Глава 14. Геологическая деятельность океанов и морей

14.2. Динамический режим Мирового океана

14.5. Эвстатические колебания уровня океана

14.8. Стадии преобразования осадков, осадочные горные породы и взаимоотношение слоистых толщ

Водная оболочка Земли покрывает почти 71 % ее поверхности (362 млн км2), что в 2,5 раза больше площади суши (149 млн км2, или 29 %), так что нашу планету можно назвать океанической. Объем вод океанов и морей оценивается в гигантскую цифру 1,4 млрд км3, тогда как вся гидросфера составляет 1,8 млрд км3. Распределение акваторий океанов таково, что в Северном полушарии, считающемся материковым, суша занимает 39,3 %, а океаны — 60,7 %. В южном, океаническом, полушарии — соответственно 19,1 и 80,9 %.

Геологическая деятельность океанов и морей осуществляется разными процессами: 1) абразией — разрушением береговых линий волнами, приливами, течениями; 2) переносом разнообразного материала, выносимого реками, образующегося за счет вулканизма, эоловой (ветровой) деятельности, разносимого льдом, а также растворенного вещества; 3) аккумуляцией, или отложением, осадков: биогенных, гидрогенных (эвапоритов, железомарганцевых конкреций), обломочных и космогенных (сферул); 4) преобразованием осадков в породы, или диагенезом и переотложением осадков. Прежде чем рассматривать геологические процессы в океанах и морях, необходимо сказать о свойствах самой водной массы и ее перемещении под действием различных сил.

14.1. Свойства океанской воды

Огромная масса воды в океанах на разных широтах и разных глубинах отличается по своим свойствам, что придает водной массе расслоенность, или стратифицированность.

Температура. Вода в океанах прогревается только в поверхностном слое, поэтому лишь 8 % океанских вод теплее +10 °С, а больше 50 % имеют температуру ниже +2,3 °С. Таким образом, океаны в целом холодные (рис. 14.1).

Рис. 14.1. Изменение температур по вертикали в трех
океанских бассейнах (по Dietrich, 1963)

Температура в океанах с увеличением глубины быстро понижается, особенно в поверхностной зоне, мощностью до 200 м, теплый слой воды как бы плавает над более холодной толщей, которая отделяется от вышележащего слоя зоной резкого, скачкообразного изменения температуры и плотности, называемой термоклином (рис. 14.2). Верхний теплый слой, подверженный воздействию ветровых волн, называют перемешанным слоем, являющимся основным местом процессов фотосинтеза водорослей. На расстоянии по вертикали 100 м Т уменьшается на 10–12 °С. Различают постоянный и сезонный термоклины.

Рис. 14.2. Постоянный термоклин. В верхнем перемешанном слое толщиной
несколько сот метров может развиваться сезонный термоклин
(по B. W. Pipkin et al, 1977)

В поверхностном слое температура изменяется от +30 °С в низких широтах до 0 °С в высоких широтах. Среднегодовая температура воды около +17 °С, но она выше в Северном полушарии (+19 °С), чем в южном (+16 °С). На глубинах примерно 4 км Т составляет от 0 °С до +1 °С, а в придонном слое мощностью 200 м — до –1 °С.

Плотность вод Мирового океана зависит от температуры, солености и давления, т. е. от глубины. Плотность воды возрастает с глубиной, что определяет стратификацию водной толщи (рис. 14.3). Известно, что при Т = +20 °С плотность пресной воды составляет 1,0 г/см3, а морской воды с соленостью 35 ‰ — 1,025 г/см3. При Т = +2 °С плотность увеличивается до 1,028 г/см3, на глубине 5 тыс. м — 1,050 г/см3, а на глубине 10 тыс. м — 1,077 г/см3 (рис. 14.4).

Рис. 14.3. а — схематичное изображение распределения плотности в океане.
Вода течет и (или) перемешивается вдоль линий постоянной плотности;
б — фактическое распределение плотности в Атлантическом океане,
приведенное для сравнения (по Pickard, 1975)

Рис. 14.4. Изменение плотности в поверхностных
водах океанов с изменением широты

На увеличение плотности влияют повышение солености, понижение температуры и возрастание давления. Увеличение плотности воды приводит к ее погружению, что переводит обогащенные кислородом поверхностные воды на более низкий уровень. В Атлантическом океане наименьшая плотность воды наблюдается в районе экватора, а наибольшая — на широтах 60°. Самая высокая плотность океанской воды отмечена вокруг Антарктиды в связи с формированием ледяных полей.

Соленость Мирового океана — это общее количество растворенного вещества, в основном NaCl. Соленость океанов в среднем 34,69 г/кг, или 34,69 ‰ промилле (частей на тысячу). 75 % всех вод Мирового океана имеют соленость от 34,5 до 35 ‰, но распределяется она неравномерно и зависит от количества выпадающих осадков, испарения, близости устьев крупных рек, таяния льдов и т. д. (рис. 14.5, 14.6). В Красном море соленость на севере равняется 41 ‰. Повышенной соленостью, до 39 ‰, характеризуется Средиземное море в своей восточной котловине. На дне Красного моря, где в современных рифтах выходят нагретые рассолы, соленость достигает 310 ‰. Очень высокой соленостью характеризуются лагуны и заливы, отшнурованные от моря. В то же время моря, в которые впадает большое количество рек, обладают низкой соленостью, особенно вблизи устьев рек. Так, в Каспийском море средняя соленость составляет 12–15 ‰, а в северной части
3–5 ‰, что обусловлено притоком пресных волжских вод, в заливе Кара-Богаз-Гол соленость равна 164 ‰. В Черном море соленость больше — 17–18 ‰, зато в Балтийском море соленость воды в поверхностном слое не превышает 3–6 ‰.

Рис. 14.5. Изменение солености в поверхностных водах
океанов с изменением широты

Рис. 14.6. Изменение солености по вертикали в трех океанских бассейнах
(по G. Dietrich, 1963)

Давление в океанских водах возрастает на 1 атм на 10 м глубины. Поэтому в наиболее глубоководных районах океанов давление увеличивается до огромных величин 800–1100 атм.

Химический и газовый состав морской воды. В океанской воде содержатся практически все химические элементы, но только ионы Na и Cl играют решающую роль (рис. 14.7). Преобладают хлориды (89,1 %), сульфаты (10,1 %), и совсем ничтожную долю составляют карбонаты (0,56 %), а соли, находящиеся в растворе, диссоциируют на анионы и катионы. Океанская вода по своему составу отвечает продуктам эмиссии кислых газов вулканов с образованием гидрохлорноватой, серной, угольной кислот и выщелачивания силикатных пород (МеSi аAlвOс), где Ме — Na, K, Mg, Ca. Остальное — это нерастворимые окислы Si и Al, т. е. глинистые минералы.

Рис. 14.7. Состав океанской воды на 1 кг (1000 г).
Растворенные ионы даны в граммах

В течение фанерозоя, т. е. примерно за 600 млн лет, состав воды и ее соленость практически не менялись. Это возможно только в том случае, если приток солей равняется их удалению из воды. СаСО3 связывается в известковых скелетах организмов, Si — в опалиновых скелетах, Ме — в новообразованных минералах, S — в сульфидах тяжелых металлов в анаэробных условиях и т. д. В отличие от океанской воды речная вода — это раствор бикарбоната кальция и кремнистой кислоты, т. е. если в морской воде основную долю составляют хлориды, то в речной — карбонаты, свидетельствующие о том, что соленость океана не связана с привносом реками солей.

Газы, как и соли, растворены в океанской воде. Главными являются кислород, углекислый газ и азот.

Кислород поступает в воду прежде всего из атмосферы, а также за счет фотосинтеза растений (фитопланктона). Растворимость кислорода в воде уменьшается с повышением температуры, чем объясняется его низкое содержание в приэкваториальной зоне. Зато в высоких широтах наблюдается обогащение кислородом холодных вод.

При температуре 0 °С вода поглощает кислорода и азота в два раза, а углекислого газа — в три раза больше, чем при температуре +30 °С. При средней солености морских вод в 35 ‰ 1 л воды при давлении 760 мм рт. ст. поглощает кислорода при температуре –2 °С — 8,47 см3, +15 °С — 5,84 см3, а при +30 °С — только 4,50 см3.

Взаимный обмен кислородом между атмосферой и океанскими водами происходит в связи со сменой сезонов, когда летом океан прогревается, избыток кислорода выделяется в атмосферу, а зимой при охлаждении океана, кислород поглощается из атмосферы и растворяется в воде. Глубоководные слои в океанах обогащаются холодными, тяжелыми, насыщенными кислородом водами, поступающими из высоких широт.

Углекислый газ в океанской воде находится либо в свободном состоянии, либо в химически связаном — в карбонатах и бикарбонатах. Содержание СО2 в воде составляет около 45 см3/л, причем 50 % его приходится на свободный СО2, а другие 50 % находятся в связанном состоянии. Растворимость СО2, так же как и О, уменьшается с повышением Т. Поэтому в низких широтах, где растворимость СО2 в воде уменьшается, углекислота выделяется в атмосферу, в высоких широтах, наоборот, поглощается. Максимальное содержание СО2 наблюдается в холодных придонных водах, которые растворяют известковые раковины планктонных организмов, не достигающих по этой причине океанского дна. Закономерность содержания СО2 в океанских водах влияет на образование и сохранность карбонатных осадков.

Сероводород присутствует в морской воде только в тех водоемах, где затруднен обмен воды с открытым океаном, например в Черном море.

Рассмотрение основных параметров океанской и морской воды показывает, насколько это сложная система, все составляющие которой тесно взаимодействуют между собой. Пожалуй, наиболее важный вывод заключается в установлении факта стратификации, т. е. слоистости океанских вод.

Поэтому вертикальный разрез океанских вод характеризуется неоднородностью, наличием слоев с разной соленостью, температурой и плотностью, слабо перемешивающихся между собой. Если температурный скачок называется термоклином, то резкое изменение солености — галоклином, а изменение плотности — пикноклином.

Органические частицы, столь широко распространенные во взвеси верхнего водного слоя, благодаря своему объемному весу, близкому к таковому у океанской воды, задерживаются в термоклине и служат пищей для зоопланктона и бактерий. С другой стороны, более глубинные и холодные воды, богатые фосфатами, не могут пробиться в верхние слои водной массы океана, т. к. для них препятствием служит хорошо перемешанная и теплая вода термоклина. Перечисленные выше свойства морской воды меняются от слоя к слою очень резко, поэтому водные слои могут как бы скользить друг по другу, а вода при этом перемещается на большие расстояния.

14.2. Динамический режим Мирового океана

Вода океанов и морей находится в непрерывном движении. Эта циркуляция в поверхностных и глубинных зонах носит различный характер и определяется разными факторами.

Поверхностная циркуляция зависит в основном от ветров нижней атмосферы, влияющих на перемещение воды в самом верхнем слое. Характер циркуляции обусловлен перемещением атмосферы и вращением Земли (рис. 14.8).

