/
Текст
Ф fl. ШЕПАРД
А '
HARPER & ROW, PUBLICHERS
NEW YORK, EVANSTON, bSAN
FRANCISCO, LONDON
1973
SUBMARINE
GEOLOGY
THIRD EDITION
Francis P. SHEPARD
Scripps Institution
of Oceanography
Ф. П. ШЕПАРД
МОРСКАЯ
ГЕОЛОГИЯ
ТРЕТЬЕ ИЗДАНИЕ
Перевод с английского
С. С. Филатова
ПОД РЕДАКЦИЕЙ
КАНД. ГЕОЛ.-МИНЕР. НАУК А. Н. ЛАСТОЧКИНА®
КАНД. ТЕХН. НАУК А. М. КАРАСИКА
И КАНД. ГЕОЛ.-МИНЕР. НАУК М. Е. КАПЛАНА
ЛЕНИНГРАД «НЕДРА»
ЛЕНИНГРАДСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ
1976
УДК 551.35
Шепард Ф. П. Морская геология. Изд. 3-е. Пер. с англ. Л., «Недра»,
1976. 488 с.
В книге кратко изложена история развития морской геологии как науки, рас-
смотрены различные методы исследования морского дна, описаны используемые для
этой цели приборы и приспособления. Кроме того, в книге содержатся сведения о ди-
намике волн и течений, о берегах, осложняющих их формах, о береговых процессах,
о подводных каньонах, коралловых рифах, о происхождении и строении континен-
тальных террас, о морском осадконакоплении.
По сравнению со вторым изданием (1969 г.) книга значительно переработана
и дополнена. Привлечено большое количество нового интересного материала по раз-
личным вопросам морской геологии, включена новая глава о тектонике плит и исполь-
зовании этой теории при решении широкого круга вопросов. Приведены отсутство-
вавшие во втором издании описания дельт, лагун и эстуариев. Обобщена обширная
информация по теоретическим и прикладным вопросам ’морской геологии, получен-
ная в результате проведения сейсморазведочных и буровых нефтегазопоисковых
работ, а также инженерно-геологических изысканий. Приведено детальное описание
континентальных склонов п террас Мирового океана, а также дана общая характери-
стика рельефо- и осадкообразования на шельфе и континентальном склоне. Значи-
тельно шире по сравнению со вторым изданием освещены полезные ископаемые шельфа.
Книга рассчитана на широкий круг геологов, геоморфологов- геофизиков.
Табл. 5, ил. 173, список лит. 800 назв.
20801—398
Ш 043(01)—76 70-76
© Перевод на русский язык.
Издательство «Недра », 1976
ОТ РЕДАКТОРОВ
Советскому читателю предлагается перевод третьего издания, монографии «.Морская
геология», написанной известным американским специалистом в области геологии моря,
сотрудником Скриппсовского океанографического института в Калифорнии Ф. П. Шепар-
дом. Два предыдущих издания книги, опубликованных в СССР издательствами «Иностран-
ная литература» и «Недра» в 1951 и 1969 г., сопровождались подробными редакторскими
комментариями, содержание которых можно адресовать и этой книге. Это позволяет нам
ограничиться краткой характеристикой издания и указаниями на отечественную и пере-
водную литературу, посвященную рассмотренным в монографии вопросам.
Настоящее издание автором значительно переработано. Привлечено большое коли-
чество новых материалов по разным вопросам морской геологии, освещена принципиально
новая и актуальная в теоретической геологии проблема тектоники плит. Обобщена и
осмыслена обширная новая информация по всем теоретическим и прикладным вопросам мор-
ской геологии, поступление которой обусловлено все возрастающим объемом сейсморазве-
дочных и буровых нефтегазопоисковых работ, а также поисками россыпей (олова, золота,
железа, титана, циркония и др.) и инженерно-геологическими изысканиями (борьба с за-
носимостью портов песком, с разрушением пляжей).
Общий объем книги сокращен в основном за счет разделов по гидродинамике, меха-
низму осадконакопления и химизму морских осадков. Сокращение объема книги оправдано
тем, что к настоящему времени вышло в свет много как отечественных, так и зарубеж-
ных работ, посвященных отдельным вопросам морской геологии: тектонике плит, берего~
вым (гидро-, лито- и морфодинамическим) процессам, осадконакоплению в морях и океанах,
подводным каньонам и т. д. Вместе с тем необходимость в обобщающих работах очевидна.
Ценность монографии Ф. П. Шепарда для советского читателя заключается не только
в том, что в ней приведены многие данные по геологии всего Мирового океана, но и в том,
что в ней особое внимание уделено морям и океанам, омывающим Северную и Южную Аме-
рику, которые менее известны советским геологам и могут быть сопоставлены с сильно
отличающимися от них морями, омывающими нашу страну. Другое достоинство данной
сводки — изложение в ней ряда дискуссионных вопросов морской геологии. При этом книга
содержит и много оригинальных представлений самого автора.
Однако сводка столь обширного и разнородного материала вряд ли могла быть про-
делана без упущения или недостаточного рассмотрения ряда проблем морской геологии.
К таковым, на наш взгляд, относятся вопросы о тектонике плит, о роли новейших текто-
нических движений в формировании современных шельфов и о геолого-геоморфологических
следствиях эвстатических колебаний уровня Мирового океана (в том числе вопрос о гидро-
изостатических перемещениях поверхности морского дна). Во всех трех изданиях книги
Ф. П. Шепард недостаточно использует опубликованные работы советских геологов и тот
богатый фактический материал, который ими собран по геологическому строению,
6
геоморфологии и берегам не только внутренних и внешних морей СССР, но и многих
других районов Мирового океана.
В кратком историческом очерке о развитии морской геологии рассказывается в основ-
ном об американских, французских и немецких геологических, гидрографических и океано-
графических исследованиях. Вак нам представляется, более объективно, хотя и очень сжато,
история морской геологии дана во введении к монографии О. К. Леонтьева [1963].
Более подробно Ф. П. Шепардом изложены методы сбора информации о геологиче-
ском строении морского дна (акустические, геофизические, опробования), описанию которых
посвящена гл. II монографии. Кроме того, в нее включены вопросы определения места судна
ео время проведения исследований на море и использования для атих целей различных тех-
нических средств. К сожалению, в главе отсутствуют сведения о методах обработки полу-
ченной информации. С методическими вопросами читатель может ознакомиться по двум
книгам, изданным в 1975 г. Ленинградским отделением издательства «Недра»: «Поиски,
разведка и эксплуатация морских месторождений нефти и газа» и «Поиски, разведка и экс-
плуатация месторождений полезных ископаемых морского дна».
Необычайно высокие темпы технического прогресса привели к тому, что информация
о новейших достижениях науки и техники несколько отстает от их практического при-
менения. Лишь этим можно объяснить отсутствие в гл. II описания новых технических
средств и приемов проведения геологических исследований на море, использование которых
привело к возникновению новых и пересмотру ряда устаревших геологических представле-
ний. Так, создание системы повторного вхождения в скважину при глубоководном бурении
позволило во время 45-го рейса судна «Гломар Челленджер» 9 раз опускать буровой инстру-
мент в одну и ту же скважину на гребне Срединно-Атлантического хребта, благодаря
чему была достигнута рекордная глубина проникновения во второй слой (570 м) при ре-
кордной для повторного бурения глубине океана 4200 м.
Повышение надежности и глубинности батискафов «Алвин», «Архимед» и ныря-
ющего блюдца «Сиена» позволило осуществить выдающийся научный эксперимент — гео-
логические наблюдения на дне рифтовой долины Срединно-Атлантического хребта
вблизи 37° с. ш., который был выполнен совместной франко-американской экспедицией
по программе «Файмос» (Frenck-American\Mid-Oceanic Under sea Study). Визуальные на-
блюдения, сопровождаемые отбором образцов с помощью манипулятора и подводным фото-
графированием'^дна (получено свыше 100 000 фотоснимков) на глубине до 4 км, знаменуют
начало нового этапа в морской геологии — непосредственного геологического исследования дна
глубоководных бассейнов.
Глава «Волны и течения» (гл. Ш) по содержанию соответствует гл. III и IV вто-
рого издания монографии Ф. П. Шепарда. Объем ее значительно сокращен за счет изъятия
материала о механизме волнообразования и характере волнового движения, которые де-
тально описаны в монографиях советских исследователей: £0. В. Шулейкина [1968],
И. Ф. Шадрина [1972], О. К. Леонтьева [1961, 1963], В. П. Зенковича [1962] и других.
Частичному сокращению подверглись также интересные описания действия цунами на
Гавайских островах и западном побережье Северной Америки. В отличие от предыдущего
издания автор, не рассматривает релъефо- и осадкообразующую роль приливов и отливов,
ограничиваясь лишь кратким описанием последних.
В гл. IV изложены самые общие представления о методах изучения гранулометриче-
ского состава донных осадков. Довольно подробно рассмотрено, как влияют на отрыв ча-
стиц от грунта, их транспортировку и осаждение размеры и форма зерен, состав, плот-
ность, упаковка, пористость и проницаемость осадков. С разных позиций вопросы, затрону-
тые в главе, освещены в работах Н. М. Страхова с соавторами [1954], В. В. Лонгинова
[1956, 1963], В. П. Зенковича [1962], В. В. Шулейкина [1968] и других отечественных
исследователей.
7
Одно из принципиальных отличий третьего издания книги от предыдущих — из-
менение позиции автора в отношении мобилистских идей, нашедших отражение не только
в появлении в книге новой главы (гл. V) о тектонике плит, но и в использовании атой тео-
рии при рассмотрении широкого круга вопросов морской геолозии. Само по себе изложение
основ тектоники плит и фактов,'свидетельствующих в ее пользу, дано весьма кратко и
упрощенно. Читатель сможет найти все необходимые сведения по атому вопросу в моно-
графии Ж. Кулона [1973] и сборнике статей «Новая глобальная тектоника». Наконец,
последовательное изложение атой гипотезы, ее аппарата и положенных в ее основу фактов
дано в книге К. Ле Пишона, Ж. Франшто и Ж. Ноннина «Тектоника плит», перевод ко-
торой готовится выпустить издательство «Мир».
В гл. VI рассмотрены различные принципы классификации берегов и предложена
разработанная автором систематика берегов по морфогенегпическомгу принципу. При
чтении главы следует иметь в виду, что понятия и термины, используемые автором при
описании и систематике берегов, существенно отличаются от понятийно-терминоло-
гического аппарата, разрабатываемого советскими специалистами. Известно большое
количество отечественных публикаций, посвященных классификациям берегов: монографии
О. К. Леонтьева [1961], В. П. Зенковича [1962], П. А. Цаплина [1973], статьи А. С. Ио-
нина и др. [1961, 1964].
В главе «Пляжи и береговые процессы» (гл. VII) описаны многочисленные аккумулятив-
ные образования в прибрежной (береговой) зоне, основные типы пляжей, а также процессы,
определяющие их формирование, развитие и разрушение. Большое внимание к данному во-
просу можно объяснить его важной прикладной направленностью. Береговые процессы,
а также теоретическое обоснование методов борьбы с разрушением пляжей рассмотрены
в монографии К. А. М. Кинга [1963] и во многих работах советских специалистов [Леон-
тьев, 1961; Зенкович, 1962; Лонгинов, 1956, 1963; Шадрин, 1972; «Процессы разви~
тия...», 1972].
Восьмая глава восполняет важный пробел предшествующих изданий монографии:
отсутствие описания зоны, переходной между континентом и океаном, в которой интен-
сивно протекают процессы механической и химической дифференциации осадочного вещества .
Приведенный в главе обширный материал иллюстрирует особенности строения трех глав -
нейших морфологических элементов промежуточной зоны — дельт, лагун и зстуариев —
в различных климатических областях (от арктической до акваториалъной). К недостаткам
главы относится неравномерность освещения строения атих элементов, обусловленная
отсутствием как описаний крупнейших дельт и эстуариев арктической (реки Обь, Енисей,
Лена и др.) и семиаридной (р. Волга) зон и анализа специфики седиментационных процес-
сов в промежуточной зоне, заметно отличающихся от [процессов у открытых побережий
динамикой отбора глинистых минералов, хемогенной цементацией и конкрециеобразова-
нием и т. д. , так и классификации дельт, лагун и астуариев.
Самая большая гл. IX содержит обширное, хотя и неравномерное по объему и насы-
щенности фактическим материалом, описание континентальных террас Мирового океана.
Аналогичной по объему и направленности изложения материала сводки по геологическому
и геоморфологическому строению шельфов и континентальных склонов в советской литера-
туре до сих пор нет.
На основании изложенного регионального материала по шельфам и континентальным
склонам мира в следующей гл. X сформулированы основные представления о происхождении
и развитии континентальных террас. Здесь же дана общая характеристика рельефа-
и осадкообразования на шельфе и континентальном склоне, рассмотрены их структурно-
тектоническая предопределенность и минеральные ресурсы.
Специальная глава (гл. XI) посвящена проблеме подводных долин, изучением которых
автор занимался в течение многих лет. Наиболее детально эта проблема изложена в пере-
веденной на русский язык книге Ф. П. Шепарда и Р. Дилла [1972].
8
Двенадцатая глава во многом повторяет аналогичную главу предшествующего из-
дания. В ней приведены данные об атоллах; барьерные рифы почти совсем не рассмотрены.
Основным недостатком главы является преимущественно географо-геоморфологический,
а не геологический подход к рассматриваемой проблеме.
В гл. XIII, посвященной рельефу дна глубоководных бассейнов, уделено недостаточное
внимание микроматерикам и, быть может, излишнее — подводным долинам. Первое объ-
ясняется, по-видимому, крайне недостаточной изученностью микроматериков, последнее —
личной «привязанностью» автора к подводным долинам.
Автор придерживается спорной точки зрения о существовании только трех океанов
Земли, относя Северный Ледовитый океан, подобно географам ФРГ, к средиземным морям.
В действительности же, несмотря на относительно малые размеры, Северный Ледовитый
океан заслуживает «океанического» статуса (отраженного в его названии) хотя бы потому,
что в его пределах есть почти все структуры, свойственные Тихому, Атлантическому
и Индийскому океанам: срединно-океанический хребет, глубоководные котловины с абис-
сальными равнинами, крупные зоны разломов трансформной природы, микроматерики,
подводные горы и каньоны.
Последняя глава книги, посвященная описанию глубоководных осадков и их страти-
графии, по сравнению с предыдущим изданием дополнена принципиально новыми данными,
полученными в процессе исследований по программе глубоководного бурения ДЖОИДЕС.
Правда, эти данные фрагментарны и недостаточно систематизированы. Материал по
составу, распределению и генезису глубоководных осадков несколько устарел. В целом глава
носит характер введения к стратиграфической и литологической характеристике глубо-
ководных отложений. Интересующимся этими вопросами необходимо обратиться прежде
всего к фундаментальной работе А. П. Лисицына [1974].
Перевод третьего издания, так же как и предыдущего (второго), осуществлен геологом-
геохимиком Всесоюзного нефтяного научно-исследовательского геологоразведочного инсти-
тута С. С. Филатовым. Переводчик неоднократно пользовался ценными консультациями
сотрудника ОНТИ ВНИГРИ Л. А. Вавжиковской. Значительная техническая помощь
была ему оказана также Т. О. Захаржевской.
Научное редактирование глав III, IV, VI, VII, IX—XI осуществлено канд. геол.-ми-
нер. наук А. Н. Ласточкиным, глав I, II, V и XIII — канд. техн, наук А. М. Караси-
ком и глав VIII, XII и XIV — канд. геол.-минер. наук М. Е. Капланом.
В процессе редактирования перевода ценные советы и ряд важных критических заме-
чаний были получены от сотрудников ВНИГРИ и «Севморгео»: В. Д. Дибнера, Г. Э. Коз-
ловой, М. С. Месежникова, Д. К. Патрунова, О. И. Супруненко, Б. Г. Федорова,
Б. А. Фрейдкина, Е. П. Шкатова.
Всем указаннымДшцам редакторы и переводчик выражают свою искреннюю призна-
тельность.
А. Н. Ласточкин.,
A. JH. Карасик,
М. Е. Каплан
ПРЕДИСЛОВИЕ К ТРЕТЬЕМУ ИЗДАНИЮ
Во втором издании «Морской геологии» я отмечал «неожиданно высокие
темпы накопления информации в области, которая еще совсем недавно была
узким полем исследований». Теперь можно без преувеличения сказать, что
морские геологические исследования составляют поистине значительную
отрасль геологии, где масштабы экспериментальных работ на море, равно
как п сообщения о них, возрастают по экспоненциальной кривой, сходной
с кривой демографического взрыва. Попытки быть в курсе новых важных
данных по этому разделу геологии напоминают мне кадры из старой кино-
ленты Чарли Чаплина, где он стремительно бежит вверх по несущемуся
вниз эскалатору.
Я не собирался готовить третье издание книги через столь короткий
срок после выхода второго, но быстрое развитие теории тектоники плит и
ее многообразные приложения ко всем аспектам морской геологии, а также
поток новой информации, получаемой в результате выполнения программы
глубоководного бурения ДЖОИДЕС (JOIDES), привели к тому, что преды-
дущий вариант книги безнадежно устарел. Оказалось необходимым срочно
написать новые главы, а старые переработать почти полностью.
Фактически начав все сначала, я решил исключить разделы, которые
недостаточно хорошо гармонировали с остальным текстом. Детальные опи-
сания механики волнового процесса и механизма осадконакопления при-
шлось значительно упростить, чтобы приблизить их к стилю всей книги. Эти
вопросы заслуживают отдельных книг; в равной мере это относится и к раз-
делу о химизме морских осадков. По проблеме соотношения между современ-
ными и древними осадками в настоящее время также накопился столь обшир-
ный фактический материал, что ей следовало бы посвятить специальную
монографию. С другой стороны, нужно было, по-видимому, поместить где-то
ближе к началу книги главу, посвященную тектонике плит. Многие читатели
высказали пожелания, чтобы вопрос о дельтах, эстуариях и лагунах был
разобран более детально. В связи с этим в книгу включена соответствующая
глава. Так как не имело смысла совершать «кругосветное путешествие» *
в отдельных главах, посвященных описанию континентальных шельфов п
континентальных склонов, они объединены в одну главу, названную «Конти-
нентальные террасы». Из-за огромного количества новой информации эта
глава переросла предназначенный ей объем, ибо нельзя было пренебречь
ценным материалом, появившимся после выхода в свет второго издания.
См. Ф. П. Шепард. Морская геология. Изд. 2-е, С. 221. — Прим. пер.
10
В настоящем издании приведены ссылки на многочисленные новые
публикации, хотя детально обсудить их не представляется возможным.
Остается надеяться, что эти ссылки послужат для читателя источником
дополнительной информации на любую интересующую его тему в области
морской геологии.
При подготовке этого издания мне очень помогли многочисленные
друзья. Критические замечания по различным главам были сделаны А. Росс-
фельдером и Н. Ф. Маршаллом (гл. 2), Р. С. Артуром (гл. 3), Д. Л. Инме-
ном (гл. 3, 4), Э. Буллардом и Р. С. Дицем (гл. 5), Г. У. Менардом (гл. 5
и 13), Ф. Б. Флегером (гл. 7, 8 и 14), Р. Е. Стивенсоном (гл. 8), Э. Учупи
(гл. 9), Дж. Р. Керри (гл. 9, 10), Р. Ф. Диллом, П. Р. Карлсоном и
К. Г. Нельсоном (гл. 11), У. О. Ньюменом (гл. 12), Дж. У. Хоукинсом и
С. М. Смитом (гл. 13), Г. Г. Аррениусом, Дороти Эколс, Ф. Л. Паркером
и Э. Л. Уинтерером (гл. 14). В составлении гл. 2 принял участие Е. И. Га-
мильтон. Информация об Индийском океане и методах глубоководного дра-
гирования была получена от Р. Л. Фишера. При обсуждении проблемы
глубоководного бурения в океанах помощь была оказана М. Н. А. Петерсо-
ном и Э. Л. Уинтерером. Много полезных советов, касающихся стиля руко-
писи, было дано Маргарет Р. Миллер. Моя жена Элизабет также очень
помогла мне при работе над рукописью книги.
Френсис П. Шепард
ГЛАВА
ВВЕДЕНИЕ И ИСТОРИЧЕСКИЙ ОБЗОР
Геологи всегда понимали важность исследования огромной территории
земного шара, скрытой водами Мирового океана, однако до 40-х годов на-
шего столетия она фактически оставалась «терра инкогнита». В конечном
итоге самая пагубная из всех войн —вторая мировая —‘при всех ее ужасах
в некоторых отношениях оказалась полезной: например, представители ВМС
и ученые США убедились, что для успешного проведения военных операций
необходимо хорошее знание океана и его дна. Геологическими Исследова-
ниями на океанах занимается наука, которая первоначально называлась
подводной геологией, но теперь чаще именуется морской геологией, а иногда
геологической океанографией; приведенные названия являются синони-
мами *. Она включает в себя изучение берегов и пляжей (поскольку они свя-
заны с морем и происходящими в нем процессами), континентальных террас,
состоящих из широких мелководных платформ, окаймляющих континенты, и
относительно крутых подводных склонов, опускающихся к абиссальным
глубинам, а также исследования глубоководного океанического ложа;
последнее представляет собой, несомненно, наиболее обширную и интерес-
ную область океанов, хотя континентальные террасы, безусловно, содержат
крупнейшие промышленные запасы полезных ископаемых.
По мере увеличения потока информации стало очевидным, что процессы,
оказывающие влияние на формирование океанического дна, в значительно
меньшей степени связаны с глубиной океана, чем это считали ранее, до широ-
кого развития подводного фотографирования и глубоководного бурения.
Одной из важных отраслей морской геологии является исследование осад-
ков дна океана. Взаимоотношение этих отложений с топографией как кон-
тинентальных террас, так и глубоководного океанического ложа предста-
вляет особый интерес. Применение электронных методов для акустических
и сейсмических исследований, а также для изучения магнетизма, силы тяже-
сти и теплового потока на океанической коре имело громадное значение
для быстрого развития морской геологии.
