, причем разделяющие их горстовые возвышенности выступают мы­сами и полуостровами. В качестве примера такого типа расчлене­ния можно назвать берега Халкидонского полуострова (греческое побережье Эгейского моря).
   

Процесс выравнивания береговой линии в большей мере зави­сит не только от интенсивности волн, но и от того, как велика сте­пень расчленения исходной береговой линии и сколь прочны поро­ды, слагающие берег.

Важнейшее значение имеет также характер подводного берего­вого склона, в первую очередь его уклон.

Представим себе ингреосионный берег, подводный склон кото­рого имеет значительную крутизну как на мысах, так и в бухтах. Берег сложен легко размывающимися породами. Вследствие боль­шей скорости отступания клифа на мысах береговая линия будет быстро выравниваться и, в конечном счете, сформируется выровнен­ный абразионный берег. Если глубина расчленения ингрессионного берега велика, а породы, его слагающие, достаточно прочны, вы­равнивание может и не произойти. Благодаря этому мы и в настоя­щее время видим многочисленные примеры риасовых, фиордовых, шхерных и других берегов.

Наконец, ингрессионный берег может на всем своем протяжении иметь отлогий подводный склон. Тогда здесь будут преобладать аккумулятивные процессы. Если при этом на подводном склоне об­разуется бар, а затем он, посте­пенно смещаясь к берегу, причленится к одной или нескольким выступающим точкам берегового контура, образуется выровненный аккумулятивный берег, окаймлен­ный береговым баром (см. рис. 104).

Современные морские берега представлены огромным разнооб­разием типов, связанным с тем, что различные отрезки берегов

Мирового океана находятся в раз­ных стадиях выравнивания, име­ют различный характер исходного расчленения, разное геологическое строение. Одни значительные по протяжению

отрезки берега успе­ли подвергнуться выравниванию, другие интенсивно выравнивают­ся, третьи в ходе развития приоб­рели еще большее расчленение за счет выработки абразией бухт или проливов на месте выходов бо­лее податливых к размыву пород, а также благодаря образованию свободных и замыкающих аккумулятивных форм. Наконец, весьма значительная часть берегов сохранила практически неизменным свое исходное расчленение. В особенности это относится к сильно и глубоко расчлененным риасовым и фиордовым берегам, а также к берегам тектонического глыбового расчленения в тех случаях, когда они сложены очень прочными магматическими или Метамор­фическими породами. Такие берега составляют около 1/5 всего протяжения берегов Мирового океана и получили название бере­гов, не измененных морем.
ОСОБЕННОСТИ БЕРЕГОВ ПРИЛИВНЫХ МОРЕЙ

Наряду с волнением берега подвержены воздействию приливов и отливов, которые нередко играют значительную геоморфологиче­скую роль.

Напомним, что приливы и отливы возникают в результате сил притяжения Луны и Солнца. И хотя Солнце неизмеримо больше по массе, главную роль в возникновении приливов играет Луна, расположенная к Земле во много раз ближе Солнца.

При полнолунии и новолунии (эти фазы Луны называются сизигиями) приливные силы Луны и Солнца складываются, и по­этому в это время величина прилива максимальная. В квадратур­ные фазы Луны величина прилива минимальная.

На приглубых берегах приливных морей прилив способствует усилению абразии, так как во время прилива глубина у берега возрастает, и волны способны более энергично воздействовать на клиф. Поэтому обычно на берегах приливных морей, подверженных абразии, подножье клифа приурочено к уровню прилива, а не от­лива.

На отмелых берегах приливы являются важным фактором аккумуляции наносов. В основе аккумулятивной деятельности при­ливов и отливов лежит их неравенство. Обычно прилив проходит быстрее, чем отлив, в результате чего скорости приливного течения больше, чем скорости отливного течения. Поэтому весь тот взве­шенный или влекомый материал, который приносится к берегу во время прилива, не может быть унесен отливным течением, и во вре­мя каждого цикла «прилив — отлив» часть наносов остается у бе­рега. В результате у берега в зоне приливо-отливных движений воды происходит образование аккумулятивной формы, которая в нашей литературе получила название осушки, а в западноевропей­ской — ваттов.

Постепенное нарастание поверхности осушки приводит к тому, что она становится выше уровня сначала квадратурных, а затем и средних приливов. Теперь уже эта поверхность затопляется толь­ко во время сизигийных приливов. На бывшей осушке поселяется растительность, начинает формироваться почвенный покров. Такие поверхности называют маршами. По мере дальнейшего накопления отложений поверхность маршей повышается настолько, что уже и во время сизигийных приливов она не затопляется. Такие аккуму­лятивные образования не имеют специального наименования, но по аналогии с осушенными землями в Нидерландах их можно назвать польдерами. Таким образом, аккумулятивная деятельность прили­вов приводит к постепенному наращиванию суши, к образованию суши на месте моря.

