- •Часть I. Общие вопросы
- •Глава 1. Определение геоморфологии как науки и объекта ее изучения
- •Глава 2. Основные сведения из истории возникновения и развития геоморфологической науки
- •Глава 3. Некоторые общие сведения о рельефе
- •Глава 4. Факторы рельефообразования
- •Часть II. Эндогенные процессы и рельеф
- •Глава 5. Рельефообразующая роль тектонических движений земной коры
- •Глава 6. Магматизм и рельефообразование
- •Глава 7. Землетрясения как фактор эндогенного рельефообразования
- •Глава 8. Строение земной коры и планетарные формы рельефа
- •Глава 9. Мегарельеф материков
- •Глава 10 мегарельеф геосинклинальных областей (переходных зон)
- •Глава 11. Мегарельеф ложа океана и срединно-океанических хребтов
- •Часть III. Экзогенные процессы и рельеф
- •Глава 12. Выветривание и рельефообразование
- •Глава 13. Склоны, склоновые процессы и рельеф склонов
- •Глава 14. Флювиальные процессы и формы
- •Речные террасы
- •Морфологические и генетические типы речных долин
- •Асимметрия долин
- •Глава 15. Карст и карстовые формы рельефа
- •Глава 16. Гляциальные процессы и гляциальные формы рельефа
- •Глава 17. Рельефообразование в областях распространения вечной мерзлоты
- •Глава 18. Формы рельефа аридных стран
- •Глава 19. Береговые морские процессы и формы
- •Глава 20. Некоторые экзогенные процессы,
- •Часть IV. Методы геоморфологических исследований и геоморфологическое картографирование
- •Глава 21. Структура и методы полевых геоморфологических исследований
- •Глава 22. Геоморфологические карты
Глава 20. Некоторые экзогенные процессы,
ПРОИСХОДЯЩИЕ НА ДНЕ ОКЕАНА,
И СОЗДАВАЕМЫЕ ИМИ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА
В предыдущей главе были рассмотрены волновые, приливно-отливные и некоторые другие процессы, создающие формы рельефа береговой зоны. Из содержания упомянутой главы следует, что столь мощный фактор, как морское волнение, способно оказывать морфологическое воздействие лишь на узкую полоску прибрежной части морского дна. Довольно долго существовало убеждение, что основная часть дна морей и океанов не подвержена воздействию каких-либо значительных экзогенных процессов, за исключением осадкообразования, главная роль которого сводится к плащеобразному перекрытию или полному захоронению неровностей коренного рельефа.
Однако все расширяющееся применение подводного (в том числе и глубоководного) фотографирования, а также непрерывного сейсмо-акустического профилирования, детализация представлений5 о батиметрии дна морей и океанов убеждают в том, что на морском дне активно действуют различные экзогенные агенты, создающие своеобразный и присущий только подводному миру комплекс форм рельефа. Уточнены также представления о геоморфологической роли осадкообразования.
Различные агенты, действующие на морском дне, можно разделить на гравитационные, гидрогенные и биогенные.
ГРАВИТАЦИОННЫЕ ПОДВОДНЫЕ ПРОЦЕССЫ
К гравитационным процессам относят такие, в возникновении ц развитии которых основная роль принадлежит силе тяжести. Это в известной степени аналоги склоновых гравитационных процессов, происходящих на суше. Для проявления склоновых процессов на батиальных и абиссальных глубинах на морском дне условия особенно благоприятны, так как донные отложения вследствие высокого насыщения их водой обладают повышенной пластичностью. По мнению В. В. Лонгинова, именно гравитационные перемещения выполняют в океане основную работу по перемещению осадков.
Пока имеются лишь отрывочные сведения о крипе — процессе медленного сползания или оплывания толщ осадков на относительно пологих склонах. Одним из проявлений крипа являются песчаные потоки и на резких перепадах профиля склона даже «пескопады», описанные при проведении подводных наблюдений в каньонах. Более широко известны подводные оползни, которые были впервые обнаружены А. Д. Архангельским и Н. М. Страховым еще в 30-х годах при изучении осадков в Черном море. Уже при уклонах порядка 3—5° может возникнуть сползание осадков. Для того чтобы спровоцировать подводное оползание, достаточно небольшого сейсмического толчка или даже серии ритмических колебаний давления столба воды в верхней части материкового склона или на бровке шельфа, возникающих при прохождении гребней и ложбин волн при крупных штормах. На более крутых склонах оползни могут возникать самопроизвольно при условии, что масса накапливающейся на наклонной поверхности толщи осадков превысит предел их прочности.
