1. Предмет и задачи геологии и геоморфологии дна океана; история развития и современные методы геоморфологических и геолого-геофизических исследований в океане.

Примерный план:

1. Предмет морской геоморфологии

2. Задачи предмета

3. Методы изучения морфометрии и расчлененности дна

Содержание лекции:

Морская геоморфология — наука, занимающаяся изучением происхождения и развития рельефа дна океанов и морей. В отличие от геоморфологии суши Г. м. в значительной степени лишена возможности визуального обследования подводного рельефа, за исключением сравнительно небольших участков поверхности дна (микроформ), изучаемых исследователем либо непосредственно с помощью аквалангов, батискафов, либо путем фотографирования дна и подводного телевидения. Представление о макро- и мезоформах подводного рельефа основывается на косвенных данных (эхограммах, профилях и др.). Г. м. делится на общую, региональную и прикладную. Общая Г. м. изучает формы рельефа дна независимо от их регионального распределения и устанавливает общие закономерности развития подводного рельефа. Региональная Г. м. изучает подводный рельеф отдельных частей Мирового океана. Прикладная Г. м. решает практические задачи при поисках нефти и россыпных м-ний, при проектировании подводных коммуникаций, трубопроводов (кабелей), при рыбном промысле и т. д.

Методы изучения морфометрии и расчлененности дна океанов

Дно океанов и морей, как и поверхность суши, отличается большим разнообразием форм рельефа, одной из важнейших черт которого является степень его расчлененности. Эта степень вы­ряжается количественными показателями морфометрических харак­теристик, таких, как углы наклона, вертикальное и горизонталь­ное расчленение, средние, максимальные и минимальные глубины, дисперсия, асимметрия, эксцесс и другие величины. Измерения и расчет таких параметров для различных районов дна океанов и статистический анализ позволяют выявлять закономерности рас­пределения различных типов расчлененности в зависимости от морфоструктурного плана, что в определенной степени дает возмож­ность устанавливать их генезис в связи с историей развития подводного рельефа. Кроме того, изучение морфометрических харак­теристик и расчлененности имеет большое значение для решения практических вопросов мореплавания, рыболовства, океанологии. Поэтому в комплекс морских геоморфологических исследований входит математическая обработка данных непосредственного изучения глубин с целью оп­ределения различных морфометрических показателей.

I. Методы съемки и картографирования

Основным методом съемки подводного рельефа является эхолотирования. На судах, ведущих промер, применяются различные системы эхолотов с записью в память ПК. Частота измерений, в зависимости от назначения эхолота (мелководного или глубоководного), меняется от долей секунды до нескольких секунд, что позволяет получать практически не­прерывные записи подводного рельефа в виде профилей дна в масштабе времени. Точность отсчета глубин определяется разверткой записи, обусловленной частотой посылочных импульсов и составляет от долей метра для мелководных эхолотов до десятков метров для глубоководных. Современные эхолоты можно подразделить на 1, 2 и многолучевые. Наиболее точные: 1-лучевые, а многолучевые дают больший охват дна. Эхолоты представляют собой комплекс приемо-передающей, регистрирующей и графопостроительной аппаратуры с обработкой поступающей информации на ПК.

Качественную картину расчлененности и простирания форм подводного рельефа дают локаторы бокового обзора, в которых из­лучение зондирующих импульсов направлено в обе стороны от ли­нии движения судна. На ленте самописца регистрируются все встречающиеся неровности дна в виде тёмных и светлых полос, означающих соответственно положительные и отрицательные формы. Эти записи существенно помогают прослеживать на значительные расстояния структуры, фиксируемые эхолотом, но получать их ко­личественные характеристики при помощи локаторов бокового об­зора нельзя.

Для изучения рельефа океанического фундамента используют­ся различные сейсмопрофилографы с электроискровыми или пневма­тическими источниками излучения. Так как в них применяются импульсы значительно более низкой, чем в эхолотах, рабочей час­тоты, что обеспечивает проникновение сигналов в толщу осадков, они не млеют направленности излучения и поэтому по характеру записи рельефа схожи с широколучевыми эхолотами. Частота зон дарования составляет от I до 20°, что при скорости судна во время профилирования 10-12 узлов позволяет также получать прак­тически непрерывный профиль, на котором выделяются осадочная толща с различными отражающими горизонтами и рельеф подстилаю­щей поверхности фундамента. Однако при большой мощности осад­ков (более I км) этот рельеф уже не фиксируется или прослеживается лишь фрагментарно, что затрудняет изучение его характеристик.

При ведении эхолотного промера или другого вида съемки расположение съемочных галсов и маршрут судна зависят от зада­чи рейса. В целом выделяются три вида промера: попутный, реги­ональный и детальный.

Попутный промер проводится практически в любой океанографической экспедиции на переходах между районами работ, особенно там, где изученность подводного рельефа недо­статочна.

Региональный промер осуществляется, как правило, по системе параллельных или пересекающихся галсов в районах спе­циальных или комплексных исследований, одной из задач которых является изучение строения морского дна.

При обследовании конкретных форм подводного рельефа пре­обладающие галсы располагаются вкрест их простирания, что по­зволяет более надежно определять морфометрические характерис­тики и размеры, которые контролируются также отдельными про­дольными галсами.

Детальный промер ведется во время полигонных съемок, напри­мер, при осуществлении глубоководного бурения. Полигоны распо­лагаются обычно в характерных по особенностям строения подвод­ного рельефа районах, рассматриваемых как ключевые участки для понимания их морфоструктуры и генезиса. Размеры полигонов чаще всего составляют 60х60 миль, а при очень детальных исследова­ниях для обеспечения, например, подводных наблюдений - еще меньше. Съемка проводится по системе параллельных и пересекаю­щих их контрольных галсов с расстояниями между ними 2-5 миль на крупных полигонах и 0,2-0,5 миль на малых полигонах. Для плановой привязки промера используются высокоточные радионави­гационные приборы и система спутниковой навигации с расчетом координат.

Обработка материалов эхолотного промера включает два ос­новных процесса: построение профилей дна в линейном масштабе и составление батиметрических карт с различной степенью деталь­ности в зависимости от масштаба и обеспеченности исходным ма­териалом. Профили дна и батиметрические карты в дальнейшем слу­жат основой для морфометрических расчетов, составления геомор­фологических, геологических и тектонических карт, построения других океанологических разрезов, карт и схем. Перед построением профилей и карт данные промеров вычищают от ряби волн и помех, а также от явных ошибок.

Профили дна строятся в заданном заранее линейном масштабе, причем для выразительности изображения вертикальный масштаб на них всегда крупнее горизонтального (например, в I см по горизонтали - 10 миль, в I см по вертикали - 500 м). На профилях по горизонтали откладывает­ся пройденный путь, рассчитываемый по расстояниям между точка­ми определений координат и скорости судна, а по вертикали на­носятся отметки глубин через конкретные про­межутки времени, а также отличительные глубины (максимальные и минимальные), точки перегибов профиля.

Составление батиметрических карт включает в себя:

а) про­кладку съемочных галсов на планшетах или листах карты избран­ного масштаба;

б) разноску по ним либо отметок глубин, снятых через определенные интервалы времени, либо мест изобат, а так­же отличительных глубин;

в) использование дополнительных отме­ток глубин с других картографических источников;

г) составле­ние орографической схемы на основе профилей дна и имеющихся картографических материалов, особенно в условиях сложного рельефа;

д) рисовку изобат принятого для данного масштаба сечения, причем в некоторых случаях для лучшего изображения сложно расчлененного рельефа проводятся дополнительные изобаты, которые с окончательного варианта карты снимаются. При рисовке изобат метод линейной интерполяции используется только в случаях де­тальной съемки на отдельных полигонах или в прибрежной зоне, где густота съемочных галсов или отдельных отметок глубин на­столько велика, что позволяет без труда оконтуриватъ все до­ступные в данном масштабе формы подводного рельефа.

Необходимо подчеркнуть, что до настоящего времени боль­шинство батиметрических карт составляется вручную, что обуслов­лено особенностями метода геоморфологической интерполяции. Однако возможно использование автоматически-ручного способа построения батиметрических карт.

Для изучения расчлененности рельефа суши основным источником фактического материала являются топографи­ческие или гипсометрические карты. Они составляются, помимо измерительных работ, также путем непосредственного обо­зрения местности или дешифрирования аэросъемочных материалов, на которых все детали расчлененности хорошо прослеживаются.

При картографировании морского дна положение существенно иное. Практически на всех батиметрических картах, даже крупномас­штабных, рисунок изобат из-за особенностей методики построения отражает какие-то осредненные черты расчлененности подводного рельефа, маскируя мелкие детали. Поэтому для изучения расчле­ненности подводного рельефа основным источником служат профили дна, а для изучения поверхности океанического фундамента - разрезы сейсмопрофилирования. В не­которых случаях, особенно при наличии детальных батиметрических карт и слабо расчлененного подводного рельефа (например, на ше­льфе или в прибрежной зоне), можно рассчитывать морфометрические характеристики по этим картам, но все же точность их вы­числения оказывается меньше, чем точность определения по про­филям дна.

Морская навигационная карта

Морские навигационные карты используются для обеспечения судовождения и безопасности плавания. Обычно представлены в равноугольной нормальной цилиндрической проекции Меркатора, которая позволяет прокладывать курс судна прямой линией.

Морские навигационные карты отражают:

• береговую линию и характер берегов,

• рельеф дна и характеристики донного грунта,

• опасные для судовождения объекты и препятствия (скалы, камни, затонувшие суда),

• естественные и искусственные навигационные объекты,

• фарватеры,

• места для якорных стоянок,

• знаки разделения движения судов,

• информацию о приливах,

• а также данные об участках суши, попавших в поле карты (реки, рельеф, дорожная сеть, населённые пункты и др.).

Равноугольная цилиндрическая проекция Меркатора — одна из основных картографических проекций. Разработана Герардом Меркатором для применения в его «Атласе». «Равноугольная» в названии проекции подчёркивает то, что проекция сохраняет углы между направлениями. Все локсодромы в ней изображаются прямыми линиями. Меридианы в проекции Меркатора представляются параллельными равноотстоящими линиями. Параллели же представляют собой параллельные линии, расстояние между которыми равно расстоянию между меридианами вблизи экватора и быстро увеличивается при приближении к полюсам. Сами полюсы не могут быть изображены на проекции Меркатора (они соответствуют особенности функции, отображающей координаты на сфере на координаты на плоскости), поэтому обычно карту в проекции Меркатора ограничивают областями до 80-85° градусов северной и южной широты.

Масштаб на карте в этой проекции не является постоянным, он увеличивается от экватора к полюсам (как обратный косинус широты), однако масштабы по вертикали и по горизонтали всегда равны, чем, собственно, и достигается равноугольность проекции. На картах в данной проекции всегда указывается, к какой параллели относится основной масштаб карты.

Поскольку проекция Меркатора имеет различный масштаб на разных участках, эта проекция не сохраняет площади. Если основной масштаб относится к экватору, то наибольшие искажения размеров объектов будут у полюсов. Это хорошо заметно на картах в этой проекции: на них Гренландия сравнима по размерам с Австралией и Южной Америкой.

Проекция Меркатора оказалась весьма удобной для нужд мореходства, особенно в старые времена. Объясняется это тем, что график движения корабля, идущего под одним и тем же румбом к меридиану (т.е. с неизменным положением стрелки компаса относительно шкалы) выражается прямой линией на карте в проекции Меркатора.

2. Классификация форм рельефа и геологических структур дна океана; общий морфоструктурный план дна Мирового океана

Примерный план:

1. Общие черты рельефа дна мирового океана

2. Батиграфическая кривая

3. Основные особенности строения земной коры под океанами

4. Планетарные морфоструктуры дна мирового океана.

