Общая геоморфология (стр. 57 )

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

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

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

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

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

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

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

О БИОГЕННЫХ ФАКТОРАХ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ

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

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

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

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

АККУМУЛЯЦИЯ ОСАДОЧНОГО МАТЕРИАЛА

КАК ВАЖНЕЙШИЙ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС

НА ДНЕ МИРОВОГО ОКЕАНА

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

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

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

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

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

 

 

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

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