Подводные оползни могут быть «структурными»: сползают целые блоки пород без существенных нарушений структуры внутри блока. Крупнейшим примером структурного подводного оползня является выступ Блейк-Спур на восточной окраине подводного плато Блейк (атлантическая окраина материка Северной Америки), заметный даже на мелкомасштабных обзорных картах (см. рис. 23). По-видимому, более обычны пластичные подводные оползни: перемещение блока пород, постепенно переходящее в пластическое течение грунта с внутренним взаимодействием частиц, подобное лавинам или грязекаменным потокам на суше. В результате массового развития подводных оползней на материковом склоне в его нижних частях и на материковом подножье формируется холмисто-западинный рельеф, как это, например, наблюдается в Мексиканском заливе, в море Бофорта и в других районах. Надо заметить, что довольно часто встречаются ископаемые подводные оползни, вскрываемые в геологических разрезах. Наиболее известным примером этого рода является развитие мощных оползневых блоков фораминиферовых слоев палеогена в толще майкопских отложений, характерное для поднятия Кукурттау в Восточном Дагестане.
Другой тип гравитационных процессов — мутьевые потоки — гравитационное течение водной суспензии твердых частиц. Вследствие того, что суспензия содержит взвешенные минеральные частицы, она имеет большую плотность, чем просто морская вода. В результате суспензия погружается на наклонное дно и скатывается по нему, развивая большую скорость течения, обеспечивающую не только перенос взвешенного минерального материала, но и в ряде случаев и эрозию дна.
Мутьевые потоки получают питание прежде всего на приустьевых участках шельфа во время речных паводков, когда резко возрастает взвешенный сток рек, в результате перехвата потоков наносов в береговой зоне моря и разжижения движущейся вниз по склону оползневой массы. Подводные оползни, следовательно, способны переходить в мутьевые потоки. Именно так образовался мощный мутьевой поток в результате небольшого землетрясения на южном склоне Большой Ньюфаундлендской банки (рис. 115). Возник оползень, который вскоре еще
в верхней части материкового склона превратился в широкий и мощный мутьевой поток. Этим потоком было разорвано и деформировано более 10 подводных телеграфных кабелей, проложенных на его пути. Отдельные куски кабеля были перемещены на десятки километров вниз по пути следования потока. По усилиям, необходимым для разрыва кабелей и перемещения их обрывков на большие расстояния, были рассчитаны скорости потока, которые, как оказалось, достигали 120 км/ч.
Ширина потока достигала 330 км при общей протяженности около 920 км. Однако в большинстве случаев мутьевые потоки локализуются в подводных каньонах, поэтому ширина их гораздо меньше, но длина может достигать 1850 и более километров. Используя подводные каньоны как трассы, мутьевые потоки активно перестраивают их борта и тальвеги. Достигнув значительных скоростей еще до скатывания в подводный каньон, мутьевой поток эродирует поверхность шельфа и благодаря регрессивной эрозии способствует продвижению вершины каньона в сторону берега. Нередко в вершине каньона образуется несколько эрозионных врезов, напоминающих водосборные воронки верховий горных рек.
В самом каньоне мутьевые потоки также эродируют дно и борта каньона, но ближе к его середине начинает превалировать аккумулятивная деятельность. Формируются террасы и прирусловые валы. В устье каньона происходит массовое выпадение материала из суспензии
и образование обширного конуса выноса. Осадки, переносимые мутьевыми потоками и слагающие такие конусы выноса, получили название турбидитов.