Содержание лекции:

Общие черты рельефа дна мирового океана

Средняя глубина Мирового океана, покрывающего более 70% земной поверхности, около 4 км. Это ничтожная величина по сравнению с общей длиной земного радиуса (всего 0, 06%), но вполне достаточная для того, чтобы сделать дно Мирового океана недосягаемым для непосредственного исследования обычными геологическими и геоморфологическими методами, которыми пользуются при полевых работах на суше. Дальнейшее изучение рельефа морского дна показало ошибочность прежних представлений о монотонности и простоте строения рельефа дна океана. Одним из важнейших средств познания строения морского дна явилось эхолотирование, которое в течение 40–60-х годов нашего столетия достигло больших успехов, и сейчас мы располагаем полноценными батиметрическими картами океанов и морей, не идущими ни в какое сравнение с довоенными морскими картами. В эти же годы появились и некоторые приборы, позволившие хотя бы частично пополнить зрительными впечатлениями данные эхолотирования об облике морского дна. К их числу относятся акваланги, спускаемые аппараты и другие исследовательские аппараты типа подводных лодок; подводные фотоаппараты, позволяющие фотографировать глубоководные участки дна; подводное телевидение и др. Уже в 50-х годах стала применяться специализированная аэрофотосъемка, дающая фотоизображение дна на малых глубинах. Эти и подобные им технические средства позволяютвидетьморское дно, а не только знать, как изменяются в его пределах отметки глубин. Однако возможности визуального обследования дна остаются еще весьма ограниченными, в связи с чем современные представления о закономерностях распространения и развития различных форм и комплексов форм подводного рельефа продолжают основываться преимущественно на результатах эхолотирования. Естественно, что эти представления тем более точны и близки к истине, чем точнее методика и гуще сеть эхолотных промеров. Некоторые районы прибрежного мелководья изучены с точностью, близкой к точности топографической изученности рельефа суши. В то же время имеются огромные пространства морского дна (в юго-восточной части Тихого океана, в южной части Атлантического океана и др. ), о морфологии которых представления самые общие и весьма приблизительные. До сих пор существуют значительные трудности в пространственной, топографической привязке точек наблюдений, которая при всех новейших достижениях в этом направлении остается в большинстве случаев менее, точной, чем на суше. Большие трудности также стоят на пути изучения геологического строения дна океанов. Примерно до 50-х годов нашего столетия практически единственными средствами геологических исследований дна океанов и морей были грунтовые трубки, дночерпатели и драги. За последнюю четверть века основная доля данных о геологическом строении дна океанов была получена благодаря широкому внедрению в практику исследований различных геофизических методов. Однако они при всей эффективности остаются косвенными методами геологического изучения. Среди геофизических методов, безусловно, первое место принадлежит морской сейсморазведке и ее различным модификациям. Затем следуют гравиметрические, магнитометрические, геотермические исследования. Все более широкое применение в морских геологических исследованиях получают различные геохимические методы, в том числе методы радиоизотопной геохронологии.

Батиграфическая кривая. Общее представление о распределении земной поверхности по ступеням высот и глубин дает гипсографическая кривая. По способу построения это кумулятивный график распределения высот и глубин.

Сравнивая батиграфические кривые отдельных океанов и Мирового океана в целом видим, что в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах распределение глубин очень сходно и следует тем же закономерностям, что и распределение глубин по всему Мировому океану. От 73, 2 до 78, 8% площади дна океанов лежит на глубинах от 3000 до 6000 м, от 14, 5 до 17, 2%– на глубинах от 200 до 3000 м и только 4, 8 –8, 8% площади океанов имеют глубины менее 200 м. Соответствующие цифры для Мирового океана 73, 8, 16, 5 и 7, 2%.

Резко отличается структурой батиграфической кривой Северный Ледовитый океан, где пространства дна с глубинами менее 200 м занимают 44, 3%, а глубины, наиболее характерные для всех океанов (т. е. от 3000 до 6000 м), –всего 27, 7%. Эта особенность батиграфической кривой приближает Северный Ледовитый океан к крупным глубоководным морям типа Средиземного или Карибского (Степанов, 1959).

Несомненно, глубина моря или океана –одно из важнейших условий для развития различных природных процессов, и прежде всего–развития жизни и осадкообразования, важное условие формирования рельефа и динамики геологических процессов. В зависимости от глубины океан обычно разделяют на батиметрические зоны:

литоральную, т. е. прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров; неритовую – до глубин порядка 200 м”     батиальную – до 3 тыс. м;     абиссальную – от 3 тыс. до б тыс. м;     гипабиссальную – глубину > 6 тыс. м.

Пограничные глубины довольно условны, в отдельных конкретных случаях они сильно сдвигаются. Так, в Черном море абиссаль считается с глубины 2 тыс. м. Еще со времен Г. Вагнера (1912) установилась традиция считать, что различные участки гипсографической кривой прямо соответствуют основным элементам рельефа дна Мирового океана. Так, отрезок кривой между отметками 0 и 200 м отождествляется сматериковой отмелью – мелководной, более или менее выровненной поверхностью дна, окаймляющей обычно материки и крупные острова (в последнем случае нередко применяется термин“. островная отмель”). Ниже отметки 200 м идет относительно крутой участок кривой, который соответствует так называемомуматериковому склону – зоне океанского дна, характеризующейся крутыми уклонами поверхности и ограничивающей снизу материковую отмель. Далее располагается снова выположенный участок кривой, соответствующийложу океана – сравнительно выровненной глубоководной части дна океана, лежащей на глубинах более 3 тыс. м. Самый нижний и крутой участок батиграфической кривой сопоставляют с так называемыми глубоководными впадинами, т. е. участками дна океана, имеющими глубину более 6 тыс. м. Преобладающая часть площади дна океана с глубинами более 6 тыс. м приходится на Тихий океан, в Северном Ледовитом океане такие глубины вообще отсутствуют. В действительности гипсографическая кривая по назначению и способу построения не может служить источником для получения представления об основных элементах донного рельефа. Действительно на дне Мирового океана есть и шельфы, и материковые склоны, и ложе океана, но названные понятия таксономически далеко неравнозначны, и их существование устанавливается не из гипсографической кривой, а из конкретных данных о рельефе дна различных морей и океанов. Кроме того, этими элементами не исчерпывается перечень крупнейших элементов рельефа океанского дна, т. е. имеются и такие элементы, которые не входят ни в шельф, ни в материковый склон, ни в ложе океана. На дне океана, как и на поверхности суши, имеются и горы, и возвышенности, и равнины.

При составлении гипсографической кривой в каждом случае суммируются площади участков земной поверхности, лежащие в определенном интервале высот или глубин, независимо от того, к какому элементу рельефа относятся эти участки. Так, высокие равнины, нередко достаточно обширные (Мексиканская высокая равнина и др. ), по гипсографическому положению оказываются в интервале высот, соответствующем верхней крутой– “горной”части гипсографической кривой. В океане глубины менее 3 тыс. м могут быть не только в пределах материкового склона, но и на склонах подводных хребтов. Уже одно то, что на гипсографической кривой подводные горные сооружения получают лишь скрытое отражение (в интервале глубин, приписываемых материковому склону), говорит о неприемлемости выведения представления об основных элементах рельефа на основе прямого истолкования очертаний этой кривой.

Основные черты рельефа дна мирового океана по морфологическим данным. Современные данные свидетельствуют о весьма значительном и разнообразном расчленении рельефа морского дна. Вопреки прежним представлениям в пределах дна океанов наиболее распространен холмистый и горный рельеф (рис. ). Ровные поверхности обычно наблюдаются вблизи суши, в пределах материковой отмели, и в некоторых глубоководных котловинах, где неровности“коренного”рельефа погребены под мощным слоем рыхлых осадков. Существенная внешняя особенность рельефа дна морей и океанов–преобладание замкнутых отрицательных элементов: котловин и узких желобообразных впадин различных размеров. Для рельефа океанского дна характерны также одиночные горы, в большом количестве встречающиеся среди холмистых или выровненных пространств, занимающих днища крупных котловин. На суше, как известно, такие“островные”горы встречаются лишь в особо специфических условиях. Редки по сравнению с сушей линейные долинообразные формы. Горные системы, как и на суше, имеют линейную ориентировку, в большинстве случаев значительно превосходят горные системы континентов по ширине, протяженности и площади, не уступают им в крупномасштабной вертикальной расчлененности. Величайшая горная система Земли– это система так называемых срединно-океанических хребтов. Она протягивается непрерывной полосой через все океаны, общая длина ее более 60 тыс. км, занимаемая площадь составляет более 15% земной поверхности. Сложно построенные окраинные зоны океанов получили название переходных зон. Кроме описанных выше отличительных черт рельефа переходные зоны выделяются также обилием вулканов, резкими контрастами глубин и высот. Большинство их находится на окраинах Тихого океана. Максимальные глубины океанов приурочены именно к глубоководным желобам переходных зон, а не к собственно ложу океана. В наиболее типичном виде переходные зоны, таким образом, представлены в виде комплексов трех крупных элементов рельефа: котловин окраинных глубоководных морей; горных систем, отгораживающих котловины от океана и увенчанных островами, островных дуг; узких желобообразных впадин, расположенных обычно с внешней стороны островных дуг, – глубоководных желобов. Такое закономерное сочетание перечисленных элементов явно указывает на их единство и генетическую взаимосвязь. В строении , некоторых переходных зон имеются заметные отклонения от этой типичной схемы.

Морфологически материковая отмель и материковый склон – единая система. Поскольку материки –это выступы земной поверхности, т. е. объемные тела, то материковую отмель можно рассматривать как часть поверхности материка, затопленную водами океана, а материковый склон–как склон материковой глыбы. Таким образом, на основе только морфологических особенностей намечается довольно четкое разделение дна Мирового океана на следующие основные элементы:

подводную окраину материка, состоящую из материковой отмели, материкового склона и материкового подножия;

переходную зону, состоящую обычно из котловины окраинного глубоководного моря, островной дуги и глубоководного желоба;

ложе океана, представляющее собой комплекс океанических котловин и поднятий; срединно-океанические хребты.

Основные особенности строения земной коры под океанами

Для построения полноценной генетической классификации рельефа кроме морфологических признаков необходимы также данные о внутреннем строении классифицируемых объектов.

Известно, что Земля в разрезе имеет слоистую структуру. Внешнюю, твердую оболочку, сложенную кристаллическими и осадочными породами и образующую поверхность нашей планеты, называют земной корой. Геофизические исследования в океанах показали, что земная кора под океанами неодинакова по строению и мощности. Нижней границей земной коры считают поверхность Мохоровичича. Она выделяется по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн до 8 км/с и более. В пределах земной коры скорости упругих волн ниже этой величины. Ниже поверхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли. Выделяется несколько типов земной коры. Наиболее резкие различия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов.

Земная кора материкового типа. По модели, предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя:

осадочный (скорости менее 5 км/с, мощность от нескольких сотен метров до 2 км); гранитный (скорости около 6 км/с, мощность 15 – 17 км) и

базальтовый (скорости 6, 5 – 7, 2 км/с, мощность 17 – 20 км). Отличительным слоем материковой коры является гранитный с плотностью вещества 2, 7 г/см3.

В геофизических работах обычно подчеркивается условность названий слоев “гранитный” и “базальтовый”. Гранитный слой не обязательно состоит только из гранитов. Скорости прохождения упругих волн через него указывают лишь на то, что он состоит из пород, аналогичных по плотности гранитам, –гнейсов, гранодиоритов, кварцитов и некоторых других плотных кристаллических пород (магматических и метаморфических), объединяемых обычно под названием“кислые” породы вследствие значительного содержания в них (более 60%) кремнекислоты. Скорость сейсмических волн в базальтовом слое свидетельствует о том, что он сложен породами, имеющими плотность 3, 0 г/см3. Эта плотность соответствует базальтам, а также другим основным породам (габбро и др...), которые отличаются пониженным содержанием кремнезема (менее 50%) и повышенным– окислов различных металлов.

Материковая кора широко представлена в пределах морей и океанов. Она слагает шельф, материковый склон, характерна для материкового подножия. В среднем нижняя граница ее распространения проходит примерно в пределах изобат 2–3, 5 км, но местами отклонения от этой глубины весьма велики. Так, у подводной окраины Североамериканского материка в Атлантическом океане граница материковой коры находится на глубине более 4 км, а в Черном море– порядка 1800 м.

Океанический и рифтогенальный типы земной коры. Земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. Верхнюю ее часть составляет слой воды океана со средней толщиной 4, 5 км и скоростью упругих волн 1, 5 км/с, плотностью 1, 03 г/см3. За ним следует слой неуплотненных осадков мощностью 0, 7 км, со скоростью упругих волн 1, 5– 4, 5 км/с и средней плотностью 2, 3 г/см3. Под этим слоем залегает так называемый второй слой со средней мощностью 1, 7 км, скоростью упругих волн 5, 1 – 5, 5 км/с и плотностью 2, 55 г/см3. Под ним лежит базальтовый слой, по существу не отличающийся от того, который образует нижнюю часть континентальной коры. Средняя мощность его 4, 2 км. Таким образом, общая средняя мощность океанической коры без слоя воды всего 6, 6 км, т. е. примерно в 5 раз меньше мощности материковой коры. Существенных различий в строении океанической коры под различными океанами не наблюдается. Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Под срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой со скоростями упругих продольных волн 4, 5– 5, 8 км/с. Мощность его очень изменчива –от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности со скоростями продольных волн 7, 2–7, 8 км/с, т. е. значительно большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем на границе Мохоровичича. Последняя практически здесь не выделяется. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры.

Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены и базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы, слагающие верхнюю мантию. Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре.

В последнее время на фоне возрастающей популярности гипотезы “новой глобальной тектоники”намечается тенденция к пересмотру взглядов на происхождение и состав океанической земной коры, к поискам ее генетической связи с процессами, происходящими в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. По этим представлениям, океаническая кора имеет не базальтовый, а серпентинитовый состав и формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов постепенно, в ходе расползания плит литосферы в обе стороны от рифтовой зоны, распространяясь на все пространство ложа океана. Безоговорочному признанию этих представлений препятствуют некоторые довольно веские данные. В частности, трудно объяснить, почему слой с повышенной плотностью (7, 2–7, 8 км/с) не имеет сплошного распространения в пределах ложа океана, а встречается лишь в рифтовых зонах срединных хребтов и под некоторыми (но не срединными) поднятиями дна, если в формировании океанической коры участвуют главным образом продукты серпентинизации ультраосновных пород.