Морская геология — зто недавно возникшая наука. Одними из первых
свидетельств больших возможностей будущего изучения морского дна яви-
лись гипотезы и наблюдения Ч- Дарвина по коралловым рифам [Darvin,
1842]. Несколько позднее, в 1872—1876 гг., значительный объем информации
* Хотя в оригинале книга Ф. Шепарда называется «Submarine geology», что обычно
переводилось как «подводная геология» или «геология морского дна», термин «морская
геология» (marine geology), по-видимому, наиболее точно соответствует задачам и со-
держанию этой книги. Напомним, что первое ее издание на русском языке'вышло под
названием «Геология моря» (М., ИЛ, 1951). — Прим. пер.
12
был получен во время исторического плавания английского судна «Челленд-
жер». Хотя на борту корабля не было геологов, тем не менее большая кол-
лекция донных проб была представлена для изучения геологам, в том числе
А. Ф. Ренару [Murrey, Renard, 1891]. Некоторые геологические данные
были получены также в результате исследований, проводившихся на судне
«Альбатрос» (1888—1920 гг.), принадлежавшем Комиссии по рыболовству
США. Отобранные экспедицией образцы изучались Дж. Мерреем и У. Ли
[Murrey, Lee, 1909], Г. Лаудербеком [Louderback, 1914] и П. Траском
[Trask, 1932]. Значительное количество проб было собрано экспедицией
на голландском судне «Сибога» в 1899—1900 гг. у берегов Индонезии. Полу-
ченные материалы исследовались геологами О. Бёггильдом [Boggild, 1916]
и Г. Моленграфом [Molengraaff, 1916, 1921, 1930].
Коллекции образцов, собранные во время экспедиций немецких кораб-
лей «Эди Стефан» и «Планета» в начале XX в. в европейских водах, были
изучены К. Андре [Andree, 1920]. Эти материалы были обобщены им
в работе, явившейся первой монографией по морской геологии. Кроме того,
немецкой южнополярной экспедицией 1901 —‘1903 гг. были получены осадоч-
ные колонки со дна океана, изученные Э. Филиппи [Philippi, 1912]. Не-
мецкие ученые продолжали играть важную роль в развитии морской гео-
логии, что подтвердил отчет О. Бёггильда [Boggild, 1916] о результатах
экспедиции на «Сибога». Снаряженная вскоре после первой мировой войны
немецкая экспедиция в Южную Атлантику на судне «Метеор» впервые дока-
зала, что поверхности океанического дна свойственны столь же значитель-
ные неровности, как и поверхности суши [Stocks, 1933]. Первые исследо-
вания континентального шельфа Европы были выполнены Л. Данжером
в 1928 г. Интересные сообщения об экспедиции голландского судна
«Снеллиус» в индонезийских водах в 1929—4930 гг. были сделаны Ф. Кюне-
ном [Kuenen, 1942].
На рубеже нашего столетия геологи первыми заинтересовались необыч-
ными долинами морского дна. По этому поводу Дж. Спенсер [Spencer, 1898]
выступил с весьма экстравагантной концепцией. Он утверждал, что существо-
вание этих морских долин, достигающих больших глубин, является доказа-
тельством подъема континентов на несколько километров, который послужил
причиной широко распространенного плейстоценового оледенения. До
Дж. Спенсера другие геологи, включая А. Лоусона [Lawson, 1893], связы-
вали образование подводных долин с диастрофизмом, а по мнению У. Смита
[Smith, 1902], их возникновение обусловлено действием морских течений.
Все эти гипотезы в течение многих лет порождали горячие дискуссии.
Развитие эхолотирования (побочный результат охоты за подводными
лодками с помощью акустических методов во время первой мировой войны)
побудило специалистов, занимающихся морскими подводными съемками,
в особенности сотрудников Береговой и Геодезической службы США, соста-
вить весьма подробные карты континентальных шельфов и склонов. А это
в свою очередь дало возможность построить батиметрические карты восточ-
ного [Veatch, Smith, 1939] и юго-западного [Shepard, Emery, 1941] побе-
режий США. В результате было получено более точное представление о под-
водных каньонах, расположенных вблизи обоих побережий, а также пока-
зано широкое развитие сбросовых уступов и грабенов у берегов Калифорнии.
Изучение донного рельефа в прибрежных районах земного шара привело
к открытию, что осадки континентальных шельфов не отсортированы по на-
правлению к морю от грубо- до тонкозернистых разностей [Shepard, 1932].
13
Обширная коллекция донных проб, собранная П. Траском [Trask, 1932],
дала первые четкие указания на характер морских отложений, в которых
происходит аккумуляция нефти. При изучении длинных колонок в 30-х
годах в Атлантике удалось обнаружить этапы плейстоценового оледенения
в донных морских отложениях [Stetson, 1939; Phleger, 1939; Bramlette,
Bradley, 1940].
Изучением морских осадков в США в 30-х годах начали заниматься
коллективы Вудсхолского и Скриппсовского океанографических институтов,
а также Ламонтской геологической обсерватории (ныне Геологическая обсер-
ватория Ламонт-Доэрти). Позже эти исследования чрезвычайно расшири-
лись, а после второй мировой войны были дополнены активным изучением
геологии морского дна в Техасском (г. Майами, штат Флорида), Вашингтон-
ском, Орегонском, Род-Айлендском университетах и в других научных
учреждениях.
Геологическая служба США в течение многих лет проводила исследо-
вания в области морской геологии, но к осуществлению своей первой боль-
шой программы, выполнявшейся в содружестве с Вудсхолским океанографи-
ческим институтом, приступила только в 1962 г., а в 1966 г. в штаб-квартире
Геологической службы (Менло-Парк, Калифорния) началась разработка
координационного проекта по изучению Тихого океана. Военно-морские
силы США свои первые геологические изыскания на море провели во время
второй мировой войны, затем продолжили их силами большой группы спе-
циалистов, входящих в состав Гидрографического управления в Вашингтоне,
и сотрудников Электронной лаборатории ВМС в Сан-Диего (ныне Центр
подводных исследований и разработок ВМС США).
Еще одним источником информации в области морской геологии в США
являются исследования, проводимые за счет средств Национального науч-
ного фонда, который недавно превысил расходы ВМС США на научные изыска-
ния; это стало особенно заметным с 1965 г., когда началось осуществление
программы глубоководного бурения. Солидные средства для морских геоло-
гических исследований преимущественно с целью изучения отложений
в северо-западной части Мексиканского залива [Shepard е. а., 1960] и
в Калифорнийском 'заливе [van Andel, Shor, 1964] были предоставлены
Американским нефтяным институтом.
Программы других стран, хотя и несколько менее обширные, все же
имели большое значение для развития морской геологии как науки. Во Фран-
ции эти программы энергично выполнялись Парижским университетом
по инициативе Ж. Буркара, Л. Гланжо и А. Гильшера, изучавших мор-
ское дно у берегов Средиземного моря и в районе западного побережья
Франции. Большое влияние на проведение таких исследований оказал
Жак-Ив Кусто, в прошлом офицер военно-морских сил Франции, так как
именно он впервые использовал аппарат СКУБА для подводного погру-
жения п много сделал для разработки глубоководных погружных устройств.
Все эти разработки позволили геологам осуществить важные визуальные
наблюдения. Англичане осуществляли морские геологические исследования
через Национальный океанографический институт. Инициаторами исследо-
ваний явились М. Хилл, Э. К. Буллард и А. Страйд, использовавшие
для этих целей крупные морские суда, находящиеся в распоряжении инсти-
тута. В Канаде выполнение действенных программ морских исследований
обеспечивается двумя центрами: Долхаузским университетом в Новой Шот-
ландии и Ванкуверским в Британской Колумбии. Как было отмечено выше,
14
до второй мировой войны немецкие ученые внесли важный вклад в развитие
морской геологии; после войны они очень отстали, лишь недавно в ФРГ
возобновились морские исследования под руководством Э. Сейбольда из
Кильского университета. Шведские ученые провели обширные работы на
море в основном усилиями X. Петерсона и созданной им знаменитой Швед-
ской глубоководной экспедиции, совершившей кругосветное плавание
в 1947—1948 гг. Их геологические результаты обобщены главным образом
Г. Аррениусом [Arrhenius, 1950], Ф. Флегером с соавторами [Phleger е. а.,
1953] и Э. Олауссоном [Olausson, 1960]. Активные морские исследования
выполняют Токийский! университет и Институт рыбного хозяйства Японии.
В числе судов, вошедших в историю морской геологии, нужно упо-
мянуть старый корабль «Атлантис» Вудсхолского океанографического ин-
ститута, судно «Э. У. Скриппс», принадлежащее Скриппсовскому океано-
графическому институту, и «Биму» — судно Геологической обсерватории
Ламонт-Доэрти. К числу сменивших их более совершенных судов относятся
«Атлантис II» Вудсхолского института (рис. 1-1), «Мелвилл» Скриппсовского
института (рис. 1-2) и «Дискавери III» Национального института океано-
графии. Огромный флот океанографических судов, которым располагает Со-
ветский Союз, превосходит такого рода флот всех других стран.
В большом объеме исследования в области морской геологии стали
проводить сразу после окончания второй мировой войны, когда военно-
морские силы США начали интенсивно субсидировать геологические иссле-
дования в различных океанографических институтах как через Управление
военно-морских исследований, так и через Главное управление кораблестрое-
ния и ремонта флота. Благодаря этому стало возможным осуществить широ-
кое батиметрическое картирование оксанов, в результате чего Б. Хизеном
и М. Тарп были составлены хорошо известные карты дна Атлантического,
Индийского и Тихого океанов, опубликованные в выпусках «Нэшнл джио-
график» за октябрь 1967 г., июнь 1968 г. и октябрь 1969 г., а карты, которые
были составлены Г. Менардом [Menard, 1964], раскрыли характерные осо-
бенности дна Тихого океана. В 1971 г. были опубликованы карты дна Индий-
ского океана, составленные Р. Фишером с соавторами [Fisher е. а., 19711.
Картирование океанов в широком масштабе осуществлялось также совет-
скими учеными, которые составили ценные батиметрические карты в част-
ности для Антарктики. Первая советская работа в области морской геологии
принадлежит М. В. Кленовой [1948], а позднее эти исследования велись
А. П. Лисицыным, А. В. Живаго и В. П. Зенкевичем.
В 50-е годы существенным вкладом в развитие морской геологии яви-
лись разработка и использование сейсмического профилирования методом
отраженных волн, что позволило изучить характер структур и формаций,
залегающих под поверхностью океанического дна [McClure е. а., 1958].
Этим методом были исследованы многие континентальные склоны на земном
шаре; бесчисленные профили пересекли все океаны, что обеспечило посту-
пление огромного потока информации за последние 20 лет.
В 60-е годы произошел революционный скачок в развитии морской
геологии и фактически всей геологической науки. Теория разрастания океани-
ческого дна, получившая впоследствии наименование тектоники плит *,
* Гипотеза тектоники плит является более широкой концепцией, нежели теория
разрастания океанического дна, и наряду с последней включает также представления
о поддвигании литосферных плит в глубоководных желобах, о трансформной природе-
разломов океанического дна и о дрейфе материков. — Прим. ред.
15
зародилась из гипотезы континентального дрейфа А. Вегенера [Wegener,
1912], однако ее современный, весьма отличающийся от первоначаль-
ного вариант был сформулирован в двух самостоятельных, но почти
Рис. 1-1. «Атлантис II» — судно современного экспедиционного флота
Вудсхолского океанографического института.
Рис. 1-2. «Мелвилл» — современное судно, Скринпсовского океаногра-
фического института.
одновременно опубликованных работах Р. Дпца [Dietz, 1961] и Г. Хесса [Hess,
1962]. После того как эта гипотеза была сформулирована, целый ряд гео-
физиков подтвердил ее правильность различными методами. Принято
16
считать, что магнитометрические данные обеспечили почти неопровержимое
подтверждение этой гипотезы [Vine, Hess, 19701; столь же благоприятные
данные были получены при изучении динамики землетрясений [Sykes е. а.,
19701. Прямые подтверждения принесли также результаты измерений тепло-
вого потока через океаническое дно [Bullard, 1969]. Пожалуй, правильность
теории тектоники плит подвергалась наиболее строгой проверке в процессе
глубоководного бурения по программе ДЖОИДЕС (JOIDES), которое
проводилось с фактически неподвижной платформы, установленной на
судне «Гломар Челленджер». За период с 1965 по март 1970 г. были отобраны
пробы более чем из 300 скважин, и бурение продолжается. Результаты,
полученные на сегодняшний день, подтверждают, по-видимому, общее пред-
ставление о том, что раздвигающиеся плиты движутся в направлении от осей
срединно-океанических хребтов, где происходит излияние лав.
За время между выходом второго и третьего изданий этой книги были
опубликованы только две небольшие монографии обобщающего характера
в области морской геологии; они принадлежат перу Ф. Отмана [Ottmann,-
1965] и М. Кина [Keen, 1968]. Однако в появившихся в это же время III
и IV томах серии «Море» под редакцией соответственно М. Хилла [Hill,
1963] и У. Максвелла [Maxwell, 1970] затронуто так много аспектов геоло-
гии и связанных с ними вопросов геофизики, что мы можем считать прошед-
шее десятилетие высокопродуктивным *.
При подготовке второго издания «Морской геологии» автор задумы-
вался над вопросом о переходе на метрическую систему, но с сожалением
пришел к заключению, что лучше указывать глубины в фатомах (морских
саженях), так как последние используются на большинстве карт и на мно-
гих океанографических судах. Однако за последние годы метрическая сис-
тема применялась шире, на многих батиметрических картах в настоящее
время глубины показаны в метрах. В соответствии с этим в третьем издании
принята метрическая система, за исключением тех случаев, когда иллюстри-
руются старые батиметрические карты, где глубины даны в фатомах. Ско-
рости течений приводятся преимущественно в сантиметрах в секунду, но
встречаются также и в узлах. Для перевода в метрическую систему нужно
помнить, что 1 фут = 0,3048 м; 1 фатом 1,829 м; 1 морской узел >=&
0,0514 см/сек.
* После окончания работы над рукописью этого издания появились две фундамен-
тальные монографии: опубликованная книга «Лик глубин» Б. Хизена и Ч. Холлистера
[Heezcn, Hollister, 1971] и подготовленная к печати «Западная часть Северной Атлантики»
К. Эмери и Э. Учупи (Emery, Uchupi; in press). К сожалению, эти важные работы не
использованы в тексте нашей книги. — Прим, автора.
ГЛАВА
МЕТОДЫ И ПРИБОРЫ, ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ
В МОРСКОЙ ГЕОЛОГИИ
Шестидесятые годы нашего столетия характеризовались быстрым раз-
витием техники для морских геологических исследований. Наиболее эффек-
тивные результаты были получены благодаря внедрению новых методов
разбуривания глубоководных участков океанического дна с борта неподвиж-
ных судов. Заметно усовершенствовались также методы сейсмических иссле-
дований, позволяющие определять характер структур под поверхностью дна
океана. Применение тонких тросов из высокопрочных сталей позволило
опускать тяжелые приборы на более значительную, чем ранее, глубину.
Новые конструкции транспортируемых аппаратов для глубоководных иссле-
дований дают возможность геологам визуально наблюдать многие детали
строения морского дна, которые раньше они могли изучать лишь по фотосним-
кам, отснятым камерами с дистанционным управлением. Акустические при-
боры, буксируемые вблизи морского дна, обеспечивают получение более
точных профилей рельефа, чем те, которые получали с помощью приборов,
установленных на надводных судах. Новый метод бокового сканирования,
использующий бортовые или погружные буксируемые приборы (геосо-
нары), дает возможность охватить широкие полосы дна по обе стороны от
движущегося судна, благодаря чему можно получить трехмерную картину
рельефа дна.
Значительный прогресс в повышении точности определения место-
положения судов достигнут благодаря таким нововведениям, как спутнико-
вая навигация и триангуляция с помощью системы погружаемых буев,
снабженных акустическими приборами (транспондерами). С большим успе-
хом применяются и другие электронные навигационные устройства, а также
судовые компьютеры, системы накопления, хранения и обработки данных.
В области грунтового опробования мы были свидетелями разработки
автономных приборов, отыскиваемых и возвращаемых с помощью импуль-
сных ламп, радиоустройств и радиолокаторов. На этой основе создана
ценная и эффективная методика отбора донных проб, экономящая рабочее
время и дающая возможность получать многочисленные колонки грунта
или дночерпательные пробы при движении судна. Нарушение структуры
осадка, неизбежно возникающее при взятии колонок, в значительной сте-
пени ослаблено за счет использования больших коробчатых пробоотборни-
ков, позволяющих зачастую сохранить характер поверхности дна в месте
взятия пробы. Применение автономных устройств ныне дает возможность
более точно измерять донные течения на всех глубинах.
2 Заказ 1054
18
1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ МЕСТОПОЛОЖЕНИЯ СУДНА НА МОРЕ
Усовершенствование методов навигации позволило преодолеть значи-
тельные трудности, с которыми сталкивались при определении местополо-
жения судна в начальный период развития морской геологии. Электронные
приборы, обслуживаемые членами экипажа судна, дают возможность решить
многие проблемы. Как правило, местоположение судна определяется по
пересечению двух линии положения: окружностей или гипербол. Однако
исследователи должны тщательно контролировать данные о местонахождении
судна, поступающие с капитанского мостика, поскольку многие моряки не
Рис. П-1. Пример, когда ориентиры
А, В и С и точки I, 2 местоположе-
ния судна находятся на одной ок-
ружности.
В этом случае при измерении секстаном
в любой точке окружности получим те же
самые углы, что и в точках 1 и 2.
учитывают, как важны эти данные для
получения точной научной информации.
Кроме того, при работах на каботажных
судах меньших размеров ученым часто
приходится пользоваться устаревшей ме-
тодикой пеленгования и измерения гори-
зонтальных углов секстаном. Вместе с тем
эти методы часто дают возможность про-
верять данные, полученные при исполь-
зовании электронного оборудования, а
в ряде случаев они могут оказаться более
точными.
Методы пеленгования и измерения
горизонтальных углов секстаном
Проведение работ вблизи берега при
наличии надежных наземных ориентиров
либо буев и бакенов позволяет опреде-
лить местонахождение судна легко и
точно как методом пеленгования, так и
путем измерения горизонтальных углов
секстаном. Почти все океанографические
суда в настоящее время оборудованы пеленгаторами, смонтированными с су-
довыми компасами-репитерами, установленными на обоих крыльях судового
мостика. Двух тщательно взятых пеленгов достаточно для определения место-
нахождения судна, хотя для устранения грубых погрешностей рекомендуется
брать не менее трех пеленгов. Колебания картушки компаса при сильном
волнении на море могут привести к неверным показаниям, так как стрелка
компаса, отклоняющаяся от курса под влиянием качкп судна, обладает
обычно большой инерционностью. При движении судна, еслп единовременно
удается взять только один пеленг, источником погрешности может явиться
несовпадение времени взятия всех необходимых пеленгов. При использо-
вании гирокомпасов пеленги не нуждаются в коррекции, за исключением
тех случаев, когда гирокомпас имеет известную погрешность. Прп работе
с магнитными компасами их показания должны быть скорректированы на
региональную магнитную вариацию склонения и девиацию компаса, обусло-
вленную влиянием остаточного магнетизма на судне.
При измерении секстаном горизонтальных углов между тремя удачно
расположенными ориентирами может быть достигнута высокая точность
определения местоположения судна. Этот метод дает надежные результаты,
(9
если углы между ориентирами достаточно велики, а также если судно и все
три ориентира нс находятся на одной окружности или вблизи нее (рис. П-1).
Данные измерений наносят на карту с помощью протрактора. Одновремен-
ное использование двух секстанов существенно повышает точность данного
метода, так как в этом случае синхронизующая отметка, наносимая на эхо-
грамму, не отстает от момента измерений. При измерениях углов секстаном
нужно следить, чтобы прибор сохранял горизонтальное положение. Если
один ориентир находится выше другого, необходимо выбрать объект, рас-
положенный под верхним ориентиром, чтобы обе точки оказались на одном
и том же уровне; в противном случае полученный угол будет больше истин-
ного.
Навигация с помощью батиметрических карт
При наличии точных морских карт (если пренебречь незначительными
неточностями, к таковым могут быть отнесены карты прибрежных районов
США, составленные по данным систематических эхолотных промеров) поло-
Рис. П-2. Пример определения положения судна с помощью эхо-
грамм, полученных при пересечениях (I-I и II-II) подводной до-
лины и хребта [Adams, 1939].
1 — осевая линия хребта; 2 — ось подводной долины; 3 — вхолоткый ппп-
филь.
жение судна можно определить непрерывно замеряя глубины между стан-
циями. Если результаты эхолотировапия нанести на диаграммную бумагу
в масштабе морской карты, то совмещая рельеф па эхограмме и на карте
передвижением бумажной ленты (с учетом курса судна), можно определить
местоположение судна (рис. П-2). Часто необходимая точность при этом
методе не достигается из-за погрешностей вычисления скоростной курса,
обусловленных действием течений. В этом случае слегка сжимают или растя-
гивают эхограмму до достижения соответствия.
2*
23
Описанный выше метод, разумеется, совершенно непригоден в условиях
ровного морского дна. Моряки, пользующиеся привычными методами, пер-
вое время могут противиться этому нововведению, предпочитая эхолотиро-
ванию радиопеленгование. Однако сравнение этих двух методов у берегов
Южной Калифорнии, где дно достаточно сильно расчленено, показало пре-
восходство метода промеров, за исключением случаев расположения судна
в непосредственной близости от радиомаяков. Если эхолот неисправен, можно
использовать обычный проволочный лот, для более точной привязки про-
водя промеры.