Формируемые мутьевыми потоками конусы выноса в отдельных случаях представляют собой грандиозные по размерам и мощности осадков образования. Величина их находится в прямой зависимости от величины твердого стока реки, которая питает своими выносами мутьевые потоки. Самым крупным подводным образованием такого рода является конус выноса каньона Ганга (рис. 116), который занимает весь Бенгальский залив и, не умещаясь в нем, выдвигается своим внешним краем далеко в пределы Центральной котловины ложа Индийского океана. Следует заметить, что твердый сток Ганга — Брахмапутры равен почти 2180 млн. т, что составляет 12% твердого стока всех рек мира.
Если материковый склон густо изборожден подводными каньонами, конусы выноса смежных каньонов сливаются друг с другом и в целом образуют волнистую наклонную равнину материкового подножья. Таким образом, мутьевые потоки представляют собой важнейший механизм формирования рельефа материкового подножья. Мощность неконсолидированных осадков, слагающих конусы, может достигать 5 км.
Мутьевые потоки, после того как большая часть переносимых ими минеральных частиц отложится в каньонах и в конусах выноса, еще сохраняют характер суспензии, хотя и гораздо менее насыщенной, чем ранее. Такие мутьевые потоки малой плотности эродируют поверхность конуса и устремляются дальше, в пределы ложа океана, где они служат одним из основных источников образования плоских абиссальных равнин, примыкающих к материковому подножью, образованному конусами выноса подводных каньонов. Наиболее значительные, далеко проникающие в пределы
абиссальных равнин мутьевые потоки эродируют их поверхность, образуют крупнейшие долинообразные врезанные формы рельефа, которые целесообразно именовать абиссальными долинами (рис. 117) .Такие же абиссальные долины, глубина вреза которых от 50 до нескольких сот метров, образуются и на крупных конусах выноса (рис. 116). Примером может служить Срединно-Атлантичеекий каньон в северо-западной части Атлантики. Абиссальные долины бывают нередко обвалованы прирусловыми валами высотой до нескольких десятков метров. Густая сеть абиссальных долин (см. рис. 117) развита в северо-восточной части Тихого океана.
О ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ
ДОННЫХ И ПОСТОЯННЫХ ПОВЕРХНОСТНЫХ ТЕЧЕНИЙ
Исследования по глубоководной гидрологии и, в частности, по выяснению условий формирования и динамики донных водных масс в океанах показали, что на абиссальных глубинах на дне океана движутся мощные потоки плотных холодных вод, из которых, собственно, и формируются донные водные массы. Главным местом зарождения этих вод является шельф Антарктиды. Выхоложенные воды антарктического шельфа из-за повышенной плотности опускаются на дно и медленно растекаются по ложу океана, причем срединно-океанические хребты не являются для них препятствием, так как эти течения проникают по другую сторону хребтов по поперечным депрессиям, обусловленным разломами.
В северо-западной части Атлантического океана основная роль в формировании донных водных масс принадлежит арктическим водам. Стекая по дну к югу, они образуют так называемое Западное Пограничное донное течение, скорость которого на глубинах 3500—4500 м, по данным американских исследователей, местами достигает 35 см/с.
Западное Пограничное течение, как можно судить по данным подводного фотографирования, сейсмо-акустических 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 сейемопрофилирования 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).
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 форм рельефа — коралловых рифов; в) разрушение и разрыхление горных пород вследствие деятельности различных «камнеточцев» — некоторых двустворчатых (Folas, Barnea, Lytophagus и др.); г) переработка донных грунтов илоедами (червем Sipunculus и др.) путем пропускания их через пищеварительный тракт, в результате чего донные отложения утрачивают слоистость и приобретают мелкокомковатую, так называемую копролитовую структуру. Многие организмы улавливают взвеси и способствуют их осаждению. Так, например, мидии пропускают через свой организм в среднем 1,5 л воды в час, начисто отфильтровывая все взвеси, содержащиеся в воде, и осаждая их.
Многие жители моря обладают избирательной способностью концентрировать в своих покровах и мягких тканях различные элементы и неорганические соединения, обычно содержащиеся в морской воде. Так, моллюск Archidoris может накапливать в своих тканях медь в количестве, превышающем ее нормальную концентрацию в морской воде (0,01 мг/л) в 4300 раз, а асцидии — концентрировать ванадий в количестве до 1 % от их массы. Моллюск Lingula поглощает фтор, и этот элемент может составлять до 1,5% от массы его раковины. Особенно большое значение имеет способность многих организмов усваивать известь или кремнезем из морской воды. Эти элементы практически безвозвратно выбывают из кругооборота. Извлечение извести из морской воды и ее осаждение в донных осадках — один из важнейших геохимических процессов, протекающих в поверхностных оболочках Земли, начиная с архея, с постепенно нарастающей интенсивностью (Страхов, 1963).