Приливные течения в пределах прибрежного мелководья могут развивать значительные скорости, размывать дно, образуя желобообразные или руслообразные выработанные формы рельефа, а также подводные аккумулятивные формы: песчаные гряды и пес­чаные волны.

Рис. 111. Песчаные гряды и песчаные волны, образованные приливными течениями к востоку от Лонг-Айленда (Атлантическое побережье США). Песчаные гряды хорошо очерчиваются изобатами 20 и 40 м. Песчаные вол­ны показаны короткими черными линиями

Размеры их — несколько сотен метров или первые километры в длину и до нескольких метров в высоту. Они напоминают сильно увеличенные знаки волновой ряби.

В некоторых морях (Балтийское, Каспийское, Черное, Азовское и др.) приливные колебания уровня моря настолько незначитель­ны, что могут не приниматься в расчет. Но зато на отмелых берегах этих морей важную роль приобретают ветровые сгоны и ваго­ны воды. При длительном ветре с моря на мелководье приходит в движение вся толща воды, происходит нагон воды к берегу, повышение уровня и затопление прибрежной полосы суши. При ветре с суши (при сгоне) полоса суши, затопленная в результате нагона, освобождается из-под воды. Возникают осушки и другие формы рельефа, аналогичные тем, которые образуются на приливных отмелых берегах, но в отличие от них развивающиеся не ритмически, а эпизодически, так как чередование сгонов и нагонов воды не отличается той правильностью, которая свойственна приливам и отливам.

Одной из аккумулятивных форм рельефа, свойственных как ветровым, так и настоящим осушкам, являются «внутренние дель­ты», или конусы выноса приливных (нагонных) потоков. Нередко приливные или нагонные течения локализуются в виде струйного потока, который эродирует поверхность осушки, а в месте зату­хания течения образует конус аккумуляции перемещаемых пото­ком наносов. Образование таких форм представляет собой один из действенных механизмов нарастания осушки в высоту.

КОРАЛЛОВЫЕ БЕРЕГА И ОСТРОВА

На побережьях тропических морей активная роль в формирова­нии морских берегов может принадлежать некоторым морским организмам. В первую очередь должны быть названы различные рифообразующие организмы — мадрепоровые кораллы, сопутству­ющие им известковые водоросли (Litotamnyon, Halimeda), различ­ные гидроидные и мшанки. Эти организмы способны усваивать из морской воды известь и строить из нее свои скелеты, из которых в ходе отмирания кораллов и водорослей, их разрушения волнами и прибоем и последующей цементации продуктов разрушения фор­мируется массивная горная порода — коралловый, или рифовый, известняк. Аккумулятивные тела, построенные из рифового из­вестняка, называются коралловыми рифами. Различают несколько типов коралловых построек: окаймляющие, или береговые, барьер­ные, кольцевые и внутрилагунные рифы (рис. 112).

На тектонически стабильных берегах мощность кораллового окаймляющего рифа обычно не превышает 50 м. Это связано с ус­ловиями обитания рифообразующих кораллов. Мадрепоровые ко­ралловые полипы живут в симбиозе с одноклеточной зеленой во­дорослью Zooxantella, обитающей в полости полипа и нуждающей­ся для фотосинтеза в хорошей освещенности. Это важнейшее эко­логическое условие уже не удовлетворяется на глубинах более 50 м.

ш




Рис. 112. Типы коралловых построек: А—соотношение окайм­ляющего (/), внутрилагунных (//) и барьерного (///) рифов на профиле кораллового берега; Б — окаймляющие рифы; В — коралловый атолл Сувадива; 1 — коралловый известняк; 2 — рыхлые коралловые осадки

слагающего барьерный риф, может быть достигнута лишь при условии тектонического погружения основания рифа. Именно так и объяснял этот факт Ч. Дарвин, один из первых создателей теории, образования и развития коралловых рифов. Барьерные рифы, таким образом, возникают в результате погружения берегового рифа при условии постоянного роста его внешнего края в высоту. Крупнев­шим в мире сооружением этого рода является Большой Барьерный риф, протягивающийся вдоль северо-восточной окраины Австралии более чем на 2 тыс. км. Если барьерный риф формируется во­круг небольшого погружающегося острова, то он по мере погружения основания и продолжающегося наращивания внешнего края преобразуется в кольцеобразный риф, или атолл.