Электронные устройства
В современной морской навигации почти все определения местополо-
жения судов осуществляются с помощью электронной аппаратуры. Во время
работы вблизи детально закартированных побережий прибегают к помощи
радиолокатора, дальность действия которого у низких берегов около 25,
а у крутых, обрывистых (либо застроенных высокими зданиями) 55 км.
Радиолокаторы работают обычно на частотах от 3000 до 10 000 Мгц (длина
волны 3—10 см). Это метод прямой видимости, однако радиолокационный
луч в благоприятных условиях рефракции выйдет за пределы горизонта
значительно дальше, чем это доступно визуальному наблюдению. Поскольку
настройка радиолокационных приборов довольно часто нарушается, они
нуждаются в периодической проверке и регулировке.
Для уменьшения погрешности лучше использовать радиолокационные
засечки по меньшей мере трех ориентиров и учитывать как измеренные рас-
стояния, так и углы, хотя последние, как правило, менее точны. Три надеж-
ных определения расстояния обеспечивают уточнение местоположения судна.
На карту наносят при помощи циркуля три дуги окружностей. Искомое
местоположение судна находится в точке пересечения дуг. Если же дуги
не пересекаются в одной точке, то центр треугольника, образованного пере-
сечением трех линий, и есть местонахождение судна; но при этом учитыва-
ются также результаты измерения углов и предвычисленное местоположение,
полученное счислением пути (т. е. по данным о курсе и скорости судна).
Часто одну из полученных дуг можно отбросить, так как она явно не соот-
ветствует искомому местоположению.
Радиолокатор также может быть использован для детальных съемок
подводного рельефа на значительном удалении от берега, где точное опреде-
ление местоположения невозможно. При наличии надежного радиолокацион-
ного отражателя или ответчика, смонтированного на буе, установленном,
например, на вершине подводной горы, можно привязать съемочные мар-
шруты относительно буя. При этом нужно учитывать воздействие приливов,
ветров и течений, которые могут сместить буй, если он слабо закреплен.
Этот способ позволяет получить точное положение маршрутов даже в тех
случаях, когда не удается определить широту и долготу.
Существует целый ряд других методов для определения местоположения
судна, например метод, связанный с использованием наземных следящих
станций. Некоторые из них обеспечивают получение очень точных данных,
погрешность меньше длины судна при удалении его на 150 км от станции.
В число электронных устройств, используемых для определения местонахо-
ждения судна, входят радионавигационные системы «Лоран», «Рэйдист»,
«Декка», «Мэн» и др. Это очень дорогостоящая аппаратура, и поэтому океано-
21
графические институты, как правило, не могут применять ее на своих судах.
Ими пользуются нефтяные компании и некоторые правительственные служ-
бы США.
Для навигационного обеспечения океанографических судов в районах,
недоступных для надежного радиолокационного контроля, наиболее подхо-
дящим методом является спутниковая навигация [Taiwan!, 1970b]. Этот
метод обеспечивает определение координат с погрешностью до 200 м. Исполь-
зуя компьютер, можно получать координаты через несколько минут после
каждого прохождения спутника. Цепочки системы «Омега» в настоящее
время подготовлены для определения местонахождения судов в северном
полушарии, а вскоре появятся и в южном.
2. МЕТОДЫ ИЗМЕРЕНИЯ ГЛУБИН
До 1920 г. все промеры глубин осуществляли таким образом: в воду
опускали груз, подвешенный на конце линя; когда груз достигал дна (этот
момент отмечался на лине), линь с грузом выбирали и замеряли длину линя
(до отметки). После 1870 г. веревочный линь, растяжение которого сказыва-
лось на результатах измерений, был заменен металлическим тросом. Для
получения истинной глубины дпа необходимо, чтобы положение троса в мо-
мент замера было близко к вертикальному. При спуске груза на значитель-
ные глубины это всегда было сопряжено с огромными трудностями. Первое
глубоководное зондирование было проведено Дж. Россом в 1840 г. в Атлан-
тике; для того чтобы замерить глубину океана, с борта корабля было вытра-
влено около 3660 м (12 000 футов) каната. Поскольку использовалась пень-
ковая веревка, это измерение было очень грубым. Промеры с помощью
металлического троса также весьма затруднительны, даже при использо-
вании скоростных лебедок и высокомапевренных судов, спуск груза с кото-
рых может проводиться при почти вертикальном положении троса. Глубоко-
водный промер этим способом занимает часы. В силу приведенных выше
причин до 1923 г. было сделано всего лишь около 15 000 промеров океаниче-
ских глубин.
Эхолотирование
Почти все промеры сейчас проводятся эхолотами, а сам метод получил
название эхолотирования. Скорость распространения звуковых сигналов
обычно равна 1460 м/сек (800 мор. саженей). Для точного измерения глубин
совершенно необходимо иметь источник колебаний со строго определенной
периодичностью посылки звуковых сигналов. В противном случае незначи-
тельные отклонения в периодичности посылки сигнала и изменения напря-
жения питания могут повлиять на синхронность работы самописца, что по-
влечет за собой существенные погрешности в определении времени между
прямым и отраженным звуковым импульсом на эхограмме. Эти погрешности
проявляются в виде внезапных пиков и провалов на эхограммах.
Большинство применяемых сейчас эхолотов снабжено встроенными
стабилизаторами частоты посылки сигналов, что обеспечивает стабильное
управляющее напряжение самописцам; в результате достигается почти
100%-ная точность измерения (99—.99,5%). Вместе с тем при работах на
море исследователь всегда должен помнить о том, что стабилизаторы
могут выйти из строя, и уметь отличить на эхограмме помеху, вызванную
22
изменением частоты импульсов отраженных сигналов, от неровностей
рельефа дна. Значительная, возможно подавляющая часть трансокеанских
эхолотных профилей, снятых приблизительно до 1950 г., была получена
без использования стабилизаторов, поэтому многие эхограммы из-за боль-
шого количества погрешностей оказываются совершенно непригодными для
составления кондиционных карт.
Другим недостатком использованных ранее эхолотов был слишком
мелкий масштаб эхограмм, скрадывавший детали рельефа дна. В созданных
позднее приборах на мелководье используется крупный масштаб, а на боль-
ших глубинах мелкий. Прецизионные глубоководные самописцы систем
«Рейтеон» (PRF), «Гифт» (PSR) и «Оушв соникс» (OSR) на любой глубине
регистрируют детали рельефа дна высотой около 1 м. Глубоководные само-
писцы более ранних выпусков —• системы PDR —- все еще находят приме-
нение, особенно при работах на больших глубинах. Все эти самописцы
автоматически сдвигают шкалу записи при достижении края используемого
диапазона (рис. II-3). Для записей применяют влажные и сухие бумажные
ленты; многие самопишущие приборы снабжены сейчас программирующими
устройствами, с помощью которых оператор может выбрать оптимальную,
напряженность отраженного сигнала для получения наилучшего качества
визуальной записи.
Метод эхолотирования не позволяет с такой же точностью получать
абсолютные глубины, поскольку скорость прохождения звука через толщу
воды для разных глубин различна (см. таблицы скорости звука Д. Мэтьюза
[Matthews, 1944]). Тем не менее повторное зондирование при измененной
частоте сигналов должно дать те же значения глубины. Незначительные
расхождения могут возникнуть лишь из-за изменения температуры воды или
ее солености и, разумеется, высоты прилива. Насколько нам известно, наи-
более ощутимо температура и соленость воды изменяются только в поверх-
ностном слое воды. Скорость звука возрастает, хотя и незначительно, при
повышении солености, температуры и плотности воды.
Одна из проблем, с которой приходится сталкиваться как практикам,,
так и ученым, занимающимся вопросами эхолотирования, заключается
в том, можно ли откорректировать данные промеров таким образом, чтобы
значения глубин, полученные при скорости прохождения звукового сигнала
1460 м/сек, были как можно ближе к истинным. При проведении экспедицион-
ных исследований в наиболее глубоководных участках океана следует знать
фактические глубины, в связи с чем целесообразно корректировать скорости
распространения звуковых волн. С другой стороны, говоря о применении
эхолотирования для нужд навигации на судах, оборудованных эхолотами
со скоростью распространения сигналов 1460 м/сек, следует высказаться
в защиту карт с нескорректированными промерами. Например, если судно
пересекает подводную долину, желоб или хребет с плавно изменяющимися
глубинами, то положение судна можно определить путем сравнения глубины
на которой пересечена ось долины, с глубиной, показанной на карте (рис. II-2).
Если же на карте показаны откорректированные глубины, не согласую-
щиеся с показаниями эхолота судна, то штурман может неправильно опре-
делить положение судна. В качестве примера можно привести желоб Сан-
Диего (рис. II-4), где глубины после корректировки сместились более чем
на километр; поэтому, руководствуясь данными промеров, показанными на
карте, можно отклониться от курса приблизительно на указанное расстоя-
ние, если только штурманом не будут внесены соответствующие поправки.
23
Моряки должны иметь в виду, что на многих картах, например на картах
Береговой и Геодезической службы США, нанесены исправленные глубины.
Впрочем, фактически найдется не так уж много мест, где измерения судовых
эхолотов будут резко отличаться от данных откорректированных промеров.
Рис. П-З. Пример непрерывной записи на эхограмме, регистрирующей пересечение
судном склона.
Необходимо пронумеровать каждую шкалу (на рисунке соответственно шкалы к, 1, 2, 3);
границы шкал, морские сажени.
Ошибки другого рода при эхолотировапии происходят от того, что
луч, посылаемый эхолотом, распространяется не в виде узкого вертикаль-
ного пучка, а в виде конуса с телесным углом около 30°. В результате в тех
случаях, когда проводится зондирование крутых склонов, сигнал обычно
отражается от ближайшей к судну точки па склоне, а не от поверхности дна
строго под судном. Это может повлечь за собой серьезные ошибки. Однако
при пересечении долин часто удается отличить на эхограммах истинные
25
24
контуры дна, прослеживая изогнутые липин, которые рисуются обычно
в виде дуг под дорожкой, соответствующей сигналам, отраженным от скло-
нов (рис. II-5). Пересечение судном осевой части долины фиксируется в виде
особую ценность при оконтуривании мелких деталей рельефа дна. Ведутся
также работы по внедрению в практику морских исследований трехмерного
зондирования с использованием широкой системы сканирующих излуча-
телей.
Рис. П-4. Пример значительного смещения изобат в резуль-
тате исправления глубин за скорость распространения звуко-
вых сигналов.
Изобаты проведены по данным неоткорректированных (2) и откорректи-
рованных (г) вхограмм.
повышения интенсивности отраженных сигналов. В настоящее время на не-
которых океанографических судах используются эхолоты с узким (в пре-
делах 5—7°) звуковым лучом [Krause, Kanaev, 1970]*. Они представляют
* При эхолотировании в рифтовой долине Срединно-Атлантического хребта, пред-
шествовавшем работам по совместной франко-американской программе (проект «Фэймос»—
FAMOUS), использовался эхолот с диаграммой направленности 2,59. В сочетании со спут-
никовой навигацией и густой сетью маршрутов это позволило составить батиметрическую-
карту с сечением 10 м. — Прим. ред.
Фатомы
2600г-
2700
2 ВО О
2900
----400д
---4500 -
----5000 3
3000-----6000
2000
200
250
300
---5500
Н I
',2500
----3000
---3500
4500-
500
5000—
550
5500
600
6000-
3000 -
350
3500 —
4000-
Рис. П-5. Запись в форме перевернутой буквы «V», которая часто отражает
истинные очертания подводной долины.
Обращает на себя внимание тот факт, что дно долины расположено на 36 м глубже,
чем показано на вхограмме.
Методы придонных исследований
Ошибок при эхолотировании можно избежать, если буксировать прибор
за судном вблизи дна, используя эхолот с узкой диаграммой направленности
в сочетании с направленным вверх эхолотом [Spiess, Mudie, 1970]. Эта
Методика устраняет большую часть боковых отражений. Скорость букси-
ровки прибора приблизительно 1 м/сек (2 узла). Местоположение опреде-
ляется акустическими излучателями, которые устанавливаются на поверх-
ности дна. Информация поступает дистанционно, через буксировочный ка-
бель. Этим методом можно обнаружить небольшие неровности на глубоко-
водных участках дна, которые совершенно не фиксируются при эхолотиро-
вании с борта судна.
Существует еще один метод для получения картины поверхности дна
по обе стороны от маршрута судна, состоящий в использовании гидролока-
тора типа АСДИК (ASDIC *), аналогичного устройствам, применяемым для
обнаружения подводных лодок. Луч этого излучателя направлен вниз, под
* ASDIC — Anti-Submarine Detection Investigation Committee —» Комитет по изу-
чению вопросов борьбы с подводными лодками. — Прим. пер.
26
небольшим углом от поверхности океана (рис. П-6). Описанный метод,
получивший название метода бокового обзора, или сканирования, был раз-
работан М. Такером и А. Стабсом [Tucker, Stubbs, 1961] и широко при-
менялся А. Страйдом [Stride, 1961а, Ь[; он использовался также и в при-
донных измерениях [Mudie е. а., 1970]. Таким способом удается обнаружить
детали строения морского дна, например узкие гряды, складки, разломы,
а также контуры выходов песчаных и скальных пород, и даже различить
участки тонко- и грубозернистых песков.
Рис. П-6. Метод бокового обзора (сканирования) [Stride, 1961b].
3. МЕТОДЫ ОТБОРА ГРУНТОВЫХ ПРОБ
На заре океанологических исследований драгирование было основным
методом опробования морского дпа и имело главной целью сбор донных
организмов (бентоса). Почти в течение целого столетия пользовались не-
большими грунтовыми трубками; еще раньше материал со дна доставали при
помощи смазанного жиром углубления в основании промерного лота. Вплоть
до недавнего времени все донные пробы получали опуская на дно прикре-
пленные к тросам приборы, которые затем поднимали назад с пробой (а не-
редко и без таковой). При работах на глубоководных участках океана это
отнимает массу времени.
В целях экономии времени были сконструированы приборы автономного
действия, сбрасываемые с борта судов. Достигнув дна, эти приборы в зави-
симости от их назначения берут образцы грунта, фотографируют поверх-
ность дна или регистрируют какую-либо информацию в течение некоторого
времени, а затем, сбросив балласт и приобретя положительную плавучесть,
поднимаются на поверхность моря. Этот метод был разработан М. Юипгом
и Ф. Байном [Ewing, Vine, 1938], а впоследствии был создан целый ряд
удачных моделей автономных приборов разного типа [Isaacs, Schick, 1960;
D. G. Moore, 1961b; Sachs, Raymond, 1965; Walthier, Rosfelder, Schatz,
1971]. Такая методика опробования теперь применяется весьма широко;
серии проб отбираются на разных участках морского дна, при этом время
рассчитывают таким образом, чтобы приборы погружались и всплывали
в определенной последовательности. Однако использование описанного
27
метода связано с двумя трудностями: во-первых, пробы поступают худшей
сохранности по сравнению с теми, которые берутся приборами, закреплен-
ными на тросе; а во-вторых, какая-то часть автономных приборов теряется
из-за того, что либо балласт своевременно не отделяется, либо всплывшие на
поверхность приборы не удается обнаружить, хотя установленные на пробо-
отборниках осветители, радиомаяки и радиолокационные отражатели помо-
гают их обнаружению [Martin, Кеппу, 1971]. По сообщению К. Э. Шатца,
собравшего большое количество образцов грунта, потеря автономных пробо-
отборников составила менее 10%, а если учесть сэкономленное время, то
оказывается, что при тех же затратах на остановку судна получено в 10 раз
больше вещественного материала.
Т. Хопкинс [Hopkins, 1964] и А. Боума [Боинга, 1969] составили
исчерпывающий обзор различных типов пробоотборников. Они дали общую
характеристику 55 устройств с соответствующими ссылками на литературу
за период с 1911 по 1961 г. Некоторые из них наряду с несколькими совре-
менными приборами описываются в этой главе.
Дночерпатели
Первые донные пробы были получены с помощью смазанных жиром
чашек, которые начали прикреплять к нижней части груза промерного
лота. Используя это приспособление, после каждого промера глубины на
поверхность поднимали незначительное количество донного материала.
В самом начале нашего столетия был изобретен более эффективный пробо-
отборник, состоящий из ковша, стальные створки которого открыты во время
спуска прибора с прикрепленным грузом; эти створки смыкаются при сопри-
косновении с дном под воздействием пружины или другого механизма.
Дночерпатели зтого типа варьируют от совсем небольших ковшей (telegraph
snappers), вмещающих донный материал объемом с куриное яйцо, до гигант-
ских грейферов, захватывающих приблизительно 1 м3 донного грунта.
Лепестковые грейферы [Shepard, 1963, фиг. 10, а] * защищены сверху
брезентовыми чехлами, препятствующими перемешиванию отобранного мате-
риала во время подъема на поверхность. Если проба берется на глубине
более 400 м, воздействие циркуляции воды при подъеме становится, по-види-
мому, настолько сильным, что целостность пробы в значительной мере нару-
шается. Для взятия больших проб применяются дночерпатели конструкции
Петерсона [Shepard, 1963, фиг. 10, б]*, причем пробы доставляются на
поверхность, как правило, в столь хорошем состоянии, что слоистость
осадка оказывается ненарушенной; это дает возможность, открыв крышку
дночерпателя, ввести внутрь трубку и получить таким образом короткую
колонку донного грунта.
Большой дночерпатель Кэмпбелла [Emery, Schlee, 1968] использовался
весьма успешно при обширных исследованиях континентального шельфа
у восточного побережья США, осуществлявшихся Вудсхолским океаногра-
фическим институтом и Геологической службой США. На этом дночерпателе
укреплена к тому же фотокамера, что позволяет фотографировать участок
дна перед взятием пробы.
Небольшие дночерпатели часто доставляют на поверхность весьма не-
представительные пробы, так как в их «челюсти» может попасть галька или
* См. Ф. Шепард. Морская геология. Л., «Недра», 1969, С. 31, рис. 5-II, а, б.— Прим,
пер.
28
гравий, что не дает им возможность плотно сомкнуться. Это отрицательно
сказывается на сохранности более тонкозернистого материала, который при
подъеме вымывается. Кроме того, створки небольших дночерпателей часто
оказываются погнутыми при ударе о скальный грунт, вследствие чего они
не могут как следует закрыться.
Грунтовые трубки
Для взятия проб на морском дне эти трубки гораздо эффективнее дно-
черпателей. В пробах, полученных с помощью грунтовых трубок, довольно
легко отличать современные осадки от более древних: они существенно раз-
личаются по составу. Хотя при опробовании большими дночерпателями
слоистость осадков может сохраниться, проба все же обычно оказывается
несколько нарушенной, вследствие чего трудно установить, какая часть
материала относится к современным, а какая к более древним отложениям.
Грунтовые трубки за последние годы значительно усовершенствованы, раз-
работано много новых методов получения колонок. Грунтовые трубки,
внедряющиеся в дно под действием силы тяжести, для чего используются
соответствующие грузы (трубки ударного действия), все еще сравнительно
широко применяются, несмотря на то что поршневые трубки обладают це-
лым рядом преимуществ.
Трубка Флегера представляет собой небольшое устройство для получе-
ния коротких колонок донного грунта. Ею удобно пользоваться при работе
на малых судах. Другая легкая грунтовая трубка была сконструирована
Ф. Маккеретом в 1958 г. В ней используется «гидростатическое давление,
действующее на цилиндрическую анкерную камеру, вдавливаемую в донные
осадки». Этой трубкой проводят опробование только относительно мелко-
водных участков. Донный осадок поступает в пластмассовые гильзы, в кото-
рых его удобно хранить. Большинство малых грунтовых «гравитационных»
трубок ударного действия (ударных трубок) приносит колонки диаметром
2,5 см; можно использовать также гильзы диаметром 5 и 6,5 см, в этом слу-
чае колонки будут несколько длиннее. В число основных деталей надежных
грунтовых трубок должны входить: 1) большие водовыпускные клапаны:
2) надежно закрепленное оголовье (core retainer); 3) безотказно действующий
контрольный клапан в верхней части прибора; 4) передатчики конструкции
Ворслева [Bosfelder, Marshall, 1967].
Спуск трубки с большой скоростью может вызвать запутывание троса.
Чтобы избежать этого, М. Ворслев и X. Стетсон [Hvorslev, Stetson, 1946]
разработали трубку, снабженную так называемым грузом-разведчиком.
Касаясь дна первым, груз-разведчик освобождает коромысло, крепящее
трубку на тросе, позволяя ей свободно падать с высоты нескольких метров.
За это время трубка успевает приобрести достаточную скорость, чтобы вне-
дриться в грунт; при этом проникновение происходит глубже (и, следова-
тельно, колонки получаются длиннее), чем в случае, когда трубка равно-
мерно спускается на тросе (рис. II-7). Еще одним преимуществом такого
способа является то, что он дает возможность оператору уловить момент
приближения трубки к дну, тогда как при спуске обычной трубки на тросе
на значительные глубины этот момент не улавливается. Начало свободного
падения трубки отчетливо впдно по показанию тензометра —.динамометра
лебедки. Для определения момента приближения ко дну трубок различных
конструкций применяется специальное акустическое устройство, получившее
29
сконструированной Б. Кулленбер-
II-7. Схема работы
Рис.
свободно падающей на грунт
трубки и действие поршня,
позволяющего получать
длинные колонки за счет
уменьшения трения внутри
трубки.
1 — свободно падающая порш-
невая трубка; 2 — разбива-
ющийся при ударе сигнальный
шар; 8—«гравитационная»
трубка ударного действия с гру-
зом-разведчиком; 4 — поршень;
5 — трос; 6 — момент освобож-
дения трубки и срабатывания
сигнального устройства.
название пингер и закрепляемое на тросе непосредственно над трубкой. Сиг-
нады, получаемые от пингера на борту судна, записываются на эхограмме,
что позволяет определить высоту пингера над дном при приближении
трубки к дну. В поршневой трубке,
гом [Kullenberg, 1947], так же как
и в трубе Ворслева и Стетсона, исполь-
зуется принцип свободного падения.