Рис. 14.8. Схематическое изображение ветровой циркуляции в океане.
Под действием ветра поверхностные воды океана движутся в
Северном полушарии по часовой стрелке, а в Южном — против часовой стрелки.
Возникают два круговорота течений. Несколько севернее экватора,
в зоне встречи северо-восточных и юго-восточных пассатных ветров,
между круговоротами проходит разделяющее их противотечение

Поэтому в средних и низких широтах Северного полушария ветры образуют круговорот воды по часовой стрелке, а в Южном — против. Это главные океанские антициклонические круговые течения (рис. 14.9), которые не меняются от временного изменения направления ветра, т. к. обладают огромной инерцией. Только в северной части Индийского океана течения меняются из-за смены летнего и зимнего муссонов. Наиболее мощное течение — это циркумполярное, окружающее Антарктиду кольцом и перемещающееся с запада на восток с расходом воды 200 ⋅ 106 м3/с, тогда как у других течений эта величина составляет (15–50) ⋅ 106 м3/с, кроме Гольфстрима: 100 ⋅ 106 м3/с (рис. 14.10). Круговые течения в океанах особенно сильны и узки по ширине в западной половине круговорота и более расплывчаты в восточной. Они служат переносчиком тепла. Нагреваясь около экватора в Северном полушарии, вода переносит тепло далеко на восток, пример тому — Гольфстрим.

Рис. 14.9. Главные поверхностные течения Мирового океана

Рис. 14.10. Образование Циркум-Антарктического холодного течения благодаря
перемещению литосферных плит. Белые стрелки обозначают холодные воды,
черные — более теплые. А — 60 млн лет назад; Б — в наши дни

Все круговые течения с их асимметрией обусловлены вращением Земли с запада на восток. В 1835 г. Ж. де Кориолис установил влияние вращения Земли на движущуюся жидкость, которое в его честь было названо ускорением Кориолиса (рис. 14.11).

Рис. 14.11. Эффект ускорения Кориолиса. 1 — если вода или воздух перемещаются
от экватора к полюсам, то они двигаются быстрее, чем вращающаяся поверхность
Земли под ними, и отклоняются к востоку (вправо — в Северном полушарии, влево — в Южном);
2 — если вода или воздух перемещаются от полюсов к экватору, то они двигаются медленнее,
чем вращающаяся поверхность Земли, и отклоняются к западу
(вправо — в Северном полушарии, влево — в Южном)

Суть этого влияния заключается в том, что направление вращения Земли в Северном и Южном полушариях имеет различную ориентацию, если смотреть с Северного и Южного полюсов соответственно. С Северного — против часовой стрелки, с Южного — по часовой. Неподвижное тело на экваторе вращается со скоростью 1670 км/ч, при длине окружности 40 тыс. км. По направлению к полюсам скорость вращения уменьшается, и на полюсах она равна 0. Поэтому, чтобы выполнить закон сохранения количества движения, необходимо, чтобы частица, движущаяся от экватора к полюсу, смещалась к востоку по сравнению с неподвижными частицами, а от полюса — к экватору к западу,
т. е. они отклоняются вправо по отношению к направлению движения. В Южном полушарии их движение будет, естественно, противоположным. Несмотря на то что ускорение Кориолиса мало — 1,5 · 10–4 V sinφ см/с2, где V — скорость, а φ — широта, его влияние на воды океана и атмосферу очень велико, т. к. ускорение Кориолиса действует в горизонтальной плоскости. Поэтому ускорение Кориолиса играет важную роль в движении океанских вод.

Так как вода в океанах стратифицирована, то даже небольшие различия в ее плотности приводят воду в движение, и сразу же она подвергается влиянию ускорения Кориолиса. Течения, где градиент давления, т. е. перепад плотностей, соответствует ускорению Кориолиса, называют геострофическими (плотностными). Обычно они направлены вдоль зон воды с разной плотностью. В результате нагона воды из-за дующих ветров и течений уклон поверхности воды может достигать 1 м на 100 км. Такое явление наблюдается в поперечном сечении Гольфстрима.

Течения, вызванные деятельностью ветра, уменьшают свою скорость с глубиной ввиду трения слоев в водной толще. На поверхности океана вода не движется точно по направлению ветра, а с действием ускорения Кориолиса течение будет направлено под углом 45° к направлению ветра, причем чем глубже расположен слой воды, тем отклонение от направления ветра будет больше. Подобная закономерность была установлена в 1902 г. В. В. Экманом и получила наименование спирали Экмана.

Апвеллинг представляет собой очень важное явление и заключается в подъеме воды в океанах с уровня термоклина или более глубоких слоев воды в силу разных причин. Это и ветер, сгоняющий теплую воду с поверхности; и действие ускорения Кориолиса; и конфигурация береговой линии; и разница в плотности воды (рис. 14.12). Значение процесса апвеллинга заключается в выносе к поверхности вод, относительно богатых разнообразными питательными веществами, обогащающими поверхностные слои компонентами, увеличивающими биопродуктивность. Поэтому апвеллинг, помимо других факторов, контролирует тип биогенных осадков: карбонатных, кремнистых, фосфатных. С апвеллингом связана низкая температура воды у побережий Калифорнии и Южной Америки, Северо-Западной и Юго-Западной Африки. В этих случаях важную роль играют пассаты, которые, дуя с востока на запад, постоянно сдувают нагревающийся поверхностный слой воды, а на смену ему поднимаются холодные глубинные воды.

Рис. 14.12. Процессы апвеллинга (описание в тексте). Точка в кружке —
ветер, дующий в сторону читателя; косой крест в кружке — ветер, дующий от читателя.
А — апвеллинг в открытом океане, обусловленный действием силы Кориолиса;
Б — апвеллинг, вызванный ветром; В — перенос вод под действием силы Кориолиса;
Г — апвеллинг, вызываемый конфигурацией берега;
Д — апвеллинг, обусловленный разницей в плотности вод (по B. W. Pipkin et al, 1977)

Глубинная циркуляция отличается от поверхностной тем, что ее движущей силой является разница в плотности вод, обусловленная их охлаждением в высоких широтах, опусканием в придонные глубоководные области, а на смену этим холодным водам из низких широт поступают более нагретые воды. Так осуществляется глубинный круговорот, а придонные течения со скоростями 1–5 см/с были открыты в 1960 г. Основными поставщиками холодных придонных вод являются районы Северной Атлантики, и особенно Антарктиды (рис. 14.13). Холодные плотные воды, сформировавшиеся вокруг Антарктиды около 15 млн лет назад, составляют почти 60 % всех вод Мирового океана, достигая примерно 45° с. ш. в Тихом и Атлантическом океанах. А само Циркум-Антарктическое течение зародилось в раннем кайнозое при разделении Австралии и Антарктиды и возникновении пролива Дрейка между Южной Америкой и Антарктическим полуостровом. Эти воды богаты кислородом и обладают температурой +2...+3 °С. В их образовании большую роль играют морские льды соленостью не более 30 ‰. Следовательно, подледная вода становится солонее и плотнее, опускается на дно и движется в низкие широты. Так как придонные течения следуют вдоль линий равной глубины — изобат, их называют контурными течениями и они обычно двигаются вдоль рельефа дна, а не перемещаются поперек придонных поднятий.

Рис. 14.13. Распределение течений воды в продольном разрезе Атлантического океана.
Холодные арктические и антарктические воды располагаются в глубоких частях океана.
1 — теплая вода; холодные воды: 2 — антарктические, 3 — арктические

Описанные выше течения, вызванные разными причинами, местами движутся навстречу друг другу, и тогда возникают зоны конвергенции. Когда же течения как бы расходятся в разные стороны, образуются зоны дивергенции, которые благодаря подъему холодных плотных вод, обогащенных кислородом, в свою очередь, богаты биогенным веществом, что определяет характер осадконакопления в этих зонах. Хорошо известен экваториальный апвеллинг, вдоль которого наблюдается высокая биопродуктивность.

Приливы и отливы. Уровень океана в течение суток не остается постоянным. Он периодически то повышается, то понижается. Приливные силы возникают из-за действия масс Луны и Солнца на частицы воды в океанах. Луна расположена ближе к Земле, поэтому ее влияние на Землю больше, чем Солнца с его неизмеримо большей массой. Двойная система Земля — Луна вращается вокруг оси, находящейся на расстоянии 0,73 радиуса Земли от ее центра. Силы притяжения различных частиц Земли Луной не совсем одинаковые, т. к. частица в точке экватора, обращенной к Луне, притягивается сильнее, чем частица, расположенная на противоположной стороне экватора. Следовательно, приливообразующая сила — это разность сил притяжения Луны или Солнца в любой из точек на поверхности и в ее центре.

Земля вращается вокруг своей оси значительно быстрее, чем Луна вокруг Земли. Поэтому два приливных «горба» движутся по поверхности Земли в направлении, противоположном ее вращению. Это не только вызывает морские приливы, но и приводит к торможению вращения Земли. Так как суммарный момент количества движения в системе Земля — Луна остается неизменным, то Луна должна отдаляться от Земли, что и происходит.

Приливы достигают наибольшей величины в новолуние и полнолуние, т. е. когда Земля, Луна и Солнце находятся на одной прямой (рис. 14.14). Это положение называется сизигеем, и при нем воздействия Солнца и Луны на Землю суммируются и возрастают. В то же время, когда Луна находится в первой или последней четверти, т. е. линии Земля — Луна и Земля — Солнце образуют прямой угол, приливы минимальны. Так возникает полумесячное неравенство приливов.

Рис. 14.14. Образование приливов в океанах на Земле. Положение приливных
выступов при отсутствии (вверху) и наличии (внизу) трения

Высота приливов в открытом океане крайне мала, около 1 м, но эти движения охватывают всю водную толщу. Вблизи побережий, в зоне мелководного шельфа или в узких заливах, эстуарий рек высота приливов увеличивается, достигая 18 м на северо-восток Канады или в Пенжинской губе (эстуарии) северной части Охотского моря (~13 м), а в Черном море приливно-отливные колебания захватывают всего лишь 10 см.

Движение волн. Океанские и морские волны характеризуются круговыми движениями частиц воды, причем верхняя часть круга движется по направлению движения волны, а нижняя — в противоположную (рис. 14.15).

Рис. 14.15. Элементы волны (I) и ветровая морская волна (II)

Но каждая частица воды, хотя и движется по орбитам с равными радиусами, но имеет некоторый сдвиг по фазе с небольшим запаздыванием по отношению к предыдущей фазе. Поэтому волновой профиль смещается в направлении действия ветра, и скорость этого смещения носит название фазовой скорости волны.

К элементам волны относятся: скорость — С, период — τ, длина — L, высота — Н.

T = L/С или L = С τ, а Н определяется величиной энергии, передаваемой от ветра воде. Периодом волны называется время, за которое волна проходит расстояние, равное длине волны, ее фронтом — линия, проходящая вдоль гребня волны. В открытом океане при нормальном ветре высота волн бывает от 0,3 до 5 м, а при сильном шторме в
9 баллов — до 15 м. В северной части Тихого океана в 1933 г. наблюдалась волна высотой в 34 м. Во время цунами — образования волн вследствие землетрясения — высота волны у берега может достигать 30–40 м, а в 1971 г. у островов Рюкю в Японии высота волны цунами достигла фантастической величины 85 м! Большинство океанских волн имеет длину 50–450 м при скорости от 25 до 90 км/ч на глубокой воде.

Круговые движения частиц воды в волне быстро уменьшаются с глубиной и постепенно сходят на нет на уровне, соответствующем половине длины волны. Таким образом, волновыми движениями затрагивается только самая поверхностная часть водного слоя, хотя существуют плохо изученные внутренние волны в термоклине.

Поведение волн в прибрежных районах резко отличается от такового в открытом океане. Как только глубина воды становится меньше четверти длины волны, последняя касается дна и круговые движения частиц воды становятся эллипсоидальными, уплощаясь ко дну, а на самом дне движения осуществляются только назад-вперед и скорость волны у дна резко замедляется. Скорость гребня волны опережает скорость в ее подошве, длина волны уменьшается, но сразу увеличиваются ее высота и крутизна склона, обращенного к берегу (рис. 14.16). Верхняя часть волны забурунивается и опрокидывается на ее передний склон, который всегда используют любители виндсерфинга, скользя с него, как с горы.