Геосинклинальный тип земной коры. Большой сложностью строения отличается земная кора под переходными зонами. В котловинах окраинных морей, входящих составными частями в эти зоны, шельф и материковый склон обычно сложены материковой корой, а глубоководная часть дна котловины–корой, по своему составу близкой к океанической, но отличающейся от нее значительно большей мощностью базальтового и осадочного слоев. Особенно резко возрастает толщина осадочного слоя. Второй слой обычно не выделяется резко, а происходит как бы постепенное уплотнение осадочного слоя с глубиной. Этот вариант земной коры был назван. Под островными дугами в одних случаях обнаруживается материковая земная кора, в других– субокеаническая, в третьих – субматериковая, отличающаяся отсутствием резкой границы между гранитным и базальтовым слоями и общей сокращенной мощностью. Так, типичная континентальная кора слагает Японские острова, южная часть Курильской островной дуги сложена субконтинентальной корой, а Малые Антильские и Марианские острова– субокеанической. Сложное строение имеет земная кора и под глубоководными желобами. Обычно борт желоба, который одновременно является склоном островной дуги, образован корой того типа, который характерен для островной дуги, противоположный борт– океанической корой, а дно желоба – субокеанической. Интересно, что на островных дугах мы также встречаемся с выходами ультраосновных, обычно сильно серпентинизированных пород такого же состава и облика, что и гипербазиты рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Это со всей очевидностью свидетельствует о том, что магматические процессы в переходных зонах, как и на срединно-океанических хребтах, генетически связаны с процессами в мантии и, в частности, с восходящими движениями глубинного вещества верхней мантии.

Таким образом, строение земной коры в пределах переходной зоны отличается большой неоднородностью, мозаичностью, которая в целом очень хорошо согласуется с резкой дифференциацией рельефа переходной зоны. Дифференциация рельефа и строения земной коры отражает высокую динамичность процессов развития земной коры в пределах этих зон и может служить основанием для выделения четвертого типа земной коры, присущего переходной зоне. Его можно назвать геосинклинальным типом, так как по всем признакам строения и геодинамики переходные зоны в предлагаемом здесь понимании– современные геосинклинальные области.     Планетарные морфоструктуры дна мирового океана.

В геоморфологии формы рельефа, соответствующие определенному типу геологической структуры, принято называть морфоструктурами. Каждый тип земной коры соответствует крупнейшим тектоническим структурам или геотектурам Земли.

На основе современных тектонических представлений, распространяющихся не только на континенты, но и на океаны, можно тектоническими структурами высшего порядка (геотектурами) считать следующие:     материковые платформы;     геосинклинальные области,

талассократоны (структуры, характеризующиеся океаническим типом земной коры, образующие ложе океана),

георифтогенали (подвижные пояса в пределах океанов, образующие срединно-океанические хребты с рифтогенальной земной корой). Перечисленные крупнейшие элементы рельефа – материковые выступы (в океане –их подводные окраины), ложе океана, срединно-океанические хребты и переходные зоны (области)–являются морфоструктурами наивысшего порядка. Что это морфоструктуры наивысшего порядка, видно из следующих классификационных признаков: 1) они не могут быть объединены иначе, чем в единое целое, т. е. объединение названных четырех элементов в какие-либо два или три элемента невозможно; 2) любой другой элемент рельефа поверхности Земли является составной частью какого-либо из названных. Говоря о соответствии каждого из типов земной коры определенному типу планетарной морфоструктуры, имеется в виду общее соответствие, допуская те или иные частные несовпадения , границ типов земной коры и планетарных морфоструктур.

Размеры планетарных морфоструктур и составляющих их морфоструктур первого порядка дает табл...

Основные вехи геологической истории океана с позиции “новой глобальной тектоники”. Наиболее известная схема палеогеографической реконструкции этих позиций приведена в работе Р. Дитца и Дж. Холдена (Новая глобальная тектоника, 1974). Авторы исходят из того, что около 200 млн. лет назад все континенты были соединены в единый суперматерик Пангею. Пангея была реконструирована путем совмещения контуров современных материков по изобате 2 тыс. м . Единый континент был окружен океаном Панталасса, залив которого – море Тетис(предшественник Средиземного моря) вторгался в пределы суши между современными Евразией и Африкой. Материки, объединенные в Пангею, располагались в общем восточнее и южнее своего нынешнего положения, так что площадь суши, находившейся в Южном и Северном полушариях, была примерно одинаковой. Предположительно раскол Пангеи произошел не ранее 200 млн. лет назад. Одновременно с образованием разломов начался дрейф литосферных плит и расположенных на них континентов. Спустя 20 млн. лет после начала дрейфа, к концу триаса, Пангея была разделена широтным рифтом на две группы материков: северную– Лавразию, и южную – Гондвану. Последняя также начала распадаться благодаря образованию рифта, отделившего Африкано-Южноамериканский блок от Австрало-Антарктического, началось“раскрытие”Индийского океана. В юрском периоде зародилась рифтовая зона, по которой произошло“раскрытие”Северной Атлантики в результате дрейфа Северной Америки в северо-западном направлении. Море Тетис на востоке начало сужаться вследствие поворота Африканского континента против часовой стрелки и движения Индостанской глыбы к северу. Здесь происходило поддвигание части литосферной плиты под Евроазиатский континент. В дальнейшем в кайнозое, когда материки сблизились, субдукция сменилась короблением краевых зон Евразии и Индостана, что привело, в частности, к образованию горных цепей Гималаев.

Южная часть Атлантики начала раскрываться 135 млн. лет назад, в конце юры. Рифтовая зона, от которой началось раздвижение Африки и Южной Америки, как полагают, напоминала современное Красное море, Атлантический океан принял знакомые нам очертания, вероятно, к концу мела (65 млн. лет назад). Нераскрытой оставалась только самая северная его часть и Северный Ледовитый океан. В Тихом океане в юрское и меловое время, по-видимому, существовала система глубоководных желобов, поглощающих литосферные плиты Северной и Южной Америки. Двигаясь на запад, Северная Америка надвинулась на существовавшие здесь глубоководные желоба и перекрыла их. Южная Америка, достигнув Андского (Перуанско-Чилийского) желоба, не закрыла его, а начала сдвигать его к западу. В кайнозое материки заняли современные позиции.

3. Эндогенные факторы формирования рельефа и структуры дна океана

Примерный план:

1. Общая характеристика эндогенных процессов

2. сейсмичность

3. вулканизм

4. разломы

5. тектонические движения

Содержание лекции:

Общая характеристика эндогенных процессов

Эндогенные процессы –это прежде всего сложные и в общем малоизвестные движения масс, слагающих недра Земли. Воздействуя на перекрывающую эти массы земную кору, они вызывают ее Движение, деформации, формируют структуру земной коры и создают различные крупные формы рельефа.

В качестве возможных причин как вертикальных, так и движений земной коры могут быть названы следующие физические процессы, протекающие в земной коре или в подкоровом слое верхней мантии: тепловое расширение или сжатие вещества; разнообразные фазовые превращения, сопровождающиеся увеличением или уменьшением объема горных пород; зонная плавка материала мантии, приводящая к его дифференциации и поднятию легкоплавких компонентов; гравитационная или тепловая конвекция в мантии, приводящая к всплыванию более легких или более разогретых составляющих. К этому надо добавить некоторые геохимические реакции сопровождающиеся увеличением объема и выделением тепловой энергии. Сейсмичность и вулканизм в мировом океане

В распространении и некоторых особенностях проявления землетрясений и вулканизма в пределах морей и океанов наблюдается определенная специфика, анализ которой позволяет выявить дополнительно значительные различия между планетарными морфоструктурами дна Мирового океана. Землетрясения, как известно, представляют собой результат мгновенного выделения механической энергии в толще земной коры или в подкоровой области, следствие возникающих в них огромных напряжений. При взрывоподобной разрядке напряжений из центра возникновения землетрясения– фокуса (очага) или гипоцентра – распространяются упругие волны, в принципе подобные тем, которые возникают при сейсморазведке. Проекция гипоцентра на поверхность Земли называется эпицентром землетрясения. Издавна замечено, что эпицентры землетрясений на земной поверхности располагаются не беспорядочно, а группируются в определенные зоны или пояса, которые получили наименование сейсмических поясов. В пределах этих поясов землетрясения не только наиболее часты, но и наиболее разрушительны.

На Земле можно выделить три сейсмических пояса (рис. ). Первый, крупнейший по своей протяженности, образует почти замкнутое кольцо, охватывает окраины Тихого океана и пространственно полностью совпадает с переходной зоной. Второй пояс сложно разветвлен и географически соответствует системе срединно-океанических хребтов. Третий–охватывает Средиземноморье, горы Южной Азии и сливается с первым в области Индонезийских морей и архипелагов. Таким образом, особенности распространения сейсмических поясов на поверхности Земли еще раз подчеркивают высокую подвижность земной коры в пределах наиболее динамичных структур дна Мирового океана–переходных зон и срединно-океанических хребтов. Вне их на материковых платформах (за некоторыми исключениями) и ложе океана землетрясения случаются крайне редко и не приобретают разрушительной силы.

Изучение напряжений, возникающих при землетрясениях в окраинной зоне Тихого океана, показало, что примерно 75% землетрясений здесь связано с горизонтальными подвижками по разломам. Главные горизонтальные напряжения на большей части периферии Тихого океана направлены по нормали к простираниям основных морфоструктур переходных зон. Исключение составляют Северная и Центральная Америка, а также южная часть Южной Америки, где эти напряжения обнаруживают приблизительную параллельность морфоструктурам. Расположение фокусов землетрясений под геосинклинальными областями подчинено определенным закономерностям. Оно определяется системой зон повышенной неустойчивости земной коры и мантии, наклоненных в сторону материков и пронизывающих земные недра до глубин порядка 700– 750. Эти зоны получили название зон. В типичном случае они уходят в глубь Земли примерно под углом. 60°. Под срединно-океаническими структурами, судя по неглубокому залеганию очагов землетрясений, плоскости разломов могут быть прослежены лишь на небольшую глубину (первые десятки километров). По всей вероятности, разломы должны иметь встречный наклон плоскостей или вертикальное заложение. Эпицентры землетрясений здесь имеют тенденцию группироваться на участках пересечений рифтовой зоны с поперечными разломами и вдоль разломов. Сходная картина отмечается и в переходных зонах: большая часть их сосредоточена там, где глубоководные желоба и островные дуги секут поперечные разломы.

Во время землетрясений нередко происходят мгновенные и весьма значительные изменения рельефа дна и берегов. Каждое землетрясение в океане или на его побережье вызывает образование огромных волн– так называемых цунами. Высота их достигает 30 м, скорость распространения – 400 –800 км/ч. Цунами способны взмучивать донные осадки на глубинах до 1000 м. Они энергично воздействуют на берега и подводные береговые склоны, при сильных землетрясениях могут вызывать катастрофические разрушения прибрежных сооружений и населенных пунктов.

Вулканизм в Мировом океане. В распространении действующих вулканов наблюдается большое сходство с распространением эпицентров землетрясений. Из действующих вулканов (как подводных, так и надводных) в пределах ложа океана можно назвать такие, как вулканы Гавайских островов, островов Самоа, Питон-Фурнез на острове Реюньон. Можно полагать, что подводные извержения довольно часто происходят в районе острова Пасхи, где в современных осадках встречено много обломков свежих лав и туфов. В Индийском океане плато Крозе и Принца Эдуарда, банки Обь и Лена, пространства в осевой зоне Австрало-Антарктического хребта заняты покровами лав или покрыты вулканогенными осадками.

Вулканизм имеет огромное значение для формирования рельефа дна Мирового океана. Островные дуги, гигантские океанические вулканические цепи, многие хребты и вершины срединно-океанических хребтов, одиночные подводные горы ложа океанов–все это формы, обязанные своим происхождением вулканизму. Можно предполагать, что в ряде районов дна океана кроме обычного вулканизма центрального типа происходят и извержения трещинного типа. На суше такие извержения имели значительное распространение в неогене. В четвертичное время они отмечены в Исландии.

При вулканических извержениях быстро и эффективно изменяется подводный рельеф, внезапно появляются и исчезают новые острова в океане. И. В. Лучицкий считает, что присутствие кислых пород на дне океана может указывать либо на погружение отдельных блоков материковой коры, либо на“латеральную изменчивость состава мантии”. Второе предположение нам кажется гораздо более вероятным, так как в случае погружения континентальных блоков мы должны были бы в указанных районах встретиться и со значительным увеличением мощности земной коры, что в действительности не наблюдается.