Процесс биогенного осаждения кремнезема имеет меньшие масштабы, но, как показывают результаты глубоководного бурения, накопление кремнезема в донных осадках также весьма характерно по крайней мере для всего мезо-кайнозойского этапа истории океана. Скелетные и покровные остатки организмов, усваивающих известь и кремнезем, после их смерти выпадают на дно и накапливаются здесь, образуя различные типы донных морских отложений.
Наиболее важное значение среди известковых организмов для этого процесса имеют одноклеточные простейшие — фораминиферы, а также одноклеточные зеленые водоросли кокколитофориды. Из кремнистых организмов наибольшая роль принадлежит одноклеточным диатомовым водорослям, за ними следуют радиолярии и кремнежгутиковые. Общее поступление биогенного осадочного материала на дно океана оценивается величиной 1,82 млрд. т в год.
АККУМУЛЯЦИЯ ОСАДОЧНОГО МАТЕРИАЛА
КАК ВАЖНЕЙШИЙ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС
НА ДНЕ МИРОВОГО ОКЕАНА
Океан — это прежде всего область аккумуляции огромных масс поступающего в него осадочного материала, хотя, как отмечалось выше, на его дне наблюдаются и денудационные процессы. По подсчетам А. П. Лисицына, реки выносят ежегодно в море в среднем 18,35 млрд. т твердых (взвешенных и влекомых) частиц и около 3,2 млрд. т растворенного материала. Ледники вместе с айсбергами поставляют в океан около 1,5 млрд. т, эоловые процессы — около 1,6, абразия — около 0,5 млрд. т осадочного материала. Весь материал, образующийся в результате разрушения горных пород главным образом суши, называется терригенным. Количество ежегодно поступающего биогенного материала оценивается, как уже упоминалось, в 1,82 млрд. т. Кроме того, значителен объем поступающих в океан пирокластических продуктов вулканических извержений, вероятно, достигающий 3 млрд. т. Некоторая часть осадочного материала формируется в океане за счет химических превращений поступающих сюда терригенных и вулканогенных частиц.
Таким образом, в океан ежегодно поступает более 30 млрд. т осадочного материала. Осаждение его на дно происходит постепенно, подавляющая часть осадочного материала долго еще пребывает во взвешенном состоянии. По определениям А. П. Лисицына, общее количество взвешенного материала в океане составляет 1370,32 млрд. т, следовательно, среднее пребывание осадочных частиц во взвеси составляет около 45 лет.
В зависимости от генезиса преобладающего осадочного материала донные отложения делятся на терригенные, биогенные, хемогенные и полигенные. Последняя группа включает один тип глубоководных отложений — так называемую глубоководную красную глину, которая формируется в результате примерно равнозначного участия нескольких источников поступления материала. Скорость накопления донных отложений различна, наибольшая характерна для терригенных отложений (до нескольких миллиметров в год) и наименьшая — для красной глины (порядка 0,3—0,8 мм за тысячу лет). Соответственно и эффект аккумуляции, ее влияния на облик рельефа дна различен. Кроме того, эффект осадкообразования зависит от того, где образуются осадки: на шельфе, материковом склоне, материковом подножье, в глубоководных желобах, котловинах окраинных морей и океанических котловинах или на океанических возвышенностях (рис. 119).
Высокая подвижность придонных вод в пределах шельфа препятствует накоплению здесь мощной толщи осадков, хотя именно шельф является той зоной, куда поступает в первую очередь 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 выступе» 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 масс, благоприятствующие выносу материала, а также взвешиванию значительного количества осадочных частиц. Подводные оползни и в особенности суспензионные потоки также в большой мере способствуют выносу осадочного материала, а не накоплению его в зоне материкового склона. Более или менее благоприятными участками для накопления осадков на материковом склоне являются только окраинные плато и отдельные достаточно широкие ступени или площадки при ступенчатом строении склона.