Рис. 14.16. Различные типы обрушения гребня волны: А — ныряющий,
Б — стекающий, В — выступающий. Забурунивание показано черным цветом

Наконец волна всей тяжестью гребня обрушивается на отмелый берег, таща за собой песок и гальку и формируя широкую полосу пляжа. Если волна подходит к приглубому берегу, то она всей своей массой ударяет в береговую кромку или обрыв, разрушая его.

Нельзя не упомянуть о таком явлении, как нагон воды при сильных и длительно дующих в сторону суши ветрах в районах низменных побережий. При таких процессах вода как бы сдувается с поверхностного слоя и перемещается, создавая подъем уровня. Так, с нагонами связаны наводнения в Санкт-Петербурге, когда ветер дует с запада на восток вдоль Финского залива. В Мексиканском заливе высота нагонных волн достигает 5 м, в Бенгальском — 6, в Северном Каспии — 2–3 м.

Такие колебания уровня воды, охватывающие все море целиком, называются сейшами. Они особенно типичны для внутриматериковых морей, таких как Балтийское, Азовское, Черное. Высота сейш в последнем достигает 60 см.

14.3. Рельеф океанского дна

21 декабря 1872 г. в 10 ч. утра начались промеры глубины океана с океанографического экспедиционного судна «Челленджер», плавание которого продолжалось четыре года. Измерения велись канатом с грузом, и когда ряд промеров соединили линией, то получили рельеф океанского дна. Всего было сделано 500 промеров. В конце 30-х гг. прошлого века, во время знаменитого дрейфа папанинцев на льдине в районе Северного полюса, измерения глубины Ледовитого океана проводили с помощью лебедки и троса с грузом.

Ситуация резко изменилась с изобретением эхолота (рис. 14.17). В 1925–1927 гг. с его помощью был открыт в Южной Атлантике Срединно-Атлантический хребет немецкой экспедицией на «Метеоре». Сотни тысяч промеров, профилей и т. д., сделанных со времени начала применения эхолота, позволили в 1963 г. Б. Хизену и М. Тарп составить подробную карту рельефа Мирового океана.

Рис. 14.17. Принцип действия эхолота. Звуковой сигнал отражается от дна и принимается
на корабле. Зная скорость звука в воде и разделив время прохождения
звукового сигнала на 2, получаем глубину океана

Распределение площадей по высотным уровням земного шара дает гипсографическая кривая, из которой следует, что средняя высота суши всего 840 м, тогда как средняя глубина океана 3800 м. Из этой же кривой следует, что почти 21 % поверхности Земли занят сушей с высотами меньше 1000 м, а в океанах 53,5 % площади — это глубины от 3 тыс. до 6 тыс. м. Средний уровень рельефа континентов находится на 4600 м выше среднего уровня рельефа дна океанов, что отражает особенности строения континентальной коры (рис. 14.18).

Рис. 14.18. Распределение площадей по высотным уровням. Гипсографическая
кривая поверхности Земли, построенная по гистограмме частоты встречаемости
(слева), показывает долю (в %) поверхности, лежащей выше или ниже любого уровня
(по W. A. Anikuchine, R. W. Sternberg, 1973)

К основным формам рельефа океанского дна относятся: 1) срединно-океанские хребты, 2) континентальные окраины и 3) глубоководные, или абиссальные, котловины.

Срединно-океанские хребты (СОХ) имеют общую протяженность до 60 тыс. км, прослеживаются во всех океанах и обладают средней глубиной около 2,5 км. Как правило, они располагаются в середине океанов, за исключением Тихого, где хребет смещен к его восточной окраине (рис. 14.19).

Рис. 14.19. Обзорные профили рельефа срединно-океанических хребтов
Мирового океана

Хребты представляют собой хорошо выраженное пологое сводовое поднятие, возвышающееся над дном глубоководных котловин в среднем на 2 км, имеющее ширину до 1000 км. Обе стороны хребта симметричны и обладают умеренно расчлененным рельефом. Осадочный покров появляется только на флангах хребта, и его мощность постепенно увеличивается в стороны от гребня. По простиранию рельеф хребтов может изменяться, Восточно-Тихоокеанский хребет отличается от всех остальных своей шириной — до 4 тыс. км — и высотой 2–4 км над дном абиссальных котловин, а кроме того, вдоль его оси отсутствует ярко выраженная у других хребтов щель, так называемая рифтовая долина. Например, в Срединно-Атлантическом хребте рифт выражен глубоким, в 1–2 км, ущельем шириной 20–40 км, впервые открытым Б. Хизеном из Ламонтской обсерватории США. Внутри главного рифта находится более узкий, всего в несколько километров рифт, в котором наблюдается холмистый рельеф, образованный недавно излившимися лавами — базальтами. В редких местах, как, например, в Исландии, рифтовый хребет выходит на поверхность и его можно изучать обычными геологическими методами. На дне узкого внутреннего рифта наблюдаются открытые молодые трещины — гьяры.

Еще одной замечательной особенностью срединно-океанических хребтов является огромное количество параллельных разломов, пересекающих хребет перпендикулярно его оси и смещающих осевую рифтовую долину (рис. 14.20–14.22). Такие разломы называются трансформными и нередко представляют собой глубокие ущелья с уступами, крутыми склонами, пересекающими не только сами хребты, но и дно прилегающих глубоководных котловин (рис. 14.22). Длина разломов достигает 3500 км, а амплитуда вертикального смещения — от нескольких сот метров до 4 км. Величина горизонтального смещения превышает 3800–4000 км, за счет чего хребет изгибается наподобие буквы S.

Рис. 14.20. Характерные профили рельефа рифтовой зоны срединно-океанических
хребтов с различными скоростями спрединга. Неовулканическая зона ограничена
символами V, а зона трещиноватости — F, отметки ГП определяют зону границы плиты.

Рис. 14.21. Общий профиль Срединно-Атлантического хребта.
Точками показаны осадки

Рис. 14.22. Типичные профили осевой части рифтовой зоны. I — Атлантический хребет на 37° с. ш.
(скорость раздвижения 2 см/год); II — Галапагосский рифт на 86° з. д.
(7 см/год); III — Восточно-Тихоокеанское поднятие на 3°30 ю. ш. (15 см/год)
(В. М. Литвин, 1987)

Осевые зоны срединно-океанических хребтов обладают повышенной сейсмичностью, неглубоким расположением очагов землетрясений, а в трансформных разломах сейсмически активным оказывается отрезок между двумя смещенными участками рифтовой долины хребта (рис. 14.23).

Рис. 14.23. Трансформный разлом. 1 — рифтовая долина, 2 — трансформный разлом,
3 — эпицентры землетрясений, 4 — направление перемещения масс

Глубоководные котловины расположены между континентальными окраинами и срединно-океаническими хребтами и подразделяются на три типа: 1) плоские и слабохолмистые равнины; 2) подводные возвышенности; 3) подводные одиночные горы и группы гор.

1. Плоские абиссальные равнины в глубоководных котловинах встречаются во многих океанах, они обладают очень ровным дном, шириной до 2 тыс. км, иногда со слабым уклоном, не превышающим 1 м, на сформированной за счет выноса материала с суши.

2. Котловины с подводными возвышенностями или холмами широко распространены в Тихом океане, где занимают до 85 % его площади, хотя встречаются и в других океанах. Дно таких котловин покрыто овальными холмами высотой до 1 км и диаметром 10–50 км, частично погребенными под осадочным чехлом. Холмы часто располагаются группами и реже поодиночке.

3. Подводные горы представлены, как правило, вулканами и располагаются либо поодиночке, либо группами, обладают типичной для вулканов конусовидной формой. Основания вулканов погребены под осадочными толщами. Если вулканов много, они могут сливаться в протяженные хребты, как, например, Гавайский или Имераторский хребты в Тихом океане. Вулканические горы, поднимаясь выше уровня моря, постепенно разрушаются абразией, и на них формируется плато. В дальнейшем в связи с опусканием океанического дна они оказываются под поверхностью воды (рис. 14.24). Такие плосковершинные горы — гайоты были открыты в 1940 г. Хессом и особенно распространены в северо-западной части Тихого океана.

Рис. 14.24. Образование гайота. I — вулканический остров; I
I — срезание морской абразией вершины острова; III — опускание океанского дна

Континентальные окраины подразделяются на два главных типа. Один из них — это окраины атлантического типа, или пассивные, окраины, второй — окраины тихоокеанского типа, или активные. Разделение на атлантический и тихоокеанский типы было предложено еще Э. Зюссом в 1883 г. Окраины первого типа — это непрерывно, с момента образования, погружающиеся края континентов, на которых накопилась мощная толща осадочных отложений, в основном за счет материала, сносимого с суши. Вулканизм и сейсмичность отсутстсвуют.

Окраины второго типа характеризуются наличием расчлененного рельефа, присутствием глубоководных желобов, островных дуг с активным вулканизмом и высокой сейсмичностью, иногда окраинных морей, высокой тектонической активностью и присутствием наклоненной от глубоководного желоба под континент зоны гипоцентров (очагов) землетрясений до глубины 700 км.

Из вышеизложенного четко видна разница между двумя типами континентальных окраин. Одна действительно лишь пассивно опускается, вторая испытывает активные тектонические движения и вулканизм.

Окраины атлантического типа (пассивные) образовались в результате раскола древнего материка, расхождения в стороны его половин и погружения отдельных краевых блоков континента ввиду охлаждения океанской коры, а накапливающиеся толщи осадков своим весом способствуют еще большему погружению (рис. 14.25). В морфологии таких окраин выделяется шельф, непосредственно примыкающий к суше и представляющий собой очень мелкое (до 200 м) дно океана или моря (рис. 14.26). Ширина шельфа, как, например, в Северном Ледовитом океане, может достигать и более 1000 км. Иногда глубина так называемого высокого шельфа достигает 300–500 м. Внешняя граница шельфа очерчена четким перегибом рельефа дна, или бровкой шельфа (рис. 14.27). Во время ледниковых эпох большие участки мелководного шельфа были сушей, и сейчас на шельфе прослеживаются древние долины рек, террасы, погребенные бары и другие формы рельефа.
В районах недавних материковых оледенений на шельфе имеются моренные гряды, а рядом с ними большие песчаные равнины — зандры (см. гл. 12). На Западно-Африканском шельфе во время низкого уровня океана в последнюю ледниковую эпоху реки глубоко врезались в шельф, вырабатывая долины, по которым материал выносился за пределы шельфа, иногда образуя дельтовые конусы.

Рис. 14.25. Пассивная континентальная окраина: 1 — суша, 2 — океан, 3 — шельф,
4 — континентальный склон, 5 — континентальное поднятие, 6 — морские осадки,
7 — континентальные осадки, 8 — базальты, 9 — каменная соль, 10 — рифтовый массив,
11 — направление смещения блоков, 12 — листрические сбросы, 13 — континентальная кора

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

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

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

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

Окраины тихоокеанского типа (активные) распространены преимущественно по периферии Тихого океана, в восточной части Индийского океана и характеризуются прежде всего сильно расчлененным рельефом (рис. 14.28). Если провести профиль в широтном направлении в западной части Тихого океана, через Японию, то начиная с ровного глубоководного ложа океана через небольшой вал мы пересекаем глубоководный желоб, наиболее глубокую структуру всех океанов глубиной от 7 до 11 км (рис. 14.29). Самая большая глубина, измеренная с корабля «Витязь» в Марианском желобе, составляет 11022 м и в желобе Тонга — 10 800 м. Желоба обладают асимметричной структурой с более пологим и низким океаническим бортом и крутым и высоким — у островной дуги или континентальной окраины. В желобах иногда наблюдается узкое горизонтальное днище, а внутренний склон осложняется уступами.