4. Экзогенные факторы формирования дна океана

Примерный план:

1. Общая характеристика экзогенных процессах

2. Абразионно-аккумулятивные

3. Биогенные

4. Гидродинамические, гравитационные процессы и осадконакопление.

Содержание лекции:

В проявлении эндогенных факторов на материках и на дне океанов отмечаются определенные различия, поскольку эти факторы в каждом случае имеют дело с разными типами земной коры, неодинаково реагирую­щими на возникающие в ней напряжения. Но еще бо­лее резкие различия между материками и океанами от­мечаются при рассмотрении рельефообразующих про­цессов, связанных с деятельностью экзогенных факто­ров.

Интенсивность экзогенных процессов связана преж­де всего с изменчивостью, подвижностью той среды, в которой они протекают. Поверхность литосферы на суше находится в постоянном контакте с воздушной оболочкой Земли, т. е. со средой, отличающейся резко выраженной изменчивостью физических характери­стик— плотности атмосферы, влажности, температуры, весьма непостоянных как от места к месту, так и во времени. Важнейшее следствие этой изменчивости — разная степень процессов выветривания, различия в об­водненности тех или иных областей суши, в степени участия организмов в, геологической жизни литосферы и Т. Д,

Основное условие проявления экзогенных сил на морском дне — относительно малая подвижность водной массы, заполняющей впадины морей и океанов. След­ствием относительной инертности водной оболочки яв­ляется слабая изменчивость плотности, солености, темпе­ратуры воды, в особенности в придонных слоях вод океана. Сезонные изменения этих характеристик охва­тывают только самые верхние слои и непосредственно не отражаются на геологической жизни большей части дна океана.

Весьма незначительны изменения этих величин и от места к месту. Например, на глубинах более 3 км раз­ница в средних температурах придонных слоев воды в антарктических и в экваториальных водах Атлантиче­ского океана не превышает двух градусов, а соленость и плотность придонных слоев практически почти одина­кова на всем меридиональном разрезе через Атланти­ческий океан.

Указанное обстоятельство определяет значительно меньшую интенсивность экзогенных процессов на дне океана, чем на суше, что способствует в целом сохран­ности крупных элементов рельефа, созданных тектони­ческими движениями.

Вывод о соответствии тектонических форм геомор­фологическим и о меньшей интенсивности экзогенных процессов в море по сравнению с сушей нуждается в оговорке. Материки . представляют собой прежде всего область разрушения горных пород, и большая часть продуктов выветривания выносится в Мировой океан. Этот материал накапливается здесь, образуя покров рыхлых отложений, почти всюду перекрывающих гор­ные породы, слагающие фундамент морского дна. По­скольку дно Мирового океана может рассматриваться как конечный, гипсометрически наинизший уровень ак­кумуляции, процесс осадконакопления для дна океана имеет гораздо более универсальный характер, чем для материков. Соответственно роль аккумуляции в форми­ровании рельефа дна океана более значительна, чем для материков .

Важнейшими экзогенными рельефообразующими факторами на дне океана являются различные виды движения океанских вод. Некоторые из видов движе-яия воды обусловлены деятельностью космических и эндогенных факторов (приливы, волны цунами) и уже были рассмотрены ранее.

При оценке геоморфологического значения различ­ных видов движения вод морей и океанов необходимо иметь представление о критических скоростях движе­ния, при которых происходит размыв грунта, перенос от­дельных частиц и массовый перенос частиц грунта. По данным различных авторов, эти скорости определяются примерно следующи­ми величинами:

При рассмотрении таблицы VI видно, что если для переноса глинистых и илистых частиц достаточны очень небольшие скорости движения воды, то для размыва толщи глины или ила необходимы весьма высокие зна­чения скоростей. Это объясняется действием сил сцеп­ления, которые.в тонкозернистых грунтах благодаря их дисперсности гораздо более эффективны, чем в грубо-обломочных грунтах. Наиболее податливы к размыву под действием движущейся воды песчаные грунты.

Перейдем к оценке морского волнения как геологического фактора. Известно, что полная энергия волны, согласно теории трохоидальных волн, равна

E=4-p-g-^h2L>

где h — высота волны, L — длина волны, р — плотность воды, g — ускорение силы тяжести. Пренебрегая возможными, весьма незначительными изменениями дру­гих величин, входящих в формулу, можно считать, что энергия морских волн зависит от их длины и высоты. Эти параметры, в свою очередь, определяются прежде всего скоростью ветра, вызвавшего волнение, а также длительностью его действия и длиной разгона воздуш­ного потока над водной поверхностью. В общем случае параметры волн зависят также от глубины моря, по­скольку на мелководье на высоту и длину волны влияет сопротивление, оказываемое дном.

Результат обработки большого статистического ма­териала показал, что влияние длины пути ветра над водной поверхностью на энергию волнения сказывается только до известного предела, получившего наимено­вание нормального разгона волнения. По Г. Бигелоу и В. Эдмондсону , «разгона в 1800 км достаточно .для развития самых высоких из известных до сих пор штормовых волн, независимо от силы ветра» В той же работе говорится, что огромное большинство волн не достигает 4 м вы­соты и что во всех областях океана волны выше 7,5 м встречаются далеко не часто. Однако, как отмечает Г. В. Ржеплинский , максимальные высоты волн во время шторма могут быть количественно определе­ны лишь в редких случаях, почему и сложилось пред­ставление о том, что такие большие волны встречаются очень редко. В действительности же штормовые волны более 10 м высоты, как показывает стереофотосъемка, весьма распространены. Например, в течение двух с по­ловиной месяцев одного из рейсов <Оби» наблюдалось пять штормов, во время которых высота волн превы­шала 10 м, а во время одного из них — достигала даже 18 м. При этом волны в 10—11 м наблюдались 10— 12 суток подряд. По расчетам Н. М. Страхова, величины пол­ной энергии волн на один погонный метр фронта волны составляют для океанов от 920 до 8450 кгм, для бас­сейновых морей —от 120 до 360 кгм. Эти цифры да­ют достаточно наглядное представление о способности морских волн совершать огромную геологическую ра­боту. Энергия волн расходуется на разрушение пород, слагающих берег и прибрежные участки дна, на пере-

нос различного обломочного материала как по дну, так и в толще волнующейся воды, если твердые частицы находятся в ней во взвешенном состоянии. Однако вол­новые движения в толще воды довольно быстро зату­хают по мере увеличения глубины. В первом приближении можно считать, что при увеличении глу­бины в арифметической прогрессии радиус орбит, опи­сываемых частицей воды, находящейся в состоянии вол­нения, уменьшается в геометрической прогрессии. Так, например, если на поверхности моря высота волны — 16 м, а длина — 160 м, на глубине 50 м двойной радиус орбиты составит только 2 м, на глубине 100 м — 0,250 м, а на глубине, равной длине волны, всего лишь 0,032 м. По мнению ряда авторов, глубина, на которой воздей­ствие волн на дно моря практически прекращается, равна примерно ¹/₂—7з длины волны на поверхности. Таким образом, непосредственно на морское дно волновые движения воды могут оказывать воздействие только в пределах сравнительно узкой прибрежной по­лосы, ограниченной со стороны моря глубинами около 100—150 м, что сильно сокращает поле геологического воздействия волн на горные породы и рыхлые отложе­ния морского дна. Взвешенные же частицы волны спо­собны перемещать в любой части моря.

Орбиты, описываемые частицами воды при волне­нии, несколько разомкнуты, благодаря чему, кроме пе­редачи формы волны в направлении к берегу моря, происходит и перемещение масс воды, что приводит к повышению уровня моря во время волнения у берега. В результате возникают компенсационные волновые течения, имеющие скорость до 1—1,5 м/сек и способные перемещать значительные массы песчаных и илистых наносов как вдоль берега, так и от берега в сторону моря. Однако эти течения охватывают толщу воды мощностью лишь в несколько метров и, следовательно, имеют весьма ограниченное значение.

Более универсальным геологическим фактором яв­ляются постоянные морские течения. Взгля­нув на карту течений в Мировом океане, мы видим, что постоянные течения охватывают большую часть площа­ди Мирового океана. Они слабо выражены только в прибрежной полосе, где затушевываются волнением и волновыми течениями, и в центральных частях океани­ческих и морских бассейнов, в зонах относительного затишья, именуемых условно халистатическими зонами.

Скорости постоянных течений затухают от 'оверхности на глубину. Но это затухание происхо­дит значительно медленнее, чем при волнении или волно­вых течениях, и, следовательно, течения способны воз­действовать на участки дна, лежащие на значительной глубине.

Исследования «Витязя» в северо-западной части Ти­хого океана показали, что близ устьев проливов Кру­зенштерна, Буссоль, Фриза даже на глубине 3000— 3500 м обнаруживаются обширные поля песчаного грун­та и выходы коренных пород. Ареалы распространения песков на больших глубинах, как и выходов коренных скальных пород, приурочены к зоне течения Куро-Сиво, а также к участкам с мощными приливными течениями, поэтому естественно напрашивается вывод о действии течения на этих глубинах. И в самом деле, непосред­ственные определения скорости течения показали, что даже на глубине 1500 м скорость течения достигает 20 см/сек, что вполне достаточно для перемещения пес­чаных частиц. По-видимому, такой же величины достигают скорости Гольфстрима на глубине 750—950 м близ юго-восточного побережья США.

О том, что течения могут активно воздействовать на донный грунт на большой глубине, свидетельствует так­же обнаружение знаков ряби (микроформ, возникаю­щих при воздействии движущейся воды на песчаный грунт) на глубинах до 2400 м.

Таким образом, постоянные океанические течения способны воздействовать на дно до глубин порядка 1500—2400 м. Но этим не исчерпывается их геологиче­ское значение. Еще большая роль им принадлежит в переносе взвешенных частиц в толще воды. Работами А. П. Лисицына показано, что в Мировом океане содержится более 10 370 млрд. т взвешенных веществ. Медленное выпадение из взвеси этих весьма тонких по механическому составу частиц является од­ним из важнейших механизмов современного морского осадкообразования, а распределение и перемещение ча­стиц в ходе их осаждения определяются системой по­стоянных океанических течений.

В последнее время подводным фотографированием были обнаружены знаки ряби также следы размыва дна на" еще больших глубинах (до 6 тыс. м). Эти микроформы рельефа созда­ны внутренними волнам'и, возникающими в толще воды и не проявляющимися на поверхности моря. О суще­ствовании внутренних волн в придонных слоях воды свидетельствуют также данные глубоководных темпе­ратурных измерений. Однако пока неизвестно, каковы скорости движений воды, возбуждаемые внутренними волнами, неясна также и сама природа их возникнове-ния. Известно лишь, что они образуются на границе слоев воды различной плотности и температуры.

За последнее десятилетие были получены данные, свидетельствующие о существовании в придонных слоях морских вод так называемых мутьевых, или суспензионных, течений. Это донные потоки воды, сильно насыщенной взвешенными твердыми частицами, представляющей собой суспензию, имеющую высокую плотность и способную эродировать дно. Мутьевые по­токи возникают близ устьев рек и на некоторых крутых участках дна, где имеются условия для значительного поступления взвешенного материала.

О существовании таких потоков судят по нахожде­нию слоев песка или алеврита на больших глубинах, обширных аккумулятивных тел типа конусов выноса у подножия материковых склонов и, в частности, в устьях пддводных каньонов, а также эрозионных ложбин, вре­занных в грунты, выстилающие абиссальные донные равнины. Характер сортировки в песчаных и алеврито­вых слоях, как указывает Ф. Шепард, свидетельствует о приносе материала именно потоками, а не подводным оползанием. С деятельностью мутьевого потока амери­канские авторы связывают разрывы телеграфных кабелей в районе 'большой Нью­фаундлендской банки. Причиной возникновения мутьевого потока явилось землетрясение, вызвавшее оползание мощных масс осадков. Оползневые массы по мере удаления от места своего возникновения, все более смешиваясь с водой, преобразовывались в мутьевой поток, имевший до 450 км в ширину и более 1200 км в длину. Скорость движения потока составила от 10 узлов на пологих участках дна до 60 узлов на материковом склоне.

П. Л. Безруковым отмечено нахождение фораминиферовых песков в желобе Чагос (Индийский океан) на глубине 6350 м, причем подводное фотогра­фирование показало, что их поверхность осложнена крупными знаками ряби. Залегание известковых пес­ков на такой большой глубине, по мнению этого иссле­дователя, может быть объяснено приносом их с сосед­него подводного поднятия суспензионным потоком.

Ф. Шепард полагает, что скорости мутьевых потоков меньше, чем те, которые указывает Хейзен. Ссылаясь на мнение специалистов по механике грун­тов, он полагает, что разрыв кабеля был вызван ко­лебательными движениями грунта, возникшими в ре­зультате подземного толчка. «Тем не менее,— замечает Ф. Шепард,— мы располагаем данными, подтверждаю-щихми способность суспензионных потоков переносить грубозернистые мелководные осадки на большие глу­бины.

