Глава 14 2 страница

2». ЧК4

около 2,5 км. Как правило, они располагаются в середине океанов, за ис­ключением Тихого, где хребет смещен к его восточной окраине (рис. 14.19).

Рис. 14.17. Принцип действия эхолота. Звуковой сигнал отражается от дна и прини­мается на корабле. Зная скорость звука в воде и разделив время прохождения звукового сигнала на 2, получаем глубину океана

Площадь поверхности Земли. 106 км' Процент поверхиол* Рис. 14.18. Распределение площадей по высотным уровням. Гипсографическая кривая поверхности Земли, построенная по гистограмме частоты встречаемости (слева), показывает долю (в %) поверхности, лежащей выше или ниже любого уровня (по W. A. Anikuchine, R. W. Sternberg, 1973)

Рис. 14.19. Обзорные профили рельефа срединно-океанических хребтов Мирового океана

Хребты представляют собой хорошо выраженное пологое сводовое поднятие, возвышающееся над дном глубоководных котловин в среднем на 2 км, имеющее ширину до 1000 км. Обе стороны хребта симметричны и обладают умеренно расчлененным рельефом. Осадочный покров появ­ляется только на флангах хребта, и его мощность постепенно увеличива­ется в стороны от гребня. По простиранию рельеф хребтов может изме­няться, Восточно-Тихоокеанский хребет отличается от всех остальных своей шириной — до 4 тыс. км — и высотой 2-4 км над дном абиссаль­ных котловин, а кроме того, вдоль его оси отсутствует ярко выраженная у других хребтов щель, так называемая рифтовая долина. Например, в Срединно-Атлантическом хребте рифт выражен глубоким, в 1-2 км, ущельем шириной 20-40 км, впервые открытым Б. Хизеном из Ламонт- ской обсерватории США. Внутри главного рифта находится более уз­кий, всего в несколько километров рифт, в котором наблюдается холми­стый рельеф, образованный недавно излившимися лавами — базальтами. В редких местах, как, например, в Исландии, рифтовый хребет выходит на поверхность и его можно изучать обычными геологическими метода­ми. На дне узкого внутреннего рифта наблюдаются открытые молодые трещины — гьяры.

Еще одной замечательной особенностью срединно-океанических хребтов является огромное количество параллельных разломов, пере­секающих хребет перпендикулярно его оси и смещающих осевую риф- товую долину (рис. 14.20-14.22). Такие разломы называются транс­формными и нередко представляют собой глубокие ущелья с уступами, крутыми склонами, пересекающими не только сами хребты, но и дно прилегающих глубоководных котловин (рис. 14.22). Длина разломов достигает 3500 км, а амплитуда вертикального смещения — от несколь­ких сот метров до 4 км. Величина горизонтального смещения превыша­ет 3800-4000 км, за счет чего хребет изгибается наподобие буквы S.

20 10 0 км 10 2D 30 Рис. 14.20. Характерные профили рельефа рифтовой зоны срединно-океанических хребтов с различными скоростями спрединга. Неовулканическая зона ограничена символами V, а зона трещиноватости — F, отметки ГТТ определяют зону границы плиты.

Осевые зоны срединно-океанических хребтов обладают повышенной сейсмичностью, неглубоким расположением очагов землетрясений, а в трансформных разломах сейсмически активным оказывается отрезок меж­ду двумя смещенными участками рифтовой долины хребта (рис. 14.23).

Рис. 14.21. Общий профиль Срединно-Атлантического хребта. Точками показаны осадки

J_____ I____ I

VHM

I_____ I____ I_____ U

Рис. 14.22. Типичные профили осевой части рифтовой зоны. I — Атлантический хребет на 37° с. ш. (скорость раздвижения 2 см/год); II — Галапагосский рифт на 86° з. д. (7 см/год); III — Восточно-Тихоокеанское поднятие на 3°30 ю. ш. (15 см/год) (В. М. Литвин, 1987)

Рис. 14.23. Трансформный разлом. 1 — рифтовая долина, 2 — трансформный разлом, 3 — эпицентры землетрясений, 4 — направление перемещения масс

Глубоководные котловины расположены между континентальны­ми окраинами и срединно-океаническими хребтами и подразделяются на три типа: 1) плоские и слабохолмистые равнины; 2) подводные воз­вышенности; 3) подводные одиночные горы и группы гор.

