Динамическая геоморфология - Ананьев Г.С.
ISBN 5-211-01618-1
Скачать (прямая ссылка):
Широко известен морфологический результат деятельности ветровых волн и связанных с ними течений, сгонно-нагонных явлений, приливов и отливов в береговой зоне и шельфе морей и
427
океанов. В пределах шельфа существуют морфологические свидетельства направленного переноса осадочного материала как поперек шельфа с выносом наносов к бровке и далее на материковый склон и материковое подножие, так и вдоль поверхности шельфа, благодаря чему осуществляется обмен рыхлым материалом на больших пространствах (Лонгинов, 1973; Айбулатов, 1985).
ГИДРОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ
На дне океана особо важную роль играют придонные стационарные течения, которые часто выступают одновременно с при-ливно-отливными течениями и волнами цунами (два последних вида течений связаны с так называемыми волнами перемещения, охватывающими всю водную толщу).
До недавнего времени геологи использовали существование знаков ряби и перерывов в осадконакоплении морских отложений в геологических разрезах как прямое доказательство мелководной среды при накоплении осадков или существование континентальных условий во время стратиграфического перерыва. Только после начала глубоководного бурения (особенно после 1968 г.) были признаны широко распространенными экзогенными процессами размыв, перенос и аккумуляция глубоководных осадков.
Большая часть площади дна океанов омывается довольно медленными глубинными течениями. Однако в некоторых районах абиссали прямыми измерениями установлены скорости 15-20 см/с, на которые могут накладываться приливные колебания, которые у дна на подводных горах имеют скорости до 17 см/с (Кеннет, 1987). Там, где течение обтекает подводную гору, скорость может увеличиваться в два раза.
Трассы течений определяются в основном взаимодействием конфигурации океанского дна и сил, приводимых в действие вращением Земли. Вследствие действия силы Кориолиса течения, направленные вдоль изобат, проходят преимущественно вдоль западных окраин континентов. Здесь же особенно значительна геологическая роль придонных течений, названных контурными. Важными с геологической и океанологической точек зрения являются так называемые глубоководные проходы, соединяющие разные океаны. Особый интерес представляют районы максимального переноса вод, где наиболее сильно сказывается действие придонных потоков (Лисицын, 1980).
Начиная с 70-х годов стало известно, что существует целая система донных абиссальных течений (Heezen, HoIHster, 1972). Они образуются за счет опускания и растекания по дну холодных антарктических и арктических вод. Более локальное значение имеет донный сток очень соленых и соответственно более плотных вод, поступающих в океан из Средиземного, Красного морей и
428
Персидского залива.
По JIe Пишону и др. (Le Pichon et al., 1971), Атлантико-Антарктическое донное течение в южной части Аргентинской котловины прорьюается в зоне Фолклендского разлома и образует Западное Фолклендское донное течение со скоростью от 5 до 25 см/с. Воды этого течения проникают почти до 40-ой параллели. Навстречу ему с севера из Hорвежско-Гренландского бассейна вдоль берегов Северной Америки продвигается западное Пограничное донное течение, скорость которого, по Хизену и Холлистеру (Heezen, Hollister, 1971), достигает 20 см/с. В Индийском океане течение донных антарктических вод также прижато к восточному берегу Африки и Мадагаскара и также достигает экватора. В Тихом океане отмечаются две ветви растекания холодных донных антарктических вод, одна из которых проходит вдоль восточных берегов Австралии, а другая - через центральную часть океана вплоть до Берингова пролива.
Из течений, образуемых стоком аномально соленых вод, хорошо изучено Лузитанское течение (западнее Гибралтарского пролива) со скоростью (на глубине 700-800 м) 150 см/с (Леонтьев, 1982).
Размыв или аккумуляция осадков на дне определяется в первую очередь соотношением между скоростью поступления осадков и их удалением с океанического дна. Первая определяется биологической продуктивностью и поставкой терригенного материала, а последняя - скоростью придонных течений и агрессивностью придонных вод к биогенным осадкам. Растворение биогенных осадков в результате длительного контакта с придонными водами также является важнейшим рельефообразующим фактором, являющимся разновидностью размыва (Кеннет, 1987).
Трудно точно установить истинные критические скорости придонных течений, при которых происходит размыв, перенос и отложение осадков в океанах. В результате экспериментальных исследований с пелагическими биогенными осадками, например, установлено, что критические скорости размыва известковых илов варьируют от 15 до 35 см/с. Хизен и Холлистер указывают, что для размыва неконсолидированных глинистых частиц требуются скорости придонных течений 10-20 см/с, для размыва частиц песчаных размерностей - 20-40 см/с, но для размыва консолидированных отложений скорости должны быть значительно выше.
По данным Флуда и Гарднера (Flood, 1978; Gardner, 1978), для приведения в движение частиц размером около 2 мкм требуется скорость течения только 4 см/с, а для размыва тонкозернистых известковых илов - 7 см/с. Результаты указанных авторов являются реальными лишь в первом приближении, поскольку глубоководные обстановки и осадки резко отличаются не только от условий размыва в реках и наземных потоках, но и от места к месту в пределах Мирового океана.