Наряду с различными видами движения воды, важ­ное геологическое значение имеет подводное опол­зание донных осадков. Замечено, что на наклонном дне даже при отсутствии волнения или течения обло­мочные частицы способны скатываться, сползать вниз по склону до тех пор, пока они не достигнут горизон­тальной поверхности. Подобные явления могут при­вести в движение громадные по объему и массе толщи накапливающегося материала.

Подводные оползни были впервые исследованы А. Д. Архангельским лри изучении строения ма­терикового склона Черного моря. По А. Д. Архангель­скому, при благоприятных условиях уклон в 2—-2,5° уже достаточен для того, чтобы толща накапливающегося осадка пришла ,в движение и начала сползать вниз по склону. По мере накопления рыхлого материала сила тяжести может превысить силы внутреннего сцепления, действующие между частицами грунта. Тогда проис­ходит отрыв и сползание массы осадков, которая в силу инерции может не только сместиться к подножию скло­на, но и продвинуться на некоторое расстояние в преде­лах горизонтальной поверхности. Подводному оползанию грунта способствует пластичность донных отложений, обычно сильно насыщенных водой (известно, что сред­нее состояние насыщения донных осадков составляет около 50 %) •

Многократное оползание грунта создает особый холмисто-западинный рельеф подножия материкового склона, так как именно здесь аккумулируются массы осадков, сместившиеся с его верхней части. Подводное оползание имеет место и в относительно мелководных морях. А. Карсола указывает, что для рельефа дна в морях Бофорта и Чукотском на глубине 55—370 м характерны многочисленные бугры и запади­ны неправильной формы, валы и ложбины, сложенные илистым материалом. Эти образования, как и анало­гичные формы, обнаруженные в подводной части побе­режья Флориды, Карсола объясняет явлениями ополза­ния грунта и деятельностью суспензионных течений.

Определенную геологическую работу в океане совер­шают плавучие льды. Наибольшее геологическое значение имеют глетчерные льды (айсберги), речные льды, выносимые реками в море при ледоходе, и бере­говой припай, так как эти типы плавающих льдов боль­ше всего загрязнены обломками горных пород.

По подсчетам В. И. Бардина и В. И. Шильникова, в Мировой океан с берегов Антарктиды посту­пает ежегодно около 800 км³ льда, а вместе с ним огромное количество продуктов разрушения горных по­род, слагающих подледное ложе Антарктиды. Подхва­тываемые течениями, айсберги разносят этот материал за тысячи километров от берега. При таянии айсберга обломки пород выпадают на дно, что приводит к на­коплению специфического ледникового материала на морском дне в пределах широкой полосы, параллельной берегам Антарктиды. За пределами этой полосы, куда попадают наиболее долговечные айсберги, ледниковый материал может образовать более или менее заметную примесь к осадкам иного происхождения. В частности, нахождение грубых обломков в глубоководных илах, нередко отмечавшееся морскими геологами, объясняет­ся айсберговым переносом.

Аналогичным образом минеральный материал по­ступает и разносится речным льдом и береговым при­паем. Поступление продуктов разрушения горных пород при выносе в море речного льда имеет особенно боль­шое значение для осадкообразования в Северном Ледо­витом океане.

Важным экзогенным фактором рельефообразования и геологического развития дна Мирового океана являет­ся деятельность морских организмов. Из­вестно, что по богатству органического мира воды океа­на не уступают суше и пресным водам, а по богатству животного мира даже превосходят их.

Роль организмов в природных явлениях в океане чрезвычайно велика. Организмы самым активным обра­зом участвуют в разнообразных биохимических процессах. Поглощая одни газы и выделяя другие, они регу­лируют газовый режим морских вод. Потребляя в ходе своей жизнедеятельности различные вещества, содер­жащиеся в воде, морские животные и растения влияют на солевой состав и соленость океана. Отмирая, орга­низмы обогащают донные отложения и водную толщу продуктами распада органической материи, а их твер­дые скелетные и покровные остатки, накапливаясь на дне, создают особые типы донных отложений. Некоторые организмы в течение всей своей жизни непрестанно перекапывают донный грунт, пропускают его через свой пищеварительный тракт и, усвоив из грунта необходимые вещества, выбрасывают его, тем самым влияя на состав и структуру донных осадков. Эти организмы называют илоедами или пескоедами. Другие, начиная с «младенческого» возраста, вгрызают­ся в горные породы, по мере своего роста все больше расширяя высверливаемый ход. Это так называемые камнеточцы, деятельность которых облегчает работу волн и течений по разрушению горных пород, обнажаю­щихся на морском дне.

В Черном море, например, обитает моллюск-камнеточец Barnea Candida. Результаты водолазного обследо­вания морского дна в районе Сочи показали, что под­водные выходы коренных пород, .представленных здесь мергелями, источены ходами камнеточцев до такой сте­пени, что стали похожи на пчелиные соты. На 1 м² выхода породы здесь приходится до 5200 отверстий, а плот­ность живого населения камнеточцев достигает 2600 эк­земпляров.

Сверлильщики, или камнеточцы, нередко наносят большой урон различным гидротехническим сооруже­ниям. Например, известно, что ракообразные Sphaeroma причиняют много вреда портовым сооружениям Новой Зеландии. Нарушая прочность пород, па которых покоятся основания молов или волноломов, камнеточцы сокращают срок службы этих конструкций.

Совершенно противоположную роль в развитии рельефа морского дна играет группа организмов, объ­единяемых под общим наименованием «рифостроители». Эти организмы в ходе своей жизнедеятельности одно­временно создают и горную породу — рифовые известня­ки, и формы рельефа — рифовые постройки различных типов, рассмотрению которых ниже будет посвящена специальная глава

К, рифостроителям относятся рифообразующие ко­раллы, известковые водоросли и некоторые другие Ър-'ганизлш, например мшанки, гидроиды. Все рифострои­тели нуждаются в совершенно определенных условиях для своего нормального развития. Для жизнедеятель­ности этих организмов нужна сравнительно высокая средняя температура воды — не ниже 20°, соленость порядка 33—38%о, хорошая освещенность, высокое со­держание растворенной в воде извести и кислорода. Первое из этих условий удовлетворяется только в тро­пических и экваториальных широтах, что и обуслов­ливает зональность распространения рифостроителей.

Рифообразующие организмы поселяются преимуще­ственно на малых глубинах (от 1—2 м до 40—50 м), так как именно здесь возможно сочетание всех необхо­димых для них экологических условий.

Оценивая биогенный фактор подводного рельефо-образования в целом, надо заметить, что насыщенность морского дна организмами резко снижается с увеличе­нием глубины. В некоторых случаях морские организмы могут играть роль переносчиков минерального обломочного материала. Известно, например, что пузырчатые водо­росли Fucus способны по мере своего роста и увеличе­ния в их ткани числа воздушных пузырьков всплывать на поверхность вместе с теми обломками пород, на которых они поселились на морском дне. Выбросы об­ломков известняка или кристаллических пород, снаб­женных своеобразным парашютом — водорослью Fucus, придающим им плавучесть, можно в изобилии наблю­дать, например, в окрестностях Таллина и на многих других участках эстонского побережья Балтики.

5. Рельеф и геологическое строение континентальных окраин

Примерный план:

1. типы рельефа шельфа и континентального склона

2. подводные долины

3. террасы, каньоны, краевые плато.

Содержание лекции:

Общая площадь подводной окраины материков со­ставляет около 73,6 млн. км², или почти 20% площади дна Мирового океана. Примерно ²/₃ площади ее при­ходится на северное полушарие и лишь ^!1/з на южное. Это распределение непосредственно связано с преиму­щественным, по сравнению с южным полушарием, ма­териковым характером северного полушария. Харак­терно, что, чем больше океан, тем меньшую часть относительно всей площади дна океана составляет под­водная окраина материка. В самом небольшом океа­не— Северном Ледовитом — подводная окраина мате­риков занимает половину площади дна, а в Тихом — не более 5%.

Как указывалось выше, подводная окраина материков состоит из трех основных элементов: шель­фа, материкового склона с краевыми плато и матери­кового подножия.

Шельф

Основные черты рельефа шельфа. Выше мы усло­вились именовать шельфом ту прилегающую к берегу часть дна Мирового океана, которая в геоморфологиче­ском и структурно-геологическом отношении представ­ляет собой непосредственное продолжение прилегающих к океану платформенных материковых равнин. С этой точки зрения, узкие прибрежные отмели, окай­мляющие горные сооружения геосинклинальных об­ластей, по-видимому, не следует именовать шельфом. Происхождение, рельеф, структура этих отмелей суще­ственно отличаются от шельфа «в принятом здесь пони­мании этого термина.

Несмотря на многократные попытки установить какую-либо определенную глубину, которую можно счи­тать нижней границей распространения шельфа, пред­ложить какую-то изобату в качестве такого универ­сального предела не представляется возможным. Во многих случаях шельф, для которого в целом характе­рен волнисто-равнинный рельеф, заканчивается четко выраженной бровкой на глубинах около 200 м, однако, как показал Ф. Шепард, часто эта глубина зна-- чительно меньше. На основании проведенных подсче­тов этот автор пришел к выводу, что средняя глубина нижней границы шельфа равна 132 м. Но и к этой ци­фре следует отнестись с осторожностью, так как при своих определениях Шепард не учитывал тех при­брежных равнин, которые распространяются на глуби­ны, значительно превышающие 200 м. Очевидно; вопрос о границе шельфа может решаться в каждом конкрет­ном случае отдельно, исходя из морфологии и геологи­ческого строения морского дна.

В Баренцевом море отмечается несколько подводных возвышенностей и впадин, крупная впадина протяги­вается также вдоль Новой Земли в Карском море. Бе­лое море, которое может рассматриваться как залив шельфа, тоже имеет крупную впадину. О глубинах этих впадин можно судить по следующим цифрам: Медвежеостровский желоб в Баренцевом море имеет глубину более 600 м, Новоземельская впадина в Кар­ском море — 420 м, Беломорская — 330 м. Самое зна­чительное поднятие в Баренцевом море — возвышен­ность Персея — имеет наименьшую отметку глубины 68 м. На Шпицбергенской банке глубины 34 м сосед­ствуют с желобом Южного мыса, глубиной 245 м.

Таким образом, при общей равнинное шельфа дно здесь может иметь заметно расчлененный рельеф. Выровненные плоские пространства в пределах шельфа занимают меньшую площадь, чем волнистые или хол­мистые равнины. Обычно выровненные участки занима­ют прибрежную часть подводной окраины материков, в связи с чем Г. Б. Удинцев предложил эту часть шельфа именовать прибрежной отмелью.

Конкретные различия в степени расчленения релье­фа шельфа можно хорошо проследить на примере дна Баренцева моря Севернее 70° с. ш., как уже упоминалось, отмечается ряд структурно обусловлен­ных возвышенностей и впадин. Возвышенности Персея, Центральная, Гусиной банки и др. представляют собой антеклизы Баренцевоморской платформы, а впадины — ее синеклизы. Особенно сложное и дробное расчлене­ние рельефа характеризует районы дна, прилегающие к Шпицбергену и Земле Франца-Иосифа. Наряду с от­логими склонами, которыми ограничены здесь крупные впадины, в указанных районах можно видеть резкие понижения в виде желобов с крутыми склонами и пло­скими днищами, являющиеся, по-видимому, проявлени­ями молодой разрывной тектоники.

Резким и глубоким расчленением характеризуется также район дна, непосредственно прилегающий к Кольскому полуострову. Здесь черты разрывной текто­ники в рельефе выявляются особенно четко, поскольку специфические формы рельефа дна хорошо увязыва­ются с соответствующими тектоническими элемента-ми прибрежной суши,

Совершенно иную картину представляет южная часть Баренцева моря. Это однообразная, полого на­клоненная к северу равнина без каких-либо заметных положительных или отрицательных мезоформ. Исклю­чение представляет только часть донной равнины, рас­положенная севернее Белого моря, осложненная песча­ными грядами, вытянутыми в направлении распрост­ранения приливного течения и, как полагают, сформи­рованными приливами и отливами.

Как уже упоминалось, прибрежная отмель рас­сматривается как абразионно-аккумулятивная поверх­ность выравнивания, возникшая в результате того, что прибрежное мелководье в процессе колебаний уровня океана в четвертичном периоде неоднократно оказыва­лось в зоне активного действия морского волнения. В связи с этим реликтовые субаэральные формы рель­ефа в пределах этой зоны либо уничтожены, либо со­хранились лишь в сильно измененном виде. Для внеш­него шельфа, который сравнительно редко оказывался втянутым в береговые процессы, сохранность реликто­вых форм рельефа в целом более типична.