1. Плоские абиссальные равнины в глубоководных котловинах встречаются во многих океанах, они обладают очень ровным дном, шириной до 2 тыс. км, иногда со слабым уклоном, не превышающим 1 м, на сформированной за счет выноса материала с суши.

2. Котловины с подводными возвышенностями или холмами широко распространены в Тихом океане, где занимают до 85 % его площади, хотя встречаются и в других океанах. Дно таких котловин покрыто овальными холмами высотой до 1 км и диаметром 10-50 км, частично погребенными под осадочным чехлом. Холмы часто распола­гаются группами и реже поодиночке.

3. Подводные горы представлены, как правило, вулканами и распо­лагаются либо поодиночке, либо группами, обладают типичной для вулканов конусовидной формой. Основания вулканов погребены под осадочными толщами. Если вулканов много, они могут сливаться в протяженные хребты, как, например, Гавайский или Имераторский хребты в Тихом океане. Вулканические горы, поднимаясь выше уровня моря, постепенно разрушаются абразией, и на них формируется плато. В дальнейшем в связи с опусканием океанического дна они оказываются под поверхностью воды (рис. 14.24). Такие плосковершинные горы — гайоты были открыты в 1940 г. Хессом и особенно распространены в северо-западной части Тихого океана.

Континентальные окраины подразделяются на два главных типа. Один из них — это окраины атлантического типа, или пассивные, ок­раины, второй — окраины тихоокеанского типа, или активные. Разделе­ние на атлантический и тихоокеанский типы было предложено еще Э. Зюссом в 1883 г. Окраины первого типа — это непрерывно, с момен­та образования, погружающиеся края континентов, на которых накопи­лась мощная толща осадочных отложений, в основном за счет матери­ала, сносимого с суши. Вулканизм и сейсмичность отсутстсвуют.

Окраины второго типа характеризуются наличием расчлененного рельефа, присутствием глубоководных желобов, островных дуг с ак­тивным вулканизмом и высокой сейсмичностью, иногда окраинных морей, высокой тектонической активностью и присутствием наклонен­ной от глубоководного желоба под континент зоны гипоцентров (оча­гов) землетрясений до глубины 700 км.

Из вышеизложенного четко видна разница между двумя типами кон­тинентальных окраин. Одна действительно лишь пассивно опускается, вторая испытывает активные тектонические движения и вулканизм.

Рис. 14.24. Образование гайота. I — вулканический остров; II — срезание морской абразией вершины острова; III — опускание океанского дна

Окраины атлантического типа (пассивные) образовались в результате раскола древнего материка, расхождения в стороны его по­ловин и погружения отдельных краевых блоков континента ввиду ох­лаждения океанской коры, а накапливающиеся толщи осадков своим весом способствуют еще большему погружению (рис. 14.25). В морфо­логии таких окраин выделяется шельф, непосредственно примыкаю­щий к суше и представляющий собой очень мелкое (до 200 м) дно океана или моря (рис. 14.26). Ширина шельфа, как, например, в Северном Ледовитом океане, может достигать и более 1000 км. Иногда глубина так называемого высокого шельфа достигает 300-500 м. Внешняя гра­ница шельфа очерчена четким перегибом рельефа дна, или бровкой шель­фа (рис. 14.27). Во время ледниковых эпох большие участки мелковод­ного шельфа были сушей, и сейчас на шельфе прослеживаются древние долины рек, террасы, погребенные бары и другие формы рельефа. В районах недавних материковых оледенений на шельфе имеются мо­ренные гряды, а рядом с ними большие песчаные равнины — зандры (см. гл. 12). На Западно-Африканском шельфе во время низкого уров­ня океана в последнюю ледниковую эпоху реки глубоко врезались в шельф, вырабатывая долины, по которым материал выносился за пре­делы шельфа, иногда образуя дельтовые конусы.