Поршень внутри трубки закреплен на
тросе. В тот момент, когда трубка сво-
бодно падает на грунт, поршень удер-
живается тросом, в результате чего
в трубке создается пониженное давле-
ние, облегчающее проникновение грун-
та в трубку (рис. П-7). Было создано
множество вариантов этой трубки.
Серьезные трудности при работе
с поршневыми трубками возникают,
когда трубка после прекращения за-
глубления в грунт заполняется дон-
ными осадками не по всей длине. Если
трос крепится к поршню, последний
при подъеме трубки всасывает допол-
нительное количество грунта или воды;
в таких случаях проба деформируется,
в ее верхней части нарушается слои-
стость, а к нижней добавляется не под-
дающееся учету количество материала.
В результате нижняя часть колонки
обычно несет следы вертикальной штри-
ховки, указывающей на всасывание
материала внутрь трубки. Донный оса-
док может оказаться всосанным
в трубку и в том случае, если она
опрокинется при столкновении с твер-
дым грунтом, тогда поршень вытяги-
вается, а рыхлый материал всасы-
вается внутрь трубки [Вопша, Воегша,
1968]. Это придает некоторым колонкам
обманчивый вид, поскольку проба не
отражает истинного характера осадка.
Верхняя часть колонки может быть
дублирована с помощью малой грун-
товой трубки ударного действия, ис-
пользуемой в качестве груза-разведчика,
если удается взять полные пробы, т. е. когда поршень подтянут до са-
мого верха, а трубка целиком заполнена материалом.
В любом случае колонка, поднятая ударной трубкой с грузом-развед-
чиком, оказывается непропорционально короче колонки, полученной с того
же участка дна поршневой трубкой (рис. П-8); это обусловлено существен-
ным уплотнением рыхлого осадочного материала в ударной беспоршневой
трубке с грузом-разведчиком [Emery, Dietz, 1941], в то время как длина
Обе колонки можно сравнивать,
•зо
колонки в поршневой трубке уменьшается незначительно. Для предот-
вращения всасывания грунта в частично заполненную поршневую
трубку необходимо иметь устройство, обеспечивающее подъем трубки
без втягивания поршня. Были разработаны различные способы, пре-
пятствующие смещению поршня после того, как донный материал пере-
станет поступать в нижнюю часть трубки. Применение способов торможения
Рис. П-8. Пример получения несколько укороченных
колонок при отборе грунта трубками ударного дей-
ствия (справа) и поршневой (слева). Фото Геологи-
ческой обсерватории Ламонт-Доэрти.
Обычно при получении колонок поршневыми трубками
верхние слои осадка сохраняются значительно хуже, чем
его показано на снимке.
поршня сопряжено с некото-
рыми трудностями, отсут-
ствующими при работе с ус-
тройством, разработанным
Вудруфом [Woodruff, 1970],
который поместил внутрь
поршня шаровой клапан.
Одно из осложнений,
связанных с применением
поршневых трубок, возни-
кает при извлечении из них
колонок, которое не должно
сопровождаться существен-
ной деформацией пробы. Ко-
лонка донного грунта пре-
терпевает значительные из-
менения при выдавливании
ее из трубки гидравличе-
ским насосом. Если же ис-
пользовать вкладыши, по-
мещаемые внутри трубки, то
целостность пробы сохра-
няется, однако при этом тре-
ние внутри трубки может
возрасти и колонка полу-
чится более короткой. Иногда
в качестве керновых гильз
применяют прочные пласт-
массовые цилиндры, которые
впоследствии извлекаются из
трубки и хранятся; колонки
могут быть извлечены в ла-
боратории путем разрезания
этих цилиндров [Inderbit-
zen, 1963].
Верхняя часть колонки в поршневой трубке часто не содержит поверх-
ностного слоя осадка, особенно в тех случаях, когда он представлен текучим
илом, который перекрывает песчаные отложения. Сравнив многочисленные
колонки, полученные как ударной трубкой Флегера, так и поршневыми
трубками, Дж. Росс и У. Ридель [Ross, Riedel, 19671 показали, что при
пользовании ударными трубками создается более правильное представление
о поверхностном слое донного осадка. Это во многом зависит как от
характера самого осадка, так и от техники получения колонки. Не-
которые поршневые трубки полностью сохраняют поверхностный материал
(рис. П-8).
31
Б- Кулленбергом [Kullenberg, 1955] был предложен другой тип трубки,
с помощью которой из рыхлых донных осадков получают колонки значи-
тельной длины. В этой конструкции используется принцип действия как
ударной, так и поршневой трубок. Поршневая трубка начинает забирать
грунт после проникновения в него на некоторую глубину. Трение, препят-
ствующее продвижению трубки, обусловлено взаимодействием между стен-
ками трубки и грунтом в большей степени, чем взаимодействием на кон-
такте грунта с наконечником трубки. Поэтому если максимально увеличить
массу трубки, не удлиняя ее, то она сможет погружаться в грунт до тех пор,
цока не будут достигнуты уплотненные отложения и дальнейшее внедрение
прекратится. Трос- разворачивается по мере погружения трубки, и пока не
достигнет заданной глубины, на которой поршень останавливается, трубка
продолжает опускаться. С помощью описанного устройства можно получать
пробы грунта с некоторой глубины под дном океана, приблизительно равной
длине троса. Таким образом удается получить колонки лишь из глубокой
части разреза. Однако их можно дополнить с помощью обычной поршневой
трубки или укороченного троса.
В Советском Союзе на судне «Витязь» были получены колонки длиной
до 34 м «без серьезных нарушений слоистости осадков» [Bezrukov, Petelin,
I960]. Используемые для этого трубки в какой-то степени напоминают ран-
нюю неудавшуюся модель трубки Ф. Варни и Л. Редвайна [Varney, Red-
wine, 1937]. В верхней части этих трубок имеется вакуумная камера, откры-
вающаяся снизу во время контакта трубки с дном. Это позволяет осадочному
материалу проникать в трубку под действием пониженного гидростатиче-
ского давления. В таких устройствах до сих пор нерешенной оставалась
проблема подсасывания материала со стенок скважины за счет вакуумного
эффекта. По-видимому, советские ученые справились с этим, однако сведе-
ниями о дальнейшем использовании этих трубок мы не располагаем.
Э. Росфельдер [Rosfelder, 1966а] нашел другую возможность приме-
нения гидростатического давления при морских работах, например для
приведения в движение буров для заглубления трубок в грунт или для поста-
новки на якорь на больших глубинах. Норвежские специалисты разрабо-
тали разновидность устройства для более глубокого проникновения трубки
в грунт, чем это может быть при свободном падении [Andresen е. а., 1965].
После того как внедрение трубки прекращается, включается реактивный
движитель, что способствует дальнейшему заглублению трубки в грунт.
Ни поршневые, ни ударные трубки, однако, не позволяют брать ко-
лонки плотных песчаных грунтов. Это становится возможным лишь при
использовании вибратора, который начинает воздействовать на трубку
после ее соприкосновения с грунтом. Такая конструкция создана советскими
учеными [Кудинов, 1957]. Действие вибрации в данном случае подобно
отбойному молотку, «загоняющему» трубку в грунт. Очевидно, здесь необ-
ходимо какое-то вспомогательное устройство типа треноги, позволяющее
поддерживать трубку в вертикальном положении. X. ван-ден-Буш и
Дж. Губольт [van den Bussche, Houbolt, 1964] описали трубку обтекаемой
формы, успешно применявшуюся при взятии колонок песчаных осадков
длиной до 1,5 м; после извлечения трубки из грунта она переворачивается
и таким образом песок удерживается в цилиндре.
Другой проблемой при получении колонок донного грунта является
предотвращение утечки осадочного материала при подъеме трубки на по-
верхность. Создание специального клапана оказалось нелегкой задачей.
32
Обычный лепестковый клапан состоит из пластмассовых или металлических
пластин, которые препятствуют размыву рыхлого материала. Такой кла-
пан хорош для илистых грунтов, однако он не может помешать просачива-
нию песка между пластинами при подъеме трубки. Кусочек материи, при-
крепленный к клапану изнутри, в какой-то мере спасает положение. Вполне
пригоден для зтой цели кернодержатель, представляющий собой нейлоно-
вый рукав, закручивающийся под действием торсионной пружины, которая
срабатывает после того, как трубка прекращает погружение в грунт [Ros-
felder, 1966b]. Работа сфинктерного кернодержателя основана на прин-
ципе затягивания нейлонового рукава с помощью шнура [Burke, 1968].
Образцы скальных пород поднимаются трубкой главным образом в тех
случаях, когда мощность рыхлых отложений незначительна и трубка, пройдя
их, сохраняет еще достаточную скорость для того, чтобы взять небольшой
образец подстилающих пород. Наконечник трубки при этом обычно повре-
ждается, а сама она гнется. У берегов Калифорнии южнокалифорнийские
нефтяные компании берут образцы скальных пород пробоотборником, осна-
щенным приспособлением, которое предохраняет наконечник трубки от
повреждения при ударе о дно. Они пользуются короткими наконечниками
из прочной стали, позволяющими получить образец длиной в несколько сан-
тиметров. Кроме того, известен пробоотботрник реактивного действия, опи-
санный К. Барром [Вагг, 1951]. Он применяется для взятия обломков корен-
ных пород, залегающих под поверхностным слоем илистых осадков.
Для проникновения в породу необходима буровая установка. В обла-
сти подводного бурения были достигнуты значительные успехи (см. с. 39):
для бурения неглубоких скважин применяется французская установка
«Флексофораж»* [Delacour, Moulin, 1965], а также станки канадского Бэд-
фордского океанографического института и Геологической службы Голлан-
дии (Геодофф).
Взятие ориентированных образцов грунта дает возможность устано-
вить направление придонных течений во время осадконакопления. Эти
образцы используют также при палеомагнитных исследованиях. По данным
А. Росфельдера и Н. Маршалла [Rosfelder, Marshall, 1966], разнообразная
аппаратура для этой цели разрабатывалась на протяжении целого столетия.
Ориентированные образцы керна можно получить арретировав компас перед
извлечением трубки из донного грунта; можно разбить недорогой компас,
зафиксировав таким образом определенное направление стрелки перед
подъемом трубки на поверхность. Нефтяные компании располагают различ-
ными видами приборов для взятия ориентированных образцов при бурении
нефтяных скважин; эту аппаратуру можно использовать ври морских геоло-
гических исследованиях.
По-видимому, наиболее пригодным прибором, позволяющим получать
ненарушенные колонки, является коробчатый пробоотборник (рис. II-9),
первый вариант которого был создан С. Экманом [Ekman, 1911] и впослед-
ствии усовершенствован X. Рейнеком [Reineck, 1958]. Коробки имеют раз-
личную длину и поперечное сечение 24 X 30 см или более, так что колонки
должны были бы выпадать из них; этого, однако, не случается, так как при
подъеме прибора начинает вращаться лопатка, плотно прикрывающая собой
отверстие трубки. Из-за того что диаметр последней довольно велик, струк-
тура осадка нарушается очень незначительно, а в нижней части колонки
* flexo forage турбинное бурение с гибким шлангом. — Прим. пер.
33
часто обнаруживаются обломки пород. Эта установка успешно применяется
для взятия проб в плотном песчаном грунте подводных каньонов, где поль-
зоваться поршневыми трубками, как правило, нельзя. Хорошо сохрани-
вшиеся донные бороздки и знаки ряби, часто обнаруживаемые в верхней
П-8. Взятие колонки грунта коробчатым пробоотборником [Rosfelder, Marshall,
а — спуск пробоотборника; б — заглубление трубки в грунт; в — перекрытие входного отверстия
трубки; г — подъем пробоотборника; 1 — тренога; 2 — трубкодержатель; з — трубка «коробчатого»
типа; 4 — наугольник (клин); 5 — двойной блок (шкив); 6 — лопатка; 7 — рычаг лопатки; 8 — водя-
ной клапан; 9 — тяга; 10 — главный трос; 11 — крюк; 12 — компас; 13 — опорная колонна; 14 —
натянутый тросик компаса; 15 — размыкающий (освобождающий) механизм; 16 — универсальный
части колонок, также дают ценную информацию. Находят применение и
длинные прямоугольные коробчатые пробоотборники диаметром 10 см
[Kogler, 1963; Rosfelder, Marshall, 1967, рис. 4]. Они успешно использу-
ются при зондировании рыхлого грунта, но дают худшие результаты на пес-
чаном материале.
3 Заказ 1054
34
Для того чтобы проверить непрерывность осадочных слоев и выявить
структурные детали верхнего слоя осадочного чехла, целесообразно взять
последовательный ряд колонок донных осадков (через небольшие интервалы).
С этой целью используют сдвоенные пробоотборники, опускаемые на тросе
[Blackman, Anderson, 1969]. Пробовали применять даже строенные агре-
гаты. Они действуют по вышеописанному принципу свободного падения,
как и поршневые трубки (рис. II-7).
Для изучения работы поршневых трубок можно в их верхнюю часть
вмонтировать фотокамеры и другие фиксирующие приборы [McCoy, Von
Herzen, 19711- Фотоснимки показывают, что поршневая трубка вращается
при спуске и подъеме, отклоняясь приблизительно на 6° от вертикали в сво-
бодном падении. Следы ила с внешней стороны поднятой трубки являются
надежными показателями ее заглубления в грунт. Однако погружение труб-
ки в донные отложения отнюдь не всегда означает, что будет получена проба;
это происходит главным образом из-за плохой сохранности керна в резуль-
тате недостаточного удаления воды через верхний клапан во время проник-
новения трубки в осадок или из-за вымывания осадка вследствие недоста-
точно надежной работы нижнего клапана при извлечении колонки.
Драги
Большинство образцов коренных пород морского дна получено путем
драгирования. Наиболее широко используются два типа драг: цилиндриче-
ская (pipe dredge) и драга с жесткой рамой (frame dredge) (рис. 11-10).
Драги с жесткой рамой, снабженные кошелем из стальных звеньев, имеют
большую емкость и наиболее пригодны для работ на глубоководных океани-
ческих хребтах. Правда, из-за значительных размеров такая драга и не-
удобна, так как она может зацепиться за большой скальный выступ, а осво-
бодить ее бывает трудно. Однако при наличии прочного троса (например,
обычно применяемого 14-миллиметрового) сделать это, как правило, не-
сложно. С более тонкими тросами целесообразнее использовать цилиндри-
ческие драги; последние довольно редко теряются, так как не могут захваты-
вать больших обломков пород и, кроме того, имеют свойство вращаться
вокруг оси при сильном натяжении троса. С другой стороны, эти драги
легко опрокидываются, теряя при этом взятые образцы пород. Опро-
кидывание можно предотвратить, подвесив цепной кошель к основанию
драги.
На глубинах меньше 1000 м драгирование осуществляется несколько
иначе, чем на больших глубинах. В первом случае судно занимает исходное
положение в точке района исследований, где глубина несколько больше,
чем в месте драгирования; двигатели стопорят и драгу опускают на глубину
до 50 м, после чего крепят груз. Затем драгу опускают до заданной глубины,
и тогда судно начинает медленно двигаться вперед в направлении намечен-
ного участка драгирования, при этом длина вытравливаемого за корму троса
не должна превышать в 1,5 раза глубину моря в месте проведения работ.
После этого лебедка стопорится таким образом, чтобы трос был умеренно
натянут. Скорость движения судна в сторону меньших глубин должна быть
такой, чтобы трос шел за корму под углом около 45°. Когда в показаниях
тензометра, установленного на лебедке, отмечается внезапный скачок, сиг-
нализирующий о соприкосновении драги с дном, нужно сбавить скорость,
продолжая при этом движение на малом ходу, чтобы драга не соскользнула
35
со склона. После достаточно сильных рывков в течение нескольких минут
окончательно стопорят машину и поднимают драгу.
При драгировании в каньонах нужно выбрать ту из двух стенок кань-
она, от которой при подъеме драги судно отнесет течением на глубокую воду.
В противном случае образцы пород могут быть захвачены драгой с обшир-
ного участка дна, поскольку драга будет волочиться по дну по мере медлен-
ного выбирания троса; течение же потащит драгу на мелководье.
Рис. П-10. Драги.
а — цилиндрическая (на переднем плане гильза поршневой трубки); б —
большая драга с жесткой рамой, снабженная кошелем из стальных
звеньев.
Прежде чем проводить драгирование на глубоководном склоне, следует
определить направление течения; судно должно быть поставлено против
течения относительно заданного места драгирования. Груз должен быть
закреплен на глубине около 275 м, а в 90 м выше груза устанавливают пин-
гер. Когда тензометр покажет, что натяжение отсутствует, т. е. что драга
достигла дна, нужно снизить скорость спуска драги до 5—40 м/сек. Как
только пингер окажется в 20 —40 м от поверхности дна, вытравливание
троса прекращается и судно ложится в дрейф до тех пор, пока по показа-
ниям тензометра не будет зафиксирован захват проб драгой. Обычно дрейф
продолжается в течение 1 ч или более. Затем включается лебедка, трос выби-
рается очень медленно. Во время подъема драги судно может стоять на якоре
и быть развернуто против течения. Когда пингер будет в 250 м от поверх-
ности дна, натяжение троса должно уменьшиться, так как предполагается,
что драга уже оторвалась от дна. Несмотря на это, трос нужно выбирать
по-прежнему медленно, пока не станет совершенно ясно по показаниям
тензометра, что натяжение троса постоянно.. Тогда на следующих 100 м
3*
36
37
подъема скорость лебедки увеличивают постепенно, чтобы драга не удари-
лась о крутые выступы подводного склона, о которых пингер не сигнализи-
рует. Разумеется, лебедку приходится стопорить приблизительно на глу-
бине 365 м, чтобы снять пингер, а затем на глубине 275 м, чтобы освобо-
диться от груза. При слишком быстром подъеме на поверхность драги часто
теряют либо повреждают при ударах о грузоподъемный шкив лебедки.
Для разработки морских россыпей и скоплений марганцевых конкре-
ций на морском дне были предложены большие драги разных типов [Mero,
1965, с. 243 —280]. Вполне возможно, что в недалеком будущем при добыче
марганцевых конкреций будут использованы драги двух типов, основанные
либо на «высасывании» пород с морского дна *, либо на принципе работы
ковшового транспортера.
Методы работ с грунтовыми трубками и драгами
При работе с грунтовыми трубками и драгами полезно знать некоторые
несложные приемы. При отборе колонок часто очень важно опустить трубку
точно в заданную точку дна. Например, для того чтобы взять колонку грунта
со дна подводного каньона, который может быть очень узким, необходимо,
чтобы судно в момент касания дна трубкой находилось точно над осью
каньона. При отсутствии на судне радионавигационных средств это сопря-
жено с трудностью определения точного положения оси каньона и с дрейфом
корабля во время спуска грунтовой трубки. Лучший способ обнаружить дно
каньона — это пересечь его в одном направлении, сбавить скорость, зало-
жить руль последовательно вправо и влево (так называемый маневр Вильям-
сона), с тем чтобы лечь на обратный курс, и по тому же профилю пройти
каньон в обратном направлении (маневр судна показан стрелками на
рис. П-11, а). В результате первого пересечения на зхограмме будет отрисо-
вано дно каньона. При обратном пересечении скорость должна быть очень
небольшой, чтобы при достижении оси каньона реверсом двигателя можно
было установить судно точно над заданной точкой. Если скорость судна
слишком велика и оно продвинется вперед несколько дальше, чем следует,
то можно задним ходом вернуть его в нужное положение. Однако необхо-
димо иметь в виду, что при движении задним ходом винт гонит под днище
судна пузырьки воздуха, которые могут на некоторое время парализовать
работу зхолота.
Если во время спуска грунтовой трубки судно дрейфует, то следует
прекратить вытравливание троса в тот момент, когда трубка приблизится
к дну, а затем возвратить судно в нужную точку. Это сравнительно нетрудно
сделать, определив направление дрейфа по береговым ориентирам либо по
углу натяжения троса. Если трубку спускают с кормы (как это имеет место
на большинстве океанографических судов), необходимо, чтобы судно дви-
галось в нужном направлении только передним ходом (при движении зад-
ним ходом можно намотать трос на винт) либо его нужно развернуть для
движения в заданную точку. После того как судно займет нужную позицию,
машину стопорят и спуск трубки продолжают, но только после того, как
трос примет вертикальное положение.
Если трубку опускают с борта судна, возврат его на прежнее место —
более трудный маневр. В этом случае необходимо на малом ходу положить
* По принципу земснаряда. Прим. ред.
пуль в сторону того борта, с которого опущен трос, т. е. влево, если трос
на левом борту, и вправо, если на правом. Это предотвратит попадание троса
под корпус судна или, что еще хуже, под гребной винт. Если на берегу
имеется хорошо заметный створ, можно держать судно во время спуска
трубки в створе, маневрируя против ветра (рис. П-11, б).
Драгу значительно удобнее опускать с кормы, нежели с борта. При
опускании драги с борта трос нередко затягивается под кормовой подзор.
Рис. П-11. Маневрирование судна при отборе грунтовых проб.
Кроме того, он может содрать краску с выступающих частей корпуса или
даже запутаться за них. Это происходит обычно в тех случаях, когда драга
спущена с подветренного борта или когда течение может навалить судно
на трос.
С другой стороны, спуск драги с борта судна имеет одно значительное
преимущество. При работе с трубками здесь можно установить соответст-
вующие приспособления («салазки» или площадки), облегчающие трудоемкие
процессы подъема тяжелого инструмента. На «Атлантисе», (корабле Вудс-
холского океанографического института) и «Виме» (шхуне Геологической
обсерватории Ламонт-Доэрти) драгирование проводилось с борта, причём
все операции по подъему трубок отняли меньше времени, чем при работе
с кормы; вместе с тем маневренность судна была несколько ограниченна.
38
Большая А-образная рама на корме позволила поднимать на палубу и без
труда размещать там смонтированную трубку, но только после того, как
была снята большая часть грузов.
