|
|||||||
АвтоАвтоматизацияАрхитектураАстрономияАудитБиологияБухгалтерияВоенное делоГенетикаГеографияГеологияГосударствоДомДругоеЖурналистика и СМИИзобретательствоИностранные языкиИнформатикаИскусствоИсторияКомпьютерыКулинарияКультураЛексикологияЛитератураЛогикаМаркетингМатематикаМашиностроениеМедицинаМенеджментМеталлы и СваркаМеханикаМузыкаНаселениеОбразованиеОхрана безопасности жизниОхрана ТрудаПедагогикаПолитикаПравоПриборостроениеПрограммированиеПроизводствоПромышленностьПсихологияРадиоРегилияСвязьСоциологияСпортСтандартизацияСтроительствоТехнологииТорговляТуризмФизикаФизиологияФилософияФинансыХимияХозяйствоЦеннообразованиеЧерчениеЭкологияЭконометрикаЭкономикаЭлектроникаЮриспунденкция |
НА ДНЕ МИРОВОГО ОКЕАНАОкеан — это прежде всего область аккумуляции огромных масс поступающего в него осадочного материала, хотя, как отмечалось выше, на его дне наблюдаются и денудационные процессы. По подсчетам А. П. Лисицына, реки выносят ежегодно в море в среднем 18,35 млрд. т твердых (взвешенных и влекомых) частиц и около 3,2 млрд. т растворенного материала. Ледники вместе с айсбергами поставляют в океан около 1,5 млрд. т, эоловые процессы — около 1,6, абразия — около 0,5 млрд. т осадочного материала. Весь материал, образующийся в результате разрушения горных пород главным образом суши, называется терригенным. Количество ежегодно поступающего биогенного материала оценивается, как уже упоминалось, в 1,82 млрд. т. Кроме того, значителен объем поступающих в океан пирокластических продуктов вулканических извержений, вероятно, достигающий 3 млрд. т. Некоторая часть осадочного материала формируется в океане за счет химических превращений поступающих сюда терригенных и вулканогенных частиц. Таким образом, в океан ежегодно поступает более 30 млрд. т осадочного материала. Осаждение его на дно происходит постепенно, подавляющая часть осадочного материала долго еще пребывает во взвешенном состоянии. По определениям А. П. Лисицына, общее количество взвешенного материала в океане составляет 1370,32 млрд. т, следовательно, среднее пребывание осадочных частиц во взвеси составляет около 45 лет. В зависимости от генезиса преобладающего осадочного материала донные отложения делятся на терригенные, биогенные, хе-могенные и полигенные. Последняя группа включает один тип глубоководных отложений — так называемую глубоководную красную глину, которая формируется в результате примерно равнозначного участия нескольких источников поступления материала. Скорость накопления донных отложений различна, наибольшая характерна для терригенных отложений (до нескольких миллиметров в год) и наименьшая — для красной глины (порядка 0,3—0,8 мм за тысячу лет). Соответственно и эффект аккумуляции, ее влияния на облик рельефа дна различен. Кроме того, эффект осадкообразования зависит от того, где образуются осадки: на шельфе, материковом склоне, материковом подножье, в глубоководных желобах, котловинах окраинных морей и океанических котловинах или на океанических возвышенностях (рис. 119). Высокая подвижность придонных вод в пределах шельфа препятствует накоплению здесь мощной толщи осадков, хотя именно шельф является той зоной, куда поступает в первую очередь осадочный материал с суши. Вследствие высокой подвижности придонных вод основная или значительная масса осадочного материала «проскакивает» зону шельфа. Аккумуляция на шельфе ограничена,главным образом, впадинами и котловинами рельефа дна. Но та же высокая подвижность придонных вод обеспечивает подводную эрозию выступов рельефа шельфа. Благодаря этому на шельфе происходит комплексное выравнивание донного рельефа: как иу-тем аккумуляции во впадинах, так и путем срезания выступов рельефа действием подводной эрозии или денудации. На материковом склоне имеется ряд условий, препятствующих осуществлению интенсивной аккумуляции, и в первую очередь значительные уклоны поверхности и вертикальная циркуляция водных