Рис. 14.25. Пассивная континентальная окраина: 1 — суша, 2 — океан, 3 — шельф, 4 — континентальный склон, 5 — континентальное поднятие, 6 — морские осадки, 7 — континентальные осадки, 8 — базальты, 9 — каменная соль, 10 — рифтовый массив, 11 — направление смещения блоков, 12 — листрические сбросы, 13 — континентальная кора

От бровки шельфа начинается континентальный склон, представ­ляющий собой участок морского дна, обладающий наклоном до 7-8° и даже 10-15°, относительно неширокий и прослеживающийся до днищ глубоководных котловин, т. е. 3-5 тыс. м. Выполаживающаяся ниж­няя часть склона называется подножием континентального склона. Не­редко континентальный склон изрезан глубокими, до 1 км, каньона­ми, выработанными против устьев крупных рек, впадающих в океан. Другие каньоны — это результат донной эрозии мутьевыми потоками, периодически сходящими наподобие лавин со склонов и благодаря большей плотности прорезающими осадочные породы континенталь­ного склона.

Значительная мощность (до 10-15 км) осадочных отложений на пассивных окраинах, кроме обильного выноса материала с суши, связа­на еще с явлениями оползания и мутьевыми потоками.

Окраины тихоокеанского типа (активные) распространены пре­имущественно по периферии Тихого океана, в восточной части Индий­ского океана и характеризуются прежде всего сильно расчлененным рельефом (рис. 14.28). Если провести профиль в широтном направле­нии в западной части Тихого океана, через Японию, то начиная с ров­ного глубоководного ложа океана через небольшой вал мы пересекаем

Рис. 14.26. Профили рельефа атлантических континентальных окраин Северной и Южной Америк (В. М. Литвин, 1987)

глубоководный желоб, наиболее глубокую структуру всех океанов глу­биной от 7 до 11 км (рис. 14.29). Самая большая глубина, измеренная с корабля «Витязь» в Марианском желобе, составляет 11022 м и в желобе Тонга — 10 800 м. Желоба обладают асимметричной структурой с бо­лее пологим и низким океаническим бортом и крутым и высоким — у островной дуги или континентальной окраины. В желобах иногда на­блюдается узкое горизонтальное днище, а внутренний склон осложня­ется уступами.

Рис. 14.27. Типичные профили рельефа континентального шельфа (В. М. Литвин, 1987). Шельф: I — гляциальный (1 — прибрежное мелководье; 2 — продольный желоб; 3 — банка внешнего шельфа; 4 — внешняя часть шельфа), И — нормальный (зоны: 1 — прибрежная, 2 — средняя, 3 — внешняя), III — с коралловыми постройками (1 — поверхность шельфа; 2 — коралловые рифы)

Далее в сторону континента активные окраины обладают рельефом двух типов. В одном из них за желобом, имеющим в плане дугообраз­ную форму, выпуклую в сторону океана, располагается островная дуга, усеянная действующими вулканами и обладающая расчлененным го­ристым рельефом. Хорошо известны такие островные дуги, как Але­утская, Курильская, Японская, Марианская, Антильская, Зондская и др. За островной дугой располагается так называемое окраинное море, отделяющее островную дугу от континента. Примерами таких морей являются: Берингово, Охотское, Японское, Филиппинское, Коралло­вое, Южно-Фиджийское и др., находящиеся на западе Пацифики. Глу-

@©

v у- /

' / 4 s,' / ^^—r - -ч ' ч Г- V 4 V-ч- ' А > 4 * /

г

Рис. 14.28. Активная континентальная окраина: 1 — континентальная кора, 2 — океаническая кора, 3 — литосфера, 4 — астеносфера, 5 — аккреционный клин, 6 — островная дуга, 7 — окраинное море, 8 — первичный магматический очаг, 9 — суша континента, 10 — глубоководный желоб

Рис. 14.29. Профили рельефа переходных зон северо-западной части Тихого океана

(В. М. Литвин, 1987)

бина окраинных морей может достигать 3 км, и все особенности их строения свидетельствуют о том, что они образовались в условиях тектонического растяжения.