Методы обработки образцов
К счастью, имеется руководство, составленное А. Боума [Вонша, 1969],
где весьма детально описаны многие современные методы сохранения и обра-
ботки образцов донного грунта. При взятии колонок современных осадков,
а также при изучении древних отложений практикуется получение пленоч-
ных отпечатков. Пропитывание образцов керна специальными составами
способствует сохранению осадочных текстур, что очень облегчает их изуче-
ние. С помощью рентгенографии удается выявить текстурные особенности
осадков. Используются и другие методы, в том числе: высушивание рыхлых
осадков, окрашивание, пескоструйная очистка, фотографирование в инфра-
красных лучах, помещение образцов в прозрачное цементирующее вещество,
склеивание обломков нарушенного образца и т. д.
Для сохранения ненарушенных образцов неконсолидированных осадков
широко применяют пленки. Пленочные отпечатки можно получить разре-
зав колонку керна на две части вдоль продольной оси тонкой проволокой
или при помощи электроосмотического кернорвателя [Chmelik, 1967]. Затем
поверхность среза разглаживают шпателем, после медленного высыхания
(для илов) или покрытия лаком (для песков) на срез накладывают повязку
и покрывают толстым слоем лака. Когда лак высохнет, пленку снимают.
Пропитка осадков — очень полезный прием при исследовании колонок,
полученных при помощи коробчатых пробоотборников, но ее можно при-
менять и для других видов колонок. Цементирующее вещество впрыскивают
таким образом, чтобы не нарушить характер зернистости породы. Для этой
цели используют непредельные полиэфиры, причем наилучшие результаты
дает применение смолы «Вестопол» (Vestopol-H) [Altemuller, 1962]. В упомя-
нутой выше работе А. Боума [Вонша, 1969, с. 84—139] приведены разные
методы обработки кернового материала. Для петрографических исследова-
ний из пропитанных осадков можно изготовить аншлифы и прозрачные шлифы.
Для выявления особенностей структуры осадочных пород можно про-
вести рентгенографическое изучение шлифов, что впервые осуществил
У. Хэмлин [Hamblin, 1962]. На рентгеновских пленках часто удается
распознать микротрещины и микроскладки, а также обнаружить различную
ископаемую флору и фауну, не различимую никакими другими способами.
О препарировании микрофауны, содержащейся в грунтовых колонках,
написано достаточно много (следует обратить особое внимание на книгу
под редакцией Б. Куммеля и Д. Раупа [Kummel, Ванр, 1965]). Чтобы
получить хорошие образцы микрофауны для проведения дальнейших микро-
палеонтологических исследований, необходимо строго следовать разрабо-
танной методике препарирования образцов.
Глубоководное бурение по программе ДЖОИДЕС (JOIDES *)
В результате значительных успехов, достигнутых при бурении конти-
нентальных шельфов на нефть, постепенно развивалась и совершенствова-
лась технология подводного бурения с дрейфующих судов. Пять океаногра-
* Joint Oceanographic Institutions for Deep Earth Sampling — Объединение оке-
анографических институтов для глубоководного бурения. — Прим. пер.
39
фических институтов США, субсидируемых Национальным научным фон-
дом, разработали многолетнюю программу бурения в пределах глубоковод-
ных океанических котловин [National Science Foundation, 1970; Graham
e. a., 1970]. Эта программа, осуществление которой возглавил Скриппсов-
сквн океанографический институт в Ла-Холье (Калифорния), получила
наименование ДЖОИДЕС (JOIDES). При работах по этой программе ис-
пользуется судно «Гломар Челленджер» компании «Глобал Марин». Прини-
мающие участие в выполнении программы геологи и инженеры-нефтяники
добились замечательных результатов (см. гл. XIV).
Наиболее важным условием, дающим возможность бурить с борта
судна, является удержание последнего в одном положении. Это обеспечи-
вается установкой в заданном месте акустического маяка. Достигнув мор-
ского дна, маяк начинает посылать звуковые сигналы, которые улавлива-
ются гидрофонами на судне. Разница во времени прихода звуковых импуль-
сов в различные гидрофоны позволяет определять направление и скорость
движения, необходимые для компенсации сноса течением или волнами.
Направление и смещение судна вычисляются с помощью компьютеров,
а четыре толкателя, по два с каждого борта, легко перемещают судно в лю-
бом направлении. С помощью устройств, контролируемых гироскопами,
обеспечивается прочное удержание судна на месте во время волнения
моря, за исключением тех случаев, когда волнение достигает очень боль-
шой силы.
Буровая 43-метровая вышка устанавливается над шахтой сечением
6,1 X 6,7 м, прорезанной в днище корабля. Бурильная труба проходит
через вертлюг, назначение которого —• равномерно распределять нагрузку
во избежание изгиба трубы под влиянием кормовой и бортовой качки. На
бурильную трубу насаживается буровая коронка. В зависимости от особен-
ностей морского дна используются коронки различного типа. Для глубоко-
водного бурения применяют коронки с вольфрамовым напаем (однако при
этом керн сохраняется плохо), а также колонковые трубы и муфты того же
типа, что и при обычном бурении на нефть.
В течение двух первых лет работ по программе ДЖОИДЕС приходи-
лось прерывать бурение нескольких скважин из-за быстрого изнашивания
буровых коронок, особенно при разбуривании плотных кремнистых пород.
В 1970 г. установка для глубоководного бурения была усовершенствована,
в результате чего стало возможным повторное попадание в ту же скважину
после подъема инструмента для замены затупившейся коронки. В скважине
оставляют обсадную колонну («кондуктор»). Гидролокатор, смонтированный
на новой буровой коронке, позволяет обнаружить входное отверстие оста-
вленной на дне обсадной колонны. Судно маневрирует таким образом, чтобы
коронка спускаемой бурильной трубы оказалась непосредственно над обса-
женным устьем скважины.
Бурильные трубы диаметром 12,5 мм размещают в передней части буро-
вой вышки, а автоматический трубоукладчик передвигает и складывает их
в штабеля, чем обеспечивается безопасность обслуживающего персонала.
При ручном перемещении труб в штормовую погоду зта работа была бы очень
опасной. При условии, что корабль развернут по ветру, бурение можно
продолжать при скорости ветра почти 25 м/сек (50 узлов) и высоте волн до
4,5 м. Во время бурения крен судна в среднем менее 3°. В результате, несмо-
тря на условия работы в открытом море, потери рабочего времени сводятся
к минимуму. Судно используется для бурения фактически в течение 50%
40
всего времени пребывания в море; 38% времени уходит на рейсы к буровым
вышкам и в порты и менее 1% занимает устранение поломок. Это, безусловно,
свидетельствует о высоком уровне организации работ.
К июлю 1970 г. выход керна составлял 60% от общего объема бурения.
Однако длина колонок отнюдь не всегда соответствует интервалу, пройден-
ному с отбором керна. Иногда рыхлые осадки, например глубоководные
илы, проникают в бурильную трубу со скоростью, превышающей скорость
бурения. Это приводит к значительным нарушениям колонок; разумеется,
наименее нарушенным оказывается керн твердых пород. При наличии новых,
усовершенствованных коронок разбуривание твердых пород идет довольно
быстро по сравнению с замедленными темпами, имевшими место в течение
первых двух лет работ по программе ДЖОИДЕС, когда еще пользовались
коронками старого типа.
4. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ МОРСКОГО ДНА
На ранней стадии развития морской геологии исследования проводи-
лись главным образом с использованием аппаратуры дистанционного дей-
ствия, а непосредственное наблюдение морского дна играло крайне ограни-
ченную роль. В настоящее время в связи с успешным развитием техники
подводных исследований (СКУБА *) и значительным усовершенствованием
глубоководных погружных транспортных средств чрезвычайно расшири-
лись возможности непосредственного обследования геологами дна морей
и океанов. Теперь геологи проводят донное опробование по принципу наи-
большей целесообразности, отбирая именно те образцы, которые им необ-
ходимы, вместо слепого захвата обломков пород дночерпателями, что зача-
стую не давало нужного результата. Хотя видимость вблизи морского дна
обычно сильно ограниченна, просто удивительно, сколько интересных откры-
тий было сделано геологами во время подводных погружений **.
Погружения на морское дно с использованием аквалангов СКУБА
Старый способ погружений на морское дно, при котором используется
тяжелый водолазный скафандр с жестким шлемом, а подача воздуха осущест-
вляется с борта судна через шланг, в настоящее время почти вышел из упо-
требления и применяется только при больших строительных или спасатель-
ных операциях; геологи уже редко прибегают к помощи водолазов [Кленова,
1948, с. 31; Shepard, 1949].
Хотя первые попытки спуска людей под воду с помощью примитивного
автономного снаряжения датируются 80-ми годами XIX столетия, впервые
способ подводных погружений, получивший наименование СКУБА, был
разработан в 1943 г. Ж. Кусто и Э. Ганьяном. К спине аквалангиста при-
вязываются воздушные баллоны, а поступление воздуха контролируется
ручным регулятором. Подробный исторический обзор развития исследова-
ний с помощью этого аппарата и более ранних экспериментов составлен
X. Ларсоном [Larson, 1959].
* СКУБА (SCUBA—Self Contained Underwater Breathing Apparatus) -— подводный
автономный дыхательный аппарат, акваланг. — Прим. ред.
** Подробное описание самых разнообразных технических средств для подводных,
в том числе и геологических, исследований приведено в книге М. Н. Пиомидовя. и
А. Н. Дмитриева «Покорение глубин». Л., «Судостроение», 1974. — Прим. ред.
41
Впервые погружение с аквалангом СКУБА для решения геологических
задач было осуществлено в 1950 г. [Dill, Shumway, 1954], и с тех пор он
широко применяется, особенно при изучении узкого шельфа у побережья
Южной Калифорнии. Этот способ исследований оказался очень полезным
для геологического картирования морского дна, причем геологи-аквалангп-
сты используют приемы и оборудование, аналогичные применяемым для
работы на суше. Обычным снаряжением геолога-аквалангиста стали ком-
пасы, уклономеры, молотки, грифельные доски и надувные рюкзаки. Так
как в воде аквалангисты находятся в состоянии, близком к невесомости, они
могут без затруднений обследовать выходы скальных пород на крутых усту-
пах- Используя погружные буксируемые сани [Sigi е. а., 1969], геологи-
аквалангисты могут в течение сравнительно короткого времени изучить зна-
чительные площади морского дна. Ж. Кусто и другие исследователи для
некоторых целей применяют «подводный велосипед».
По данным Р. Ф. Дилла, геологическое картирование вблизи берегов
Южной Калифорнии способствовало подготовке к эксплуатации по меньшей
мере трех нефтяных месторождений. Наблюдения геологов-аквалангистов
вскрыли важную роль, которую играют подвижки пород на морском дне.
Эти смещения определяются по изменениям положения вешек, закреплен-
ных на дне подводных каньонов. Во многих местах наблюдались следы
оползней и крупные зияющие трещины по краям террас [Dill, 1964], а также
песчаные потоки на стенках каньонов.
Глубина погружения аквалангистов, как правило, ограничена 50 м.
но опыты по составу газовых смесей с включением азота и других газов
показали, что можно работать и на значительно больших глубинах.
В тех случаях, когда исследователи спускаются на дно в водонепрони-
цаемых камерах, приспособленных для обитания (где люди постепенно
привыкают к повышению давления по мере погружения и дышат смесями
различных газов), они имеют возможность выходить через люки в днищах
камер на глубинах до 300 м. Программа исследований военно-морского
флота США, которая удачно выполнялась с помощью подводной лаборато-
рии «Силэб II» * на глубине 64 м, была прервана на неопределенное время
после гибели одного из участников погружения подводной лаборатории
«Силэб III».
В ходе физиологических экспериментов, осуществляемых во Франции,
Англии и США, разрабатываются способы погружения на глубины, значи-
тельно превышающие 300 и, возможно, 1500 м.
Глубоководные погружные транспортные средства
В 60-х годах нашего столетия [Terry, 1966] был достигнут значительный
прогресс в создании небольших подводных лодок, с помощью которых спе-
циалисты могут вести наблюдение и изучение морского дна. Самым первым
глубоководным погружным аппаратом был батискаф «ФНРС-2» (FNRS **-2),
* Экспедиция на «Силэб II» (осень 1965 г.) — второй этап программы «Человек
в море», осуществляемой ВМС США. В течение 45 суток проводились исследования у бе-
регов Калифорнии. На первом этапе экспедиция на «Силэб I» в составе 4 акванавтов
провела 11 суток на глубине 60 м. — Прим. ред.
** FNRS — Fonds National Beige de la Recherche SciCntifique — Бельгийский на-
циональный фонд для научных исследований, финансировавший постройку батискафов.
Первое погружение на батискафе «ФНРС-2» было совершено 25 октября 1948 г. у о-вов
Зеленого Мыса. — Прим. ред.
42
сконструированный Огюстом Пиккаром в 1948 г. и позднее поступивший
в распоряжение французского военно-морского флота. По своему внешнему
виду он напоминал аэростат: шаровидная стальная кабина была прикреплена
к большой гондоле, наполненной бензином. Улучшенная модель батискафа
под названием «Триест», построенная О. Пиккаром в Италии, была (в апреле
1959 г. —• Ред.) передана военно-морскому флоту США. В 1960 г. батискаф
«Триест» погрузился на глубину 10 915 м и достиг дна одной из глубочай-
ших океанических впадин, известной под названием впадины Челленджера
[Piccard, Dietz, 1961]. Как
«Триест», так и созданный
позднее во Франции бати-
скаф «Архимед» погружались
многократно и дали боль-
шую, интересную информа-
цию, однако подводные аппа-
раты этого типа не получили
широкого применения в прак-
тике морских исследований
из-за высокой стоимости,
сложности в эксплуатации
и малой маневренности.
Несколько более удач-
ными оказались «Ныряющее
блюдце» Ж. Кусто и другие
погружные устройства того
же типа, сочетающие не-
большие размеры с доста-
точно высокой маневрен-
ностью, что позволяет ус-
пешно использовать их при
обследовании неровных уча-
стков морского дна. Глубина
погружения «Ныряющего
блюдца» вначале не превы-
шала 300 м, но уже аппарат
«Дип Стар» («Глубоководная
звезда». —Пер.), сконструи-
рованный фирмой «Вестин-
Рис. У П-12. «Алвин» — глубоководный погружной
аппарат Вудсхолского океанографического инсти-
тута [Terry, 1966].
гауз электрик корпорейшн» в содружестве с Ж. Кусто, много раз опу-
скался на глубину до 1200 м и дал очень интересную информацию.
Аппарат Вудсхолского океанографического института «Алвин»
(рис. П-12), созданный по заказу ВМС США (июнь 1964 г. —Ред.), способен
погружаться до глубины 1800 м. Он оказался очень полезным для морских
геологических исследований. После нескольких лет эксплуатации «Алвин»
затонул, спустя год был поднят на поверхность и ныне вновь находится
в эксплуатации *. Глубоководный аппарат «Алюминаут» фирмы «Рейнолдс
‘IBJ1973—1974 гг. ныряющее блюдце «Сиена», батискафы «Алвин» (подробнее об
«Алвине» см. в книге М. Н. Диомидова и А. Н. Дмитриева [1974]) и «Архимед» были ис-
пользованы для прямых геологических наблюдений дна в районе рифтовой долины Сре-
динно-Атлантического хребта на 36° 50' с. ш. в соответствии с совместной франко-амери-
канской программой «Фэймос». — Прим. ред.
43
метало» — одно из наиболее крупных глубоководных транспортных средств.
Он может погружаться на глубины до 4500 м и находиться под водой в тече-
ние многих дней. Сходная с ним по конструкции подводная лаборатория
«Бен Франклин» в 1970 г. дрейфовала под водой в течение 60 дней вдоль плато
Блейк. Цель дрейфа — изучение особенностей течения Гольфстрим. Не-
сколько компаний, в частности «Перри Кобмобил» и генеральная океаногра-
фическая корпорация «Нектон», сконструировали небольшие двухместные
подводные аппараты с глубиной погружения до 100 м.
Подводная фотосъемка
Самое раннее сообщение о фотосъемках морского дна было сделано
в 1893 г. Б. Бутаном, проводившим подводные исследования у берегов
Алжира. Одетый в водолазный скафандр, Бутан фотографировал мелковод-
Рис. П-13. Глубоководная фото-
камера Лаборатории электроники
военно-морского флота США (тип
III), сконструированная К. Дж.
Шипеком.
1 — подъемное ушко; 2 — алюминие-
вый корпус камеры; 3 — смотровое
окно камеры; 4 — ручки камеры; 5 —
соединительная трубка (из нержаве-
ющей стали); 6 — соединительный
бокс камеры (из нержавеющей стали);
7 — алюминиевый рефлектор; « — пру-
жинный затвор; 9 — опора камеры;
10 — жесткий тросик; 11 — мягкий
тросик; 12 — свинцовый груз; 13 —
головка корпуса камеры (из алюми-
ния); 14 — стальная рама; 15 — мик-
ропереключатель; 16 — электронная
трубка-вспышка и ее пластмассовый
чехол; 17 — предохранительный штифт.
ное морское дно камерой, помещенной в герметический футляр. Незадолго
до второй мировой войны была создана первая фотоустановка с дистанцион-
ным управлением для подводных съемок на глубине менее 200 м [М. Ewing
е. а., 1946]. При включении открытой лампы-вспышки синхронно срабаты-
вал автоматический фотоаппарат, заключенный в медный футляр с застек-
ленным отверстием.
В настоящее время существует много подводных фотокамер, пригодных
для использования практически на любой глубине (рис. 11-13). Они снабжены
электронной вспышкой и механизмом, автоматически перематывающим
Рис. П-14. «Тройка» («подводпые сани») с вмонти-
рованной фотокамерой [ЬаЬаЦ, Peres, Piccard,
1963].
44
пленку, что позволяет за одно погружение получать большое количество
снимков. До начала съемки фотокамеры зависают на некотором расстоянии
над поверхностью дна; это расстояние определяется и выдерживается с по-
мощью пингера. Поскольку для получения серии снимков фотокамеру при-
ходится перемещать в непосредственной близости от дна, есть опасность ее
потерять, но риск полностью компенсируется значительной экономией вре-
мени. Съемку лучше всего производить перемещая фотокамеру от мень-
ших глубин к большим (а не наоборот), что уменьшает вероятность ее потери.
Использование широкоугольных объективов позволяет получать фотоснимки
обширных участков дна. Стереоскопическая фотосъемка наглядно отражает
особенности донного рельефа.
Многочисленные фото-
снимки были сделаны одно-
временно со взятием образ-
цов грунта гигантским дно-
черпателем Кэмпбелла во
время исследований восточ-
ного побережьяСШЛ [Emery
е. а., 1965]. Это дало воз-
можность сравнивать осо-
бенности строения морского
дна по фотоснимкам и дан-
ным грунтового опробова-
ния. Другой эффективный
метод получения фотографий
обширных участков дна со-
стоит в буксировке вблизи
дна подводных саней («трой-
ки») со смонтированными
на них фотокамерой и лам-
пой-вспышкой (рис. П-14);
эта установка была скон-
струирована Ж. Кусто и
Э. Ганьяном [Laban е. а.,
1963]. Серии фотоснимков,
полученных с использованием лампы-вспышки, дают представление о ха-
рактере поверхности дна, которую пересекали «сани». Для мелкомасштаб-
ных съемок донного рельефа применяют фотокамеры автономного действия.
В настоящее время мы располагаем тысячами фотоснимков морского
дна, лишь незначительная часть которых опубликована *. В двух моногра-
фиях [Hersey, 1963; Heezen, Hollister, 1971] сделана попытка систематизи-
ровать и обобщить некоторые наиболее цепные материалы из этого огромного
источника научной информации.
Прекрасные результаты дало подводное фотографирование, выполнен-
ное аквалангистами [Frey, Tzimoulis, 1968]. Получение цветных фотогра-
фий в прозрачной воде на мелководье с помощью новой 35-миллиметровой
фотокамеры не представляет больших трудностей даже для фотолюбителей.
Фотокамеры герметичные, и поэтому нет необходимости заключать их в спе-
* Только при работах по программе «Фэймос» было получено около 100 000 фото-
снимков морского дна. — Прим. ред.
45
цпальные пластмассовые футляры. Однако с увеличением глубины (уже
ниже 3 м от уровня моря) цвета быстро меняются вследствие затухания
к красному концу спектра. Поэтому для получения на фотоснимке подлинной
цветовой гаммы нужен дополнительный источник света, который должен
входить в комплект снаряжения аквалангиста. В прозрачной воде при
естественном освещении до глубины около 40 м можно делать хорошие черно-
белые фотоснимки. При этом целесообразно пользоваться экспонометрами,
хотя они довольно громоздки. Фотоснимки, сделанные вблизи поверхности
моря, могут оказаться слегка размытыми из-за волнового движения. Этот
недостаток устраняется при использовании скоростной фотокамеры или ее
установкой на дне либо закреплением фотографа на скальном выступе или
коралловом рифе.
Измерение придонных течений
Во втором издании книги отмечалось, что в измерении океанских тече-
ний как поверхностных, так и на промежуточных глубинах достигнуты
значительные успехи, однако придонные течения изучены явно недоста-
точно. К сожалению, такое положение сохраняется до сегодняшнего дня.
До сих пор о придонных течениях мы знаем больше по фотоснимкам глубоко-
водных участков океанического дна [Heezen, Hollister, 1971) (на которых
часто видны знаки ряби, оставленные течениями, бороздки и вымоины вокруг
выступов скальных пород и конкреций), чем по данным непосредственных
измерений. Приблизительное представление о характере придонных течений
дает также последовательный ряд фотоснимков, полученных с помощью
камер, прикрепленных к грунтовым трубкам: по ним удается установить
скорость и направление распространения «облаков» осадков, взмученных
при взятии проб трубками IM. Ewing е. а., 1967].
