Геологическая деятельность океанов и морей

Геологическая деятельность океанов и морей проявляется  через сейсмические процессы: землетрясения  и вулканизм, экзогенные гравитационные и гидрогенные процессы, работу донных и поверхностных течений и  т.д. Сейсмичность и вулканизм в  мировом океане. Издавна замечено, что эпицентры землетрясений  на земной поверхности располагаются  не беспорядочно, а группируются в  определенные зоны или пояса, которые  получили наименование сейсмических поясов. В рамках этих поясов землетрясения  не только наиболее частые, но и разрушительные. На Земле можно выделить три сейсмических пояса. Первый, самый большой по своей  длине, образует почти замкнутое  кольцо, охватывает окраины Тихого океана и пространственно полностью  совпадает с переходной зоной. Второй пояс сложно разветвленный 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 окраинных зоне Тихого океана, показало, что примерно 75% землетрясений здесь связано с горизонтальными перемещениями по разломам. Главные горизонтальные напряжения на большей части периферии Тихого океана направлены по нормали к простираний 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 геосинклинальними областями подлежат 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 кутом.60. Под срединно-океаническими структурами, судя по неглубокого залегания очагов землетрясений, плоскости разломов могут быть прослежены только на небольшую глубину (первые десятки километров). Вполне вероятно, разломы должны иметь встречный наклон или плоскостей вертикальное заложения. Эпицентры землетрясений здесь имеют тенденцию группироваться на участках пересечений рифтовой зоны с поперечными разломами и вдоль разломов. Подобная 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. Каждый землетрясение в или океане на его побережье вызывает образование огромных волн - так называемых цунами. Высота их достигает 30 м, скорость распространения - 400 - 800 км / ч. Цунами способны поднимать донные осадки на глубинах до 1000 м. Они энергично воздействуют на берега и подводные береговые склоны, при сильных землетрясениях могут вызвать катастрофические разрушения прибрежных сооружений и населенных пунктов. Экзогенные гравитационные и гидрогенные процессы Сезонные изменения плотности, солености, температуры, солевого состава воды происходят лишь в самом верхнем слое и не отражаются на геологических процессах на подавляющей части площади дна Мирового океана. В придонных слоях воды и от места к месту эти характеристики меняются также в узких пределах. Например, на глубинах более 3 км разница в средних температурах придонных вод в антарктической области и в экваториальном поясе составляет лишь 2 - 3 ° С. В незначительных, пределах изменяются по меридиональном разрезе плотность и соленость придонных вод. В целом эти общие положения, казалось бы, должны указывать на второстепенное значение экзогенных процессов в формировании рельефа дна Мирового океана. Однако появляется все больше данных, свидетельствующих о значительную деятельность экзогенных факторов на дне океана, причем не только в прибрежной зоне, где огромная преобразующая роль таких факторов, как волны и течения, не вызывала сомнений, но и на больших глубинах. Экзогенные геологические факторы, действующие в океане, разделяют на гидрогенные, гравитационные и биогенные. К гидрогенных факторов относятся: различные виды движения морских вод - ветровое волнение и производные от него волны зыби и прибойный поток, цунами, приливновидпливни движения воды, течения, сопровождающие ветровое волнение и приливновидпливни колебания; постоянные или квазистационарных течения поверхностной циркуляции вод; внутренние волны, вертикальный циркуляция (перемешивание) морских вод; различные придонные течения. Все они являются предметом изучения динамической океанологии, и мы ограничимся лишь оценкой их возможности делать геологическую работу на морском дне. Гравитационные процессы. Каждый зоны процессами в тон или иной степени протекает с участием силы веса. На дне Мирового океана довольно четко выделяется группа процессов, где сила тяжести является главным фактором движения минеральных частиц и вмещающих или пропитывают и окружают их масс воды. Эти процессы обычно называют гравитационными. В гидрогенных процессах обломочный (минеральный) материал всегда играет пассивную роль (Лонгин, 1973). К гравитационным факторам относятся суспензионные или мутные потоки и подводные оползни (Рис. 16), а также массовое медленное перемещение толщи наносов - крип -  в направлении уклона дна. Одна из разновидностей крипа - «течение» песка сопровождается «пископадамы», подобными, наблюдавшиеся при обследовании подводных каньонов у Калифорнийского побережья. Подводные оползни могут быть структурными (движение цельных блоков осадков без существенных нарушений внутренней структуры блока) и пластичными (движение блока, или пакета отложений, постепенно переходит в пластическое