Второй тип представлен активными окраинами без окраинных мо­рей. На востоке Тихого океана, вблизи Центральной и Южной Америк, находятся глубоководные желоба, и сразу же за ними на окраине конти­нента поднимаются горные хребты с действующими вулканами. Таковы Анды, простирающиеся вдоль западного края Южной Америки. В этих случаях окраинные моря отсутствуют. Помимо вулканизма, активные континентальные окраины характеризуются высокой сейсмичностью, вызванной уходящей наклонно в сторону континента так называемой сейсмофокальной зоной Беньофа, достигающей глубин 600-700 км. На­личие такой зоны не случайно и связано, как мы увидим в дальнейшем, с погружением — субдукцией океанической коры под континентальную.

Рельеф дна Мирового океана очень ярко отражает особенности его геологического строения и развития. Ни один элемент рельефа не яв­ляется случайным и полностью вписывается в современную геологи­ческую теорию — тектонику литосферных плит.

14.4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВОЛН

Волны, воздействуя на берега, с одной стороны, разрушают их, а с другой — способствуют аккумуляции материала, формируя широкие и протяженные пляжи.

Если волна подходит к обрывистому берегу и пляжи отсутствуют или они очень узкие, то она всей своей массой обрушивается на берег, разрушая его. На берег в этом случае воздействует ряд факторов: 1) удар многотонной массы воды, содержащей песок, гальку и даже валуны; 2) сжатие воздуха в порах и полостях породы, который разрыва­ет их подобно взрывчатому веществу. Сила удара крупных волн достигает десятков тонн на квадратный метр, что способно разрушить прочные породы и бетонные сооружения набережных, пристаней, молов. Мно­гократные удары волн в конце концов выбивают нишу в основании крутого берега, называемую волноприбойной. Когда ниша становится слишком глубокой, нависшие над ней части крутого склона обрушива­ются, обломки раздробляются волнами и превращаются в гальку и пе­сок. В то же время начинает формироваться новая волноприбойная ниша и берег отступает (рис. 14.30).

Крутой, почти отвесный берег называется тифом. Вместо отступаю­щего обрыва формируется наклоненная к морю подводная абразионная терраса, или бенч, состоящая из коренных скальных пород, иногда по­крытых тонким слоем гальки и песка. Но основная масса разрушенного

Рис. 14.30. Схема развития и основные элементы абразионного берега: а. Образова­ние волноприбойной ниши: I, II, III — стадии отступания берега; 1 — клиф; 2 — волноприбойная ниша; 3 — пляж; 4 — бенч; 5 — прислоненная подводная аккумуля­тивная терраса. 6. Спрямление береговой линии волновой эрозией. А — до спрямле­ния: 1 — суша, 2 — залив, 3 — море. Б — начальная стадия спрямления: 4 — песча­ный пляж в заливе, 5 — обрывы. В — конечная стадия спрямления: 6 — песчаный пляж; 7 — береговые обрывы (клифы); 8 — скалы в море

ft

материала уносится водой глубже подводной абразионной террасы, образуя подводные аккумулятивные террасы. Скорость абразии клифа может колебаться от нескольких сантиметров до нескольких метров в год, в зависимости от прочности горных пород.

Помимо разрущительного действия, волны обладают возможностью аккумуляции осадков, образования пляжей. Набегающая волна несет с собой гальку и песок, которые остаются на берегу при отступании вол­ны. Волна разрушается при глубине прибрежного дна в 1,5 раза больше высоты волны, и скорость набегания волны в этот момент резко возра­стает (рис. 14.31).