Рис. 14.28. Активная континентальная окраина: 1 — континентальная кора,
2 — океаническая кора, 3 — литосфера, 4 — астеносфера, 5 — аккреционный клин,
6 — островная дуга, 7 — окраинное море, 8 — первичный магматический очаг,
9 — суша континента, 10 — глубоководный желоб

Рис. 14.29. Профили рельефа переходных зон северо-западной части
Тихого океана (В. М. Литвин, 1987)

Далее в сторону континента активные окраины обладают рельефом двух типов. В одном из них за желобом, имеющим в плане дугообразную форму, выпуклую в сторону океана, располагается островная дуга, усеянная действующими вулканами и обладающая расчлененным гористым рельефом. Хорошо известны такие островные дуги, как Алеутская, Курильская, Японская, Марианская, Антильская, Зондская и др. За островной дугой располагается так называемое окраинное море, отделяющее островную дугу от континента. Примерами таких морей являются: Берингово, Охотское, Японское, Филиппинское, Коралловое, Южно-Фиджийское и др., находящиеся на западе Пацифики. Глубина окраинных морей может достигать 3 км, и все особенности их строения свидетельствуют о том, что они образовались в условиях тектонического растяжения.

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

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

14.4. Геологическая деятельность волн

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

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

Рис. 14.30. Схема развития и основные элементы абразионного берега:
а. Образование волноприбойной ниши:
I, II, III — стадии отступания берега; 1 — клиф; 2 — волноприбойная ниша;
3 — пляж; 4 — бенч; 5 — прислоненная подводная аккумулятивная терраса.
б. Спрямление береговой линии волновой эрозией. А — до спрямления:
1 — суша, 2 — залив, 3 — море. Б — начальная стадия спрямления:
4 — песчаный пляж в заливе, 5 — обрывы. В — конечная стадия спрямления:
6 — песчаный пляж; 7 — береговые обрывы (клифы); 8 — скалы в море

Крутой, почти отвесный берег называется клифом. Вместо отступающего обрыва формируется наклоненная к морю подводная абразионная терраса, или бенч, состоящая из коренных скальных пород, иногда покрытых тонким слоем гальки и песка. Но основная масса разрушенного материала уносится водой глубже подводной абразионной террасы, образуя подводные аккумулятивные террасы. Скорость абразии клифа может колебаться от нескольких сантиметров до нескольких метров в год, в зависимости от прочности горных пород.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Более сложная картина формирования аккумулятивных форм наблюдается в случае с изрезанным рельефом берега (рис. 14.34).

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

Если у берега имеются заливы, эстуарии, то постепенно их устьевые части перегораживаются песчаным валом, как дамбой, и образуется пересыпь, хорошо известная нам по одесскому побережью. Она возникает потому, что при косом набегании волны у излома берега, как бы в зоне его «тени», начинает накапливаться песок, образуя косу, которая, удлиняясь, соединяется с другим берегом залива. Такой же процесс происходит, 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).

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

Нередко песчаные косы выдвигаются далеко в море. Такими примерами могут быть Аграханская коса (45 км)
в Каспийском 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).

Рис. 14.36. Защита пляжа от размывания волнами. 1 — берег, 2 — пляж,
3 — бетонные блоки, 4 — направление действия волн.
Стрелки указывают направление перемещения материала на пляже

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.

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.

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.

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

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 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.

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.

14.6. Осадконакопление в океанах

В океанах и морях накапливаются исключительно разнообразные осадки, роль которых в формировании земной коры во все времена была чрезвычайно велика. Масса осадочного материала — около 3 млрд т — ежегодно поступает в океаны. Из этой массы 85–90 % выносится речными системами, 7 % — льдами, 1 % — эоловыми процессами — пылевыми бурями, 1–2 % дает подземный сток. При этом 80 % вещества представлено твердыми частицами разного размера и 20 % представляют собой растворенные вещества.

Роль биогенного осадконакопления еще совсем недавно явно недооценивалась. Сейчас установлено, что из всей массы осадков 50–65 % приходится на биогенный материал и ежегодно накапливается ~350 млрд т в пересчете на сухое вещество. Материал, растворенный в океанических водах, усваивается биосом, который фильтрует океанские воды. Всего полгода требуется для того, чтобы биос профильтровал через себя всю воду Мирового океана.

Накопление осадков в океанах контролируется разнообразными факторами, к которым относятся поступление материала с суши, климатическая зональность, характер течений, глубина бассейна, соленость, биопродуктивность поверхностных вод и др. Распределение осадочного материала в современных океанах весьма неравномерно. Имеются участки на дне, где мощность отложений нулевая в результате размыва, и вместе с тем на пассивных окраинах у континентального склона мощность осадков достигает 15 км. Средняя мощность осадочной толщи Мирового океана, по данным А. П. Лисицына, составляет 459 м. В пелагиали океанов не встречаются осадки мощностью более 1 км.

По происхождению различают океанические осадки следующих типов:

1. Терригенные, образующиеся за счет разрушения горных пород суши и последующего их сноса реками в океаны.

2. Биогенные, формирующиеся на океанском дне за счет отмерших организмов, главным образом их скелетов.

3. Хемогенные, связанные с выпадением из морской воды некоторых химических элементов.

4. Вулканогенные, накапливающиеся в результате извержений как на самом океаническом дне, так и за счет тефры, приносимой ветрами после вулканических извержений на суше.

5. Полигенные, т. е. смешанные осадки разного происхождения.

Существующие в современных океанах физико-географические обстановки, обусловленные глубиной и определяющие характер осадконакопления, подразделяются на несколько типов (рис. 14.40 и 14.41).

Рис. 14.40. Области в океанах, отличающиеся разными условиями осадконакопления

Рис. 14.41. Схема вертикальной зональности Мирового океана

1. Литоральные, или прибрежные, осадки образуются в приливно-отливной 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.

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

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

В области 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.

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

В области маргинальных фильтров происходит весьма значительное накопление осадочного материала, под весом которого земная кора прогибается. Следует отметить, что глобальные колебания уровня моря в недавнем геологическом прошлом переводили рыхлые отложения шельфа и маргинальных фильтров путем процесса лавинной (т. е. очень быстрой) седиментации к подножию континентального склона, что подтверждается глубоководным бурением и геофизическими исследованиями. Многочисленные исследования А. П. Лисицына показали, что за пределы шельфов и маргинальных фильтров в океан проникает не более 2–16 % элементов стока. Почти весь сносимый с суши материал оседает и улавливается этими участками (фильтрами), поэтому прежние представления о механическом разносе взвешенных в морской воде частиц, снесеных с суши, в настоящее время не находят подтверждения. Реальный вклад материала речного стока в осадконакопление в океане оказывается в 10 раз ниже, чем предполагалось раньше, и не превышает 1,5 млрд т в год. Следует отметить, что примерно такое же количество материала поступает в океаны за счет эолового и ледового разноса, но концентрируется соответственно в разных климатических аридных и полярных зонах.

Глубоководное терригенное осадконакопление обеспечивается за счет разноса материалов размыва суши. Главными процессами при этом, как уже говорилось, являются: транспортировка, отложение и переотложение. Терригенный материал поступает в океаны не только при помощи течения рек, но и за счет таяния айсбергов и попадания на дно ледниковых отложений, содержащихся в айсберге, и разноса пылеватого материала эоловыми процессами. Материал, выносимый реками, как правило, сгруживается на шельфе в сублиторальной или неритовой области и редко выносится в более глубоководные батиальные области континентального склона и тем более абиссальных котловин. Однако отложившийся на шельфе материал может перемещаться в более глубоководные части океана за счет сползания осадков с бровки шельфа, лавинной седиментации и так называемых гравитационных потоков, которые возникают за счет действия силы тяжести. По выражению А. П. Лисицына, материковый склон Мирового океана — гигантская фабрика гравипотоков.

В настоящее время, по Г. В. Мидлтону и М. А. Хамптону, выделяются 4 типа гравитационнных потоков: 1) турбидные, 2) грязекаменные, 3) зерновые и 4) разжиженного осадка, среди которых наиболее распространен первый тип (рис. 14.43).

Рис. 14.43. Классификация подводных гравитационных потоков
(по G. V. Middleton, M. A. Hampton, 1976)

Турбидные потоки — это суспензия осадочного материала, отличающаяся от окружающей воды большей плотностью, которая заставляет эту суспензию двигаться в виде потока при наличии даже незначительного уклона, и характеризующаяся сильной внутренней турбулентностью.Турбидные потоки переносят огромные массы осадочного материала с мелководного шельфа в область континентального склона, его подножия и даже части абиссальных котловин. Турбидный поток возникает в результате оползания или срыва водонасыщенного, слабо консолидированного осадка. Обладая плотностью в 1,03–1,3 г/см3, поток плотной и тяжелой суспензии начинает двигаться вниз по склону, при этом в его утолщенной фронтальной части развивается избыточное давление, вызванное несколько большей скоростью потока в его хвостовой части. Скорость движения турбидных потоков может достигать 90 км/ч, при этом на огромные расстояния переносится большой объем взвеси, достигающей нескольких килограммов на кубический метр на расстояние в сотню километров и более (рис. 14.44).

Рис. 14.44. Гидравлика турбидных потоков по лабораторным экспериментам в лотках.
А. Волна турбидного потока, наблюдавшаяся в горизонтальном канале после спуска
суспензии из шлюзовой камеры в одном его конце. Скорость головной части потока
V зависит от толщины головной части (d2), разности плотностей суспензии
в турбидном потоке и воды над ним (Δρ), плотности воды ρ и ускорения силы тяжести g.
Б. Стационарный однородный турбидный поток вниз по склону g.
Средняя скорость потока u зависит от толщины потока d, разности плотностей, сил трения
на границе с дном (fо) и с вышележащей водой (f1).
В. Характер движений внутри и вокруг головной части турбидного потока.
Г. Схема расчленения турбидного потока на головную часть, тело
и хвостовую часть (по G. V. Middleton, M. A. Hampton, 1976)

Классическим примером был мутьевой поток, вызванный землетрясением 19 ноября 1929 г. в районе Большой Ньюфаундлендской банки. Проложенные в этом месте многочисленные телеграфные кабели из Америки в Европу рвались в определенной последовательности в течение более полусуток, что позволило вычислить скорость турбидного потока, составившую 40–55 км/ч В результате этого потока образовались осадки мощностью до 1 м на площади более чем 100 тыс. км2, а расстояние, которое прошел поток, оценивается в 720 км. Все это было установлено благодаря исследованиям американских океанологов Б. Хизена и М. Юинга.

Турбидные потоки возникают в результате землетрясений, вызывающих оползание илов; понижения уровня моря; возникновения гравитационной неустойчивости илов при накоплении их на склоне и достижения определенной мощности. Часто турбидные потоки тяготеют к подводным каньонам, прорезающим континентальный склон и являющимся продолжением речных долин. Турбидные потоки образуют у подножия континентального склона огромные подводные конусы выноса, или фены, распространяющиеся и в область абиссальных котловин.