Акватория, располагающаяся внутри атолла или отгороженная от открытого моря барьерным рифом, называется лагуной (коралловой лагуной). В лагуне поселяются особые виды рифообразующих кораллов, которые в ходе своей жизнедеятельности создают еще один род рифовых построек — внутрилагунные рифы. В большин­стве случаев они имеют вид колонн или гигантских тумб, беспорядочно разбросанных в пределах лагуны и обычно именуемых pinnacles ¹. Слившиеся друг с другом pinnacles образуют более круп­ные по площади образования — коралловые банки (patches). Иногда внутрилагунные рифы образуются на гребнях подводных гряд, построенных приливными течениями.

Как в открытом океане, так и в береговых зонах тропических морей в изобилии разбросаны коралловые острова. Обычно счита­ют, что коралловые острова построены кораллами, что это бывшие коралловые рифы. Однако это далеко не так. Хотя в океанах ино­гда и встречаются острова — поднятые коралловые рифы (напри­мер, остров Науру в Тихом океане, остров Тромлен в Индийском океане), но такие образования чрезвычайно редки. Обычные же коралловые острова, в том числе и острова, располагающиеся на атоллах, представляют собой типичные островные бары, построенные в ходе деятельности морских волн из коралловых наносов — песка, гравия, гальки, иногда это нагромождение глыб рифового известняка. К объяснению их образования в целом приложима схема формирования баров, которая была рассмотрена ранее.

ДЕНУДАЦИОННЫЕ БЕРЕГА

Выше упоминалось, что берега, сложенные очень прочными кристаллическими или метаморфическими породами в ряде случаев за время существования современной береговой зоны, т.

¹ Pinnacle — англ. шпиц, островерхая башенка. 244

е. за последние 5—6 тыс. лет, не испытали никаких или почти никаких изменений под действием волновых процессов. Так, например, на берегах Белого моря и во многих фиордах Норвегии береговые склоны в зоне современного уреза воды сохранили до сих пор следы ледниковой обработки эпохи последнего оледенения.

Поскольку в большинстве случаев такие неизмененные морем берега встречаются в горных странах, они обычно имеют вид высоких обрывов, которые, однако, никак нельзя назвать клифом, поскольку обрывы имеют иное происхождение: эрозионное, эрозионно-ледниковое или тектоническое. Но хотя эти обрывы и не подвержены непосредственному разрушению прибоем, они все же разрушаются под воздействием различных склоновых процессов. По­скольку развитие береговых склонов происходит преимущественно под действием субаэральной денудации, такие берега можно на­звать денудационными берегами. Иногда особо сильные волнения все же оказываются способными воздействовать на подножья, нижние участки береговых обрывов или же на скопления обломочных масс, образовавшихся у подножий обрывов. Эпизодические разру­шения нижних участков обрывов неизбежно провоцируют возникновение обвалов и осыпей на вышележащих участках крутых склонов. Такие берега можно назвать абразионно-денудационными. Иногда здесь даже образуются эфемерные пляжи из обломочного материала, поступающего к подножьям береговых склонов благодаря склоновым процессам.

МОРСКИЕ ТЕРРАСЫ

Рис. 113. Типы морских террас: А — аккумулятивная; 5 — цоколь­ная; В — абразионная; Г — серия береговых аккумулятивных террас, без четко выраженных бровок, но и приуроченных к одной и той же древней береговой линии; Е и Д -при одной той же высоте тыло­вого шва террасы высота бровки неодинакова из-за различной сте­пени размыва террасы. Морфологические элементы террас: 1— поверхность террасы; 2 — уступ; 3 — бровка; 4 — тыловой шов (берего­вая линия)

245,
Поскольку уровень Мирового океана в четвертичное время благодаря сменам ледниковых и межледниковых эпох многократно из­менялся, а также потому, что многие побережья подвержены вер­тикальным тектоническим движениям, наряду с современными береговыми линиями существуют также различные древние берего­вые формы, маркирующие изме­нение уровня моря в недавнем геологическом прошлом. Комп­лексы таких береговых форм рельефа (древние клифы, релик­товые аккумулятивные формы) получили название древних бере­говых линий.

Древние береговые линии мо­гут располагаться на суше и со­ответствовать положениям уров­ня моря относительно более вы­соким, чем современный. Полосу суши, в пределах которой рас­пространены «поднятые» древние береговые линии, вместе с совре­менным берегом принято назы­вать побережьем.