Рис. 14.31. Строение пляжа: 1 — верхний пляж; 2 — нижний пляж; 3 — береговой вал; 4 — подводный бар. Летом пляж расширяется, зимой сокращается

В момент приближения к отмелому берегу форма волны, например зыби, т. е. волн, движение при которых исчезает на небольшой глубине, имеет ребра, наклон которых, будучи симметричен по отношению к вертикали, образует угол 120°. Когда волна находится вблизи берега, плоскость симметрии волны или гребня волны наклоняется к берегу и тогда скорость частиц на гребне волны на 75-90 % больше скорости частиц во впадине волны. Естественно, высота волны при этом как бы растет, а ее гребень обрушивается, причем обрушение происходит в виде ныряющего, стекающего или выступающего типов (см. рис. 14.16).

Обрушение гребня волны начинается, когда глубина достигает зна­чения, превышающего примерно на 50 % локальную высоту волны. Исходя из формы волны в открытом океане, можно предсказывать ха­рактер обрушения на пляжи, что имеет важное практическое значение.

Короткие и высокие волны, набегая на отмелый берег, забурунива- ются на глубинах в несколько метров, откладывая песчаный материал под водой в виде подводного песчаного вала, который, разрушаясь, со временем может примкнуть к пляжу. Подводные валы хорошо марки­руются разбивающимися над ними волнами.

Иногда подводный аккумулятивный вал, вырастая, выступает из воды, протягиваясь параллельно берегу иногда на десятки километров. Такие валы называются барами. Классическим примером протяженно­го на 200 км бара является Арабатская стрелка у Восточного побережья Крыма, отделяющая Азовское море от Сивашского залива.

Бары отшнуровывают от океана пространство воды, называемое ла­гуной. Знаменитый курорт Майами-Бич выстроен на песчаном баре, за которым находятся лагуна и собственно побережье Флориды. Около 10 % протяженности всех побережий Мирового океана относится к лагунному типу.

Если волны низкие и длинные, то, набегая на берег и неся с собой песок и гальку, они формируют пляж или, точнее, нижний пляж, у которого хорошо выражены верхний уступ и фас пляжа. В зимнее вре­мя, когда часто штормит, а высота волн увеличивается, образуется вер­хний пляж с несколькими уступами, или бермами, и подводный вал при этом перемещается ближе к берегу, а летом, при более спокойном океане и невысоких волнах, подводный вал отступает мористее. Со стороны моря берма ограничена четким уступом, который называется гребнем бермы. Это линия наивысшего заплеска волн при нормальном волнении 3-4 балла.

Пляжи бывают не только песчаные, они могут быть образованы галечниками, валунами, раздробленным ракушняком, известковым био­генным материалом, как, например, на пляжах тропической зоны. Пес­ки на пляжах, особенно на фасах, как правило, хорошо отсортированы, на бермах — хуже. В отложениях пляжа развита почти горизонтальная слоистость, а в барах и подводных валах — косая слоистость.

Поведение песка и гальки на пляже определяется характером набега­ния волны. Если волны идут перпендикулярно берегу, то песок движется вверх и вниз по одной линии, при этом за зоной прибоя возникают вдоль- береговые течения, которые возвращаются в океан в виде узкой полосы — сулоя — быстротекущей (2 м/с) воды, затихающей за прибойной зоной (рис. 14.32). Там, где сулой встречается с волнами за зоной прибоя, проис­ходит забурунивание волн, поэтому такие участки хорошо видны. Пловцу, по неопытности попавшему в сулой, не имеет смысла, напрягая все силы, плыть против течения. Надо либо пересечь сулой поперек, т. к. он неширок, либо отплыть с ним дальше в море до места, где он затихает, и плыть к берегу уже вне потока сулоя.

Разрывные течения (сулой) переносят материал от берега в море, а волны — либо к берегу, либо от него. Если волна невысокая и пологая, то песок перемещается в сторону берега, потому что он перемещается в нижнем слое воды, а крутые волны, наоборот, транспортируют песок от берега.