течение составного его материала с «внутренним взаимодействием частиц», аналогичное или лавинам брудокамьянимы потокам). Начало мутным потокам дают реки, выносящие огромное количество дрибноземного материала в прибрежную зону моря, подводные оползни, могут быть спровоцированы или землетрясениями же возникнуть самопроизвольно при накоплении очень больших масс осадков на склонах, не соответствующих по крутизны условиям устойчивого равновесия. При движении оползня вниз по склону осадки разжижаются и оползень постепенно преобразуется в мутных поток. Причиной возникновения мутных потоков может быть также перехват подводным каньоном масс наносов, перемещающихся в береговой зоне под действием волнения. Мутные потоки стекают по подводных каньонах. В устьях каньонов, где скорость потоков через выравнивание склон падает, они откладывают осадочный материал. Мутные потоки, особенно мощные, могут разрывать и перемещать разобщенные куски подводных телеграфных кабелей на большие расстояния, если кабели проложены на путях их движения. По усилиях, необходимым для разрыва кабелей и переноса их обрывков на те или иные расстояния, рассчитанные скорости мутных потоков: они могут доходить до 100 км / ч и более. Стекая по подводных каньонах, заложенным, очевидно, в основном по тектоническим разломам, мутные потоки активно воздействуют на их дно и стенки. В результате каньоны углубляются, становятся извилистыми, на них появляются террасы и другие признаки русловых и долинных форм. Там, где скорость мутных потоков падает, происходит массовая аккумуляция переносимого ими материала, формируются обширные конусы выноса, обычно привязанные вершинами к устьям подводных каньонов. Конусы выноса соседних каньонов могут сливаться между собой. В результате у основания материкового склона формируется большая наклонная аккумулятивная равнина - наиболее типичное морфологическое выражение материкового подножия. Суммарная мощность осадков может достигать нескольких километров. На шельфе совокупное действие гидрогенных и гравитационных факторов обеспечивает по преимуществу транзитный режим осадочного материала. К тому же субаквальные существования шельфа непродолжительно, поэтому морфологические результаты аккумулятивно деятельности гидрогенных и гравитационных факторов и ее влияние на рельеф шельфа ограничены. В Батиальные и абиссальной зонах дна Мирового океана интенсивность действия этих процессов ниже, чем на шельфе, но зато длительность действия несравненно больше. Геологическая работа донных и поверхностных океанских течений. Последнее время стало известно, что существует целая система донных абиссальных течений, делают геологическую работу на дне океана. Они образуются за счет опускания и растекания по дну вихолоджених шельфовых вод Антарктики и в меньшей степени, но также охлажденных арктических вод. Более локальное значение имеет донный сток очень соленых, а потому аномально плотных вод, бегущих в океан из Средиземного, Красного морей, а также из Персидского залива. Главную роль в формировании донных водных масс играют антарктические воды. На пути донных потоков холодных антарктических вод, вытекающих на север, располагаются широтные и субширотные звенья планетарной системы срединно-океанических хребтов, однако они не являются для этих потоков препятствием, так как рассеченные поперечными ущельями, используемыми донными водами для стока с приантарктичних котловин в океанические котловины, лежащие севернее. К настоящему времени сложилось общее представление о циркуляции донных течений в Мировом океане. Изучено Атлантико-Антарктический донное течение в южной части Аргентинской котловины, оно прорывается через узкий проход в зоне Фолклендского разлома, растекается в обе стороны от прохода, но главным образом к западу и образует Западное Фолклендские донные. Скорость Западного Пограничного донного течения, образуется вдоль материкового подножия Северной Америки в Атлантическом океане благодаря донном стока холодных вод с Норвежский-Гренландского бассейна у северного подножия плато Блейк, достигает 20 см / с. С течений, образуемых стоком ненормально соленых вод, изучено Лузитанська течение (на западу от Гибралтарского пролива). Его скорость по данным непосредственных измерений на глубине 700 - 800 м превышает 150 см / с. Постоянные донные течения осуществляют массовую транспортировку осадочного материала. Подобно волнам и волновым течениям в береговой зоне моря, они создают своеобразные однонаправленные потоки осадочного материала двигается. По аналогии с береговыми потоками наносов движение донного осадочного материала может прекратиться полностью или частично там, где по тем или иным причинам скорость донного течения понизится до критической величины, то есть окажется недостаточной для перемещения частиц данной крупности и данного объема осадочного материала. В этом отношении наиболее хорошо изучено Западное Пограничное донное. Оказалось, что крупнейшие