Одна из интереснейших и обширных проблем изучения роли биогенного фактора в формировании отложений и рельефа дна Мирового океана – образование и развитие коралловых рифов. За последние 20 лет по этому вопросу опубликован ряд капитальных работ. Извлечение извести из морской воды сопровождается рельефообразующей деятельностью мельчайших организмов – коралловых полипов, результаты которой по своим масштабам вполне сопоставимы с результатами тектонических движений земной коры.
Поступление осадочного материала в океаны
Материал, образующий поверхностный слой литосферы на морском дне, называют -морским грунтом. Морской грунт может быть представлен коренными породами, колониями живых организмов (коралловые рифы, устричные или пектеновые банки и др.), скоплением рыхлого материала, состоящего из твердых частиц различного состава и генезиса. Этот тип морского грунта называют морскими отложениями или морскими (донными) осадками. Мировой океан – гигантский резервуар, в который различными путями поступает разнообразный осадочный материал (частицы горных пород, минеральные зерна, нерастворимые остатки морских организмов и др.). Из него в ходе осаждения и накопления формируются различные типы морских отложений.
Процесс образования морских отложений называется морским осадкообразованием или морским седиментогенезом. Так как океан занимает более 2/з земной поверхности, а морские отложения имеют широчайшее распространение в пределах нашей планеты вообще, .становится ясным, какое большое значение имеет процесс осадкообразования в океане, который, очевидно, является одним из важнейших геологических процессов на Земле.
В процессе морского осадкообразования можно различать стадии: 1) поступления осадочного материала, 2) его разноса по площади моря или океана, 3) его дифференциации или сортировки и 4) стадию собственно седиментогенеза, т. е. образования устойчивых и закономерно построенных комплексов осадочных частиц – различных типов морских отложений (Страхов, 1954).
Такое выделение последовательных стадий седиментогенеза по существу представляет собой методический прием, позволяющий более систематически ознакомиться с разными сторонами и явлениями, свойственными процессу морского осадкообразования. В действительности разнос и дифференция, поступление материала и его разнос, дифференциация и образование различных типов морских отложений тесно связаны между собой и пространственно и во времени, и выделение их носит в большой степени условный характер.
Рельеф и осадки
Осадкообразование выступает как важнейший фактор выравнивания донного рельефа путем полного или частичного захоронения неровностей коренного ложа. В результате образуются плоские (при полном) или волнистые (при частичном захоронении) абиссальные равнины. Поскольку важную роль играет скорость осадкообразования, плоские абиссальные равнины обычно формируются в зоне контакта океанических или морских котловин с подводной окраиной материка, откуда поступает осадочный материал в наибольшем количестве. С различиями в скорости осадкообразования связано также выравнивание вершинных поверхностей океанических возвышенностей при значительно расчлененном холмистом рельефе дна смежной с возвышенностью котловины: на возвышенности отлагаются известковые илы, а в котловине – красные глины, во много раз уступающие им по скорости накопления.
Осадкообразованию обязаны своим происхождением наклонные равнины материкового склона и подножия, гигантские абиссальные аккумулятивные формы, шлейфы у подножий хребтов, конусы выноса и др.
На шельфе процесс выравнивания идет при сочетании денудационного среза возвышенностей и заполнения впадин осадками. На материковом склоне совокупное действие денудационных и аккумулятивных процессов имеет тенденцию к выполаживанию ступенчатого склона за счет срезания бровок и накопления осадков в тыловых частях ступеней. Если материковый склон представлен уступом, то его выполаживание начинается снизу благодаря накоплению осадков, приносимых донными течениями, гравитационными процессами и осаждающихся в процессе нормальной седиментации у основания склона. По мере накопления материала шлейф растет, его верхняя кромка перемещается вверх по склону, а нижняя – вперед от основания склона. В обоих случаях материковый склон за счет выравнивания и выполаживания эволюционирует в наклонную равнину.