Интенсивная аккумуляция на материковом склоне возможна лишь при очень обильном поступлении терригенных осадков и малой ширине шельфа. Иногда шельф полностью перекрывается дельтой крупной реки. В этом случае передний край дельты находится в непосредственной близости к материковому склону. Тогда массовое сваливание выносимого рекой материала может привести к частичному или полному погребению коренного рельефа материкового склона под мощной толщей осадков. Такую картину можно наблюдать, например, в районе дельты реки Миссисипи. Известен и ряд других примеров аккумулятивного строения материкового склона.
В отличие от шельфа и материкового склона материковое подножье исключительно благоприятно для накопления мощной толщи осадков. Интенсивность вертикальной циркуляции вод в этой зоне гораздо ниже, чем на материковом склоне. Осадки, поступающие с последнего, выносы суспензионных потоков, оползающие со склона массы пластичных осадков встречают здесь либо зону очень пологих уклонов поверхности, либо даже зону с обратными уклонами, если структурная впадина материкового подножья еще не заполнена. В любом случае, следовательно, материковое подножье представляет собой идеальную ловушку для осадочного материала. Здесь в максимальной степени идет его накопление, и как морфологический результат аккумулятивного выравнивания образуется наклонная пологоволнистая аккумулятивная равнина.
Сходные условия для накопления осадков, поступающих с суши и шельфа, характерны для котловин окраинных морей в геосинклинальных областях. Здесь также аккумулируются мощные толщи осадков, обеспечивающие погребение коренного рельефа и формирование плоской или субгоризонтальной абиссальной равнины.
Ловушками для осадочного материала являются также глубоководные желоба, если они прилегают к достаточно зрелым островным дугам типа Курильской или Японской. В первом случае главным источником поступления материала являются вулканические выбросы. Во втором — к ним примешивается в более или менее значительном количестве твердый сток рек. В результате на дне глубоководного желоба происходит аккумулятивное выравнивание рельефа. Поскольку борта глубоководного желоба находятся в неодинаковых условиях поступления материала, образующаяся на дне желоба абиссальная плоская равнина слегка асимметрична, с небольшим уклоном в сторону океана.
В пределах ложа океана в общем случае наиболее благоприятными для аккумулятивного выравнивания являются те океанические котловины или части котловин, которые ближе расположены к подводным окраинам материков и, следовательно, находятся в более благоприятных условиях для поступления осадочного материала с подводных окраин материков. Медленное, но весьма длительное накопление осадков приводит к формированию плоских абиссальных равнин, которые можно рассматривать как равнины предельного аккумулятивного выравнивания. Все неровности коренного рельефа оказываются начисто погребенными под мощной толщей осадков (рис. 120).
На дне удаленных от подводной окраины материков котловин осадков отлагается гораздо меньше. Здесь образуется маломощный плащ отложений, который лишь облекает неровности коренного рельефа, но не нивелирует его. Это области распространения холмистого абиссального рельефа.
Нередко в пределах ложа океана можно наблюдать такие результаты процесса аккумулятивного выравнивания: на подводном плато, если глубина над ним не превышает 4—4,5 км, рельеф может быть существенно выровнен за счет аккумуляции донных отложений, тогда как в котловинах, прилегающих к плато, с глубинами 5—6 тыс. м отмечается холмистый абиссальный рельеф. Причины такого несоответствия заключаются в неодинаковой скорости накопления осадков разных генетических типов. На плато, при упомянутой глубине над ним, может идти накопление органогенного
карбонатного ила, тогда как в котловинах с глубинами порядка -5 км и более возможно лишь накопление глубоководной красной глины. Скорость накопления карбонатных илов в несколько раз выше, чем красной глины, отсюда и такие различия в эффекте аккумулятивного выравнивания.
Из сказанного следует, что донная аккумуляция, ведущая к изменению рельефа дна за счет погребения коренных неровностей, является важнейшим интегрирующим геолого-геоморфологическим процессом на дне морей и океанов, обеспечивающим в конечном счете выравнивание рельефа дна Мирового океана.