Из турбидных суспензионных потоков образуются осадочные отложения, называемые турбидитами, игравшие исключительно важную роль в геологическом прошлом и образующие мощные ритмично построенные так называемые флишевые толщи пород, широко развитые на пассивных континентальных окраинах (рис. 44. а).

Рис. 44.а. Деформированная флишевая тонкослоистая толща
(турбидиты). (Канада, Галифакс; фото A. Miall)

Наиболее важным свойством турбидитов является их градационная слоистость, образующаяся при постепенном осаждении из суспензии сначала крупных частиц, а затем все более и более мелких, вплоть до глинистых размером 0,01 мм (рис. 14.45). Таким образом формируется цикл Боума, или ритм (рис. 14.46). При новом турбидном потоке цикл повторяется, и так может происходить сотни тысяч раз, в результате чего образуется флишевая толща пород с многократно повторяющимися ритмами.

Рис. 14.45. Образование градационной слоистости во флишевых отложениях.
1 — турбидный поток в движении, частицы разного размера взвешены в нем;
2 — поток остановился, и начали опускаться более крупные частицы;
3 — в верхней части потока еще держится глинистая «муть»;
4 — потом осаждается и она. Образуется один ритм

Рис. 14.46. Идеализированная последовательность слоев турбидита,
часто именуемая циклом Боума (от А. Боума, впервые установившего
его связь с турбидным потоком). Справа дана интерпретация режима потока
(по G. V. Middleton, M. A. Hampton, 1976)

Среди турбидитов различают проксимальные, относительно грубые, образовавшиеся недалеко от источника возникновения потока, и дистальные, отложившиеся дальше всего от источника и поэтому более тонкие. Полный ритм, или цикл, Боума может характеризоваться выпадением из разреза каких-либо его членов вследствие местных размывов. Турбидные потоки могут выносить в пределы абиссальных котловин обломки мелководных бентосных организмов. Быстрое движение турбидных потоков оказывает эродирующее действие на дно, прорезая каньон и вынося из них материал. Турбидные потоки, как движущаяся водная масса в воде, подвержены действию сил Кориолиса, отклоняясь от своего первоначального направления. Существуют огромные каньоны, например Жемчуг и Прибылова в Беринговом море, одни из крупнейших в мире, которые врезались во время низкого стояния уровня океана в позднем кайнозое, а потом вновь заполнялись осадками.

Грязекаменные потоки представляют собой плотную массу различных по размеру частиц, насыщенных водой, поддерживаемую в плавучем состоянии за счет высокой плотности потока, напоминающего сель на суше. Считается, что глинистые минералы в воде, образуя раствор, поддерживают массу за счет сил сцепления и не дают опуститься на дно крупным частицам, в том числе размером с гальку и даже валун. Грязекаменные потоки обычно развиваются вдоль подножий континентального склона, например в Атлантике у Африканского континентального склона.

Зерновые потоки возникают при течении песка по склонам или в подводных каньонах, причем подвижность зерновой массы обеспечивается давлением зерен друг на друга, что не дает возможности им осаждаться, и зерна находятся во взвешенном состоянии. Песчаный материал при этом волочится вниз по склону и быстро оседает, когда зерновой поток прекращает свое движение.

Поток разжиженного осадка возникает в случае прохождения воды через еще не консолидированный осадок, при этом он сам становится вязкой жидкостью. В случае с песчаным осадком поровое давление начинает превышать вес столба воды — гидростатическое давление, каждое зерно поддерживается поровым давлением воды как бы во взвешенном состоянии и вся масса получает возможность двигаться при минимальном уклоне. Как только поровое давление уменьшается, поток разжиженного осадка сразу прекращает свое движение.

Глубоководные осадки, развитые в пределах абиссальных котловин, глубже 4 тыс. м, представлены главным образом красными и коричневыми пелагическими глинами, окрашенными оксидами железа. Эти тонкие полигенные осадки состоят не только из глинистых минералов эолового происхождения, но и из очень мелких зерен полевых шпатов, кварца, пироксенов, метеоритной пыли, вулканических частиц, а также обломков костей рыб, зубов, мельчайших марганцевых конкреций и монтмориллонитовых глин. Красные океанические глины накапливаются очень медленно, около 1 мм за 1000 лет, а их генезис связан как с выносом глинистых минералов с суши и переотложением их в океане, так и с образованием глинистых минералов за счет соединений кремния и алюминия и их взаимодействия в морской воде.

Вулканогенные осадки образуются за счет вулканических извержений на океанском дне (аутигенные осадки); за счет переотложения ранее сформировавшихся вулканогенных образований и путем осаждения вулканических пеплов и туфов, выброшенных при эксплозивных извержениях вулканов на суше.

Эксплозивные извержения вулканов на островных дугах и активных континентальных окраинах вносят весомый вклад в океанские осадки, поставляя в них тефру. В глубоководных осадках присутствует в основном вулканический пепел — мельчайшие частицы стекла, которые при мощных извержениях способны выпадать на огромных пространствах земного шара, как, например, при взрыве вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., когда пепел, выброшенный в стратосферу, находился в ней три года, вызывая эффект серебристых облаков. До 20 % вулканогенного материала находится в современных осадках Тихого и Атлантического океанов, связанных с несколькими сотнями активных вулканов, извергавшимися за последние 500 лет и давшими около 330 км2 тефры.

Извержения, происходящие непосредственно на дне океана, например в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов, поставляют очень мало пирокластики, т. к. высокое гидростатическое давление не дает развиться эксплозивному процессу. А. П. Лисицын выделяет три главных типа выпадения пеплов: 1) локальный (несколько сотен километров от источника); 2) тропосферный (до нескольких тысяч километров от источника) и 3) глобальный, охватывающий всю поверхность земного шара и характеризующийся очень мелкими (0,3–1 мкм) пепловыми частицами.

Выпавший на дно пепел может переотлагаться донными течениями и турбидными потоками, а ветер и льды разносят тефру далеко от мест извержения.

Металлоносные осадки, образующиеся из высокотемпературных рудоносных растворов в рифтовых зонах океанов, были открыты совсем недавно. Значение этого открытия для геологов трудно переоценить, т. к. впервые была получена возможность наблюдать образование современных медно-колчеданных месторождений, аналоги которых так широко распространены в разновозрастных складчатых областях, например на Урале.

Только за последние 15–20 лет стало возможным непосредственно исследовать участки выхода высокотемпературных рудоносных растворов на поверхность океанического дна с помощью автономных подводных обитаемых аппаратов — маленьких глубоководных подлодок, хотя сведения о металлоносных осадках поступали и раньше (рис. 14.46. а).

Рис. 14.46. а. Подводный аппарат «Мир», способный автономно погружаться на глубину
в несколько километров. У аппарата — профессор геологического факультета МГУ,
заведующий кафедрой полезных ископаемых В. И. Старостин (фото В. И. Старостина)

Эти осадки развиты вблизи активных спрединговых хребтов в рифтовых зонах и характеризуются повышенным содержанием железа, марганца и других элементов. В настоящее время известно более 100 активных гидротермальных полей, которые окружены металлоносными осадками (рис. 14.47). Большая их часть сосредоточена в пределах Восточно-Тихоокеанского срединно-океанического хребта и в ряде других мест.

Рис. 14.47. Глобальное распределение сульфидных рудных отложений
на глубоководных гидротермальных полях.
1 — впадина Атлантис II в Красном море; 2 — Лаки Страйк (САХ);
3 — Брокен Спур (САХ); 4 — ТАГ (САХ); 5 — Снейк Пит (САХ);
6 — г. Магик (хр. Эксплорер); 7–8 — хр. Эндевер;
9 — Осевой вулкан (хр. Хуан де Фука); 10 — Клефт (хр. Хуан де Фука);
11 — Клифф (хр. Горда); 12 — Неска и Сеска (трог Эсканаба, хр. Горда);
13 — Гуаймас (Калифорнийский залив); 14 — 21° с. ш. (ВТП);
15 — 11–13° с. ш. (ВТП); 16 — Вентура (ВТП);
17 — 86° з. д. (Галапагосский центр спрединга); 18 — г. Макдональд;
19 — г. Лойхи (Гавайи); 20 — бассейн Лау; 21 — северный бассейн Фиджи;
22 — западный бассейн Вудларк; 23 — бассейн Манус; 24 — Алиса (Марианский трог);
25 — Джада (трог Окинава); 26 — вулкан Пийпа;
27 — Сонне (Центральный Индийский хребет)

Особый интерес представляют собой металлоносные осадки Красного моря, которое является молодым позднекайнозойским рифтом с низкими скоростями спрединга, до 1,6 см/год. В его центральной, наиболее молодой рифтовой зоне известен ряд впадин, в том числе знаменитая впадина Атлантис II, в которых находятся высокотемпературные (+66 °С) рассолы с высокими концентрациями Fe, Mn, Zn, Cu, Pb, Co, Ba, Li, Si.

Рассолы впадины Атлантис II обладают очень низким содержанием кислорода, а в придонном слое он полностью отсутствует. Рассолы появляются в связи с тем, что в этом районе известны горизонты каменной соли миоценового возраста. Во впадину поступают гидротермальные растворы в объеме до 3 тыс. м3/ч, а их температура на выходе оценивается более чем в +300 °С. В течение года в осадках накапливается до 1500 т железа и 27 т марганца. Гидротермальные растворы представляют собой морские воды, проникшие в базальты, профильтрованные сквозь них, нагретые и вышедшие на поверхность океанического дна рифта в виде горячих, уже рудоносных растворов.

Гидротермальные постройки имеют вид холмов или башен высотой в несколько десятков метров, на вершинах которых возвышаются трубообразные постройки высотой 3–5 м, напоминающие печные трубы (рис. 14.48). Из них выходят гидротермальные струи черного или белого цветов, за что эти сооружения получили наименование курильщиков. На их вершине находятся отверстия, напоминающие кратеры, из которых поднимается густая взвесь из рудных компонентов. На поверхности конусовидных башен, сложенных плотным шлакоподобным материалом, наблюдаются, как наросты на березе, термофильные бактериальные маты, скопления различных бактерий, прикрепленных к субстрату, а также группы своеобразных организмов — гигантских погонофор, вестиментифер — Riftia pachyptila, напоминающих крупные и длинные, более 1,5 м, трубки.

Рис. 14.48. Строение «черного курильщика» — современной «фабрики руды» на дне океана (I).
Разные типы «курильщиков» (по А. П. Лисицыну и др., 1990) (II). (III) Галапагосский рифт.
Цепочки крупных двустворок Caliptogenos вблизи трещин у «черных курильщиков»,
из которых просачивается разбавленный гидротермальный раствор (по данным Л. Лобье)
Это есть не что иное, как большие трубчатые черви, верхняя часть которых
окрашена в ярко-красный цвет, так называемый султан, а сама трубка
обладает перламутрово-белой окраской. Вокруг построек нередко в изобилии раскиданы
матово-белые, очень крупные, до 25 см в длину, раковины двустворчатых
моллюсков — калиптогенов (Сalyptogena magnifica), а также кольчатый червь
(Alvinella pompejana), названный помпейским, потому что он непрерывно
посыпается, как пеплом, частицами серы из курильщиков.

Черная взвесь «курильщиков» содержит в основном Fe2+, FeS, Mn2+, а белая — Mn, He, CH4, Fe. Когда эти взвеси выходят из трубы, они разносятся в виде шлейфа на большое расстояние от места появления, формируя тем самым поле металлоносных осадков (рис. 14.49, рис. 14.49 а).