донные формы рельефа в зоне действия этого течения - хребты Ньюфаундлендьский и Блейк-Багамский в действительности представляют собой гигантские аккумулятивные тела, сложенные косашаруватимы осадками преимущественно илистого состава с песчаными прослойками, резко отличающихся по текстуре, структуре, составу от турбидитив - осадков мутных потоков, обычно широко распространенных в пределах материкового подножия. Ньюфаундлендский хребет имеет вид мощной косы, сложенной толщей косорозшарованих алевритов с подчиненными слоями пелитових осадков, по крайней мере до глубины 1,5 км от поверхности дна эта толща прослеживается достаточно четко. Совершенно очевидно, что осадочная толща столь огромной мощности может быть сформирована либо в результате очень обильного поступления осадочного материала, или в результате большой длительности процесса накопления. Другая, еще более крупная аккумулятивная форма, генезис которой связан с этим же течением, Блейк-Багамский хребет - гигантский дугообразно изогнутый в плане вал, сложенный толщей илистых и глинистых осадков с тонкими прослойками мелкого песка с косой слоистостью. Для внутреннего строения толщи характерны также образования, получившие название «гигантских знаков рябь », или« гигантских рифелив »- своеобразных песчаных волн с шагом (Т.е. расстоянием между ними) в 4 - 5 км. Такие ритмические образовавания отмечены также и в толще, что составляет Ньюфаундлендский позвоночник. Длина вала более 400 км, ширина 100 - 200 км. Наиболее полно описываемая аккумулятивная форма определяется изобатой 4800 м, но вся ее северная треть лежит на значительно меньшей глубине (2000 - 4000 м). Очевидно, и в Атлантическом, и в других океанах подобные образования, связанные с транспортировкой и деятельностью донных течений, аккумулирует, не является исключением. Есть, например, указание на существование подобной формы («Хребет»). Девы в южной части коморской котловины в западной части Индийского океана (Канаев и др., 1975), начало формирования которой относится к верхнемеловых времени. В Тихом океане давно известна крупнейшая аккумулятивная форма - Восточно-Тихоокеанский экваториальный вал. Он начинается на запад осевой зоны Восточно-тихоокеанского хребта между 6 и 12 ° с. ш. и протягивается до островов Лайн. Глубоководное бурение показало, что вал сложен толщей карбонатных и карбонатно-кремнистых осадков. Наиболее глубокие из вскрытых бурением пластов имеют олигоценовых возраст. Мощность вала более 500 м. В отличие от ранее описанных форм это донное аккумулятивные образования сформировано при участии поверхностного экваториального течения и связано с зоной повышенной биологической производительности, посвященной в восточной части Тихого океана к полосе апвел-линга, обусловленного дивергенцией экваториальных течений. Донные течения со значительной скоростью препятствуют отложению тонких (Глинистых или илистых) осадков. Так, распространение по крупнозернистых отложений на плато Блейк истолковывается как результат интенсивного влияния Гольфстрима на дно в районе плато. При еще больших скоростях донные течения способны эродировать дно и вырабатывать долинные и русловые формы, очень напоминают речные долины на материках, Большие долинные формы, выработанные донными течениями на больших глубинах океана, мы предлагаем называть абиссальными долинами. В северо-восточной части Тихого океана обнаружена целая система абиссальных долин протяженностью 1000 - 1500 км каждая. Эти долины прорезают поверхность плоских абиссальных равнин - Аляскинский, Алеутской, Тафт. Возможно, что они также являются результатом эрозионной деятельности мутных потоков. По виероподибному рисунку планового расположения долин эти абиссальные равнины могут рассматриваться как гигантские и сильно уплощенные конусы выноса мутных потоков, сходные с уже упоминавшимися крупнейшими конусами выноса Ганга и Инда. Итак, обзор некоторых результатов транспортирующей деятельности донных течений, их аккумуляционной и эрозионной работы убеждает нас в том, что на огромных пространствах дна океана энергично функционирует мощный экзогенный фактор рельефообразования, что до сих пор совершенно не принимался во внимание в общих схемах екзогенезису рельефа нашей планеты. Течения в морях и океанах осуществляют огромную работу по разносе взвешенного материала. На мелководье (шельф, береговая зона) приливными течениями создаются линейно ориентированные крупные ритмические аккумулятивные формы - песчаные гряды, осложненные поперечными (также ритмическими) образованиями - песчаными волнами. Песчаные гряды - преимущественно современные динамические образования; в тех случаях, когда они расположены на большой глубине, это, возможно, реликтовые формы. Как известно, поверхностные воды Мирового океана находятся в состоянии циркуляции, образующей систему квазистационарных течений, несомненно играют важную геологическую роль как фактор разноса взвешенного осадочного материала  