Таким образом, намечается довольно четкое разде­ление шельфа на прибрежный и внешний. Д. Е. Гершанович дает еще более детальное его подразде­ление. Описывая шельф Берингова моря, этот автор выделяет: а) прибрежную часть шельфа, развитую до глубин 30—50 м, отличающуюся быстрым увеличением глубин и наиболее интенсивным воздействием волн и течений; б) среднюю часть — до глубины 120 м, зани­мающую основную часть шельфа, со спокойным рав­нинным рельефом, значительной мощностью осадков, подверженную преимущественно воздействию течений; в) внешнюю, узкую, развитую до глубины 150 м, с значительным уклоном дна и имеющую заметно более расчлененный рельеф; в формировании этой части шельфа принимают участие не только течения, но и циркуляционные токи, обусловленные процессами пере­мешивания вод в зоне материкового склона и захваты­вающие внешний край шельфа.

«Внешний край шельфа крупный структурный элемент тектонического происхождения; центральная часть образована в ос­новном за счет трансгрессивно затопленных площадей прилегающей суши, прибрежная — послеледниковыми и современными береговыми процессами».

О том, что большинство неровностей дна в преде­лах подводной окраины материков по своему происхо­ждению являются реликтовыми субаэральными формами рельефа, свидетельствуют многие факты. Так, на шельфах, прилегающих к областям недавнего покров­ного оледенения, промерами был обнаружен сложный комплекс форм рельефа, состоящий из многочисленных холмов, то закономерно, то беспорядочно ориентиро­ванных гряд и разделяющих их западин и ложбин. Не­которые холмы оказались сложенными коренными по-

родами, другие представляют собой скопления валун­ного материала. Весь облик рельефа, характер матери­ала, из которого сложены аккумулятивные формы, позволяют считать, что здесь развит реликтовый экзо-рационный и аккумулятивный ледниковый рельеф. Та­кой реликтовый рельеф, сохранившийся в малоизмененном виде на дне моря, известен, в частности, в районе залива Мейн, на Белом, Карском и Баренцевом морях,

В этих же районах материковой окраины можно обнаружить глубокие долинообразные желоба, которые нередко представляют собой продолжения заливов фьордового типа, в изобилии расчленяющих берега об­ластей четвертичного оледенения, например в районе Балтийского щита. По своим морфологическим особен­ностям и по приуроченности к фьордовым районам побережья Мирового океана эти долинообразные пони­жения могут с достаточной уверенностью быть отнесены к затопленным морем троговым долинам. Крупнейший из таких подводных трогов — желоб Св. Лаврентия в одноименном заливе Атлантического побережья Север­ной Америки. Хольтедаль указы­вает на существование подводных трогов у берегов Норвегии и Исландии.

Хольтедаль отмечает также в качестве важного элемента шельфа Норвегии глубокий желоб, протяги­вающийся параллельно краю шельфа. Такие желоба характерны для подводных окраин и некоторых других областей древнего оледенения, а также Антарктиды. По-видимому, существует какая-то связь между оледенениями этих областей и образованием подобных форм донного рельефа, кото­рые, возможно, являются компенсационными образова­ниями, возникающими при восходящих движениях щи­тов после их освобождения из-подо льда.

Отмечается также ступенчатость, террасированность поверхности подводной окраины материка.Особенно хо­рошо сохранился первый из этих уровней. Близ Фарер­ских островов древняя береговая линия на глубине 270 м выражена в виде реликтового абразионного усту­па, а у берегов Исландии к ней привязаны устья за­топленных фьордов.

В Охотском море известны погруженные абразион­ные террасы на глубинах 235, 250 и 267 м. Г. Б. Удинцев объясняет сохранность этих террасовых ступеней высоким темпом погружения берега при сла­бом поступлении обломочного материала, недостаточ­ным для захоронения этих ступеней под толщей осадков.

В Баренцевом море, по М. В. Кленовой, древняя береговая линия хорошо выражена на глуби­нах 180—220 м. Большая глубина этой береговой линии на западе (220 м) связана, по-видимому, с влиянием' погружения котловины Норвежского моря, частично захватившего и прилегающую к ней часть материковой отмели. Кроме того, хорошо выделяется подводная тер­раса на глубине 60—70 м. Как полагает М. В, Кленова, эта береговая линия соответствует стоянию уровня моря во время последнего оледенения, а береговая ли­ния, располагающаяся на глубине 180—220 м, отвечает максимальному оледенению.

Древние береговые линии известны и в Каспийском море. В. Г. Рихтер указывает на существование древних береговых линий на глубинах 30 и 40 м и отно­сит их к послехвалынскому времени. Однако есть ос­нования считать, что эти береговые линии отмечают стояние уровня Каспийского бассейна в более древние эпохи, так как расположенная на меньшей глубине и гораздо более четко выраженная так называемая мангышлакская погруженная береговая линия (глубина 20—22 м) хорошо увязывается с послехазарской ре­грессией.

Более поздние погруженные береговые линии, хоро­шо выраженные, в частности, у восточного побережья Каспийского моря, где они были непосредственно об­следованы с применением легководолазной техники, на­ходятся на глубинах 16, 11 и 4 м. Первая из них сопо­ставляется с регрессией, имевшей место между нижне-и верхнехвалынской трансгрессиями, вторая — с после-хвалынской регрессией, третья — с так называемой дербентской регрессивной фазой; соответствующей низ­кому стоянию уровня моря в конце первого тысячеле­тия нашей эры.

Помимо ледниковых и береговых реликтовых форм рельефа, в пределах шельфа известны и другие релик­товые образования. Так, например, у атлантического побережья США, к югу от мыса Код, до широты кото­рого доходило оледенение, поверхность материковой отмели расчленена пологими долинообразными пони­жениями, нередко обнаруживающими непосредствен­ную морфологическую связь с современными речными По Ф. Нансену, стрэндфлет представляет собс/й вы­ровненную поверхность, образовавшуюся в результате совместного действия абразии и морозного выветрива­ния. Периодическое смачивание кристаллических гор­ных пород морской водой в зоне прибоя или приливов и отливов в условиях сурового климата способствует морозному выветриванию пород, разрушению их вслед­ствие замерзания воды в трещинах и сопутствующему этому замерзанию увеличению объема воды при пере­ходе ее в твердую фазу.

Сама по себе абразия, как мы знаем, не способ­на быстро разрушать кристаллические породы. Но мо­розное выветривание, обусловливая растрескивание и разрыхление породы, облегчает работу абразии. При этом расчлененный контур даже способствует интенсив­ному разрушению берега, поскольку при этом фронт со­прикосновения суши с морем Многократно увеличи­вается.

Роль волнового фактора в процессе выработки стрэндфлета сводится к удалению продуктов морозного выветривания за пределы приурезовой полосы. Из-под коры выветривания, смытой волнами, обнажаются све­жие слой породы, и процесс получает возможность дальнейшего развития.

У высоких берегов, сложенных коренными порода­ми, прибрежная отмель обычно имеет небольшую ши­рину (2—4 км). Нередко профиль дна на таких участ­ках в обобщенном виде представляет собой выпуклую кверху кривую, выполаживающуюся к берегу. Такая форма профиля характерна для подводного склона аб­разионных берегов. Широкое развитие выходов корен­ных пород на таких пребрежных отмелях, наряду с особенностями подводного профиля, убеждает нас в том, что описываемый тип прибрежной отмели имеет чисто абразионное происхождение. Примером может служить прибрежная отмель кавказского побережья Черного моря, где на фоне типичного абразионного профиля выделяются отпрепарированные абразией гря­ды более стойких пород. Прибрежная отмель у приглубого тихоокеанского побережья Южной Америки также представляет собой бенч, т. е. абрази­онную площадку, выработанную в складчатых и кри­сталлических породах.

Обширные площади шельфа обязаны своим проис­хождением преимущественно аккумулятивному процес­су. В этом отношении наиболее типичны районы при­брежной отмели, непосредственно прилегающие к усть­ям крупных рек. Здесь ширина прибрежной отмели обычно достигает наибольшей величины, причем рель­еф ее поверхности ровный и однообразный.

По всей вероятности, однообразие и выровненность рельефа дна морей Лаптевых и отчасти Восточно-Си­бирского в основном связаны с аккумуляцией речных осадков на широкой площади морского дна и захоро­нением под ними первичных неровностей шельфа).

Геологическая структура шельфа. В геологическом отношении шельф изучен очень неравномерно. Многолетние геологические и геофизические иссле­дования дна Каспийского моря показали, что не только северный, но и весь средний Каспий должен быть от­несен к шельфу, так как на дне этих частей Каспийско­го моря находят свое продолжение геологические струк­туры прилегающих районов материка. Самая северная часть Каспия имеет строение, общее с Прикаспийской синеклизой Русской платформы. Гео­физическими работами здесь выявлены солянокупольные структуры, столь характерные для Прикаспийской впадины. К югу от параллели Астрахани геофизические наблюдения показывают погребенное под новейшими осадками поднятие кряж Карпинского — герцинское складчатое сооружение, обрамляющее южный край допалеозойской платформы. В рельефе дна эта зона поднятий проявляется в виде ряда банок и островов,

Непосредственное продолжение геолого-структурных элементов суши прослеживается на дне моря также в пределах Апшеронского порога (подводной возвышен­ности, отделяющей средний Каспий от южного) и на шельфе южной части Каспийского моря.

Строение шельфа Мексиканского залива освещено в работе Уивера. Этим автором были использованы данные бурения на суше, геофизические работы, а также детальный промер в пределах глубин до1500 м. Приведенные Уивером материалы свиде­тельствуют, что сложно построенная моноклиналь те­хасского побережья находит свое продолжение в преде­лах шельфа и материкового склона. Эхолотными рабо­тами здесь обнаружены такие же солянокупольные структуры, как и те,, которые характерны для прибреж­ной равнины Техаса и Луизианы.

Интересные данные, свидетельствующие о структур­но-геологическом единстве прилегающих к океану ма­териковых равнин и всего «преконтинента» (т. е. под­водной окраины материка), включая и шельф, имеются

На геологическом профиле видно, что вся подвод­ная окраина материка сложена толщей осадочных пород от нижнего мела до четвертичных отложений вклю­чительно. Мощность ее возрастает от 3 тыс. м в районе мыса Гаттерас до 5 тыс. м в зоне бровки материкового склона. Осадочная толща залегает на кристаллическом фундаменте (гранитный слой), поверхность которого погружается в сторону океана.

Резкий градиент скоростей сейсмических волн в верхней части разреза земной коры в зоне материково­го склона истолковывается как признак сброса или си­стемы сбросов, по которым происходит погружение осадочного и гранитного слоев в зоне материкового подножия. Рыхлые осадки и сцементированные осадо­чные породы приобретают здесь огромную мощность (до 10 км), а гранитный слой утоныпается и имеет во­гнутую поверхность. Об этой особенности гранитного слоя мы еще будем говорить при рассмотрении мате­рикового подножия.

Сейсмические профили по другим районам подвод­ной окраины материков в Атлантическом океане также свидетельствуют, что весь «преконтинент» сложен ма­териковой корой, общая мощность которой резко умень­шается лишь в области выклинивания материкового подножия

Здесь песча­ные отложения у берега развиты лишь спорадически и почти всю прибрежную полосу шельфа занимают или­стые грунты. На внешнем крае шельфа, наоборот, пре­обладают песчаные отложения. Кроме того, здесь много выходов коренных пород. Таким образом, распреде­ление грунтов на шельфе Китая по механическому со­ставу противоположно тому, которое должно было быть в том случае, если бы состав грунтов на шельфе опре­делялся только закономерностями волновой сортировки.

Такое же распределение грунтов отмечается вдоль западного берега Африки, между Сенегалом и Либе­рией.

У северного и западного побережий Каспия также наблюдается своеобразная инверсия в распределении донных отложений. Отмелые берега северного и северо­западного Каспия окаймлены полосой илистых грун­тов. Почти вся остальная часть мелководного северно­го Каспия занята песком, а на подводных возвышенно­стях преобладают ракушечные грунты. У западного побережья непосредственно вдоль берега протягивается полоса песка, затем механический состав грунтов силь­но грубеет за счет высокого содержания цельной и би­той ракуши.

В общем, по мнению Ф. Шепарда, для шельфа пес­чаный материал более характерен, чем илистый. По­следний в больших массах проносится через шельф и отлагается в основном в более глубоких частях океана. Обилие илов в верхней (а не в нижней!) части шельфа обычно связывается с мощным притоком илистого ма­териала, выносимого крупными реками. Илистые отло­жения весьма характерны также для внутриматерико вых водоемов типа Балтийского моря и изолированных заливов.

Наличие песков на внешнем крае шельфа связы­вается с действием .постоянных и приливных течений. Приливная волна, вступая на материковую отмель там, где бровка ее выражена достаточно четко, резко изме­няет свои параметры и прежде всего увеличивает вы­соту (Зубов, 1947), а, как известно, энергия приливной волны пропорциональна квадрату ее высоты. Следова­тельно, на внешнем крае открытого шельфа тонкий материал отлагаться не может, он вымывается при­ливным течением, и грунты обогащаются за счет этого более грубыми фракциями.