Рис. 14.49. Разрез верхней части «черного курильщика».
«Черный дым» — взвесь сульфидов Fe, Cu, Zn — возникает при охлаждении
гидротермального раствора. Передовой край постройки сложен белым ангидритом,
образующимся при контакте морской воды с горячим гидротермальным раствором.
В дальнейшем ангидрит замещается сульфидами металлов.
1 — «черный дым»; 2 — зона нарастания ангидрита; 3 — включения ангидрита;
4 — полиметаллические сульфиды; 5 — гидротермальный флюид с температурой
около 400 °С; 6 — боковое отверстие «курильщика»

Рис. 14.49 а. Черный «курильщик». Атлантический океан, район Рейнбоу,
глубина 2,3 км (фото В. И. Старостина)

Происхождение подводных гидротермальных систем связано с взаимодействием океанской воды и базальтов дна, при котором в воду переходит много химических элементов, содержащихся в базальтах и газах, при этом сами базальты также изменяются, претерпевая метаморфизм. Проникшая по трещинам в глубокие горизонты донных базальтов вода нагревается от тепла магматических очагов, существующих под рифтовыми зонами океанов. Удивительно, но весь объем океанских вод на Земле прокачивается через гидротермальные системы всего за 3 млн лет.

Таким образом, на огромных пространствах океанского дна работает гигантский тепловой насос. Только в одном гидротермальном поле Индевор в северной части Тихого океана он перекачивает 20 тыс. т воды в секунду. Открытие гидротермальных систем океанического дна — это шаг в совершенно новый мир, еще 20 лет назад неизвестный геологам.

Говоря об океанском осадконакоплении, следует отметить такой важный тип, как «лавинная» седиментация, выделенная в 70-е гг. XX в. А. П. Лисицыным. Эта седиментация высоких (10 см/1000 лет) и сверх-высоких (1 м/1000 лет) скоростей связана не с выпадением частиц из взвеси, а с течением плотного осадочного водонасыщенного материала под действием силы тяжести. Это особый тип седиментации, имеющий три уровня по вертикали с размахом почти 10 км: 1) устья рек, дельты и эстуарии; 2) континентальный склон, где у подножия наблюдается максимальное скопление материала, и 3) дно глубоководных желобов (до 11 км), существует только в пределах активных континентальных окраин.

Биогенное осадконакопление. В океанах присутствует огромное разнообразие организмов (рис. 14.50). Выделяются три главных типа биоса. Бентос — это организмы, живущие на дне; нектон — активно и свободно плавающие организмы — рыбы, тюлени, киты и др.; планктон — пассивно плавающие организмы, переносимые течениями и волнами. Морские организмы в подавляющей своей массе относятся к бентосу (98 %), и только 2 % из 180 тыс. видов относятся к планктону и нектону.

Рис. 14.50. Главные типы биоса в океанах

Для существования организмов нужны питательная среда и солнечный свет, хотя есть виды, обитающие в условиях полной темноты в глубоких впадинах океанов. Солнце проникает в воду до глубины примерно 100 м, и эта зона называется эвфотической, т. е. полностью освещенной. Отсюда следует, что водоросли, прикрепленные ко дну, растут только на мелком шельфе, в то время как фитопланктон — свободно плавающие водоросли — распространен в поверхностной зоне воды всех океанов. Бентосные водоросли отличаются исключительной продуктивностью, в то время как фитопланктон дает всего 100 г углерода на 1 м2 в год.

Бентосные организмы могут вести неподвижный, прикрепленный образ жизни — кораллы, губки, мшанки. Они называются сессильным бентосом. Другие, наоборот, передвигаются по дну — вагильный бентос, например морские звезды и ежи, крабы, черви, двустворки. Все эти организмы могут жить либо на поверхности дна — это эпифауна, либо внутри ниш в каменистом дне в высверленных дырках, в осадках — инфауна. Эпифауны насчитывается более 125 тыс. видов, тогда как инфауны всего 30 тыс.

Плавающий в поверхностном слое воды планктон, постепенно отмирая, превращается в детрит, который вместе с еще живыми организмами медленно оседает на дно подобно дождю — сестону, служащему пищей для бентоса. Этой взвесью питаются организмы — сестонофаги, которые фильтруют через себя воду.

Организмами на дне производится большая работа. Часть из них сверлит и растворяет скальные породы, производя биоэрозию; другая — пропускает через себя ил на дне (илоеды): третья зарывается в ил (двустворки). В результате верхняя часть осадков мощностью 1–1,5 м перерабатывается, уплотняется, и получается так называемое «твердое дно» (hard ground), нередко встречающееся в ископаемом состоянии и свидетельствующее о том, что во время переработки дна осадконакопления не происходило.

В поверхностных водах шельфа биос потребляет фосфор, азот, кремний, железо, молибден, поэтому воды он объединяет. Когда отмершие планктонные организмы опускаются глубже эвфотической зоны, разлагаясь, они освобождают биогенные элементы. Верхняя поверхность термоклина на уровне 100 м — это рубеж между бедной и богатой биогенными элементами зонами. Нарушение термоклина, вызванное апвеллингом, сильным волнением, способствует возвращению вод, обогащенных биогенными элементами, в эвфотическую зону.

В экваториальной зоне бентос дает огромное количество материала. Так, в районе Флориды в Северной Америке макробентос производит 1 кг карбонатов на 1 м2 в год в приливной зоне, а в более глубоких горизонтах — до 0,4 кг/м2 в год.

Наиболее распространенные осадки на шельфе представлены макрофоссилиями, кораллово-водорослевыми рифовыми известняками, известняками-ракушечниками и мшанковыми известняками. Микрофоссилии в зоне шельфа мало.

Коралловые рифы распространены в современной тропической зоне океанов и, следовательно, являются индикаторами подобной палеогеографической обстановки в геологическом прошлом. Так называемые коралловые рифы могут быть построены не только кораллами, но и мшанками. Кораллы разных типов растут со скоростью до 2,5 см в год, образуя каркас рифового массива, в котором обитают многочисленные и разнообразные другие организмы, например, в Индийском и Тихом океанах в рифах обитает до 3 тыс. видов. Эти же обитатели и разрушают риф, превращая его в известковый ил.

Среди рифов различают три основных типа: 1) окаймляющие, или береговые; 2) барьерные; 3) атоллы (рис. 14.51).

Рис. 14.51. Блок-диаграммы трех главных типов современных рифов

1. Окаймляющие, или береговые, рифы располагаются недалеко от береговой полосы или непосредственно примыкают к ней, достигая в ширину нескольких сотен метров, а в длину десятков километров (рис. 14.52).

Рис. 14.52. Поперечный разрез окаймляющего кораллового рифа

2. Барьерные рифы хотя и простираются вдоль берегов, но отделены от них мелководным пространством — лагунами. Наиболее известным и протяженным, более 2 тыс. км, является Большой Барьерный риф у северо-восточного побережья Австралии в Коралловом море. Это гигантское сооружение шириной до 180 км и мощностью около 200 м отделено от континента лагуной шириной от 30 до 250 км при глубине в несколько десятков метров.

3. Атоллы представляют собой рифовое кольцо, которое чуть выступает над поверхностью океана и сложено рифовым детритом. Внутри кольца располагается лагуна. Коралловые рифы растут на глубине в несколько десятков метров в теплой освещенной воде, а мощность рифов, выявленная путем бурения, достигает 1,5 км. Это свидетельствует о том, что рифы растут сверху вниз, за счет опускания океанского дна, что впервые было показано в 1842 г. Ч. Дарвином (рис. 14.53). Ширина атоллов достигает 40–50 км, многие из них, например Эниветок и Бикини, на которых США проводили испытания ядерного оружия, разбурены и изучены вдоль и поперек. В рифах обнаружены перерывы в строительстве, т. е. были периоды, когда уровень океана опускался. На указанных выше атоллах этот перерыв фиксируется на глубинах 200–300 м.

Рис. 14.53. Формирование атолла.
1 — вулкан, окруженный кольцевым рифом;
2 — погружение вулкана и образование кольцевого рифа;
3 — на месте опустившегося вулкана образовалась лагуна

Ископаемые рифы широко известны и важны потому, что служат хорошими вместилищами для нефти и газа. Такие древние нижнепермские рифы развиты во внешней зоне Предуральского передового прогиба, где с ними связаны многочисленные месторождения нефти.

Наиболее широко распространенными биогенными осадками Мирового океана являются планктоногенные илы, образовавшиеся из пассивно плавающих в поверхностной части вод очень мелких организмов: фораминифер — из группы простейших, класс остракодовых, с однокамерными и многокамерными известковыми раковинами, образованными кальцитом (СаСО3); радиолярий (radiolus — маленький луч), подкласс одноклеточных, скелет из кремнезема — опала; диатомей — одноклеточных микроскопических водорослей (рис. 14.54, 14.55).

Рис. 14.54. Представители бентосных фораминифер, типичные для биофаций
внутреннего и внешнего шельфа и верхней батиали Калифорнийского залива
(по Дж. П. Кеннету, 1987).
А — биофации внутреннего шельфа (7–12): 7 — Bilimina marginana d’Orbigny var, ×11,5;
8 — Buliminella elegantissima (d’Orbigny), ×188; 9 — Gypsina vesicularis (Parker and Jones), ×67;
10 — Nonionella basispinata (Cushman and Moyer), ×80; 11 — Nonionella atlantica Cushman, ×135;
12 — Quinqueloculina catalinensis Natland, ×47;
Б — биофации внешнего шельфа (1–6): 1 — Bolivina acutula Bandy, ×113;
2 — Bulimina denudata Cushman and Parker, ×96; 3 — Bulimina marginata d’Orbigny, ×90;
4 — Cassidulina minuta Cushman, ×225; 5 — Planulina ornata (d’Orbigny), ×75;
6 — Cancris auricula (Fichtel and Moll), ×80

Рис. 14.55. Связь распространения некоторых современных радиолярий
с водными массами (по Дж. П. Кеннету, 1987). Тропические (1–3):
1 — Pterocanium praetextum, ×245; 2 — Ommatartus tetrathalanias, ×307;
3 — Spongaster tetras, ×249. Субтропические (4–7): 4 — Phacodiscid, ×249;
5 — Sticocyrtis sp., ×297; 6 — Lamprocyclas maritalis (холодноватый), ×248;
7 — Lamprocyclas maritalis (тепловодный), ×297. Полярные — субполярные (8–11):
8 — Spongotrochus glacialis, ×269; 9 — Antarctissa strelkovi, ×265;
10 — Spongotrochus glacialis, ×242; 11 — Lithelius nautiloides, ×344;
12 — Antarctissa denticulata, ×292

К планктоногенным илам относятся осадки, в которых скелетных остатков не менее 30 %, а 70 % представлено разнообразными глинистыми минералами. По составу различают карбонатные, или известковые, и кремнистые, характер которых зависит от поступления различных организмов, их дальнейшего растворения, привноса абиогенных компонентов и преобразования осадка — илов — в породу.

Поступление биогенных компонентов определяется продуктивностью эвфотической зоны, которая обеднена питательным веществом, т. к. оно расходуется фитопланктоном, а более глубинные воды, обогащенные этим веществом, отделены от эвфотической зоны постоянным термоклином, который служит своеобразным экраном, разрушающимся в случае апвеллинга. Там, где перемешивание вод минимально, и биопродуктивность эвфотической зоны крайне мала.

Сохранность биогенного материала определяет и характер накапливающихся осадков, т. к. очень много скелетных остатков планктона не достигает океанского дна, растворяясь в воде. Какие факторы влияют на растворение планктонных организмов?