Древние береговые линии, со­ответствующие стояниям уровня моря более низким, чем совре­менный, и в настоящее время за­топленные морем, являются ре­ликтовыми элементами рельефа подводного берегового склона и шельфа.

Морфологически «поднятые» береговые линии чаще всего быва­ют выражены в виде морских тер­рас. Последние представляют со­бой род ступеней, ограниченных со стороны моря уступом, который, собственно, и соответствует по­ложению береговой линии во время выработки следующей, более молодой и расположенной, а более низком гипсометрическом уровне — террасе. Ступени обычно вытянуты вдоль берега. В каждой террасе можно выделить такие элементы, как поверхность терра­сы, уступ, бровка и тыловой шов (рис. 113).

Наиболее общим разделением террас можно считать разделе­ние их на береговые и донные. Береговые террасы представляют собой древние береговые аккумулятивные формы, сохранившие

Рис. 114. Абразионные террасы О. Шиашкатан (Курильские о-ва). Фото П. А. Каплина

следы древних береговых валов, а если это были замыкающие фор­мы, то даже реликты лагун. Высота такой террасы в большинстве случаев может быть определена лишь приблизительно. Для беспри­ливных морей можно считать, что нормальное превышение берего­вого вала над уровнем моря составляет от 1,5 до 3 метров. Таким обра­зом, для того чтобы определить высоту уровня моря, при котором образовалась данная терраса, следует из высоты поверхности тер­расы отнять 1,5—3 м. Донные террасы представляют собой соче­тание береговой формы, выраженной в виде древнего клифа или пляжа, и поверхности террасы — осушившегося участка бывшего подводного берегового склона.

В зависимости от геологического сложения выделяются террасы аккумулятивные (полностью сложенные прибрежно-морскими от­ложениями), коренные (сложенные только коренными породами, рис. 114) и цокольные (имеющие коренной цоколь, перекрытый морскими отложениями).

Высота террасы определяется по высоте ее тылового шва. До­вольно часто ее отождествляют с высотой бровки. Это неправильно, так как высота бровки — величина случайная и зависит прежде всего от наклона поверхности террасы и от степени ее сохранности (см. рис. 113, Д, Е).

Для выяснения истории развития побережья составляют так называемые спектры террас, которые одновременно являются схе­мами сопоставления террас, выявленных на различных участках побережья (при помощи полевых наблюдений, инструментальных; высотных привязок, нивелирования, анализа аэроснимков и т. д.), и содержат информацию о характере и интенсивности вертикальных неотектонических движений.

Суждение о тектонических Движениях выносится на основе вы­яснения причин возникновения террас. Если та или иная терраса сформировалась благодаря собственным изменениям уровня моря ее высота на всем протяжении побережья должна быть одинаковой. Отклонения от этой величины в ту или иную сторону означают, что данная терраса деформирована позднейшими тектоническими дви­жениями. Таким образом, спектр морских террас можно рассматри­вать как надежный инструмент для изучения неотектонических и современных вертикальных движений в области морского побе­режья.

В настоящей главе мы не останавливаемся на рассмотрении дельтовых берегов, характеристика которых была дана выше, (см. с. 168—170).

ГЛАВА 20. НЕКОТОРЫЕ ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ,

ПРОИСХОДЯЩИЕ НА ДНЕ ОКЕАНА,

И СОЗДАВАЕМЫЕ ИМИ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

В предыдущей главе были рассмотрены волновые, приливно-отливные и некоторые другие процессы, создающие формы рельефа береговой зоны. Из содержания упомянутой главы следует, что столь мощный фактор, как морское волнение, способно оказывать морфологическое воздействие лишь на узкую полоску прибрежной части морского дна. Довольно долго существовало убеждение, что основная часть дна морей и океанов не подвержена воздействию каких-либо значительных экзогенных процессов, за исключение осадкообразования, главная роль которого сводится к плащеобразному перекрытию или полному захоронению неровностей коренного рельефа.

Однако все расширяющееся применение подводного (в том чис­ле и глубоководного) фотографирования, а также непрерывного сейсмо-акустического профилирования, детализация представлений о батиметрии дна морей и океанов убеждают в том, что на морском дне активно действуют различные экзогенные агенты, создающие своеобразный и присущий только подводному миру комплекс форм рельефа. Уточнены также представления о геоморфологической роли осадкообразования.

Различные агенты, действующие на морском дне, можно разде­лить на гравитационные, гидрогенные и биогенные.