,<Х / Ч

ч 1 /

\ Г Олив ИЗ н / зона ■

4%____ a* i

Рис. 14.32. Образование разрывного течения (сулоя) при наличии вдольбереговых течений

Если волны косо подходят к берегу, то и забурунивание волн проис­ходит последовательно, также в косом направлении, а вдольбереговые течения направлены в сторону движения волн, в то время как сулой перекрывает это течение, параллельное берегу (рис. 14.33). Вдольберего­вые течения переносят во взвешенном состоянии много материала перед зоной прибоя. Кроме того, песок и галька перемещаются по пляжу по некоторым кривым, т. к. волна набегает косо к берегу. С каждой новой волной частицы песка смещаются по пляжу все дальше и дальше. Круп­ные гальки и валуны перемещаются на меньшее расстояние по сравне­нию с мелкими гальками и песком. Наблюдения за окрашенной галькой на черноморском пляже показали, что при слабом волнении 3 балла вся галька перемещается на 17-20 м за час, а отдельные гальки — до 43 м/час. Самая высокая скорость перемещения материала вдоль пляжа происхо­дит, когда волна подходит к берегу под углом 45°.

Уровень воды вдоль пляжа не остается постоянным, а под влияни­ем волн либо повышается (волновой нагон), либо понижается (волно­вой сгон), и разрывные течения компенсируют эти неровности уровня.

Более сложная картина формирования аккумулятивных форм на­блюдается в случае с изрезанным рельефом берега (рис. 14.34). Если у берега имеются заливы, эстуарии, то постепенно их устьевые части перегораживаются песчаным валом, как дамбой, и образуется пересыпь, хорошо известная нам по одесскому побережью. Она возникает пото­му, что при косом набегании волны у излома берега, как бы в зоне его «тени», начинает накапливаться песок, образуя косу, которая, удлиня­ясь, соединяется с другим берегом залива. Такой же процесс происхо-

Рис. 14.33. Перенос песка вдоль пляжа и перемещение взвешенного материала в воде вдоль берега в зоне прибоя. 1 — берег; 2 — пляж; 3 — перемещение песка вдоль пляжа; 4 — перенос в воде взвешенного песка; 5 — зона прибоя; 6 — волны

дит, если недалеко от берега находится остров. Волны, огибая остров, заставляют часть пляжа как бы вырастать в сторону острова, и, когда песчаная коса соединится с островом, образуется перемычка, перейма, или томболо (рис. 14.35). Нередко песчаные косы выдвигаются далеко в море. Такими примерами могут быть Аграханская коса (45 км) в Каспийском море к северу от Махачкалы или Тендровая коса в Черном море длиной до 100 км. Чтобы предотвратить размыв пляжа его укреп­ляют бетонными плитами (рис. 14.36).

Придонные течения являются мощным фактором эрозии и переот­ложения осадков в глубоководных котловинах, что приводит к неполноте геологической летописи осадков и выпадению из разряда горизонтов отложений. Благодаря успехам океанологии была установлена скорость придонных течений, достигающая почти 0,5 м/с, тогда как обычная скорость глубинных течений не превышает 2 см/с. Придонные течения связаны с перемещением холодных плотных вод, которые подчиняются рельефу океанского дна и, подвергаясь воздействию ускорения Корио­лиса, естественно, отклоняются в своем движении и смещаются, напри­мер, в Северном полушарии к западу, если они текут с севера на юг. Так как придонные течения следуют изгибам рельефа, т. е. перемеща­ются вдоль изобат, они называются контурными, а связанные с ними осадки — контуритами.

Перенос взвеси осуществляется двумя главными способами. Количе­ство взвеси начинает увеличиваться примерно в 1,5 км над дном, а на уровнях 50-200 м от дна ее количество увеличивается во много раз. Непосредственно над дном в пределах нескольких сантиметров песчаная фракция передвигается сильными течениями с высокими скоростями.

SI.ЧК4

Рис. 14.34. Преломление волн у берега, изрезанного бухтами. Черные стрелки показывают концентрацию волновой энергии на выступах берега. 1 — суша; 2 — обрывистый берег; 3 — пляж; 4 — волны

Ш

DPr

Рис. 14.35. Формирование томболо — перемычки между берегом и островом.