Кремнистые радиолярии растворяются главным образом в поверхностных слоях океанских вод, резко недосыщенных SiO2, а глубже 1 км растворимость SiO2 уменьшается в связи с понижением температуры и увеличением давления. Следовательно, если радиолярия не успела раствориться на первых 1000 м, то у нее есть все шансы достигнуть дна.

Кальцитовые фораминиферы, наоборот, растворяются сильнее всего в придонных водах, на глубине более 4 км, где вода сильно недосыщена СаСО3. Почему на больших глубинах усиленно растворяются известковые раковинки? Потому что понижается температура, возрастает давление общее и СО2, уменьшается содержание карбонатного иона. Взаимодействие СО2, Н2О и СаСО3 выражается уравнением:

СО2 + Н2О + СаСО3 ⇔ Са2+ + 2НСО3,

где угольная кислота растворяет карбонат кальция.

В океанах выделяются три важных уровня, которые контролируют степень сохранности СаСО3.

1-й уровень — лизоклин — разделяет комплексы фораминифер хорошей и плохой сохранности, т. е. подверженных уже некоторому растворению.

2-й уровень — критическая глубина карбонатонакопления (КГК). Ниже этого уровня содержание СаСО3 в осадках составляет меньше 10 %.

3-й уровень — глубина карбонатной компенсации (КГл) — характеризует границу, разделяющую карбонатосодержащие и полностью бескарбонатные осадки, т. е. на этой глубине опускающиеся на дно организмы с карбонатным скелетом полностью растворяются.

Уровень КГл не остается постоянным, а может изменяться, если поступление СаСО3 усиливается по каким-либо причинам. СаСО3 поступает главным образом за счет выноса реками или «курильщиков», т. е. мест проявления современной гидротермальной активности. Поступление оценивается в 0,11 г/см2 × 1000 лет, а осаждается СаСО3 со скоростью 1,3 г/см2 × 1000 лет, что намного выше. Отсюда следует, что более 90 % СаСО3, сконцентрированного в скелетных остатках фораминифер, должно раствориться.

Распространение СаСО3 в поверхностных осадках Мирового океана хорошо коррелирует с рельефом. Все возвышенности в океанах, включая срединно-океанические хребты, как «снегом», засыпаны карбонатсодержащим илом.

Известковые илы бывают: фораминиферовыми, состоящими из раковинок размером более 60 мкм; кокколитовыми, или нанофоссилиевыми, представленными одноклеточными микроскопическими водорослями, у которых есть наружные щитки из СаСО3 (кокколиты); птероподовыми, образованными арагонитовыми раковинками планктонных микроскопических моллюсков.

Для геологов важно знать, что из известкового ила образуются одни из самых распространенных пород — известняки и белый писчий мел. Ил уплотняется, пористость его уменьшается, а объем сокращается на 30–35 %, при этом белый писчий мел формируется на глубине в несколько сот метров, а известняки — около 1 км. Глубоководное бурение выявило распространение карбонатных пород с возрастом 20–120 млн лет во всех океанах.

Кремнистые илы также представляют собой один из наиболее распространенных видов современных морских осадков. Так как кремний — это широко распространенный элемент на Земле, породы, богатые кремнеземом, и являются его основным источником. Кремний извлекается из морской воды различными организмами, которые строят себе из опала скелет, например диатомеями, кремневыми губками, радиоляриями. После смерти планктонные организмы медленно опускаются через толщу океанских вод, и если не растворятся, то достигнут дна. Если содержание кремнезема в осадках превысит 30 %, то такие осадки называются кремнистыми илами, а в зависимости от преобладающих организмов они могут быть радиоляриевыми или диатомовыми.

В отличие от кальцитовых скелетов фораминифер опаловые скелеты радиолярий растворяются в верхних горизонтах океанских вод, примерно на первом километре, т. к. воды сильно недосыщены кремнеземом, что вызывает быстрое растворение скелетов сразу же после гибели планктона (рис. 14.56). В донные осадки попадает не более 10 % организмов с кремневым скелетом. Таким образом, карбонато- и кремненакопление регулируется недосыщенностью СаСО3 глубинных вод и SiO2 — поверхностных вод (рис. 14.57).

Рис. 14.56. Сравнение профилей растворения радиолярий и планктонных
фораминифер, составленное по результатам натурных экспериментов.
Основная масса радиолярий и диатомовых растворяется в поверхностных водах.
Напротив, растворение известковых микрофоссилий происходит главным образом
на дне океана, на глубине более 3,5 км (по W. H. Berger, 1975)

Рис. 14.57. Параметры, влияющие на распространение карбоната кальция
в осадках экваториальной области Тихого океана с увеличением глубины.
1 — насыщение кальцитом (%); 2 — (скорость растворения/скорость поступления ) × 100;
3 — содержание СаСО3 в осадках рассчитанное;
4 — содержание СаСО3 в осадках наблюдаемое (по Tj H. Van Andel et al, 1975)

Наиболее богатые кремнеземом осадки распространены в высоких широтах Периантарктической зоны шириной до 2 тыс. км, в области холодного течения, где накапливается до 75 % всего кремнезема, поступающего в океан, количество которого, выносимого реками, оценивается в 4,3 · · 1014 г/град. Поступление SiO2 с суши является главным его источником, однако дополнительное количество SiO2, около 20 %, дают подводная вулканическая деятельность и высокотемпературное изменение базальтов. Зоны кремненакопления связаны с районами апвеллинга и перемешивания вод. В северном поясе кремненакопление развито спорадически — в северной части Тихого океана, в Беринговом и Охотском морях.

На некоторых участках Мирового океана существуют условия накопления осадков в среде, обедненной кислородом, и вследствие этого органическое вещество, захороняющееся в осадках, не окисляется и возникает восстановительная обстановка (рис. 14.58). Районы, где сейчас происходит анаэробное осадконакопление, — это прежде всего Черное море, некоторые впадины у Южной Калифорнии и в Мексиканском заливе. Во всех этих районах в силу разных причин резко ослаблена придонная и вертикальная циркуляция вод. В Черном море верхние горизонты воды значительно опреснены (17–18 ‰) за счет впадения ряда крупных рек: Дуная, Днепра, Дона, Днестра и др. Ниже располагаются значительно более соленые (20–22 ‰) воды, препятствующие вертикальной циркуляции, ввиду чего глубже 50 м содержание кислорода быстро уменьшается, и с уровня 200 м начинается сероводородное заражение. В придонной части вод содержание Н2S достигает 5–6 см3/л, бентос отсутствует и накапливаются тонкослоистые осадки, обогащенные органическим веществом. Такие осадки называются сапропелевыми — это черные битуминозные сланцы. Следует отметить, что около 20 тыс. лет назад, когда уровень океана понизился, Черное море было изолированным почти пресноводным бассейном. Впоследствии, когда уровень стал повышаться, соленые воды Средиземного моря проникли внутрь Черного моря, переливаясь через порог Босфорского пролива, и сформировали придонные соленые слои, которые не перемешивались с опресненными поверхностными слоями. Так наступали стагнация и формирование анаэробной обстановки.

Рис. 14.58. Схема аэробных-анаэробных водных масс и их влияние
на распространение осадков в Черном море и в северной части Индийского океана
(J. Thiede, Tj. H. Van Andel, 1977)

Несмотря на то что осадки бескислородных вод сейчас распространены ограниченно, в геологическом прошлом они были развиты очень широко в связи с начальными стадиями спрединга океанского дна, когда бассейны были еще изолированными.

Биогенное осадконакопление имеет огромное значение в океанах. Более 50 % осадков океана имеют биогенное происхождение. Выше уже отмечалась роль маргинальных фильтров в местах впадения крупных рек в океаны для осадконакопления. В этих районах после выпадения относительно крупных частиц образуется значительный объем биогенного материала, т. к. вода становится достаточно прозрачной для массового развития фитопланктона. Именно в этих местах, согласно А. П. Лисицыну, происходит образование биогенной взвеси, сначала фито-, а потом и зоопланктона, для которых первый является питательной средой. Зоопланктон служит своеобразным фильтром. Организмы-фильтраторы удаляют из морской воды как органическое вещество, так и минеральную взвесь и связывают их в так называемые пеллеты — комки, быстро, до 500 м в сутки, опускающиеся на дно. Биофильтры представляют собой мощнейшую систему, в которой весь объем вод Мирового океана фильтруется всего за 1–1,5 года, а воды, например, Оби, Лены, Енисея — за 1–3 суток. В итоге в океанах биогенного вещества оказывается в 50–100 раз больше, чем терригенного материала, принесенного реками с суши. Все воды Мирового океана могут очиститься от взвеси за 1–1,5 года.

Кроме зоопланктонного фильтратора существуют и бентосные, также играющие важную роль. Важно подчеркнуть, что фильтраторы улавливают даже такую тонкую взвесь, как коллоиды и бактерии, не осаждающиеся гравитационным путем.

Хемогенное осадконакопление свойственно полузакрытым морским бассейнам — лагунам, заливам, ранним стадиям формирования рифтов, реже шельфовым морям, располагающимся в зонах аридного климата. В таких условиях происходит образование эвапоритов — каменной соли и гипса. Для этого необходимы высокое содержание соли, испарение периодически поступающей в бассейн морской воды.

Для того чтобы в таком полуизолированном от океана или открытого моря бассейне в осадок выпадал сульфат кальция — гипс, концентрация солей должна превышать нормальную (3,5 г/л, или 35 ‰) примерно в три раза. Для формирования галита (NaCl), или каменной соли, концентрация солей в воде должна превышать нормальную уже в 10 раз, а для этого необходимо, чтобы морская вода периодически поступала в бассейн и затем испарялась.

Отложения солей развиты в осадочных отложениях разного возраста в различных структурах земного шара. Например, кембрийские соленосные толщи в Ангаро-Ленском бассейне около оз. Байкал; нижнепермские калийные и натровые соли Предуральского передового прогиба; верхнедевонские соли Припятского прогиба в Белоруссии и в других районах. В позднем миоцене, примерно 15–11 млн лет назад, благодаря эвстатическому понижению уровня океана в связи с образованием ледникового Антарктического щита Средиземное море оказалось изолированным от Атлантического океана. В мессинском веке — 6,5–5 млн лет назад — Средиземное море распалось на ряд изолированных впадин-озер, в которых в условиях жаркого климата происходило осаждение галита, гипса и других солей. Мощность соленосных отложений в ряде впадин достигает 2–3 км, а общий объем эвапоритов составляет 1 млн км2. Объем такого количества соли из океанов понизил соленость вод на 2 ‰, а это, в свою очередь, способствовало образованию льдов, т. к. температура замерзания воды повысилась. Средиземноморский кризис солености, как его называют, закончился 5 млн лет назад, в начале плиоцена, когда образование Гибралтарского грабена открыло путь воде Атлантического океана во впадины Средиземного моря и вскоре восстановилась нормальная соленость.

14.7. Ресурсы дна океанов

Заканчивая раздел о геологической деятельности океанов и морей, необходимо сказать несколько слов о тех колоссальных ресурсах, которые содержатся в океанском дне и которые экономически выгодно извлекать сейчас или в будущем.

Прежде всего это энергетические ресурсы — нефть и газ. Уже сейчас в мире со дна акваторий океанов и морей добывается более 25 % нефти и газа, и в будущем эта цифра будет увеличиваться. Так как нефть и газ представляют собой сложное соединение углеводородов, образовавшееся из органического вещества, снесенного с суши, и в большей степени из морского планктона, то мелководные шельфы — это как раз районы, благоприятные для образования месторождений нефти и газа. Примером тому служат Северное море, Мексиканский и Персидский заливы, Баренцево море, прибрежные районы Аляски и другие районы. Именно шельфы в обозримом будущем станут главными объектами для разведки и добычи нефти и газа.