ГРАВИТАЦИОННЫЕ ПОДВОДНЫЕ ПРОЦЕССЫ

К гравитационным процессам относят такие, в возникновении и развитии которых основная роль принадлежит силе тяже­сти. Это в известной степени аналоги склоновых гравитационных процессов, происходящих на суше. Для проявления склоновых про­цессов на батиальных и абиссальных глубинах на морском дне условия особенно благоприятны, так как донные отложения вслед­ствие высокого насыщения их водой обладают повышенной пла­стичностью. По мнению В. В. Лонгинова, именно гравитационные перемещения выполняют в океане основную работу по перемеще­нию осадков.

Пока имеются лишь отрывочные сведения о крипе — процессе медленного сползания или оплывания толщ осадков на относитель­но пологих склонах. Одним из проявлений крипа являются песча­ные потоки и на резких перепадах профиля склона даже «пескопады», описанные при проведении подводных наблюдений в каньонах. Более широко известны подводные оползни, которые были впервые обнаружены А. Д. Архангельским и Н. М. Страховым еще в 30-х годах при изучении осадков в Черном море. Уже при уклонах по­рядка 3—5° может возникнуть сползание осадков. Для того чтобы спровоцировать подводное оползание, достаточно небольшого сей­смического толчка или даже серии ритмических колебаний давле­ния столба воды в верхней части материкового склона или на бров­ке шельфа, возникающих при прохождении гребней и ложбин волн при крупных штормах. На более крутых склонах оползни могут возникать самопроизвольно при условии, что масса накапливаю­щейся на наклонной поверхности толщи осадков превысит предел их прочности.

Подводные оползни могут быть «структурными»: сползают це­лые блоки пород без существенных нарушений структуры внутри блока. Крупнейшим примером структурного подводного оползня является выступ Блейк-Спур на восточной окраине подводного плато Блейк (атлантическая окраина материка Северной Америки), заметный даже на мелкомасштабных обзорных картах (см. рис. 23). По-видимому, более обычны пластичные подводные оползни: пе­ремещение блока пород, постепенно переходящее в пластическое течение грунта с внутренним взаимодействием частиц, подобное лавинам или грязекаменным потокам на суше. В результате мас­сового развития подводных оползней на материковом склоне в его нижних частях и на материковом подножье формируется холмисто западинный рельеф, как это, например, наблюдается в Мексикан­ском заливе, в море Бофорта и в других районах. Надо заметить, что довольно часто встречаются ископаемые подводные оползни, вскрываемые в геологических разрезах. Наиболее известным при­мером этого рода является развитие мощных оползневых блоков фораминиферовых слоев па­леогена в толще майкопских отложений, характерное для поднятия Кукурттау в Вос­точном Дагестане.

Мутьевые потоки получа­ют питание, прежде всего на приустьевых участках шельфа во время речных па­водков, когда резко возра­стает взвешенный сток рек, в результате перехвата пото­ков наносов в береговой зо­не моря и разжижения дви­жущейся вниз по склону оползневой массы. Подвод­ные оползни, следователь­но, способны переходить мутьевые потоки. Именно

В самом каньоне мутьевые потоки также эродируют дно и борта каньона, но ближе к его середине начинает превалировать

Формируемые мутьевыми потоками конусы выноса в отдельных случаях представляют собой грандиозные по размерам и мощно­сти осадков образования. Величина их находится в прямой зависи­мости от величины твердого стока реки, которая питает своими вы­носами мутьевые потоки. Самым крупным подвод­ным образованием такого рода является конус вы­носа каньона Ганга (рис. 116), который занимает весь Бенгальский залив и, не умещаясь в нем_; выдвигается своим внеш­ним краем далеко в пре­делы Центральной котло­вины ложа Индийского океана. Следует заметить, что твердый сток Ганга — Брахмапутры равен поч­ти 2180 млн. т, что со­ставляет 12% твердого стока всех рек мира

.

Исследования по глубоководной гидрологии и, в частности, по выяснению условий формирования и динамики донных водных масс в океанах показали, что на абиссальных глубинах на дне океана движутся мощные потоки плотных холодных вод, из кото­рых, собственно, и формируются донные водные массы. Главным местом зарождения этих вод является шельф Антарктиды. Выхо­ложенные воды антарктического шельфа из-за повышенной плот­ности опускаются на дно и медленно растекаются по ложу океана, причем срединно-океанические хребты не являются для них пре­пятствием, так как эти течения проникают по другую сторону хреб­тов по поперечным депрессиям, обусловленным разломами.

В северо-западной части Атлантического океана основная роль в формировании донных водных масс принадлежит арктическим водам. Стекая по дну к югу, они образуют так называемое Запад­ное Пограничное донное течение, скорость которого на глубинах 3500—4500 м, по данным американских исследователей, местами достигает 35 см/с.