масс, благоприятствующие выносу материала, а также взвешиванию значительного количества осадочных частиц. Подводные оползни и в особенности суспензионные потоки также в большой мере способствуют выносу осадочного материала, а не накоплению его в зоне материкового склона. Более или менее благоприятными участками для накопления осадков на материковом склоне являются только окраинные плато и отдельные достаточно широкие ступени или площадки при ступенчатом строении склона. Интенсивная аккумуляция на материковом склоне возможна лишь при очень обильном поступлении терригенных осадков и малой ширине шельфа. Иногда шельф полностью перекрывается дельтой крупной реки. В этом случае передний край дельты находится в непосредственной близости к материковому склону. Тогда массовое сваливание выносимого рекой материала может привести к частичному или полному погребению коренного рельефа материкового склона под мощной толщей осадков. Такую картину можно наблюдать, например, в районе дельты реки Миссисипи. Известен и ряд других примеров аккумулятивного строения материкового склона. В отличие от шельфа и материкового склона материковое подножье исключительно благоприятно для накопления мощной толщи осадков. Интенсивность вертикальной циркуляции вод в этой зоне гораздо ниже, чем на материковом склоне. Осадки, поступающие с последнего, выносы суспензионных потоков, оползающие со склона массы пластичных осадков, встречают здесь либо зону очень пологих уклонов поверхности, либо даже зону с обратными уклонами, если структурная впадина материкового подножья еще не заполнена. В любом случае, следовательно, материковое подножье представляет собой идеальную ловушку для осадочного материала. Здесь в максимальной степени идет его накопление, и как морфологический результат аккумулятивного выравнивания образуется наклонная пологоволнистая аккумулятивная равнина. Сходные условия для накопления осадков, поступающих с суши и шельфа, характерны для котловин окраинных морей в геосинклинальных областях. Здесь также аккумулируются мощные толщи осадков, обеспечивающие погребение коренного рельефа и формирование плоской или субгоризонтальной абиссальной равнины. Ловушками для осадочного материала являются также глубоководные желоба, если они прилегают к достаточно зрелым островным дугам типа Курильской или Японской. В первом случае главным источником поступления материала являются вулканические выбросы. Во втором — к ним примешивается в более или менее значительном количестве твердый сток рек. В результате на дне глубоководного желоба происходит аккумулятивное выравнивание рельефа. Поскольку борта глубоководного желоба находятся в неодинаковых условиях поступления материала, образующаяся на дне желоба абиссальная плоская равнина слегка асимметрична, с небольшим уклоном в сторону океана. В пределах ложа океана в общем случае наиболее благоприятными для аккумулятивного выравнивания являются те океанические котловины или части котловин, которые ближе расположены к подводным окраинам материков и, следовательно, находятся в более благоприятных условиях для поступления осадочного материала с подводных окраин материков. Медленное, но весьма длительное накопление осадков приводит к формированию плоских абиссальных равнин, которые можно рассматривать как равнины предельного аккумулятивного выравнивания. Все неровности коренного рельефа оказываются начисто погребенными под мощной толщей осадков (рис. 120). На дне удаленных от подводной окраины материков котловин осадков отлагается гораздо меньше. Здесь образуется маломощный плащ отложений, который лишь облекает неровности коренного рельефа, но не нивелирует его. Это области распространения холмистого абиссального рельефа. Нередко в пределах ложа океана можно наблюдать такие результаты процесса аккумулятивного выравнивания: на подводном плато, если глубина над ним не превышает 4—4,5 км, рельеф может быть существенно выровнен за счет аккумуляции донных отложений, тогда как в котловинах, прилегающих к плато, с глубинами 5—6 тыс. м отмечается холмистый абиссальный рельеф. Причины такого несоответствия заключаются в неодинаковой скорости накопления осадков разных генетических типов. На плато, при упомянутой глубине над ним, может идти накопление органогенного
карбонатного ила, тогда как в котловинах с глубинами порядка 5 км и более возможно лишь накопление глубоководной красной глины. Скорость накопления карбонатных илов в несколько раз выше, чем красной глины, отсюда и такие различия в эффекте аккумулятивного выравнивания. Из сказанного следует, что донная аккумуляция, ведущая к изменению рельефа дна за счет погребения коренных неровностей, является важнейшим интегрирующим геолого-геоморфологическим процессом на дне морей и океанов, обеспечивающим в конечном счете выравнивание рельефа дна Мирового океана.
ЧАСТЬ IV. МЕТОДЫ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ КАРТОГРАФИРОВАНИЕ ГЛАВА 21. СТРУКТУРА И МЕТОДЫ ПОЛЕВЫХ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ Поиск по сайту: |
Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав. Студалл.Орг (0.003 сек.) |