Железомарганцевые конкреции, покрывающие сплошным ковром огромные пространства абиссальных котловин, где только в Тихом океане их объем оценивается более чем в 200 млрд т представляют собой полезное ископаемое ХХI в., учитывая, что цены на некоторые металлы могут возрасти (рис. 14.59). В настоящее время их добыча экономически нерентабельна, хотя исследования активно ведутся рядом стран в центральной части Тихого океана.

Рис. 14.59. Распространение железомарганцевых конкреций
в Тихом и Атлантическом океанах:
1 — плотное покрытие дна конкрециями, местами более 905;
2 — конкреции встречаются часто,
хотя распределены неравномерно (по Дж. П. Кеннету, 1987)

Кроме Mn, больший интерес вызывают медь, никель и кобальт. Так, запасы Cu оцениваются в 80 · 106 т, Со — 20 · 106 т, Ni — 98 ·
· 106 т, а Mn — 2200 · 106 т. Южнее Гавайских островов в конкрециях сосредоточено около 450 млн т меди при ее среднем содержании 1 % (рис. 14.60).

Рис. 14.60. Железомарганцевые конкреции на дне тропической части Тихого океана.
А — план (10 м2). Б — конкреция: а — общий вид, б — разрез
(по Е. Зейболду и В. Бергеру, 1984)

Металлоносные осадки, связанные с полями гидротермальных систем, также являются потенциальными месторождениями железа, меди, цинка. Одна лишь впадина Атлантис II в Красном море, по предварительной оценке, содержит 3,2 млн т цинка, 0,8 млн т меди, 80 тыс. т свинца, 45 тыс. т серебра и 45 т золота. Перспективы металлоносных осадков огромные, нужно лишь дождаться своего времени.

Россыпи тяжелых металлов — титана, золота, платины, циркония, олова, а также алмазов — широко известны в пределах низкого и высокого пляжей, в прибрежной части шельфа, в эстуариях рек. Например, более 70 % добычи циркония в мире производится у Восточного Австралийского побережья; около Рефондо-Бич в Калифорнии, так же как и вдоль восточного побережья Флориды. На побережье Юго-Восточной Азии в погребенных отложениях речных русел добывается большое количество олова, приносящее доход Индонезии и Таиланду.

Вдоль восточного побережья Австралии распространены россыпи ильменита, циркона, рутила. Такие же россыпи известны и на побережьях Южной Америки, у берегов Флориды. В некоторых местах побережий Индостана и Шри-Ланки находятся россыпи драгоценных камней — сапфиров и алмазов.

Нельзя не упомянуть о фосфоритах, образующихся на небольших глубинах в пределах шельфа. Наконец, сама морская вода содержит большое количество ценных элементов, которые когда-нибудь будет выгодно из нее извлекать. В городе Фрипорте, штат Техас, уже давно действует завод по извлечению магния из морской воды.

Несмотря на то что большая часть каменной соли добывается на суше, какая-то ее часть, примерно несколько процентов, получается путем выпаривания из морской воды, когда ее пропускают через серию мелких искусственных бассейнов. Сначала из воды осаждается карбонат кальция, потом соли магния, и только в четвертом бассейне из оставшегося раствора образуется хлорид натрия с очень высокой, до 99,6 %, степенью очистки.

Строительные материалы — гравий, песок, ракушняки — являются важным полезным ископаемым и добываются на мелководье во многих странах — в Нидерландах, США, Мексике, Исландии и др.

В настоящее время, используя тектонику литосферных плит, ученые получили новый фактический материал, касающийся процессов современного осадконакопления в океанах (рис. 14.61).

Рис. 14.61. Смена океанических осадков по мере удаления от срединно-океанического
хребта к континенту (по А. П. Лисицыну, А. Фишеру, Б. Хизену и др., 1973).
1 — толеитовые базальты (глубины — 3–3,5 км);
2 — базальный слой металлоносных осадков (слой Бострема);
3 — фораминиферовые и кокколитовые карбонатные осадки;
4 — бескарбонатные осадки ниже критической глубины карбонатонакопления (ниже 4,5 км);
5 — андезитриолитовая пирокластика; 6 — вулканическая область активной окраины

Эти данные, как показал А. П. Лисицын, содержат информации в тысячи раз больше, чем было получено за все предшествующее время изучения океанов. Появились данные о современных осадках во всех зонах Мирового океана и, что особенно важно, об осадочном веществе, содержащемся в атмосфере, гидросфере и криосфере. Установлено поступление вещества из мантии и океанической коры в областях гидротерм — «черных» и «белых курильщиков» и подводного вулканизма. За последние 30 лет пробурено более 2 тыс. скважин в океанах и около 10 тыс. скважин при бурении на шельфах для поисков нефти и газа. Успехи науки и техники позволили широко применять для изучения океанов геофизические методы: сейсмостратиграфию, магнитостратиграфию, магнитометрию, локаторы бокового обзора и др. Использование геохимических, радиохронологических, изотопных методов моделирования осадочных процессов привело к совершенно новому пониманию осадконакопления в океанах, которое связано с корой океанического типа и отличается от осадконакопления в морях, расположенных на континентальной коре.

14.8. Стадии преобразования осадков, осадочные горные породы и взаимоотношение слоистых толщ

Любой осадок постепенно превращается в горную породу, проходя ряд стадий. Подобное превращение осадка в породу называется диагенезом. В осадке, сформировавшемся на морском дне, всегда присутствуют твердые иловые частицы; вещества, осажденные химическим путем; растворы в илах; органические вещества. Все эти различные компоненты осадка в физико-химическом отношении неустойчивы и, естественно, стремятся к равновесию в системе. Это достигается за счет образования новых минералов и удаления уже сформировавшихся минералов, но неустойчивых по отношению к новым физико-химическим условиям.

Так, осадок, весь пропитанный водой, начиная с самых верхних частей, постепенно изменяется, дегидратируется и уплотняется. Высокая влажность, присутствие бактерий, разложение органических веществ, образование кислорода или, наоборот, его недостаток и появление сероводорода способствуют формированию окислительных или восстановительных условий и, соответственно, образованию минералов гидроокисла железа, сидератов, сульфидов железа. Одни минералы могут замещаться другими, возникают разнообразные конкреции или стяжения, состоящие из фосфатов, пирита, кварца, опала. Некоторые минералы замещают раковины, например аммонитов, брахиопод, и тогда образуются так называемые псевдоморфозы.

Так постепенно рыхлый, водонасыщенный осадок уплотняется, цементируется различными веществами — опалом, халцедоном, кварцем — и превращается в твердую осадочную горную породу. Процессы диагенеза весьма длительны и сложны, и по мере накопления вышележащих осадков, когда возникают новые физико-химические условия, они изменяются.

После того как осадок преобразовался в осадочную горную породу, последняя не перестает подвергаться дальнейшим изменениям ввиду того, что осадочные породы в связи с тектоническими движениями погружаются и подвергаются воздействиям высоких давлений и температур, что приводит к дальнейшему уплотнению пород, уменьшению пористости, отжиманию рыхлосвязанной воды. Подобная стадия преобразования уже осадочных пород называется катагенезом. На этой стадии торф превращается сначала в бурый уголь, а потом уже в каменный уголь. Если в осадках много рассеянного органического вещества и они, погрузившись на глубину в несколько километров и превратившись в глинистые породы, подвергаются воздействию температур до +150 °С, то в них начинают образовываться углеводороды — нефть и газ.

Дальнейшее возрастание давления и температуры на осадочные породы приводит к стадии метагенеза, когда уже происходят процессы привноса-выноса вещества. Для этого необходимы глубины 6–8 км и минерализованные растворы. Только после этой стадии начинаются процессы метаморфизма, происходящие уже в условиях высоких давлений и температур, о чем будет рассказано в гл. 16.

Термин «слой» обычно употребляется по отношению к любому плитообразному геологическому телу горной породы, залегающему параллельно поверхности, на которой оно сформировалось. Чаще всего первоначальное положение слоя близко к горизонтальному, но не обязательно. Признаки, по которым может выделяться слой, весьма разнообразны. Это состав, гранулометрия, цвет, структура, типы слоистости и ее изменение, наличие фауны и др.

Важно отметить, что, наблюдая особенности слоя и взаимоотношение слоев в геологическом разрезе, мы всегда сопоставляем их с современными процессами. Зная физико-географические условия, в которых образуются различные осадки в настоящее время, можно говорить о процессах далекого геологического прошлого, наблюдая слои, аналогичные современным, образующиеся в морях, озерах, речных долинах и др.

Еще в начале XIX в. английский ученый Ч. Ляйель впервые сформулировал принцип актуализма: «Настоящее — ключ к познанию прошлого», используя который геологи расшифровывают физико-географические обстановки далеких геологических эпох. Метод актуализма следует применять, помня о том, что не всегда в геологической истории физико-географические условия были одинаковы, некоторые из них свойственны только древним эпохам и не проявляются в настоящее время.

В толщах осадочных пород отражены история их формирования, колебания уровня моря, тектонические движения. Так, если в вертикальном геологическом разрезе наблюдается смена вверх по разрезу грубых отложений — конгломератов, песков — более тонкими — глинами, мергелями, а затем известняками, мы вправе говорить о наступлении моря или трансгрессии, которая может быть связана либо с тектоническим опусканием морского дна, либо с повышением уровня моря.

Противоположное строение геологического разреза, в котором тонкие отложения сменяются вверх по разрезу более грубыми, свидетельствует о поднятии дна либо о понижении уровня моря, т. е. о регрессии. Соответственно серии отложений называются трансгрессивными или регрессивными (рис. 14.62).

Рис. 14.62. Залегание отложений: 1 — трансгрессивное, 2 — регрессивное

Горизонтальная слоистость — это наиболее частый случай первичного залегания осадочных отложений. Нередко в условиях мелководья на поверхности, например, слоя песка может возникать волновая рябь, связанная либо с однонаправленным течением воды, либо с ее осцилляционными движениями в одну и другую сторону. Если течение быстрое и по дну переносится обломочный материал разного диаметра, то более крупные обломки вырабатывают асимметричные углубления в рыхлом материале, напоминающие по форме в плане каплю, всегда направленную вершиной в сторону, противоположную течению. Впоследствии эти углубления, заполненные более молодыми осадками, и образуют в подошве слоев знаменитые иероглифы,
т. е. выпуклые структуры, дающие возможность определять кровлю и подошву слоев.

Особую роль в реконструкции тектонических движений играет анализ несогласий между разновозрастными толщами горных пород. Если какая-либо толща пород залегает с бóльшим углом по отношению к относительно молодой, вышележащей, то очевидно, что между ними имел место перерыв в осадконакоплении и происходили тектонические движения, вызвавшие деформацию нижней толщи. И только впоследствии, когда произошли тектонические опускания, накопилась верхняя, более молодая толща пород, а между двумя толщами наблюдается угловое несогласие (рис. 14.63). В основании верхней толщи прослеживается базальный горизонт.

Рис. 14.63. Пример углового несогласия. Отложения верхнего мела
с несогласием залегают на деформированных отложениях триаса.
Отсутствуют отложения юрской системы и нижнего отдела меловой системы.
Базальный горизонт состоит из обломков пород триасовой системы

Более подробно о несогласиях можно узнать в «Руководстве для практических занятий по курсу „Общая геология“».