Западное Пограничное течение, как можно судить по данным подводного фотографирования, сейсмоакустических профилей и глубоководного бурения является причиной образования гигантских донных аккумулятивных форм, соизмеримых по своим масштабам с крупными поднятиями дна эндогенного генезиса. К числу таких форм относятся, например, «хребты» Ньюфаундлендский и Багама-Блейк, которые, по данным сейсмопрофилирования и бурения, от­нюдь не являются хребтами, а представляют собой аккумулятив­ные образования, время формирования которых охватывает весь кайнозой и, возможно, также часть верхнего мела. Закономерности формирования этих аккумулятивных образований, по-видимому, сходны с теми, которые присущи образованию береговых аккуму­лятивных форм, возникающих при продольном перемещении нано­сов, однако масштабы этих явлений несоизмеримы.

В восточной экваториальной части Тихого океана была обнару­жена другая гигантская аккумулятивная форма, которая образована деятельностью поверхностного Экваториального течения. Зона этого течения выделяется очень высокой биологической продук­тивностью.

Разнос течением остатков отмирающего планктона привел, в конечном счете, к образованию огромной по протяженности (бо­лее 2 тыс. км), ширине (до 400 км) и высоте (до 1,5 км) аккуму­лятивной формы (рис. 118).

Рис. 118. Восточнотихоокеанский вал — гигантская аккумулятивная форма, построенная экваториальными течениями. Жирные линии — изопахиты через 0,1 км

В обоих приведенных примерах одним из важнейших условий формирования аккумулятивных форм были длительность сохране­ния обстановки осадкообразования и самого процесса образования этих форм.

Изучение форм рельефа, создаваемых течениями в абиссальных глубинах океана, только начинается. Генетические формы и типы рельефа, создаваемые течениями, в том числе и глубоководными донными течениями, даже не имеют специального названия, а меж­ду тем, судя по огромной площади распространения их действия (практически весь океан), это едва ли не самые распространенные геоморфологические образования на Земле. Мы предлагаем назы­вать их торрентогенными формами и типами рельефа (от torrent — поток, течение).

О БИОГЕННЫХ ФАКТОРАХ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ

Наиболее эффектный биогенный фактор рельефообразования в Мировом океане — деятельность рифостроителей— кратко рас­сматривалась в предыдущей главе. Следует отметить, что биоген­ные факторы геологической жизни океана весьма разнообразны. В ходе жизнедеятельности и в результате отмирания различных морских организмов происходит: а) накопление рыхлого осадочно­го материала — скелетов и покровных частей различных организ­мов, обычно кремнистого или известкового состава; б) формирова­ние массивных пород типа рифовых известняков и образуемых ими форм рельефа — коралловых рифов; в) разрушение и разрыхление горных пород вследствие деятельности различных «камнеточцев» — некоторых двустворчатых (Folas, Barnea, Lytophagus и др.); г) переработка донных грунтов илоедами (червем Sipunculus и др.) путем пропускания их через пищеварительный тракт, в результате чего донные отложения утрачивают слоистость и приобретают мел­кокомковатую, так называемую копролитовую структуру. Многие организмы улавливают взвеси и способствуют их осаждению. Так, например, мидии пропускают через свой организм в среднем 1,5 л воды в час, начисто отфильтровывая все взвеси, содержащиеся в воде, и осаждая их.

Многие жители моря обладают избирательной способностью концентрировать в своих покровах и мягких тканях различные эле­менты и неорганические соединения, обычно содержащиеся в мор­ской воде. Так, моллюск Archidoris может накапливать в своих тканях медь в количестве, превышающем ее нормальную концен­трацию в морской воде (0,01 мг/л) в 4300 раз, а асцидии — концентрировать ванадий в количестве до 1 % от их массы. Мол­люск Lingula поглощает фтор, и этот элемент может составлять до 1,5% от массы его раковины. Особенно большое значение имеет способность многих организмов усваивать известь или кремнезем из морской воды. Эти элементы практически безвозвратно выбыва­ют из кругооборота. Извлечение извести из морской воды и ее осаждение в донных осадках — один из важнейших геохимических процессов, протекающих в поверхностных оболочках Земли, начи­ная с архея, с постепенно нарастающей интенсивностью (Страхов, 1963).

Процесс биогенного осаждения кремнезема имеет меньшие масштабы, но, как показывают результаты глубоководного буре­ния, накопление кремнезема в донных осадках также весьма ха­рактерно по крайней мере для всего мезо-кайнозойского этапа истории океана. Скелетные и покровные остатки организмов, усваи­вающих известь и кремнезем, после их смерти выпадают на дно и накапливаются здесь, образуя различные типы донных морских отложений.