Существенное влияние на распределение осадков на шельфе имеют речной сток и течения. Обилие или­стого материала на прибрежной отмели Желтого и Восточно-Китайского морей объясняется преимуществен­но илистым составом выносов Хуанхэ и Янцзы. Инте­ресный пример совместного влияния речного твердого стока и течений представляет Персидский залив (Eme­ry, 1956). Здесь илы, обязанные своим происхождени­ем твердому стоку Тигра и Евфрата, приурочены преимущественно к северной части залива, поскольку циркуляция течений здесь такова, что аллювиальный материал перемещается вдоль северного берега. В юж­ной половине залива преобладают пески, которые, по-видимому, обязаны своим происхождением главным образом эоловому приносу из песчаных пустынь Ара­вии.

В пределах шельфа широким распространением пользуются также различные биогенные отложения, главным образом ракуша, детритусовые пески, губко-вые, мшанковые, коралловые, литотамниевые отложе­ния. Распространение этих отложений, обусловленное экологией соответствующих организмов, вносит допол­нительные осложнения в запутанную картину распре­деления мелководных отложений.

В районах шельфа, примыкающих к областям по­следнего оледенения, на морском дне обнаруживаются моренные валунные суглинки, флювиогляциальные пе­ски, ленточные глины и т. д. Нередко для таких райо­нов характерна резкая смена состава осадков — глины могут соседствовать с галькой, пески примыкать к по­лям развития коренных пород и т. д. В других случаях на дне развиты широкие поля почти не переработан­ных морем аллювиальных песков (например, в Желтом море). Наличие этих реликтовых, явно субаэральных отложений, очевидно, также связано с быстрым затоп­лением обширных пространств окра|ин континентов в послеледниковое время.

Довольно часто на шельфе обнаруживаются участ­ки дна, лишенные современных осадков. Здесь обнажа­ются коренные породы или более древние отложения. Чаще всего такие участки встречаются на положитель­ных формах рельефа или развиты перед скалистыми абразионными берегами. Галька и гравий приурочены, как правило, к таким же участкам. Обнаженные выхо­ды пород на дне свидетельствуют о размыве морского дна волнами и течениями, а также о недостаточно ин­тенсивном поступлении осадочного материала.

Максимальные мощности рыхлых осадков приуро­чены к крупным впадинам шельфа, почти всегда текто­нически обусловленным. Например, в синеклизе дель­ты Миссисипи мощность только рыхлых послеледни­ковых и верхнечетвертичных осадков достигает 300''м (Fisk, McFarlane, 1955). На поднятиях же, напротив, нередко толщина рыхлого покрова измеряется санти­метрами или же обнажаются коренные породы.

Таким образом, главным морфологическим резуль­татом осадкообразования на шельфе является заполне­ние впадин и выравнивание тем самым рельефа. Вбли­зи берега этот процесс нередко сочетается с размывом выступов коренного рельефа. Неоднократное прохожде­ние береговой зоны в этой прибрежной полосе шельфа, в связи с эвстатическими колебаниями уровня моря, еще в большей мере способствовал© выравниванию рельефа прибрежной отмели. После достижения состо­яния выравнивания «масса осадочного материала начинает переноситься в основном через пространства отмели», в область подножия материкового склона, с чем и связывается относительно небольшая мощность осадков на шельфе.

Материковый склон

Отнесение материкового склона к подводной окраи­не материка не является общепринятым. Г. Б. Удинцев именует переходную зону «зоной ма­терикового склона», подчеркивая тем самым, что не только области окраинных морей и островных дуг, но и материковый склон должен включаться в переходную зону. Того же взгляда придерживался раньше автор этих строк. Однако геофизические данные и материалы сбора образцов коренных пород с материкового склона показывают, что геологическое строение склона имеет гораздо больше общего со стро­ением шельфа, чем с типичными переходными зонами. Поэтому правильнее присоединиться к точке зрения французских исследователей, рассматривающих материковый склон как часть подводной окраины материка.

Наиболее полное представление о морфологии "опи­сываемого элемента рельефа можно получить при рас­смотрении строения хорошо изученного материкового склона у атлантического побережья США. До глубины 1800—2000 м он характеризуется значительной крутиз­ной (от 7 до 15°), причем в верхней части нередко от­сутствует покров рыхлых осадков и на дне непосред­ственно выходят коренные породы. Нижняя часть скло­на, более отлогая, сложена с поверхности рыхлыми отложениями и в целом имеет волнистый или холмисто-западинный рельеф.

Поверхность склона расчленена глубокими ложби­нами, ориентированными в целом по нормали к его бровке и подножию. Глубина вреза этих ложбин — от нескольких сот до 2000 м. Склоны их крутые, попереч­ный профиль V-образный. Внешне эти формы напоми­нают каньоны горных рек, в связи с чем они получили наименование подводных каньонов.

Подходя к вопросу о происхождении материкового склона, мы должны учесть отмеченное ранее разнооб­разие морфологических типов материкового склона. По-видимому, вопрос о генезисе и структуре материкового склона нельзя решать однозначно, как это делает Ж. Буркар, автор гипотезы «континентальной флексуры». Согласно этой гипотезе, материковый склон представляет собой гигантский флексурообразный изгиб земной коры, обусловленный разной направленностью вертикальных движений материковой платформы (под­нятие) и ложа океана (погружение). Относительно пологое (по сравнению с известными на суше наклона­ми поверхности сбрасывателя) падение материкового склона Ф. Шепард объясняет ступенчатой системой сбросов, что вполне удовлетворительно согласуется со ступенчатостью поперечного профиля многих материко­вых склонов.

Признание сбросовой структуры материкового скло­на влечет за собой поиски опущенной по сбросам части материковой платформы. Тем самым мы подходим к во­просу о строении материкового подножия, которое можно предположительно рассматривать с этой позиции как опущенную часть платформы, захваченной или втя­нутой в зону отрицательных вертикальных движений земной коры, характеризующих ложе океана.

Материковое подножие

Материковое подножие представляет собой наклон­ную, нередко слабоволнистую равнину, окаймляющую основание материкового склона широкой — до 1 тыс. км — полосой, на глубинах порядка 2—4 тыс. м, иногда до 5 тыс. м. Уклон материкового подножия в среднем около 0,001, достигая 0,01 в верхней части, вблизи мате­рикового склона. Обобщенно поперечный профиль этого элемента рельефа имеет вид плавной вогнутой кривой, выполаживающейся к ложу океана.

Область материкового подножия характеризуется наиболее значительными мощностями рыхлого -слоя осадков (2—3 км), и, учитывая эту особенность, а так­же волнистость продольного профиля, можно было бы предполагать, что материковое подножие — форма рель­ефа, созданная исключительно осадкообразованием. По­лого-волнистый характер поверхности материкового под­ножия обусловлен наличием слившихся между собой конусов выноса суспензионных потоков, а также ополз­ших маас осадков, образующих сплошной аккумулятив­ный шлейф, вдоль основания материкового скотома; по­добный подгорным шлейфам, столь обычным для горных стран суши.

Однако сейсмические наблюдения показывают, что под аккумулятивной равниной материкового подножия еще прослеживается земная кора материкового типа. При этом, как отмечают Ч. Бентли и Дж. Уорзел, а также С. Оффисер, увеличенной мощ­ности рыхлого слоя отвечают возрастание мощности консолидированных осадочных пород и прогнутость гра­нитного фундамента. Последний постепенно выклини­вается в сторону океана.

Таково строение материкового подножия севернее плато Блейк. Южнее, у основания этого плато, материко­вому подножию в рельефе дна соответствуют глубокая и широкая впадина и «внешний вал» — широкая возвы­шенность, вытянутая вдоль этой впадины и отделяющая се от океанической котловины. По-видимому, впадина представляет собой продолжение прогиба, выявленно­го оейомикой севернее плато Блейк. На северном уча­стке этот лрошб заполнен осадками и не выражен в рельефе.

Материковое подножие у европейской окраины Ат­лантического океана имеет строение, сходное с тем, ко­торое отмечается для окраины Североамериканского ма­терика к северу от плато Блейк, однако, как указывают Б. Хейзен и другие, оно сильно сужено, а в районе Гибралтарского пролива, возможно, вообще отсутствует. Вдоль Африки материковое под­ножие почти всюду выражено в виде наклонной равни­ны, как и вдоль окраины Южноамериканского матери­ка. Здесь отмечаются конусы выноса, наложенные на общий аккумулятивный шлейф. Вершины конусов при­урочены к приустьевым взморьям Ориноко, Амазонки, Конго, Нигера, рек западного побережья США. Поверх­ности этих конусов прорезаны глубокими ложбинами, предположительно выработанными суспензионными по­токами (см. рис. 46). Морфологически аналогично стро­ение материкового подножия Индостана, где также на общем фоне наклонной равнины подножия выделяются гигантские подводные конусы выноса Инда и Ганга, прорезанные сетью веерообразно расходящихся ложбин.

То, что внешнее строение материкового подножия не сводится только к облику аккумулятивной наклонной равнины, лишний раз говорит о структурной обуслов­ленности этого крупного элемента рельефа подводной окраины материков и ставит его в один ряд ,с такими элементами, как шельф и материковый склон.

Как упоминалось, вопрос о происхождении матери­кового подножия может рассматриваться лишь вместе с вопросом о генезисе материкового склона. Однако о существовании материкового подножия стало известно лишь 6—7 лет назад. Пока что это наименее изучен­ный крупный элемент рельефа дна океана, и о его гене­зисе и принадлежности к той или иной мегаструктуре можно говорить лишь гипотетически.

Здесь возможны, по-видимому, две точки зрения. Первая из них была уже высказана ранее: материко­вое подножие рассматривается как опущенная по си­стеме ступенчатых сбросов часть окраины континента, приведенная нисходящими движениями земной коры на гипсометрический уровень, близкий к уровню океанско­го ложа. Однако, учитывая некоторые данные, свиде­тельствующие, что глубинная структура материкового подножия — это прогиб, можно выдвинуть и другую гипотезу, согласно которой материковое подножие мо­жет рассматриваться как своеобразная переходная зона, имеющая морфологическое сходство с переходной зоной восточной окраины Тихого океана. Есть, впрочем, II существенное отличие: на восточной окраине Тихого океана, вдоль глубоководного желоба (прогиба), про­тягивается юная горная цепь, которая как бы выпол­няет роль островной дуги, а в области материкового подножия прогиб непосредственно примыкает к осно­ванию материкового склона. Более определенное реше­ние вопроса возможно лишь на основе более многочи­сленных и полных геофизических данных о глубинной структуре материкового подножия. Пока же, поскольку имеются лишь единичные сейсмические профили матери­кового подножия, вопрос о том, типична ли для мате­рикового подножия структура

6. Классификация морских берегов

Примерный план:

1. Разрушительная и созидательная работа

2. Типы берегов

Содержание лекции:

Абразия (от лат. « abrasion» – соскабливание, сбривание) – процесс разрушения пород волнами и течениями. Абразия наиболее интенсивно протекает у самого берега под действием прибоя.

Разрушение горных пород берега слагается из следующих факторов:

• удар волны (сила которого достигает при штормах 30-40 т/м²);

• абразивное действие обломочного материала, приносимого волной;

• растворение пород;

• сжатие воздуха в порах и полостях породы во время удара волн, которое приводит к растрескиванию пород под воздействием высокого давления;

• термоабразия, проявляющаяся в протаивании мёрзлых пород и ледяных берегов, и другие виды воздействия на берега.

Воздействие процесса абразии проявляется до глубины нескольких десятков метров, а в океанах до 100 м и более.

Воздействие абразии на берега приводит к формированию обломочных отложений и определённых форм рельефа. Процесс абразия протекает следующим образом. Ударяя о берег, волна постепенно вырабатывает в его основании углубление – волноприбойную нишу, над которой нависает карниз. По мере углубления волноприбойной ниши под действием силы тяжести карниз обрушивается, обломки оказываются у подножия берега и под действием волн превращаются в песок и гальку.

Образовавшийся в результате абразии обрыв или крутой уступ называют клиф. На месте отступающего обрыва формируется абразионная терраса, или бенч (англ. «bench»), состоящая из коренных пород. Клиф может граничить непосредственно с бенчем или отделяться от последнего пляжем. Поперечный профиль абразионной террасы имеет вид выпуклой кривой с малыми уклонами у берега и большими у основания террасы. Образующийся обломочный материал уносится от берега, образуя подводные аккумулятивные террасы.

По мере развития абразионных и аккумулятивных террас волны оказываются на мелководье, забуруниваются и теряют энергию не доходя до коренного берега, из-за этого процесс абразии прекращается.

В зависимости от характера протекающих процессов берега можно разделить на абразионные и аккумулятивные.