Материковое подножие, как геологическая структура, зачастую представляет собой заполненный осадками прогиб или грабен. Обильное поступление осадочного материала как из толщи воды, так и с шельфа и материкового склона ведет не только к заполнению исходной тектонической депрессии, но и к образованию широкого аккумулятивного шлейфа – наклонной равнины материкового подножия, постепенно продвигающейся своим передним краем в пределы ложа. Особенно велика в этом процессе роль конусов выноса подводных каньонов. Здесь благодаря аккумулятивным процессам возникают наиболее значительные несоответствия между тектоническими и геоморфологическими границами, т.е. наибольшие отклонения границ морфоструктур от границ тектонических структур. Своеобразно процесс аккумулятивного выравнивания проявляется в глубоководных желобах. Большая часть осадочного материала поступает со стороны островных дуг и значительно меньшая – со стороны океана. Неравенство поступления материала со стороны островной дуги и со стороны океана способствует более интенсивному накоплению материала у основания склона желоба, прилегающего к островной дуге. В результате на днищах желобов создается заметный уклон в сторону океана, и максимальные глубины желобов оказываются приуроченными к приокеанской части дна желоба.
Закономерности аккумулятивного выравнивания в котловинах переходных зон по существу аналогичны тем, которые характерны для океанических котловин.
Анализ процессов морского осадкообразования и типов морских отложений позволяет сделать заключение об их планетарном значении в развитии земной коры и эволюции рельефа земной поверхности. Сущность процесса заключается в перегруппировке твердого вещества, мобилизуемого, перемещающегося и накапливающегося в огромных объемах. Ежегодно на дне океана отлагается 22 – 25 млрд. т. твердого вещества, наращивающего океаническую часть земной коры. Ежегодно с поверхности материков смывается и сносится в океан колоссальный объем терригенного материала. Таким образом, процесс морского осадкообразования, являющийся в конечном счете процессом наращивания земной коры, сопровождается таким же планетарным процессом срезания земной коры в пределах материковых выступов.
Срединно-океанические хребты и ложе океана
За андезитовой линией в Тихом и за внешней границей материкового подножия в других океанах простирается собственно дно океана, резко отличающееся по строению от переходных зон и тем более от подводных материковых окраин. Огромные пространства ложа занимают около 70% площади дна Мирового океана. Ложе океана отличается специфическими геофизическими особенностями и своеобразием не только земной коры, но и глубоких недр.
Дно океанов делится на два типа структур: 1) крупные, относительно стабильные и малосейсмичные области, имеющие очертания, близкие к изометрическим, и 2) подвижные вытянутые области, образующие пояса срединно-океанических хребтов. В тектонике за областями первого рода утвердилось название талассократонов, за вторыми – срединно-океанических подвижных поясов или рифтогеналей. В геоморфологии за совокупностью талассократоновых образований целесообразно сохранить емкий термин «ложе океана», а за рифтогенальными поясами – название планетарной системы срединно-океанических хребтов.
Топография планетарной системы срединно-океанических хребтов.
Пространственное прослеживание системы срединно-океанических хребтов начнем с Северного Ледовитого океана, где в начале 60-х годов был выявлен узкий и невысокий хребет Гаккеля. Несмотря на скромные размеры, он обнаруживает все признаки срединно-океанических хребтов. У пролива, отделяющего Гренландию от Шпицбергена, простирание хребта меняется на 90° и далее на юг протягивается следующее звено планетарной системы срединно-океанических хребтов – хребет Книповича. В районе Норвежского моря под 10° в.д. и 74° с.ш. хребет вновь меняет простирание на субширотное. Это звено системы получило название хребта Мона. Хребет в районе острова Ян-Майен осложнен зоной разломов, в результате чего следующее звено – хребет Кольбейнсей – сдвинут по горизонтали почти на 200 км. Хребет Кольбейнсей субмеридионального простирания. Он подходит вплотную к северному побережью Исландии и переходит затем в Большой грабен Исландии.
Западное ответвление зоны рифтогенеза и вулканизма Исландии выходит к мысу Рейкьянес, где срединно-океанический хребет продолжается уже на юго-запад от Исландии под названием хребта Рейкьянес. Он прослеживается до поперечной зоны разломов Гибса, где вновь отмечается значительное горизонтальное смещение осевой линии хребта примерно на 250 км в восточном направлении. От разлома Гибса на юг вплоть до экваториального разлома Романш по медианной линии Атлантического океана протягивается Североатлантический хребет. Отрезок срединно-океанического хребта между впадиной Романш, расположенной на экваторе, и подводной горой Капитан Шпис, находящейся на 55° ю. ш. и 0° долготы, называется Южноатлантическим хребтом.