Наиболее важное значение среди известковых организмов для этого процесса имеют одноклеточные простейшие — фораминиферы, а также одноклеточные зеленые водоросли кокколитофориды. Из кремнистых организмов наибольшая роль принадлежит однокле­точным диатомовым водорослям, за ними следуют радиолярии и кремнежгутиковые. Общее поступление биогенного осадочного материала на дно океана оценивается величиной 1,82 млрд. т в год.

АККУМУЛЯЦИЯ ОСАДОЧНОГО МАТЕРИАЛА

КАК ВАЖНЕЙШИЙ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС

НА ДНЕ МИРОВОГО ОКЕАНА

Океан — это, прежде всего область аккумуляции огромных масс поступающего в него осадочного материала, хотя, как отмечалось выше, на его дне наблюдаются и денудационные процессы. По под­счетам А. П. Лисицына, реки выносят ежегодно в море в среднем 18,35 млрд. т твердых (взвешенных и влекомых) частиц и около 3,2 млрд. т растворенного материала. Ледники вместе с айсбергами поставляют в океан около 1,5 млрд. т, эоловые процессы — около 1,6, абразия — около 0,5 млрд. т осадочного материала. Весь мате­риал, образующийся в результате разрушения горных пород глав­ным образом суши, называется терригенным. Количество ежегодно поступающего биогенного материала оценивается, как уже упоми­налось, в 1,82 млрд. т. Кроме того, значителен объем поступающих в океан пирокластических продуктов вулканических извержений, вероятно, достигающий 3 млрд. т. Некоторая часть осадочного ма­териала формируется в океане за счет химических превращений поступающих сюда терригенных и вулканогенных частиц.

Таким образом, в океан ежегодно поступает более 30 млрд. т осадочного материала. Осаждение его на дно происходит посте­пенно, подавляющая часть осадочного материала долго еще пребы­вает во взвешенном состоянии. По определениям А. П. Лисицына, общее количество взвешенного материала в океане составляет 1370,32 млрд. т, следовательно, среднее пребывание осадочных частиц во взвеси составляет около 45 лет.

В зависимости от генезиса преобладающего осадочного мате­риала донные отложения делятся на терригенные, биогенные, хемогенные и полигенные. Последняя группа включает один тип глу­боководных отложений — так называемую глубоководную красную глину, которая формируется в результате примерно равнозначного участия нескольких источников поступления материала. Скорость накопления донных отложений различна, наибольшая характерна для терригенных отложений (до нескольких миллиметров в год) и наименьшая — для красной глины (порядка 0,3—0,8 мм за тысячу лет). Соответственно и эффект аккумуляции, ее влияния на облик рельефа дна различен. Кроме того, эффект осадкообразования за­висит от того, где образуются осадки: на шельфе, материковом склоне, материковом подножье, в глубоководных желобах, котло­винах окраинных морей и океанических котловинах или на океани­ческих возвышенностях (рис. 119).

Высокая подвижность придонных вод в пределах шельфа пре­пятствует накоплению здесь мощной толщи осадков, хотя именно шельф является той зоной, куда поступает в первую очереди оса­дочный материал с суши. Вследствие высокой подвижности при­донных вод основная или значительная масса осадочного материала «проскакивает» зону шельфа. Аккумуляция на шельфе ограничена, главным образом, впадинами и котловинами рельефа дна. Но та же высокая подвижность придонных вод обеспечивает подводную эрозию выступов рельефа шельфа. Благодаря этому на шельфе происходит комплексное выравнивание донного рельефа: как пу­тем аккумуляции во впадинах, так и путем срезания выступов рельефа действием подводной эрозии или денудации.

На материковом склоне имеется ряд условий, препятствующих осуществлению интенсивной аккумуляции, и в первую очередь зна­чительные уклоны поверхности и вертикальная циркуляция водных

Рис. 119. Проявление выравнивающей деятельности осадкообразования в различных условиях:

а — на шельфе; б — на материковом склоне и подножье: а — в глубоководном жело­бе; г — в пределах ложа океана (образование плоских абиссальных равнин в левой и сохранение холмистого рельефа в правой части рисунка); д — рисунок, иллюст­рирующий более быстрое аккумулятивное выравнивание на поверхности плато, чем на дне соседней котловины

масс, благоприятствующие выносу материала, а также взвешива­нию значительного количества осадочных частиц. Подводные ополз­ни и в особенности суспензионные потоки также в большой мере способствуют выносу осадочного материала, а не накоплению его в зоне материкового склона. Более или менее благоприятными участками для накопления осадков на материковом склоне явля­ются только окраинные плато и отдельные достаточно широкие ступени или площадки при ступенчатом строении склона.