Особенности рельефа океанического  дна

Шельф (или материковая  отмель) – слабонаклонённая выровненная  часть подводной окраины континентов, прилегающая к берегам суши и  характеризующаяся общим с ней  геологическим строением. Глубина  шельфа обычно до 100-200 м; ширина шельфа составляет от 1-3 км до 1500 км (шельф Баренцева  моря). Внешняя граница шельфа очерчена перегибом рельефа дна - бровкой  шельфа.

Современные шельфы в основном сформированы в результате затопления окраин континентов при  подъёме уровня Мирового океана вследствие таяния ледников, а также из-за погружений участков земной поверхности, связанных  с новейшими тектоническими движениями. Шельф существовал во все геологические  периоды, в одни из них резко разрастаясь  в размерах (например, в юрское и  меловое время), в другие, занимая  небольшие площади (пермь). Современная геологическая эпоха характеризуется умеренным развитием шельфовых морей.

Материковый склон  является следующим из основных элементов  подводной окраины материков; он расположен между шельфом и материковым  подножием. Характеризуется более  крутыми уклонами поверхности по сравнению с шельфом и ложем  океана (в среднем 3-50, иногда до 400) и  значительной расчленённостью рельефа. Типичными формами рельефа являются ступени, параллельные бровке и основанию  склона, а также подводные каньоны, обычно берущие начало ещё на шельфе и протягивающиеся до материкового подножия. Сейсмическими исследованиями, драгированием и глубоководным  бурением установлено, что по геологическому строению материковый склон, как  и шельф, представляет собой непосредственное продолжение структур, развитых на прилегающих участках материков.

Материковое подножие представляет собой шлейф аккумулятивных отложений, возникший у подножия материкового склона за счёт перемещения  материала вниз по склону (путём  мутьевых потоков, подводных оползней и обвалов) и осаждения взвеси. Глубина материкового подножия достигает 3,5 км и более. Геоморфологически оно представляет собой наклонную холмистую равнину. Аккумулятивные отложения, образующие материковое подножие, обычно наложены на ложе океана, представленное корой океанического типа, или располагаются частично на континентальной, частично на океанической коре.

Далее располагаются  структуры, образованные на коре океанического  типа. Крупнейшими элементами рельефа  океанов (и Земли в целом) являются ложе океана и срединно-океанические хребты. Ложе океана хребтами, валами и  возвышенностями делится на котловины, дно которых занято абиссальными равнинами. Эти области характеризуются  стабильным тектоническим режимом, низкой сейсмической активностью и  равнинным рельефом, что позволяет  рассматривать их как океанские  плиты – талассократоны. Геоморфологически эти области представлены абиссальными (глубоководными) аккумулятивными и холмистыми равнинами. Аккумулятивные равнины имеют выровненную поверхность слабонаклонную поверхность и развиты преимущественно по периферии океанов в областях значительного поступления осадочного материала с континентов. Их формирование связано с приносом и накоплением материала суспензионными потоками, что и определяет присущие им особенности: понижение поверхности от материкового подножия в сторону океана, наличие подводных долин, градационная слоистость осадков, выровненный рельеф. Последняя особенность определяется тем, что, продвигаясь вглубь океанских котловин, осадки погребают первичный расчленённый тектонический и вулканический рельеф. Холмистые абиссальные равнины отличаются расчленённым рельефом и небольшой мощностью осадков. Эти равнины типичны для внутренних частей котловин, удалённых от берегов. Важным элементом рельефа этих равнин являются вулканические поднятия и отдельные вулканические постройки.

Ещё одним элементом  мегарельефа служат срединно-океанические хребты, представляющие собой мощную горную систему, протягивающуюся через  все океаны. Общая протяжённость  срединно-океанических хребтов (СОХ) более 60000 км, ширина 200-1200 км, высота 1-3 км. В  некоторых районах вершины СОХ  образуют вулканические острова (Исландия). Рельеф расчленённый, формы рельефа  ориентированны преимущественно параллельно протяжению хребта. Осадочный чехол маломощный, представленный карбонатными биогенными илами и вулканогенными образованиями. Возраст осадочных толщ удревняется по мере удаления от осевых частей хребта; в осевых зонах осадочный покров отсутствует или представлен современными отложениями. Области СОХ характеризуются интенсивным проявлением эндогенной активности: сейсмичностью, вулканизмом, высоким тепловым потоком.

Зоны СОХ приурочены к границам раздвижения литосферных плит, здесь протекает процесс формирования новой океанической коры за счёт поступающих мантийных расплавов.