Аккумуляция осадочного материала — важнейший геоморфологический процесс на дне Мирового океана

Океан — это прежде всего область аккумуляции огромных масс поступающего в него осадочного материала, хотя, как отмечалось выше, на его дне наблюдаются и денудационные процессы. По подсчетам А.П. Лисицына, реки ежегодно выносят в море в сред­нем 18,3 млрд т твердых (взвешенных и влекомых) частиц и около 3,2 млрд т растворенного материала. Ледники вместе с айсбергами поставляют в океан около 1,2 млрд т, эоловые процессы — около 2,0 млрд т, абразия — около 1 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 1,8 млрд т. Также значителен объем поступающих в океан пирокластических продуктов вулканических извержений, вероятно, до 1,7 млрд т. Некоторая часть осадочного материала (не менее 0,2 млрд т) формируется в океане за счет химических превращений поступающих сюда терригенных и вулканогенных частиц.

Таким образом, в океан ежегодно поступает около 30 млрд т осадочного материала. Осаждение его на дно происходит посте­пенно, подавляющая часть осадочного материала еще долго пре­бывает во взвешенном состоянии. По определениям А.П. Лисицы­на, общее количество взвешенного материала в океане составляет 1370,3 млрд т, следовательно, средняя продолжительность пребы­вания осадочных частиц во взвеси составляет около 45 лет.

В зависимости от генезиса преобладающего осадочного мате­риала донные отложения делятся на терригенные, биогенные, хемо- генные и полигенные. Последняя группа включает один тип глубо­ководных отложений, так называемую глубоководную красную глину, в формировании которой примерно равнозначно участвует несколь­ко источников материала. Скорость накопления донных отложений различна, наибольшая свойственна терригенным отложениям (до нескольких миллиметров в год) и наименьшая — красной глине (около 0,3—0,8 мм за 1000 лет). Соответственно и влияние акку­муляции на облик рельефа дна различно для разных типов осад­ков. Кроме того, эффект осадкообразования зависит от того, где отлагаются осадки: на шельфе, материковом склоне, материковом подножии, в глубоководных желобах, котловинах окраинных морей, в океанических котловинах или на океанических возвышенностях (рис. 185).

а	ifej. 1 1 б	1 А ^liljr в
\ * \	1 1 1

Рис. 185. Проявление выравнивающей деятельности осадкообразования в различных условиях: а — на шельфе; б — на материковом склоне и подножии; в — в глубоководном желобе; г — в пределах ложа океана (образование плоских абиссальных равнин в левой и со­хранение холмистого рельефа в правой части рисунка); д— иллюстрация более быстрого аккумулятивного выравнивания на поверхности плато, чем на дне соседней котловины

Высокая подвижность придонных вод в пределах шельфа пре­пятствует накоплению здесь мощной толщи осадков, хотя именно на шельф в первую очередь поступает осадочный материал с суши. В результате высокой подвижности придонных вод основная или значительная масса осадочного материала "проскакивает" зону шельфа. Аккумуляция на шельфе ограничена главным образом впадинами и котловинами рельефа дна. Но та же высокая под­вижность придонных вод обеспечивает подводную эрозию высту­пов рельефа шельфа. Благодаря этому на шельфе происходит комплексное выравнивание донного рельефа как путем аккумуля­ции во впадинах, так и путем срезания выступов рельефа действи­ем подводной эрозии или денудации.

На материковом склоне имеется ряд условий, препятствующих интенсивной аккумуляции. Это 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 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 р. Миссисипи. Известны и другие примеры аккумулятивного строения материкового склона.

Материковое подножие исключительно благоприятно для на­копления мощной толщи осадков. Интенсивность вертикальной циркуляции вод в этой зоне гораздо ниже, чем на материковом склоне. Осадки, поступающие со склона, выносы суспензионных потоков, оползающие со склона осадочные массы встречают здесь либо зону очень пологих уклонов поверхности, либо даже зону с обратными уклонами, если структурная впадина материкового под­ножия еще не заполнена. Таким образом материковое подножие представляет собой идеальную ловушку для осадочного материала, в которой в максимальной степени происходит 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, где также аккумулируются мощные толщи осад­ков, обеспечивающие погребение коренного рельефа и формиро­вание плоской или субгоризонтальной абиссальной равнины.

Ловушками для осадочного материала являются и 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 благоприятны для аккумулятивного выравнивания те океанические котловины или части котловин, которые ближе расположены к подводным окраинам материков и, следовательно, находятся в оптимальных условиях для поступления осадочного материала с подводных ок­раин материков. Медленное, но весьма длительное накопление осадков приводит к формированию плоских абиссальных равнин — своеобразных равнин предельного аккумулятивного выравнивания. Все неровности коренного рельефа оказываются здесь погребен­ными под мощной толщей осадков (рис. 186).