Интенсивная аккумуляция на материковом склоне возможна лишь при очень обильном поступлении терригенных осадков и малой ширине шельфа. Иногда шельф полностью перекрывается дельтой крупной реки. В этом случае передний край дельты находится в непосредственной близости к материковому склону. Тогда массо­вое сваливание выносимого рекой материала может привести к частичному или полному погребению коренного рельефа материко­вого склона под мощной толщей осадков. Такую картину можно наблюдать, например, в районе дельты реки Миссисипи. Известен и ряд других примеров аккумулятивного строения материкового склона.

В отличие от шельфа и материкового склона материковое под­ножье исключительно благоприятно для накопления мощной тол­щи осадков. Интенсивность вертикальной циркуляции вод в этой зоне гораздо ниже, чем на материковом склоне. Осадки, поступаю­щие с последнего, выносы суспензионных потоков, оползающие со склона массы пластичных осадков, встречают здесь либо зону очень пологих уклонов поверхности, либо даже зону с обратными уклона­ми, если структурная впадина материкового подножья еще не заполнена. В любом случае, следовательно, материковое подножье представляет собой идеальную ловушку для осадочного материала. Здесь в максимальной степени идет его накопление, и как морфо­логический результат аккумулятивного выравнивания образуется наклонная пологоволнистая аккумулятивная равнина.

Сходные условия для накопления осадков, поступающих с суши и шельфа, характерны для котловин окраинных морей в геосинкли­нальных областях. Здесь также аккумулируются мощные толщи осадков, обеспечивающие погребение коренного рельефа и форми­рование плоской или субгоризонтальной абиссальной равнины.

Ловушками для осадочного материала являются также глубо­ководные желоба, если они прилегают к достаточно зрелым остров­ным дугам типа Курильской или Японской. В первом случае глав­ным источником поступления материала являются вулканические выбросы. Во втором — к ним примешивается в более или менее зна­чительном количестве твердый сток рек. В результате на дне глубо­ководного желоба происходит аккумулятивное выравнивание рель­ефа. Поскольку борта глубоководного желоба находятся в неоди­наковых условиях поступления материала, образующаяся на дне желоба абиссальная плоская равнина слегка асимметрична, с не­большим уклоном в сторону океана.

В пределах ложа океана в общем случае наиболее благопри­ятными для аккумулятивного выравнивания являются те океани­ческие котловины или части котловин, которые ближе расположены к подводным окраинам материков и, следовательно, находятся в более благоприятных условиях для поступления осадочного мате­риала с подводных окраин материков. Медленное, но весьма дли­тельное накопление осадков приводит к формированию плоских абиссальных равнин, которые можно рассматривать как равнины предельного аккумулятивного выравнивания. Все неровности ко­ренного рельефа оказываются начисто погребенными под мощной толщей осадков (рис. 120).

На дне удаленных от подводной окраины материков котловин осадков отлагается гораздо меньше. Здесь образуется маломощный плащ отложений, который лишь облекает неровности коренного рельефа, но не нивелирует его. Это области распространения холмистого абиссального рельефа.

Нередко в пределах ложа океана можно наблюдать такие ре­зультаты процесса аккумулятивного выравнивания: на подводном плато, если глубина над ним не превышает 4—4,5 км, рельеф мо­жет быть существенно выровнен за счет аккумуляции донных отложений, тогда как в котловинах, прилегающих к плато, с глуби­нами 5—6 тыс. м отмечается холмистый абиссальный рельеф. При­чины такого несоответствия заключаются в неодинаковой скоро­сти накопления осадков разных генетических типов. На плато, при упомянутой глубине над ним, может идти накопление

Рис. 120. Профили плоской абиссальной (А) и холмистой абиссальной (Б) равнин по данным сейсмоакустического профилирования

органогенного карбонатного ила, тогда как в котловинах с глубинами порядка 5 км и более возможно лишь накопление глубоководной красной глины. Скорость накопления карбонатных илов в несколько раз выше, чем красной глины, отсюда и такие различия в эффекте ак­кумулятивного выравнивания.

Из сказанного следует, что донная аккумуляция, ведущая к изменению рельефа дна за счет погребения коренных неровностей, является важнейшим интегрирующим геолого-геоморфологическим процессом на дне морей и океанов, обеспечивающим, в конечном счете, выравнивание рельефа дна Мирового океана.