Волны осуществляют не только разрушительную работу, но и работу по перемещению и аккумуляции обломочного материала. Набегающая волна выносит гальку и песок, которые остаются на берегу при отступании волны, так образуются пляжи. Пляжем (от франц. «plage» - отлогий морской берег) называют полосу наносов на морском побережье в зоне действия прибойного потока. Морфологически выделяются пляжи полного профиля, имеющие вид пологого вала, и пляжи неполного профиля, представляющие собой наклонённое в сторону моря скопление наносов, примыкающее тыльной стороной к подножию берегового обрыва. Пляжи полного профиля характерны для аккумулятивных берегов, неполного – преимущественно для абразионных берегов.

При забурунивании волн на глубинах в первые метры, отлагаемый под водой материал (песок, гравий или ракуша) образует подводный песчаный вал. Иногда подводный аккумулятивный вал, разрастаясь, выступает над поверхностью воды, протягиваясь параллельно берегу. Такие валы называются барами (от франц. «barre» - преграда, отмель).

Формирование бара может приводить к отделению прибрежной части морского бассейна от основной акватории – образуются лагуны. Лагуна (от лат. «lacus» - озеро) представляет собой неглубокий естественный водный бассейн, отделённый от моря баром или соединяющийся с морем узким проливом (или проливами). Основной особенностью лагун является отличие солёности вод и биологических сообществ.

Типы морских берегов

По классификации А.И. Ионина, П.А. Каплина и В.С. Медведева, выделяются следующие группы и типы морских берегов: 1)берега, сформированные субаэральными и тектоническими процессами и мало измененные морем: а) берега тектонического расчленения (далматинский, сбросовый, бухтовый); б) берега эрозионного расчленения (риасовые, лиманные); в) берега ледникового расчленения (фиордовые); г) берега вулканического расчленения; д) берега эолового расчленения. 2) берега, формирующиеся преимущественно под воздействием неволновых факторов: а) дельтовые берега; б) приливные берега; в) биогенные берега; г) термоабразионные берега. 3) берега, формирующиеся преимущественно волновыми процессами (различные типы абразионных, аккумулятивных и абразионно-аккумулятивных берегов).

1. фиордовые берега. Особенно характерны строение дна и поперечный профиль фиорда. Поперечное сечение ложа фиорда имеет корытообразную форму, а дно боковых фиордов лежит выше дна главного фиорда, являясь в форме висячих долин. При входе в фиорд находится мелкий порог, отделяюший его от глубокого моря. Все фиорды Норвегии отделены от моря полосой мелководья, глубина которой не превышает 200 м. Дно фиорда и выше его входа не представляет равномерного уклона, состоит из ряда впадин и подводных порогов. Очень часто фиорд продолжается вверх речной долиной, в которой расположены озера. глубоководные пороги состоят или из моренного материала или из коренных пород. Корытообразная форма долин, углубленность главного фьорда по сравнению с боковыми и наличие на дне фиорда ям и поперечных перемычек убедительно свидетельствуют, что долины фиордов были преобразованы ледниками, так как речная эрозия не в состоянии создать долины такого типа. В пользу этого говорит и географическое распространение фиордового типа берегов, присущего странам до настоящего времени покрытым ледниками, как Гренландия, или испытавшим четвертичное оледенение. Типичные фиордовые берега распространены в северном полушарии не южнее 49 , а в южном до 41°. Таковы берега Норвегии, западные берега Британской Колумбии, где находится самый длинный в мире фиорд Лини и его внешнее продолжение-пролив Четем, имеющий в длину свыше 360 км (при ширине всего в 12-16 км); южного Чили (здесь самый глубокий Вэкер-фиорд с глубиной 1244 м) юго-западной части южного острова Новой Зеландии; далее берега на северо-западе Шотландии, в Исландии, на Шпицбергене, Гренландии, Лабрадоре, Аляске, на Новой Земле и т. д. В настоящее время образование фиордов объясняют так: первоначальную причину видят в образовании тектонических трещин на скалистых берегах. По отношению к Скандинавии, Шпицбергену, Исландии и Гренландии де - Геер предполагает, что в северной части нынешнего Атлантического океана в конце третичного периода произошло раздробление суши сбросами и опускание, в результате чего образовалась огромная глубокая впадина, ныне залитая морем. На краях этой сбросовой впадины возникли многочисленные трещины. Эти трещины первоначально были переработаны реками, а впоследствии, в четвертичное время, - ледниками, которые и придали им характерные особенности ледниковых долин. По окончании ледниковой эпохи произошло опускание суши, море проникло в эти долины и создало фиорды. Последовавшее затем поднятие страны не уравновесило прежнего опускания, и долины остались частью под водой. Во время трансгрессии море затопило не только долины, но и перевалы между соседними долинами, чем объясняется факт соединения между собой многих фиордов близ их устьевых концов и превращение водоразделов в острова. Фиорды, обращенные своими вершинами навстречу друг другу, иногда образуют проливы, как, например, Магелланов пролив в Южной Америке и Маточкин Шар между двумя островами Новой Земли. Типичная форма фиордов свойственна высоким гористым берегам; в случае же затопления долин в невысоких странах с горизонтальным напластованием горных пород фиорды утрачивают типичные черты. Таковы заливы, развитые на восточном берегу Швеции (между Стокгольмом и Карлскроной), в Ютландии, на берегу Шлезвига; им дают название фьердов. Это длинные и узкие заливы, окаймленные низкими берегами, сложенными большей частью из рыхлых наносов. В Ютландии Лим-фьерд превратился в пролив, так как там море вторглось с двух сторон и затопило водораздел.

2. У берегов Швеции и Финляндии в связи с затоплением морем страны, подвергшейся оледенению и имеющей вследствие этого весьма пересеченный рельеф, состоящий из чередования впадин, выпаханных ледником, и возвышенностей (курчавых скал и отложений ледника - морен и оз), выражен шхерный тип берега. Расположение заливов, проливов и разбросанных между ними бесчисленных островов - шхер и подводных рифов - не выказывает здесь определенного направления и представляет настоящий хаос. Плавание у таких берегов крайне опасно и требует детального знания фарватера.

3. В случае вторжения моря в продольные долины горной страны, хребты которой подходят к береговой линии в перпендикулярном или диагональном направлении, получается риасовый тип берега. Риасами называются в северо-западной Испании (Галисии и Астурии) образующиеся при затоплении продольных долин клинообразные бухты. Это название было распространено Рихтгофеном на все подобные образования. В частности при образовании риасов играет роль не только затопление продольных долин, но и абразия, причем деятельность прибоя разрушает скорее более мягкие породы, создавая в области их распространения бухты, тогда как твердые породы дольше противостоят размыванию и являются в виде полуостровов и островов, Риасы не отличаются ни особенной длиной (максимальная длина 20-25 м), ни большой глубиной, причем глубина их вследствие заполнения бухт речными наносами постепенно уменьшается от устья вверх по долине. Риасовый тип берегов, кроме северо-западной Испании, характерен для западных берегов Бретани, для восточной Шотландии, южного Китая и Японии. В СССР риасовый тип берега выражен на коротком протяжении на юго-западе Крыма (Севастопольская бухта), около Владивостока и на южных берегах Охотского моря. 4. Некоторое сходство с фиордовыми берегами обнаруживает далматинский тип берега, характерный для северо-западного побережья Балканского полуострова. Подобно фиордовым берегам далматинский берег продольный. Здесь море проникло, затопив поперечные долины и более низкие перевалы, в продольные долины горной страны, превратив их в каналы (canali), отчленив от континента многочисленные гористые острова и полуострова, вытянутые параллельно простиранию горных хребтов. Каналы между островами служат удобным фарватером для судов, так как острова защищают их от сильного волнения, и целый ряд гаваней расположен здесь. Известная бухта Катаррская бокка образовалась из соединения ряда продольных и поперечных долин и представляет много удобных стоянок для судов. Сходное с Катаррской боккой строение имеет бухта Сан-Франциско на западе Соединенных Штатов, тоже занимающая продольную долину сбросового характера и соединяющаяся с океаном через поперечный пролив.

5. При затоплении речных долин морем на нейтральных берегах, свойственных невысоким плато и низменностям, образуется лиманный тип берега. Здесь море затопило устья рек; затем, когда прекратилось опускание суши, реки стали заполнять своими наносами создавшиеся заливы. За счет речных и морских отложений образовались косы, или пересыпи, которые стремятся отделить лиман от моря. Лиманы характерны для северо-западных берегов Черного и Азовского морей. У входа в Днепровско-Бугский лиман образовалась Кинбурнская коса; другая коса - Тендра - имеет более внешнее положение. Днестровская бухта почти совсем отделена пересыпью; сохранились лишь два прорана, через которые мелкосидящие суда могут сообщаться с гаванью. Наконец, целый ряд лиманов превратился в озера4 (например лежащие к востоку от Одессы лиманы Хаджибейский, Тили-гульский или лиманы у устья Дуная). На дне лиманов снизу вверх располагаются сначала речные наносы, затем морские, затем снова речные, причем отложение последних указывает на преобладающую роль рек в настоящее время. Лиманный тип берега хорошо выражен на северо-восточных берегах Соединенных Штатов, около Нью-Йорка и южнее (бухты Делаверская, Чезапикская и Потомакская).

6. Если вторжение моря в область суши вызывается тектоническими явлениями, например раздроблением суши сбросами, то возникает грубо расчлененная береговая линия с крупными выступами и вырезами. Таким берегам дают иногда название лопастных. Таковы, например, берега южной Греции и в особенности Пелопоннеса, западные берега Малой Азии, берега Целебеса, Гальмагеры в Молуккском архипелаге, северные берега Северной Америки. Заливы на таких лопастных берегах часто отделены друг от друга гористыми выступами суши и имеют большую глубину (500-2000 м). В других случаях они не так глубоки, например на северных берегах Америки (редко глубже 200 м). Внедряясь далеко внутрь страны и разветвляясь, они раздробляют ее на многочисленные острова. Однако берега, обусловленные сбросами, далеко не всегда имеют лопастную форму; очень часто береговая линия не обнаруживает значительных извилин, имеет открытые полукруглой формы заливы, между которыми выступают полуострова и мысы довольно грубых очертаний. Таковы, например, западные берега Апеннинского полуострова, южный берег Крыма. Иногда картина, представляемая таким берегом, осложняется вулканической деятельностью: возникновением вулканов и лакколитов на побережье, как это мы видим па Апеннинском полуострове и в Крыму, где лакколиты образуют часто вдающиеся в море мысы (Аю-Даг). С течением времени и берега, созданные тектоническими процессами, постепенно утрачивают резкость своих очертаний и выравниваются, как это можно наблюдать на западном побережье Апеннинского полуострова, где на юге еще хорошо сохранились заливы: Неаполитанский, Салернский, Поликастро, тогда как на севере они уже в значительной степени засыпаны, и па месте прежних заливов создались болотистые низины.

Берега, образуемые при поднятии суши или при продолжительной стадии покоя, являются всегда более или менее выравненными. 7. К этой категории относятся лагунные берега. Лагунами (в Германии - гафами) называются бухты, отделенные от моря узкой песчаной грядой, или косой (лидо, нерунг), причем косы образовались из продуктов абразии или из речных наносов вследствие работы волн и прибрежных течений. Такой характер имеет Балтийское побережье Германии, берега около Венеции, побережье Бискайского залива во Франции. На Балтийском побережье внешняя сторона береговой линии с ее покрытыми дюнами нерунгами отличается сглаженностью очертаний, тогда как внутренняя сторона нерунгов под действием волн является как бы изъязвленной и изъеденной. На побережье Ландов во Франции прежние лагуны уже вполне отделены от моря рыхлыми наносами и, за исключением Аркашонекой бухты, превратились в озера, подобно им вытянутые по одной линии. Побережье Северного моря в Голландии и Германии отличается от Балтийского в том отношении, что море здесь прорвало внешнюю сторону дюн, превратив ее в ряд островов и создав между ними и выровненным берегом «земноводное» образование - ватт, которое затопляется во время прилива и обнажается в отлив. 8. Низменные выровненные берега, являющиеся конечной стадией эволюции лагунного берега, имеют весьма широкое распространение (например, берега Балтийского моря в Латвии, берега Лангедока, берега Мексиканского залива и юго-восточные берега Соединенных Штатов). Выровненные берега, сопровождаемые полосой неглубокого моря с многочисленными мелями, отличаются прямолинейностью и бедны гаванями. Сильный прибой у таких берегов делает их мало удобными для судоходства. 9. Выровненные берега характеризуют не только низменности, но иногда сопровождают также плоскогорья и гористые страны; такой характер имеют, например, берега Индостана, берега Гвианы в Южной Америке, берега Африки (побережье Гвинейского залива), восточный берег Индо-Китая. Во всех этих случаях береговая линия мало зависит от строения прилегающей страны, так как последняя отделена от нее полосой выступившего над поверхностью воды морского дна или зоной наносов. Такие берега бедны гаванями и часто опасны вследствие сильного прибоя. Разновидность такого берега представляет патагонский тип. Здесь первоначально существовал риасовый тип берега, но вследствие значительного поднятия суши он оказался выступившим из-под воды и окаймленным плоскими террасами, идущими рядом ступеней.