Для пзмерения скорости течений в настоящее время пользуются авто-
номными морскими вертушками Савониуса. Эти приборы, опускаемые на
дно и закрепляемые там, регистрируют скорости придонных течений на
протяжении нескольких суток, а затем автоматически возвращаются на
поверхность [Isaacs, Schick, I960]. Взрыв пиропатрона освобождает прибор
от балласта, удерживающего его на дне, и вертушка в заданное время всплы-
вает на поверхность. При использовании магниевых разъединителей время
возвращения прибора можно рассчитать с точностью до нескольких часов.
Прикрепленные к прибору радиопередатчики включаются в тот момент,
когда он достигнет поверхности моря. Показания прибора записываются
на чувствительную к давлению бумажную ленту, которая приводится в дви-
жение прецизионным двигателем; так регистрируются направление и ско-
рость течения. Однако скорости, превышающие 75 см/сек (1,5 узла), записать
не удается, так как в этом случае отметки на бумажной ленте оказываются
настолько сближенными, что сливаются.
Вертушка Айзекса — Шика неоднократно использовалась для определе-
ния скорости течений вблизи дна подводных каньонов у побережья Калифор-
нии и Калифорнийского полуострова [Shepard, Marshall, 19б9]. Этот прибор
столь же успешно применялся для измерения течений на континентальном
шельфе и при изучении глубоководных океанических течений [Isaacs е. а.,
1966]. Вертушка, установленная в мелководной части подводного каньона
и соединенная кабелем с пирсом Скриппсовского института, позволила
получить запись течений, скорость которых достигла здесь 180 см/сек
ющего его на дне балласта. Если
Рис. II-15. Маятниковый измеритель
течений.
1 — стеклянный шар; 2 — резиновая манжета;
3 — металлический корпус с электронным
разъединительным устройством; 4 — разъеди-
нительный болт, 5 — груз разового использо-
вания; 6 — защитный экран.
46
(3,6 узла) [Inman, 1970]. При этой скорости кабель оборвался и прибор был
утерян. Вертушка Айзекса — Шика была установлена и на дне каньона
Скриппса незадолго до шторма, после которого ее не удалось разыскать;
по-видимому, она была унесена очень сильным течением (см. гл. III).
Для изучения скоростных течений Н. Маршалл разработал недорогой
прибор маятникового типа (рис. П-15); когда течение придает ему опреде-
ленный, заранее заданный угол наклона, он отсоединяется от удержива-
устройство обнаруживают на берегу, это
означает, что течение, освободившее
прибор от балласта, достигло по мень-
шей мере заданной скорости. Когда
прибор на дне, его ограждают специаль-
ным защитным экраном, предохраня-
ющим от столкновений с различными
обломками. Приборы маятникового
типа используются также для измерения
силы и направления придонных тече-
ний; по кинокадрам, заснятым кино-
камерой, смонтированной вместе с при-
бором, можно установить характер
отклонений маятника [Saski е. а.,
1965].
К числу более простых и дешевых
приборов, применяемых для изуче-
ния течений на небольших глубинах,
относятся вертушки, подвешиваемые
к небольшим буям, плавающим на
поверхности моря; эти приборы дают
возможность проследить придонное
течение, поскольку они оказывают
последнему большее сопротивление,
чем буи. Если прибор выносится тече-
нием на мелководье, то вертушка зацеп-
ляется за дно, если же она увлекается
течением на большую глубину, то ока-
зывается слишком высоко над дном.
При всех недостатках с помощью опи-
санного прибора все же можно получить
ценные данные. Дж. Карузерс [Carruthers, 1958] разработал другое несложное
устройство. Оно состоит из пластмассовой бутыли, наполовину заполненной
горячим раствором порошкообразного желатина, на поверхности которого
плавает компас. Бутыль закупоривают и к ней привязывают линь; палка
с грузом увлекает этот прибор на дно. Линь вытравливается с дрейфующего
судна в течение нескольких минут, что позволяет желатину затвердеть,
прежде чем бутыль поднимут на судно. Угол наклона поверхности желатина
варьирует в зависимости от силы течения. Дж. Карузерс составил таблицу,
позволяющую делать достаточно точные вычисления по углу наклона поверх-
ности застывшего желатина.
В настоящее время при изучении придонных течений используют тензо-
метры, а также приборы, основанные на измерении эффекта Доплера, теп-
ловых потоков и электромагнитных полей. Преимущество этих методов —
47
сравнительная безвредность для окружающей водной среды, отсутствие
движущихся деталей и почти мгновенная реакция на изменения скорости
течений, в то время как при использовании вертушек Савониуса существует
определенный методический порог.
Методы изучения механики грунтов *
В тех случаях, когда необходимо разместить на морском дне какой-
нибудь предмет, оборудование или сооружение, научный работник или инже-
нер, производящий эти работы, должен учитывать свойства осадочных пород,
представляющие интерес с позиции механики грунтов. Эти свойства опреде-
ляют степень погружения в рыхлые осадки любого помещенного на дно
объекта, а также медленное погружение его в результате приспособления
структуры осадков к направленному вниз давлению (что в грунтоведении
называется консолидацией или уплотнением грунта). Кроме того, нужно
учитывать, что мощность и свойства осадочного слоя определяют устойчи-
вость подводного склона, т. е. от этого зависит, вызовет ли объект, помещен-
ный на морское дно, какое-либо непосредственное нарушение склона или
обрушение его, в результате чего объект окажется заваленным.
Специалиста по инженерной геологии интересуют практически все те
свойства осадков, которые изучаются обычно геологами и геофизиками, при-
чем особое внимание он должен обращать на устойчивость осадков, степень
уплотнения и мощность различных слоев. Эти свойства грунтов лучше всего
изучать in situ, прибегнув к помощи аквалангистов либо воспользовавшись
погружными транспортными средствами или измерительными приборами
(как автономного действия, так и привязными), опускаемыми с борта
судов.
В литературе по механике грунтов подробно освещается целый ряд
вопросов, представляющих значительный интерес для специалистов в обла-
сти морской геологии и геофизики. К этим вопросам могут быть отнесены
следующие: 1) текстура осадков; 2) уплотнение или реакция осадочных толщ
на значительное внешнее давление; 3) прочность осадков при воздействии
различных нагрузок; 4) проникновение осадков в пробоотборники; 5) дина-
мическая устойчивость грунтов, а также скорость и затухание продольных
и поперечных сейсмических волн; 6) отбор дойных проб с наименьшим нару-
шением пород; 7) устойчивость допных осадков на склонах. Эти вопросы
довольно подробно обсуждаются в статьях Э. Гамильтона [Hamilton,
1970а, 1971], И. Нурнея и С. Гизенского [Noornay, Gizienski, 1969].
Методы приведения результатов лабораторных исследований к естественным
условиям in situ рассматривались Э. Л. Гамильтоном [Hamilton, 1970Ь).
5. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
Методы геофизических исследований морского дна за последнее десяти-
летие существенно усовершенствовались; их использование, как показано
в ряде последующих глав настоящего издания, способствовало коренной
перестройке геологического мышления.
* Этот параграф составлен Э. Л. Гамильтоном (Центр подводных исследований
в разработок военно-морского флота США). — Прим, автора.
48
Сейсмическое профилирование методом отраженных волн (МОВ)
Методика сейсмического профилирования подробно описана Дж. Херси
[Hersey, 1963], но в связи с созданием более совершенной аппаратуры и
появлением огромного количества новых данных Дж. Юингу и М. Юингу
пришлось дать краткий обзор [Ewing, Ewing, 1970], где ими были предста-
влены многочисленные новые профили, полученные Геологической обсерва-
торией Ламонт-Доэрти над глубоководным ложем океана.
Сейсмическое профилирование МОВ сходно с эхолотированием, однако
здесь вместо высокочастотных используются низкочастотные импульсы
упругих волн, которые в меньшей степени поглощаются при прохождении
через слои осадков и коренных пород морского дна. Границы между слоями
осадочных пород получаются на профилях в виде полос, лежащих под дон-
ной поверхностью и выражающихся уплотнением записи. Это дает возмож-
ность выявить строение осадочных слоев, определить глубину залегания
фундамента и других важных границ раздела океанической коры.
Импульсы упругих колебаний посылаются, например, буксируемыми
электроизлучателями типа спаркера, дающими искровой разряд в воду
через определенные промежутки времени. В качестве излучателя импульсов
применяются резонатор, создающий звуковой сигнал в результате электри-
ческого взаимодействия двух разобщенных металлических пластин; так
называемая воздушная пушка, создающая упругую волну путем резкого
выхлопа сжатого воздуха в воду. Приемными устройствами импульсов упру-
гих колебаний служат гидрофоны, буксируемые за кораблем. Для сейсмо-
профилирования во время движения судна со скоростью до 12 узлов оказа-
лось необходимым буксировать сейсмоприемники в гибком шланге («сейсми-
ческая коса»), содержащем последовательно соединенные гидрофоны. Пас-
сивные отрезки шланга для повышения обтекаемости косы подсоединяются
впереди серии гидрофонов и позади нее. Используемые аналоговые регистра-
торы разного типа осуществляют развертку времени, в том числе времени
прихода отраженных волн, в зависимости от расстояния вдоль профиля
[Ewing, Ewing, 1970].
Сейсморазведка методом преломленных волн (МПВ)
Этот метод, используемый для определения состава и строения слоев
земной коры, рассматривается в т. III и IV серии «Море» [J. Ewing, 1963;
Shor, 1963; Hill, 1963; Ludwig e. a., 1970]. Основные принципы проведения
взрывных работ для возбуждения сейсмических волн описаны в различных
руководствах по сейсморазведке [Dobrin, 1960]. По мере продвижения судна
вперед взрывы в воде производятся через определенные промежутки вре-
мени. Взрывы регистрируются гидрофоном или геофоном, закрепленными
на буе или установленными на неподвижном судне; при этом расстояние
между пунктом взрыва и приемным устройством постепенно изменяется.
При благоприятных условиях на годографе для стационарного гидрофона
будет видна волна, соответствующая поверхности раздела слоя, на которой
происходит возрастание скоростей упругих волн. На основании этих данных
можно установить скорость распространения упругих волн в слое, залега-
ющем ниже каждой такой границы; следовательно, путем сопоставления
с известными скоростями прохождения волн в разных породах можно до-
вольно надежно определить вероятный тип пород, слагающих различные
49
слов под океаническим ложем. Можно также составить некоторое предста-
вление о падении и глубине залегания этих поверхностей раздела.
В настоящее время МПВ используется сравнительно редко, поскольку
МОВ дает непрерывную запись и обходится значительно дешевле, требуя
меньших затрат времени как при полевых работах, так и в лаборатории.
Однако глубинность МОВ ограничена, что не позволяет исследовать наи-
более глубокие слои океанической коры; поэтому для изучения границы
Мохоровичича приходится применять ГСЗ либо привлекать данные о земле-
трясениях.
Гравиметрические измерения
Первоначально измерения ускорения силы тяжести на море проводи-
лись только с подводных лодок, которые в погруженном положении не испы-
тывают влияния волнения. Система измерения с помощью нескольких маят-
ников, разработанная Ф. Венинг-Мейнесом [Vening Meinesz, 1929], могла
быть использована только при условии отсутствия качки. В настоящее
время все гравиметрические измерения проводятся с борта обычных судов*.
Вопросы измерения ускорения силы тяжести также рассматриваются в т. III
и IV серии «Море» [Worzel, Harrison, 1963; Talwani, 1970а]. За период
времени, прошедший между выпуском этих двух томов, конструкция наборт-
ных гравиметров была значительно усовершенствована [LaCoste е. а., 1967].
Гравиметры нового типа монтируются на гиростабилизированных платфор-
мах. М. Тальвани [Talwani, 1970а] описал более совершенный тип грави-
метра — струнный с силовой стабилизацией.
В связи с общим признанием факта существования в мантии конвекцион-
ных течений (см. гл. V) возрос интерес к изучению длинноволновых анома-
лий, вычисляемых, в частности, по возмущениям орбит спутников. Благо-
даря применению новых методов роль гравиметрических исследований
значительно возросла.
Измерение магнитных аномалий
Простой и недорогой способ измерения полной напряженности геомаг-
нитного поля магнитометром, буксируемым судном или самолетом **, за
последнее десятилетие получил необычайно широкое признание среди мор-
ских геологов и геофизиков, так как изучение линейных магнитных анома-
лий оказалось наиболее эффективным средством проверки разрастания
океанического дна и определения его параметров (см. гл. V). В уже упоми-
навпсихся т. III и IV серии «Море» помещены удачные обобщения по магне-
тизму океанического дна и магнитным аномалиям [Bullard, Mason, 1963;
Heirtzler, 19701- Установлено, что чередующиеся полосы положительных
и отрицательных магнитных аномалий ориентированы в целом параллельно
осям срединно-океанических хребтов, где происходит подъем и излияние лав.
При сопоставлении аномалий по разные стороны разломов были обнаружены
значительные смещения земной коры, которые могут быть объяснены
* Вопросы теории, методики, техники морских гравиметрических измерений,
а также их результаты систематически публикуются в сборниках «Морская гравиметрия»,
издаваемых МГУ им. М. В. Ломоносова. — Прим. ред.
** Этот метод описан В. Вакье во 2-м издании «Морской геологии». — Прим, автора.
4 Заказ 1054
50
с помощью тектоники плит. В настоящее время большинство океанографиче-
ских экспедиций проводит магнитные измерения на всем протяжении рейса
судов *.
Измерения теплового потока
В глубоководном океаническом ложе, где температуры почти постоянны,
имеются идеальные условия для измерения теплового потока, идущего из
недр Земли. С обобщающими обзорами по этому вопросу опять-таки можно
ознакомиться в книгах серии «Море» [Bullard, 1963; Langseth, Von Her-
zen, 1970].
Зонды для измерения температурного градиента вводятся в донный
грунт. Они содержат два элемента (или более) для измерения температуры,
показания их регистрируются самописцем, находящимся в герметическом
контейнере. Многие измерения выполняются одновременно с взятием ко-
лонки донного грунта, так как зонд присоединяют к грунтовой трубке.
Для того чтобы на измеряемую температуру отбор пробы не оказывал влия-
ния, принимают тщательные меры предосторожности. В качестве термочув-
ствительного элемента используется термопара или термистор. Этот метод
более подробно описан Э. Буллардом.
По данным М. Лангсета и Р. фон Херцена, к июлю 1968 г. было выпол-
нено около 3000 замеров теплового потока. Эти измерения оказались очень
важными для понимания характера вулканической активности на срединно-
океанических хребтах, сопутствующей разрастанию океанического дна.
При изучении разных океанических хребтов были получены сходные ре-
зультаты.
* Этим и подобным исследованиям посвящена книга В. Вакье «Геомагнетизм в мор-
ской геологии», перевод которой на русский язык будет издан Ленинградским отделением
издательства «Недра» в 1976 г. — Прим. ред.
ГЛАВА
III
ВОЛНЫ И ТЕЧЕНИЯ
Океанские волны и течения являются объектом специального изучения
физической океанографии, поскольку роль их в развитии берегов, преобра-
зовании континентальных шельфов, переносе и накоплении осадков весьма
значительна. Этим объясняется также их тесная связь с геологическими
аспектами океанографии.
Проблемы влияния технических сооружений на состояние и сохранение
пляжей и бухт можно решить только при хорошем знании законов механики
волн и гидравлики морских течений. Однако во избежание длинных описа-
ний узкоспециального характера мы опускаем большую часть расчетов,
данных во втором издании книги. Читателю, желающему подробнее ознако-
миться с этими вопросами, мы рекомендуем обратиться ко второму изданию
«Морской геологии»*, а также к работам Б. Кинсмена [Kinsman, 1965]
и О. М. Филлипса [Phillips, 1966].
Первые исследования волн и течений относятся по меньшей мере к вре-
менам Леонардо да Винчи, изучавшего еще в 1480 г. природу волнового
движения. В 1513 г. Понсе де Леон оказался первооткрывателем мощного
океанского течения Гольфстрим, первую карту которого составил Б. Фран-
клин. На протяжении последнего столетия волны и связанные с ними тече-
ния привлекали серьезное внимание математиков, физиков и инженеров
разного профиля. В годы второй мировой войны появилась необходимость
разобраться в вопросе распространения волн от штормовых центров в связи
с подготовкой союзниками десантных операций, что в свою очередь стимули-
ровало бурное развитие океанографических исследований. С тех пор военные
инженеры и океанографы продолжают вести научный поиск в этом напра-
влении. Появился целый ряд публикаций, подготовленных Научно-исследо-
вательским центром береговых сооружений инженерных войск США (в про-
шлом Комиссия по изучению эрозии пляжей). Океанские течения являются
также одним из важнейших объектов исследований во всех океанографиче-
ских институтах.
1. ВЕТРОВЫЕ ВОЛНЫ
Когда ветер дует над поверхностью воды, его энергия передается воде
под действием тангенциального давления, неравномерного вследствие тур-
булентной природы воздушного потока. Вначале на поверхности воды
в результате воздействия ветра появляется волновая рябь, которая затем
* Ф. П. Шепард. Морская геология. Л., «Недра», 1969, с. 53—79. — Прим. пер.
4*
52
перерастает в волны, создающие зкранирующпй эффект на их подвет-
ренных склонах. Это в свою очередь приводит к распространению волн в на-
правлении движения ветра.
Существуют различные типы волн: волны Эри, Стокса и одиночные.
Первые два типа имеют соответственно синусоидальную (круговую или
эллиптическую) и трохоидальную (напоминающую движение точки на
Рис. III-1. Схема синусоидальной волны с высотой II и длиной L, распространяющейся
с фазовой скоростью С на глубине h (а) и орбитальная скорость и диаметр волн Эри для
глубокой воды (б).
А — траектория, описываемая частицей воды при перемещении волнового профиля от точки О. Диа-
метр орбиты на поверхности равен высоте волны (d = Н); Б — уменьшение орбитального диаметра
с глубиной для волны, когда глубина воды равна длине волны L.
ступице вращающегося колеса) формы. Одиночные волны характеризуются
изолированными гребнями и широкими ложбинками между ними. Основ-
ные параметры волн: высота Н, определяемая как вертикальное превышение
гребня над ложбиной (рис. III-1, а), длина L —расстояние по горизонтали
между двумя соседними гребнями. Высота показательной волны опреде-
ляется как среднее высот х/3 наиболее крупных волн, измеряемых через
определенные промежутки времени (как правило, через 20 мин). Время после-
довательного прохождения двух гребней через одну и ту же точку в про-
странстве называется перподом волны Т, измеряемым в секундах. Период
показательной волны есть средняя величина периодов х/3 наиболее высоких
53
из наблюденных волн. Скорость волны С, или скорость распространения ее
профиля в пространстве, равна отношению длины волны к периоду, т. е.
С = LIT.
Частицы воды в волнах Эри (наиболее простой тип волн синусоидаль-
ной формы) в случае распространения их на глубоководных акваториях
описывают замкнутый круг в течение одного волнового периода. На мелко-
водье для волн Эри более характерна трохоидальная форма; профиль этих
волн напоминает автомобильное колесо, буксующее на скользкой поверх-
ности и продвигающееся вперед лишь на незначительную часть описываемой
нм окружности (рис. Ш-1, б). В общем, в результате поступательного дви-
жения этих волн плавающий на поверхности воды предмет будет передви-
гаться к берегу, а если он находится в открытом море, то направление его
перемещения будет совпадать с направлением ветра, порождающего вол-
нение.
В штормовых центрах волны очень неоднородны, и создается впечатле-
ние, что они движутся в различных направлениях, однако их движение
летается более или менее параллельным направлению ветра. Волны, возни-
кающие непосредственно в штормовом центре или вблизи него, называются
морскими. Они движутся от центра своего зарождения, и в тех случаях,
когда они не подвержены воздействию ветра, их форма становится значи-
тельно более пологой, по профилю они напоминают синусоидальные волны.
К тому же длинноперподные волны распространяются с большей скоростью,
чем короткопериодные. Пологие волны за пределами штормовых районов
называются зыбью. Максимальная замеренная высота морских волн во
время штормов достигает 30, тогда как высота волн зыби не превышает 15 м.
Волнение резко затухает с глубиной, что объясняет отсутствие
влияния его на движение подводной лодки, погрузившейся на значитель-
ную глубину. Движение волн практически прекращается на глубине, при-
близительно равной х/2 длины волны; однако для длинповериодных волн,
опережающих сильные штормы, оно еще остается заметным на глубине
сотен метров *. Наиболее поразительным свойством волн, зарождающихся
в штормовом центре, является их способность латерально распространяться
на тысячи километров над глубинами океана. Покидая штормовой район,
эти волны утрачивают энергию в очень незначительной степени. Как правило,
на протяжении первой тысячи километров волны теряют не более половины
первоначальной высоты. Штормовые волны, зародившиеся в Антарктике,
могут достичь западного побережья США, где они разбиваются с такой силой,
что вызывают значительное разрушение пляжей **. В некоторых районах,
особенно у побережий Южной Калифорнии и Марокко, мощные прибойные
волны часто возникают совершенно независимо от местной погоды: они посту-
пают из отдаленных штормовых центров. Используя судовые метеосводки,
можно довольно точно предсказывать высоту прибойных волн, а также время
появления наиболее высоких бурунов, порожденных штормами на расстоя-
нии многих тысяч километров от берегов, у которых эти волны закончат
свое перемещение.
* По данным советских геологов [Леонтьев, 1961; Зенкович, 1962], волновые дви-
жения проявляются в так называемой зоне волнового воздействия, мощность которой
оценивается в 1/2—Vs длины волны. — Прим. ред.
** Непосредственное волновое воздействие на приглубые берега осуществляется
в виде ударов, максимальная разрушающая сила которых достигает многих десятков
-тонн-силы на квадратный метр [Кленова, 1948; Зенкович, 1962]. — Прим. ред.
54
Преобразование волн с уменьшением глубины водыа
Прибойные волны (буруны)
Типичная океанская зыбь на значительной глубине имеет большую
длину, относительно малую высоту и форму, близкую к синусоидальной.