Рис. 186. Профиль плоской абиссальной (А) и холмистой абиссальной (Б) равнин по данным сейсмоакустического профилирования

На дне котловин, удаленных от подводной окраины материков, 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 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 5000—6000 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 около 5 км и более возможно лишь накопление глубоководной красной глины, скорость накопления которой в несколько раз ниже, чем карбо­натных илов.

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.

Глава 21

БИОГЕННОЕ РЕАЬЕФООБРАЗОВАНИЕ И БИОГЕННЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА. АНТРОПОГЕННЫЙ РЕЛЬЕФ

Биогенный рельеф — это совокупность форм земной поверхности, образовавшихся вследствие жизнедеятельности организмов. Биота как агент рельефообразования представляет собой сочетание чрезвычайно разнообразных организмов — микробов, растений, грибов и животных, воздействие которых на земную поверхность разнообразно. Иными словами, биогенное рельефообразование — это комплекс процессов, преобразующих рельеф Земли и создаю­щих неровности разных масштабов — от нано- до макроформ. Биогенный фактор рельефообразования действует почти повсе­местно на земной поверхности и уже поэтому играет огромную роль в формировании рельефа.

К биогенным формам рельефа относятся те, которые созданы живыми организмами или образуются в результате накопления продуктов метаболизма (обмена веществ) или же некромассы (отмер­шей массы). Фитогенные формы — формы рельефа, созданные за счет жизнедеятельности растений; зоогенные — за счет деятельности животных.

Биота воздействует на рельеф земной поверхности как непос­редственно (биота — агент рельефообразования), так и опосре­дованно (косвенное воздействие; биота — условие рельефооб­разования), изменяя скорости абиогенных геоморфологических процессов (склоновых, флювиальных, эоловых и др.), вплоть до их блокирования или, напротив, инициирования. При этом во мно­гих случаях косвенное воздействие оказывается наиболее значимым для рельефообразования. Так, нередко изменения в растительном покрове территории могут привести к изменению скоростей про­цессов на два-три порядка, либо к изменению спектра основных геоморфологических процессов.

Биогенный фактор воздействовал на рельеф земной поверхности прямо или косвенно, по крайней мере, в течение 4 млрд лет, т.е. практически на протяжении всей геологической истории Земли, при этом роль биогенного фактора возрастала в ходе эволюции биоты.

Важнейшим механизмом участия организмов в формировании осадочного слоя литосферы и рельефа ее поверхности в геологи­ческой истории явилось органогенное осадконакопление. Следует подчеркнуть, что органогенное осадконакопление как в океане, так и на континентах — это одновременно и преобразование рельефа, поскольку в процессе накопления органических пород изменяются и абсолютные отметки (глубины) поверхности. При этом только в океане в настоящее время ежегодно осаждается около 1,8 млрд т органогенного материала (второй показатель после твердого стока рек). Вообще же эволюция биоты обеспечила создание колоссальных объемов вещества осадочного слоя. Сум­марные запасы органогенных пород — не менее 15% его массы, а с учетом фотосинтетического кислорода и рассеянного органоген­ного вещества (в основном продуктов захоронения микроорганиз­мов) — до 70%. Организмами создано более 40 видов минералов {биоминералы).

Еще одна важнейшая функция биоты в рельефообразовании — активное участие ее в выветривании (биологическое выветривание) (см. гл. 12). Достаточно сказать, что в низких широтах образую­щиеся вследствие распада органических масс гуминовые кислоты во многом предопределяют интенсивность тропического карста (биохимическое воздействие), а переработка грунтов червями в лесах и степях умеренного пояса — от 50 до 380 т/га в год — результат биомеханического выветривания. При этом ходы червей, а также корней растений, способствуют не только изменению крупности частиц в поверхностном слое, но и переводу части поверхностно­го стока воды в подземный, во многом определяя режим аэрации и увлажнения почв, а нередко активизируют суффозионные про­цессы. Вообще роль биоты в почвообразовании является определяю­щей: формирование почвы невозможно без наличия биомассы (в первую очередь, фитомассы), причем процесс почвообразования сочетает в себе черты органогенной аккумуляции и выветривания (особенно биовыветривания).

Важную косвенную роль в рельефообразовании играла биота и на протяжении геологической истории, существенно изменяя химический состав атмосферы (в первую очередь, создавая окислительную обстановку за счет выделения кислорода растениями в процессе фотосинтеза), в результате чего менялись и условия выветривания на земной поверхности. Кроме того, эволюция биоты в значительной степени предопределила химико-физические свойства поверхностного субстрата и особенности современного морфолитогенеза на обширных площадях суши. Так, не менее 14% ее площади сложено органо­генными карбонатами, нередко являющимися ареной карста.