1 — пляж; 2 — перемещение песка на пляже; 3 — остров; 4 — томболо; 5 — волны

В другом случае наблюдаются «облака» очень тонкой взвеси, на­званные нефелоидными слоями (облаками взвеси). Они поднимаются над дном на несколько сот метров и медленно передвигаются течения­ми. Концентрации частиц в нефелоидных слоях составляют в среднем 50-100 мгк/л, и частицы удерживаются в них в течение недель и меся­цев. Оседая на дно, они могут быть снова взмучены придонными тече­ниями.

3 — бетонные блоки, 4 — направление действия волн. Стрелки указывают направле­ние перемещения материала на пляже

Придонные течения вызывают образование знаков ряби, шлейфов, борозд размыва, которые раньше считали индикаторами мелководья (рис. 14.37). Эти формы донного рельефа образуются при сравнитель­но медленных течениях. Если скорость увеличивается, то возникают более масштабные формы рельефа — гигантские знаки ряби и волны, асимметричные в поперечном сечении, как пустынные барханы. Сторо­на, обращенная к направлению течения, более пологая, а против — более крутая. Даже небольшие скорости заставляют перемещаться не­консолидированные песчаные или илистые отложения.

В океанах известны крупные аккумулятивные формы рельефа в виде волн осадков и песчаных валов, высота которых достигает 100 м. Напри­мер, в экваториальной части Тихого океана находятся поля высоких песча­ных волн наподобие дюн. В Северной Атлантике, южнее Исландии, выяв­лены протяженные, до нескольких сот км, осадочные валы: Бьерн, Хаттон, Фени и др., располагающиеся параллельно придонным течениям. Такие валы формируются между струями придонных течений, двигающихся в противоположных направлениях.

При этом максимальная концентрация взвеси приходится между двумя стру­ями течений, и там же наблюдаются минимальные скорости течений, при кото­рых взвесь может осаждаться, образуя вал высотой в десятки метров.

14.5. ЭВСТАТИЧЕСКИЕ КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ ОКЕАНА

Рис. 14.37. Знаки ряби и образование иероглифов. 1 — осциляционное движение воды, знаки ряби симметричные; 2 — однонаправленное быстрое движение воды, знаки ряби асимметричные; 3-4 — образование иероглифов. Формирование углубле­ний за счет вращения более крупных обломков или песчинок: А — план, Б — попе­речный разрез; 4 — иероглифы в перевернутом пласте песчаника, подошва пласта — сверху. Черные стрелки указывают направление движения воды

Уровень океана в настоящее время медленно повышается. Подъем его начался около 15 тыс. лет назад, что было связано с усиленным таянием Скандинавского и Канадского ледниковых покровов. За это время уровень океана повысился на 130 м, перекрыв те участки суши, которые в настоящее время являются шельфом. В геологическом прошлом, как сейчас установлено, уровень океана также изменялся, то понижаясь, то повышаясь. П. Р. Вейл и др. разработали метод определения колебаний уровня океана, основанный на изучении сейсмопрофилей на пассивных окраинах. Когда уровень океана понижается, на шельфе происходит эро­зия, а когда повышается — осадочные отложения перекрывают шельф, распространяясь в более мелководные участки. В разрезе осадочных толщ возникают перерывы, анализ которых на сейсмопрофилях и позволяет восстанавливать колебания уровня океана в геологическом прошлом. Поскольку объем воды в океанах за фанерозойское время, т. е. за 575 млн лет, оставался практически неизменным, такие колебания уровня океана называются эвстатическими, т. е. колебаниями собственно уров­ня океанской воды. Первая кривая эвстатических колебаний уровня оке­ана за последние 200 млн лет была построена П. Р. Вейлом в 1977 г. Самый высокий уровень океана — 350 м — был в позднем мелу, а самый низкий — 250-350 м — в олигоцене, 29 млн лет назад, когда сформиро­вался Антарктический ледниковый щит, отняв воду из океанов (рис. 14.38). Повышение уровня океана в позднем мелу было связано с ростом срединно-океанических хребтов. Изменение емкости океанических и мор­ских впадин является одной из главных причин колебаний уровня оке­ана в геологическом прошлом.