Однако при выходе на мелководье, где глубина становится приблизи-
тельно равной г/в длины волны на глубокой воде, скорость и длина волн
уменьшаются. Поскольку энергия волн сохраняется, высота их возрастает,
а гребни становятся настолько крутыми, что приобретают сходство с заост-
ренными пиками; гребни разделяются относительно плоскими ложбинами.
Высота волн в зоне прибоя иногда может в несколько раз превышать высоту
волн в открытом море. Высота особенно отчетливо возрастает у длиннопе-
риодных волн зыби, порожденных далекими штормами, в то время как для
штормовых волн, образовавшихся недалеко от берега и имеющих меньшую
длину, высота увеличивается незначительно.
Когда глубина на акватории приблизительно равна длине волны, по-
следняя разрушается, частицы воды устремляются вперед в едином потоке
и обрушиваются на берег. Если волны зыби идут над пологим дном, типич-
ное отношение высоты волны Н к глубине бассейна 1г на внешней стороне
прибоя составляет H/h = 0,78, тогда как для короткопериодных волн с
большей крутизной это отношение приближается к 0,6. Поэтому мы наблю-
даем разрушение штормовых волн гораздо дальше от берега (по сравнению
с длинноперподными волнами зыби той же высоты). Например, у берегов
Ла-Холья в Калифорнии крупная зыбь редко разрушается на 5-метровой
глубине у конца волнолома Скриппсовского института, однако штормовые
волны часто разрушаются на значительном расстоянии от внешней стороны
этого пирса.
Пересекая зону прибоя на небольших лодках, нужно помнить о взаимо-
связи между высотой бурунов и глубиной воды, но при этом гораздо важнее
учитывать изменения волновой системы. Хорошо известна поговорка, что
каждый седьмой вал —• самый мощный. В действительности серии больших
И малых волн могут следовать одна за другой с довольно неправильными
интервалами, поэтому наиболее подходящим моментом для пересечения
зоны прибоя является тот, когда вслед за группой высоких волн подходят
сравнительно низкие.
Последовательное сочетание больших и малых прибойных волн
называется ритмом прибоя.
Существует несколько типов прибойных волн: 1) ныряющие буруны
(рис. Ш-2, а), имеющие асимметричную фронтальную ложбину с более
крутым склоном, обращенным к берегу; как правило, они образуются при
длинных низких волнах зыби, приближающихся к отлогому берегу; 2) сколь-
зящие буруны (рис. III-2, б), имеющие крутую фронтальную часть, но ли-
шенные ложбины; они обычно возникают при короткопериодных ветровых
волнах; 3) волны всплеска (рис. 1П-2, в), которые, по существу, не разби-
ваются, а лишь вызывают колебания уровня воды у крутых берегов. Наи-
более опасны буруны с вогнутой фронтальной частью, так как вода в этом
случае низвергается отвесно с огромной силой.
Проведенные X. Иверсеном [Iversen, 1953] опыты в искусственном
бассейне, показали зависимость типа буруна от степени крутизны глубоко-
водной волны (выражаемой отношением Н/Т2, где Н — высота волн откры-
того моря, м; Т волновой период, сек) и от уклонов берегового склона
55
Рис. Ш-2. Прибойные волны.
а__б — буруны (а — ныряющий, б — скользящий). Фото автора; в —
волны всплеска у крутого пляжа Канапали, о. Мауи. Фото Д. Л. Ин-
мена.
56
(рис. III-3). Скользящие и ныряющие буруны на крутых береговых скло-
нах характеризуются более высокими, чем на отмелых берегах, значениями
отношения между крутизной и длиной волны. Скользящие буруны будут
образовываться у приглубых берегов при сравнительно высокой крутизне
волн открытого моря, и наоборот, для образования ныряющих бурунов у от-
мелого берега крутизна волн открытого моря должна быть сравнительно
небольшой. На рис. III-3 показано также соотношение между ныряющими
Уклон пп яжа 1:20 1:10
1:50
бурунами и волнами
всплеска. Следует отме-
тить, что на более поло-
гих береговых склонах
волны всплеска не обра-
зуются.
Рефракция,
дифракция
и отражение волн
Другой особенностью,
свойственной относительно
однородным океаническим
волнам, выходящим на
мелководье под некоторым
углом к берегу, является
изгиб гребней, происходя-
щий в результате замед-
ления волнового движе-
ния. Серии волн, идущих
над отмелым береговым
склоном, изгибаются,
стремясь располагаться
более параллельно отно-
сительно берега. Энергия
0,01 0,02 0,04 оро 0,1 0,2 0,4 0,6 0,8
Крутизна волны
-----1--------2 ------3
Рис. III-3. Диаграмма соотношения между типами бу-
рунов, уклоном пляжа и крутизной морских волн
[Iversen, 1953].
1—2 — буруны (г — ныряющий, 2 — скользящий); в — вол-
ны всплеска.
волны на единицу ее длины вдоль гребня снижается вследствие расхо-
ждения ортогоналей (волновых лучей) по мере того, как гребни обращаются
выпуклой стороной к берегу.
Если дно океана неровное, то гребни волн обнаруживают некоторую
тенденцию к ориентации в соответствии с направлениями изобат (рис. II1-4).
Этот процесс получил название волновой рефракции. Наличие подводных
долин на морском дне вызывает так называемую дивергенцию: еще более
значительное расхождение ортогоналей; развитие бурунов в головной части
этих долин заметно снижается. Над сопряженными с ними подводными воз-
вышенностями ортогонали собираются «в пучок» — процесс, получивший
название конвергенции; в этом случае высота бурунов значительно умень-
шается. Довольно обычным для этого сочетания дивергенции и конвергенции
(т. е. разрежения и сгущения ортогоналей) является возникновение над
примыкающей к подводной долине стороне подводной возвышенности буру-
нов, в 10 раз более высоких, чем непосредственно над долиной (рис. Ш-5).
В результате высадка на берег при наличии прибоя значительно легче в тех
местах, где подводные долины подступают к самому берегу. Такие
порты, как Назаре на западном побережье Португалии и Кап Бретон на
57
Рис. IП-4. Диаграмма рефракции волн, показывающая сгущение ортогоналей над под-
водной возвышенностью (а), приводящее к образованию более высоких бурунов с внутрен-
ней стороны возвышенности, и разрежение их над подводной долиной (б), в результате чего
в ее головной части возникают буруны относительно меньшей высоты.
I — изобаты; II — ортогона ли; ITT — волновые гребни; 1 — дивергенция; 2 — конвергенция.
Рис. Ш-5. Ячеистая
структура циркуляции
течений при длиннопе-
риодных волнах, иду-
щих вдоль пляжа к югу
от Скриппсовского ин-
ститута [Shepard, Inman,
1950].
Скорости течений замерены
по данным погруженных в
воду и поверхностных буев.
Волновой период на 16/XII
1948 г. 10,3 сек.
1 — наблюденные (при от-
сутствии замеров) скорости;
2 — течение отсутствует;
3—5 — скорости течений,
м/сек (3 — 0—13; 4 — 13 —
26; 5 — 26—52); 6 — опор-
ные станции с тройными
наблюдениями: а — поверх-
ностный буй (станция на-
блюдения), б — буй на сред-
них глубинах, в — буй, за-
крепленный на дне; 7 —
волнолом Скриппсовского
института; 8 — реперы; 9 —
изобаты, м. —высота бу-
рунов.
58
юго-западном побережье Франции, обязаны своим возникновением смяг-
чающему воздействию подводных долин на активность прибоя; поэтому
рыбаки спускают лодки на воду на тех участках берега, к которым наи-
более близко примыкают вершины подводных долин.
Когда гребень волны проходит над волноломом у входа в гавань, сис-
тема волн нарушается, однако часть волновой энергии передается в напра-
влении, перпендикулярном к направлению распространения волн; это слу-
жит причиной образования небольших волн на акватории, защищенной
волноломом (рис. Ш-6). Данное явление получило название дифракции.
Рис. [Ц-6. Обобщенная
диаграмма дифракции
волн, прошедших волно-
лом, за которым глу-
бина не изменяется
([Dunham, 1951, рис. 6]
и данные доклада Служ-
бы эрозии берегов, № 4,
рис. 21).
Каждое деление сетки равно
длине волны, не подверг-
шейся дифракции. Кри-
вые — последовательное по-
ложение гребней волн после
дифракции. Коэффициент К'
равен отношению высоты
волны, не претерпевшей ди-
фракции, к высоте волны
в тени волнолома.
Крутизна волны несколько возрастает по мере приближения ее к отвес-
ному берегу. В этом случае большая часть энергии отражается; волна,
отраженная от берега, уходит в открытое море, подобно шару, отскакива-
ющему от борта биллиардного стола. Фактически в природе существует мало
отвесных береговых уступов, так что отраженные волны, как правило, сильно
уменьшаются по высоте. Там, где отраженная волна разбивается о выступа-
ющий волнолом, может возникнуть высокий фонтан. Волны другого типа
распространяются вдоль берега, они получили название краевых, или
пограничных.
Береговые волновые течения
Если волны подходят к берегу под углом, то в пределах прибойной
зоны образуются течения, играющие важную роль в распределении берего-
вых песчаных осадков. Благодаря строго прямолинейному движению частиц
воды в трохоидальных волнах обеспечивается перенос воды к берегу. Пляж,
однако, является почти непреодолимым препятствием, способным свести на
59
неТ усилия устремляющегося к берегу водного потока. Значительное повы-
шение уровня воды у берега создает силу, направленную по нормали от
берега, в результате чего должно возникнуть уравновешивающее движение
того же направления. Если фронт наступающей на берег волны направлен
по отношению к нему под некоторым углом, в возникающем обратном потоке
появляется отчетливая составляющая, ориентированная вдоль берега, в ре-
зультате чего образуется течение, получившее наименование вдольберегового.
Его распространение обычно ограничено зоной прибоя. Скорость течения
Рис. II1-7. Типичное разрывное течение, несущее взмученную воду по
направлению к морю.
Хорошо заметны пенные гребни на фронтальной части каждой обращенной
к морю волны в вершине разрывного течения.
в пределах этой зоны должна была бы неопределенно возрастать вдоль
всего берега; однако этого не происходит, так как в разобщенных друг от
друга участках возникают направленные от берега так называемые разрыв-
ные течения (рис. III-5, III-7). После того как последние минуют зону при-
боя (при этом с настолько большой скоростью, что у обычных пловцов не
хватает сил плыть против течения), фронт волн расширяется, образуя так
называемые вершины разрывных течений; за пределами этих участков вод-
ные массы вновь поступают в зону прибоя в виде обычных волн.
Водная циркуляция совершенно особого типа возникает в связи с ре-
фракцией волн, имеющей место у тех участков побережий, где наблюдается
чередование подводных долин и возвышенностей — подводных водоразделов
(рис. III-5). Конвергенция волн над возвышенностями, разделяющими до-
лины, вызывает повышение уровня воды вдоль прилегающего берега, а это
в свою очередь ведет к образованию расходящихся вдольбереговых тече-
ний. Последние сталкиваются с более слабым течением противоположной
60
направленности, обусловленным дивергенцией в пределах головной части
подводной долины. В результате разрывные течения, часто имеющие весьма
значительную скорость, вблизи подводных долин устремляются в открытое
море. В некоторых случаях они проходят непосредственно над подводной
долиной и, теряя скорость, приводят к отложению значительного количества
осадочного материала.
Неоднократно сообщалось о том, что волны во время прибоя сопрово-
ждаются сильным придонным противотечением, идущим под наступающими
на берег волнами, что может привести к гибели пловцов. Это в корне ошибоч-
ное представление сложилось, по-видимому, в связи с тем, что сильный отток
воды, наблюдающийся у крутых берегов, действительно увлекает за собой
неосторожных купальщиков. Как только подходит следующая волна, отток,
изменяя свое направление на обратное, превращается в накат; в это время
придонное течение начинает двигаться вверх по склону. Таким образом,
ход процесса совершенно противоположен описанному в гипотезе мифиче-
ского «придонного противоречия». Однако при измерениях скорости
течения в ряде мест вблизи дна можно обнаружить отчетливое движение
воды в направлении к открытому морю. А в разрывных течениях движение
воды направлено от берега как в придонной части, так и на поверхности.
Придонные разрывные течения, как правило, лишь незначительно выходят
за пределы зоны прибоя. Однако на поверхности моря разрывное течение
может лишь в редких случаях распространяться в море на расстояние до
1 км. Если тонущий пловец проглотит столько воды, что его вес превысит
вес вытесненной им воды, то он, захваченный разрывным течением, может
быть увлечен в глубь потока или даже оказаться на дне.
2. КАТАСТРОФИЧЕСКИЕ ВОЛНЫ
Наряду с собственно ветровыми волнами (и их разновидностями —-
морскими волнами и зыбью) существуют волны другого типа — катастро-
фические, которые могут причинять страшные бедствия прибрежным посе-
лениям. Их принято считать приливными волнами, в действительности же
они совершенно не связаны с приливами. К этому типу волн относятся цу-
нами (морские волны, вызываемые подводными землетрясениями), штор-
мовые (или штормовые нагоны) и оползневые. Они обрушивают на берег
в течение какого-то периода времени огромные массы воды. В зависимости
от причины возникновения волны подходят к берегу поодиночке или
группами, когда подъемы уровня моря чередуются с периодами его
понижений.
Цунами
Слово цунами (tsunami) заимствовано из японского языка, на котором
оно приблизительно означает «высокий уровень воды в гавани». Японцы
используют этот термин для обозначения штормовой волны, нагоняющей
воду на берег как в бухтах, так и на открытом побережье. Цунами образу-
ются в результате тектонических подвижек океанического дна либо извер-
жений подводных вулканов. Зарегистрировано, что эти волны поднимались
на высоту до 41 м над уровнем моря [Johnson, 1919, с. 41]. Достаточно вспом-
нить японские цунами, которые нанесли большой материальный ущерб
и стали причиной гибели многих людей. Начиная с 1946 г. разрушительные
61
“ствия цунами с особой силой сказались на Гавайских островах и в южной
Аляски. Если разрушения в Японии и на Аляске были связаны с под-
Чи;кками соседних участков морского дна [Van Dorn, 1965], то почти все
убительные цунами, обрушивавшиеся на Гавайские острова, пришли из-
влеки, в том числе из таких отдаленных районов, как западное побережье
Южной Америки. В единственном случае, когда действию разрушительных
пунами подверглась прибрежная территория США (штат Калифорния),
волны также пришли издалека. Фактически цунами не наносили серьезного
ущерба США до того момента, когда от них, вызванных землетрясением на
Аляске в марте 1964 г., пострадали Северная Калифорния и Орегон.
В Атлантике почти не было сильных цунами, хотя во время Лиссабон-
ского землетрясения 1755 г., когда морские волны хлынули в устье р. Тежу,
уровень воды в ней поднялся на 12 м и нижняя часть города оказалась разру-
шенной. Эта катастрофа, обусловленная сбросовыми движениями у берегов,
захватила соседние Азорские острова, на протяжении своей истории неодно-
кратно страдавшие от других цунами; она сказалась и на таких сравнительно
удаленных районах, как Гибралтар. Порт-Ройал на о. Ямайка в 1692 г.
был частично разрушен волнами, возникшими вследствие локальных текто-
нических подвижек. Разрушительные цунами во время землетрясения 1964 г.
на п-ове Аляска были вызваны значительными оползнями в заливах. В ре-
зультате образования тектонических разрывов у побережья Аляски и опол-
зания крупного массива Пород, опрокинувшегося в юго-восточном напра-
влении, волны понеслись к Калифорнийскому побережью и вызвали серь-
езные разрушения в г. Кресент-Сити [Van Dorn, 1964]. В заливах Аляски
вода местами поднялась на высоту 52 м; вероятно, это было обусловлено
оползнями на морском дне, а не тектоническими подвижками [Plafker
е. а., 1969].
В большинстве случаев цунами возникают, по-видимому, в результате
импульсных тектонических движений на дне океанов вдоль глубоководных
океанических желобов. Эти движения, сопровождаемые глубокофокусными
землетрясениями, вызываются, по всей вероятности, резким опусканием
либо поднятием значительных участков морского дна, в результате чего
смещенные водные массы стремительно низвергаются в зону опускания
или перемещаются, удаляясь с поднятых участков дна. Участки, подвер-
женные импульсным поднятиям и опусканиям, обычно имеют вытянутую
форму, и максимальная энергия волн направлена перпендикулярно к оси
их контура [Van Dorn, 1965]. Этим можно объяснить, почему цунами, обра-
зовавшиеся вследствие землетрясений 1946 и 1957 гг. и пришедшие со сто-
роны Алеутского желоба, причинили серьезный ущерб на Гавайских остро-
вах и не вызвали разрушений на западном побережье США, а волны, воз-
никшие после землетрясения 1964 г. и подошедшие от северо-восточного
приподнятого участка Аляскинского шельфа [Van Dorn, 1964], нанесли
ущерб западному побережью США, но не повредили Гавайским островам.
В результате глобального изучения цунами выяснилось, что смещения,
происшедшие в глубоком Чилийском желобе, были достаточными, чтобы
направить разрушительные волны к Гавайским островам и вызвать тем
самым бедствие в Хило в 1960 г. [Eatone, а., 1961]; однако наибольшие
разрушения произошли вдоль Чилийского побережья [Sievers, 1961].
При движении над глубинами океана цунами распространяются зна-
чительно быстрее, чем обычные ветровые волны. Скорость волн цунами при
пересечении Тихого океана согласно проведенным измерениям составляет
62
в среднем 725—800 км/ч. Ее можно рассчитать по формуле С = У gh, где
С — скорость волны; h — глубина моря.
Высота волн цунами обратно пропорциональна корню четвертой сте-
пени из значения глубины моря. Таким образом, высота цунами при пересе-
чении ими океана очень невелика, поэтому обнаружить эти волны с судов
трудно; их высота возрастает только по мере замедления скорости, при
подходе к мелководному шельфу, приближении к берегу либо во время
Рис. III-8. Максимальные высоты волн цунами в 1946 г. на Гавайских островах
[Shepard е. а., 1950].
Изобаты проведены через 2000 футов. Высоты даны в футах.
прохождения через узкие воронкообразные заливы. Цунами могут подхо-
дить к берегу, имея крутую фронтальную часть, подобно бору (сильному
приливному течению), или же могут воздыматься как обычные приливные
волны. Период между двумя наступлениями волн цунами на берег всегда
довольно длительный, но чаще всего колеблется между 10 и 30 мин.
В 1946 г. цунами на Гавайских островах исследовались тремя учеными,
и автору, находившемуся в их числе, удалось лично наблюдать действие
этих волн [Shepard е. а., 1950]. На рис. III-8 приведена карта максималь-
ных высот волн цунами у различных островов Гавайского архипелага.
Согласно этим данным наиболее высокие волны возникали, как и следовало
ожидать, на северных берегах островов, так как цунами шли в направлении
с севера на юг. На основании проведенных наблюдений удалось сделать
следующие выводы.
63
1 Волны цунами в Тихом океане, которым предшествовали землетря-
явились результатом движений земной коры вдоль некоторой линии,
Се о в каком-то узколокальном участке, как, например, при подводных
а не в
оползнях.
2 Причинами возникновения цунами являются сбросовые явления.
Согласно В. Ван-Дорну [Van Dorn, 1965], «отсутствие бора и основного
желоба указывает на источник колебаний, расположенный на одной прямой
с осью Алеутской дуги в результате сброса в южной ее части».
3 . Цунами способны проходить тысячи километров, сохраняя при этом
энергию, достаточную для того, чтобы подняться до 5 м и более вверх по
незащищенному берегу, обращенному к приближающейся волне.
4 . Первым предупреждением о приближающейся волне следует считать
отступание воды от берега, хотя ему часто предшествует слабовыражелный
гребень.
5. Первая волна не самая крупная.
6. Как правило, высота волн относительно выше над подводными воз-
вышенностями и ниже над долинами. Эта особенность сохраняется и в том
случае, если указанные элементы рельефа дна находятся на больших глу-
бинах.
7. У выдающихся мысов, окруженных значительными глубинами, вы-
сота волны обычно небольшая. Она существенно уменьшается при наличии
ограждающих берег коралловых рифов.
8. Высота волны возрастает при входе в небольшие воронкообразные
бухты, но в вершинах длинных эстуариев она обычно невелика.
9. Волны огибают округлые острова правильной формы без сущест-
венной потери энергии, но бывают значительно ослаблены при обходе остро-
вов вытянутой формы и угловатых очертаний.
Наводнения, вызываемые цунами, часто приводят к изменению берего-
вой линии. Их воздействие на береговые обрывы происходит при значительно
более высоких уровнях воды, чем в случае обычных волн. К тому же ва-
луны и другой обломочный материал часто наносятся на прибрежные рав-
вины и остаются там в виде беспорядочных нагромождений.
Штормовые волны (штормовые нагоны)
Сильные штормы, например ураганы и тайфуны, часто сопровождаются
наводнениями, затопляющими обширные прибрежные области. Уровень
моря на прибрежных низменностях и вблизи них значительно повышается
главным образом под действием ветров, дующих по направлению к берегу,
вследствие чего на берег нагоняются одна пли несколько штормовых волн,
которые обычно образуются во время высоких приливов. Если к тому же
в сторону берега дует очень сильный ветер, могут произойти огромные раз-
рушения. Когда в августе 1969 г. ураган «Камилла» (порывы ветра дости-
гали 370 км/ч) обрушился на берег Миссисипи, уровень воды в реке поднялся
на 9 м, возникли волны большой разрушительной силы. Все береговые соору-
жения на затопленной территории оказались разрушенными, и человеческие
жертвы исчислялись сотнями. Известен случай, когда штормовая волна
меньшей высоты принесла еще более жестокие бедствия: в 1900 г. г. Галве-
стон (штат Техас) был полностью разрушен, погибло почти все его семитысяч-
ное население.
В настоящее время появилась возможность заранее предупреждать
о приближении ураганов, поэтому сейчас они причиняют несколько меныпие
64
бедствия; однако иногда предупреждения запаздывают или на них не обра-
щают достаточного внимания, и тогда катастрофа становится неизбежной.
Все же волноотбойные стены, такие как в Галвестоне (построенные после
катастрофы 1900 г.), спасли много жизней и имущества. Большинство ура-
ганов зарождается в открытом океане. В настоящее время разрабатываются
методы обработки центров ураганов химическими препаратами с воздуха,
за счет чего удается разрушить ураганные волны до того, как они обру-
шатся на берег.
Рис. Ш-9. Ровный песчаный берег п-ова Матагорда до урагана
«Карла» (1961 г.) (а) и через 6 дней после него с заново открытыми
водоотводными каналами и намывными дельтами, образованными
в пределах пляжа (б). Фото Береговой и Геодезической службы
США.
Ураганы могут видоизменять конфигурацию берегов в еще более зна-
чительной степени, чем цунами. С 1940 г. ряд организаций проводил аэро-
фотосъемку береговой линии США и получил последовательные серии аэро-
фотоснимков. Это дало возможность графически представить характер изме-
нений, вызванных действием ураганов, в особенности вдоль пляжей и низ-
ких песчаных островов на восточном побережье США и у берегов Мексикан-
ского залива; результаты этих исследований описаны автором и Г. Уон-
лессом [Shepard, Wanless, 1971]. После ураганов на длинных песчаных
островах часто появляются узкие заливы (рис. Ш-9), а заливы, перекрытые
в устьевой части песчаными косами, открываются заново. Во время прохо-
ждения центра тайфуна пляжи и береговые дюны под воздействием резких
колебаний уровня моря и яростного напора волн подвергаются значительной
эрозии. Образовавшиеся в дюнах вымоины позднее могут оказаться запол-
ненными песчаными наносами. Пляжи также, как правило, довольно быстро
65
танавливаются. Кроме того, транспортируемые во время урагана через
В.°Сивы морские осадки отлагаются на внутренней стороне этих заливов,
образуя приливно-отливные дельты.
Волны, вызванные оползнями
Локальные волны, возникающие при подводных оползнях, отличить
т цунами довольно трудно. В частности, такие волны наблюдались во время
землетрясения 1964 г. на Аляске. Однако волны оползневого происхожде-
ния, образующиеся от обрушения в воду пород, первоначально расположен-
ных' пад уровнем моря, относятся к совершенно иному типу, нежели цунами.
Значительный обвал породы, когда часть утеса погружается на дно залива
или озера, может вызвать волну, достигающую громадной высоты.
В результате землетрясения 1958 г. 40 млн. куб. ярдов породы (около
30 000 м3) обрушилось с высоты 900 м в воды зал. Лития (южная часть Аляски),
что привело к образованию ударной волны, которая пересекла фиорд километ-
ровой ширины и поднялась до 500 м на гору по другую сторону фиорда,
срезав на пути все деревья. По описанию Д. Миллера [Miller, 1960],
волна устремилась вниз, к устью зал. Лития со скоростью 180 км/ч, пере-
секла косу у входа в залив, перебросив через нее рыбачье суденышко, под-
няла его на такую высоту, что рыбаки видели вершины растущих на косе
деревьев. Суденышко затонуло, а людям чудом удалось спастись на ялике.
Не известно ни одного случая, когда оползневую волну можно было
бы проследить в открытом море на значительное расстояние. В то время
как образованная оползнем волна в зал. Лития привела к гибели нескольких
рыбаков, известны и такие случаи, когда эти волны вызывали колоссальные
разрушения. Согласно Д. Миллеру [Miller, 1960], самая ужасная из зареги-
стрированных катастроф, вызванная оползневой волной, произошла в 1792 г.
в зал. Шимбара на о. Кюсю (Япония). В результате обвала пород, последо-
вавшего за землетрясением, возникли три огромные волны, погубившие
15 тыс. жителей побережья. Образовавшиеся за счет обрушения прибрежных
скал в оз. Лоен (Норвегия) в 1936 г. (при отсутствии какого-либо землетря-
сения) волны поднялись на 70 м выше уровня воды в океане. Известно также,
что в результате сползания в воды фиордов и озер льдов с нависающих
ледников или с фронтальной части обрывов омываемых ледников также
возникали огромные волны, которые выводили из строя небольшие рыбац-
кие суда.
3. ПРИЛИВЫ
Океанские приливные волны, относящиеся к типу длиннопериодных,
образуются под влиянием лунного и в меньшей степени солнечного притя-
жения. Если бы земной шар был покрыт слоем воды одинаковой мощности,
подъем приливной волны на освещенной Луной стороне происходил бы,
когда Луна находилась в зените. На обратной стороне Земли в результате
лунного притяжения возникала бы также приливная волна. В действитель-
ное™ же наступление приливов и отливов зависит от многих факторов;
на пути распространения приливной волны находятся такие препятствия,
как материки, острова и мелководные континентальные шельфы, мешающие
ее свободному передвижению. Прямое воздействие Луны и Солнца па при-
ливы проявляется в том, что приливные волны имеют наибольшую (либо
5 Заказ 10 5 4
66
наименьшую) высоту, когда Луна и Солнце находятся одновременно i
одну и ту же сторону Земли (при этом положении наблюдается так назывц
мое новолуние) либо соответственно в прямо противоположных сторон,
(полнолуние). Такие приливы называют сизигийными (spring tides); o'
не связаны с какими-либо сезонными явлениями. Периоды приливов с ми ।
мальной высотой волны наступают, когда Луна и Солнце располагаются щ
прямым углом друг к другу (в первой и четвертой фазах). Это так назывг
мые квадратурные приливы (neap tides
Наступление высоких приливов варг
рует в зависимости от узловых точ<
низких приливов, возникающих в сред-1
ных областях океанов, и колебаний npj
ливных волн относительно этих узло
вследствие этого происходит периодиц
ское повышение и понижение уров
приливов у континентальных окраш
В удлиненных заливах и узких пролпва|
высокие приливы обычно начинают^
позже, чем в открытом океане. Особен
высокие приливные волны (более 18 i
образуются в воронкообразных узки
заливах, например зал. Фапди (севере
восточное побережье Канады), или прв
ливах типа Ла-Манша. В таких внутрег
них водоемах, как Средиземное море ила
Мексиканский залив, а также у побережи
островов, расположенных вблизи узловые
точек приливов (например, у Гавайског<
архипелага), приливные волны характе
ризуются минимальной высотой *.
Обычно периоды приливных волн
разделяющие последовательно высокие I
низкие стояния воды, равны в средне»
12 ч 26 мин. Такая периодичность обус
ловлена вращением Земли и прохожде
нием Луны вокруг Земли. Различаю!
полусуточные, суточные и смешанные!
прилпвы (рис. Ш-10); их принадлежу
ность к тому или иному типу зависит от собственного периода колебании
океанического бассейна, а также от лунного склонения. Для Атланти-1
ческого океана наиболее типичны полусуточные приливы, а для!
Тихого —‘Преимущественно смешанные и даже (у некоторых островных!
побережий) суточные. Ниже будут рассмотрены течения, возникновение!
которых связано с воздействием приливных сил.
Рис. Ш-10. Кривые трех основных
типов приливов по данным наблюде-
ний 22 и 23 апреля.
Тип-ы приливов: а — полусуточный (Вью-
Йорк), б — смешанный (Сан-Франциско),
в — суточный (Манила).
4. ОКЕАНСКИЕ ТЕЧЕНИЯ
Прежде считалось, что большей части абиссальных глубпн океанов
присущи течения с очень малой скоростью, не нревыш ающей 1 см/сек.
* На территории СССР максимальная высота приливов зарегистрирована в Пенжин-
ской и Гижигинской губах Охотского моря (12 м) и в Кандалакшском заливе и Мезенской
губе Белого моря (110 м). — Прим. ред.
67
Т пегь стало известно, что почти вся масса воды в океанах находится в состо-
яли непрерывного движения. Абсолютная неподвижность вод возможна
лишь в немногих глубоких бассейнах, ограниченных мелководными поро-
гами Однако сомнительно, чтобы даже в этих редких случаях застойные
условия могли сохраняться в течение длительного времени. Скорость двцже-
яля воды в океане обычно очень небольшая, но иногда она достигает скоро-
сти течения больших рек на материках. За исключением течений, вызван-
ных штормовыми волнами в зоне прибоя, океанские течения образуются
в результате: 1) воздействия ветра на водную поверхность, 2) влияния при-
лив ообразующих сил, 3) разности плотности воды. Последнее может быть
связано с процессами испарения, неравномерным нагревом воды, замерза-
нием морей, таянием морского льда, привносом речной воды в океаны, а так-
же с образованием взвеси вследствие взмучивания волнами донных осад-
ков или оползания пород с береговых склонов.
Ветровые течения
Эти течения образуются под воздействием местных ветров, которые
силой трения приводят в движение поверхностный слой воды. Близповерх-
ностные ветровые течения в открытом океане под влиянием силы Кориолиса
отклоняются приблизительно на 45° от направления ветра вправо в север-
ном полушарии и влево в южном. Эти отклонения в большей степени харак-
терны для глубинных течений, где они возрастают до 90°. А на мелководье,
вдоль побережий, где отклоняющее действие силы Кориолиса очень незна-
чительно, направления течений имеют более строгий характер. В узких,
глубоко врезанных в сушу заливах ветровые течения приблизительно сле-
дуют очертаниям береговой линии.
Глубина ветровых течений (за исключением постоянных течений, опи-
санных ниже) зависит от скорости и продолжительности ветра; поэтому
уже на глубине 50 м ветровые течения становятся почти незаметными. В рай-
онах экваториальных и умеренных широт, там, где преобладают сильные
устойчивые ветры, теплые поверхностные воды смешиваются с более холод-
ными, в результате чего у поверхности океана может образоваться мощный
изотермический слой воды.
Постоянные течения и преобладающие ветры
Все крупные постоянные течения, такие как Гольфстрим, связаны
в основном с распределением плотности воды в океане, но поддерживаются
также господствующими ветрами. Такие течения характеризуются очень
слабым наклоном влево в северном полушарии и вправо в южном. Вода
на относительно приподнятой стороне потока всегда более теплая и, следо-
вательно, менее плотная. Главные субтропические круговые течения цирку-
лируют по ходу часовой стрелки в северном полушарии и против нее в юж-
ном (рис. III-11).
Западные течения в низких широтах возникают под действием пассат-
ных ветров, а восточные течения —• под действием западных ветров более
высоких широт. Эти течения концентрируются в основном у восточных бере-
гов Азии и Северной Америки, так как в результате действия пассатов там
скапливаются большие массы воды. Уровень воды в Тихом океане значи-
тельно поднимается, вызывая сильные противотечения не только к северу
5®
68
69
экватора, но также и к югу от него. Примером может служить ровное
°Тльное глубинное противотечение, идущее в восточном направлении узкой
Сщ1осой вдоль экватора (от 2° с. ш. до 2° ю. ш.). Оно получило наименование
П отивотечения Кромвелла, по имени его первооткрывателя Т. Кромвелла,
Тихоокеанского экваториального противотечения. Подобные противо-
течения известны также в Атлантическом океане и периодически возникают
Индийском. В высоких широтах восточной части Атлантического и Тихого
океанов проходит ветвь течения восточного направления, обусловленного
влиянием западных ветров. Идя на север вдоль западного побережья Европы
и Северной Америки, оно существенно обогревает близлежащие берега.
Холодные течения спускаются вдоль северо-восточных берегов Азии и Север-
ной Америки, распространяясь далее к югу в район Новой Англии (Лабра-
дорское течение) и к северной части Японии (течение Оясио, или Куриль-
ское). Точно так же холодные течения южного полушария движутся к се-
веру вдоль западного побережья Южной Америки (течение Гумбольта, или
Перуанское) и Африки (Бенгельское течение).
Некоторые мощные течения несут в сотпи раз больший объем воды,
нежели такие реки, как Миссисипи и Амазонка. Например, скорость Гольф-
стрима у восточного и южного берегов Флориды равна 26 млн. м3/сек, ширина
его около 170 км, а максимальная скорость на поверхности 1,5—3 м/сек
(3_6 узлов). Оно имеет отчетливые границы, которые время от времени
смещаются, и образует крупные водовороты (после отхода от берега ум. Хат-
терас) .
У течений, которым свойственна большая скорость (например, Гольф-
стрим), по обе стороны возникают противотечения, что в значительной
мере влияет на конфигурацию берегов Флориды, Северной и Южной Каро-
лины, где имеется целый ряд мысов и открытых заливов. Образование таких
заливов и мысов на восточном побережье Японии может быть в какой-то
степени вызвано противотечениями, обусловленными течением Куроспо.
Придонные течения, связанные с постоянными течениями
До недавнего времени было принято считать, что глубоководная цирку-
ляция воды, связанная с постоянно действующими течениями, осущест-
вляется вблизи океанического дна только при низких скоростях и, таким
образом, не оказывает существенного воздействия ни на эрозию донной
поверхности, ни на осадконакопление. Первыми доказательствами ошибоч-
ности этого предположения были данные о наличии дна, лишенного покрова
рыхлых отложений, обнаруженного на некоторых участках плато Блейк
(у юго-восточного побережья США) на глубине 700—1100 м. Аналогичным
образом многочисленные сведения о выходах скальных пород вблизи Япон-
ского побережья на глубине около 1300 м, под проходящим здесь течением
Куросио, подтвердили, что это район значительных придонных течений*.
На основании подводного фотографирования и результатов недавних
исследований глубоководного морского дна с помощью погружных транспорт-
ных средств постепенно накапливалась информация, свидетельствующая
о том, что над вершинами подводных гор и океанических хребтов [Heezen,
* А. П. Лисицыным составлена схема выходов древних пород на дне Мирового оке-
ана. В этой же работе им приведена детальная схема [Лисицын, 1974, рис. 7] придонных
течений Атлантического океана. — Прим. ред.
70
Hollister, 1964, 1971], а также по дну подводных каньонов па любой глубин^
[Shepard, Dill, 1966] проходят сильные течения (со скоростью 15 см/сек,1
или 0,3 узла), создающие знаки ряби. Эти течения обнаружены также в про-
ходах на дне океанов, где сосредоточивается обратная глубоководная цирку-)
ляция, возникшая за счет спускающихся в глубину течений, например в про-
ливах Флоридском и Дрейка [Heezen, Hollister, 1964, 1971].
Реже наряду с другими свидетельствами придонных течений вдоль
границ континентального склона у восточного побережья Северной Америки
наблюдаются знаки волновой ряби (рифели) [Heezen е. а., 1966а|. Кроме
--------II X/ • 2 -|- 3 О 4
Рис. Ш-12. Придонные течения в Атлантическом океане [Heezen е. а.,
1966с.].
I — Антарктическое глубинное (по данным придонных температур); II — Западное
пограничное поверхностное течение (по карте изопикн). 1 — линейнонаправленное
течение; 2 — ненаправленное течение (без, видимой линейности); з — замутненные
воды; 4 — спокойные придонные условия.
того, рифели были отмечены на немногих фотоснимках дна глубоководных
котловин вытянутой формы. Если не учитывать следов ряби в подводных
каньонах, представляется вероятным, что большая часть других типов ри-
фелей, обнаруженных в глубоководных районах, связана с постоянными
течениями. В полярных областях большие массы воды погружаются на дно
и затем возвращаются на поверхность, неоднократно проходя над поверх-
ностью дна. В общем эти придонные течения, возможно, имеют очень не-
большую скорость, однако на обширных территориях их воздействие на
поверхность дна оказывается настолько существенным, что они способны
создавать рифели (рис. III-12) или, по меньшей мере, транспортировать
частицы донных осадков. В ряде мест они могут быть настолько мощными,
что эродируют дно [Bona е. а., 1967].
Эти доказательства наличия сравнительно сильных придонных течений
не вполне соответствуют расчетам физиков-океанографов, согласно которым
скорость течений должна быть несколько меньшей. Несмотря на то что рас-
четные скорости отвечают усредненным характеристикам течений, проходя-
щих значительно выше от морского дна, оказались неучтенными локальные
концентрации, или временные ускорения течений. Г. Вюст [Wust, 1958]
-л
гпгитал, что течения в западной части Атлантического океана, по-видимому,
еют вблизи дна скорости, достаточные для транспортировки осадков’
Кроме того, М- Юинг и Э. Торндайк [М. Ewing, Thorndike, 1964], исполь-
X нефелометр, обнаружили в северной части Атлантического океана
вблизи дна замутненную воду, насыщенную взвешенными частицами дон-
ного осадка, или так называемый нефелоидный слой; такое же открытие
было сделано в Северном Ледовитом океане [Hunkfns е. а., 1969].
Каскадные течения на континентальных склонах
Особая разновидность морских течений, связанных с глубоководной
циркуляцией постоянных течений, получила наименование каскадных *
[Cooper, Vaux, 1949]. Это явление было описано на примере Ирландского
моря (к югу от берегов Ирландии) и подводных склонов Норвежского по-
бережья. Холодные воды в зимний период близ побережий стекают по
шельфу, а при дальнейшем погружении могут передвигаться со значительной
скоростью вниз по континентальным склонам за пределами шельфа. И. Бужи
и М- Риво [Bougis, Ruivo, 1954] установили, что даже в Средиземном море
(в западной части Лионского залива) под воздействием локальных охлажден-
ных вод температура вблизи берега понизилась до 11° С; это послужило при-
чиной образования каскадного течения в подводном каньоне, расположен-
ном вблизи Баниуля. Скорости каскадных течений не определялись, однако
грубозернистость осадков внешнего шельфа на участках, омываемых холод-
ными водами, и в каньоне близ берегов Баниуля может быть обусловлена
наличием таких течений. К. Изелин [Iselin, 1963] предположил даже, что
исчезновение американской подводной лодки «Трешер» («Морская лисица»)
могло быть связано с каскадным течением особого типа, возникшим в ре-
зультате циркуляции воды во время шторма. Однако это предположение так
и не подтвердилось.
Приливные течения
Течения, образованные приливными волнами, оказывают более значи-
тельное воздействие на мелководное морское дно и очертания береговой
линии, нежели постоянные течения. Поскольку приливы достигают устьевых
частей морских заливов позднее, чем открытых побережий, приливные тече-
ния в устьевых частях заливов имеют довольно большую скорость. У входа
в узкие заливы обычные скорости приливных течений исчисляются несколь-
кими метрами в секунду (узлами); тем не менее эти течения, как было ска-
зано выше, образуются даже в таких водоемах, как Средиземное море и Мек-
сиканский залив, несмотря на незначительную высоту приливов. Так, в Мес-
синском проливе в результате приливных течений возникали водовороты,
известные еще из греческой мифологии под названием Харибды, а у входа
в бухту Баратария, в Луизиане, течение настолько сильное, что образова-
лась воронкообразная промоина глубиной 50 м.
В морях, где приливные волны достигают большой высоты, отмечаются
течения с более высокой скоростью. Например, скорость течения в прол. Си-
мур-Нарроус (провинция Британская Колумбия) достигала 7,5 м/сек
* От английского cascading — погружение верхних слоев воды вглубь через под-
водный порог. — Прим. пер.
72
73
(15 узлов) до взрыва гигантской скалы у входа в пролив. В прол. Цугару (Сан-
диском) между японскими о-вами Хонсю и Хоккайдо скорость приливного
течения около 3,5 м/сек (или 7 узлов) (рис. III-13). По-видимому, образова-
ние глубоких промоин у входа во многие заливы объясняется воздействием
течений подобного типа. Например, у входа в прол. Бунго со стороны Вну-
треннего Японского моря имеется промоина глубиной до 390, а в прол. Золо-
тые Ворота у входа в бухту Сан-Франциско — НО м.
В противоположность скорости как ветровых, так и постоянных тече-
ний, которая быстро уменьшается с глубиной, скорость приливных тече-
ний'практически остается постоянной во всей толще воды от поверхности
до дна, хотя в придонном слое она значительно понижается за счет трения.
Например, скорость движения воды у дна в прол. Золотые Ворота, судя по
проведенным замерам, равна 1,4 (3 узлам), в то время как на поверхности
она составляет 3 м/сек (6 узлов).
Считалось общепризнанным, что приливные течения не играли сущест-
венной роли в процессе распределения осадков в древних морях. Действи-
тельно, приливные течения недостаточно отчетливо проявляются в обшир-
ных внутренних водоемах, где в доисторические времена, по-видимому,
происходило значительное осадконакопление. Однако в узких проливах
у входа в эти бассейны могли цметь место приливные течения, приносившие
большие количества осадков. Кроме того, в шельфовых морях, где отлага-
лись древние осадки, часто устанавливается присутствие приливных течений,
которые играют важную роль в седиментации. Приливные волны, проника-
ющие в узкие пальцеобразные (fingerlike) устья частично затопленных дельт,
могут сыграть существенную роль в перераспределении дельтовых осадков.
К тому же приливы в древние геологические эпохи могли оказывать и более
сильное воздействие, если Луна в какой-то период времени находилась
намного ближе к Земле, чем в наши дпи [Munk, 1968]. Вполне возможно, что
в позднем докембрии действовали мощные приливообразующие силы, влия-
нием которых объясняется скудное содержание органических остатков в не-
которых древних отложениях, а также обилие грубозернистых осадков.
В настоящее время, однако, это просто гипотетическое предположение.
Мутьевые потоки
Присутствие в воде осадка в виде взвеси или суспензии значительно
утяжеляет ее по сравнению с окружающей незамутненной (чистой) водой.
Вследствие этого вода, насыщенная осадком, будет стекать с подводного
склона быстрее, вытесняя более легкую чистую воду. В результате лабора-
торных исследований было установлено, что такого рода потоки являются
как мутными (turbid), так и турбулентными (turbulent), таким образом,
термин «мутьевой поток» имеет двоякое значение. В природных условиях
мутьевые потоки впервые были отмечены в Женевском озере, где поступа-
ющие в него воды р. Роны, перегруженные осадками, оказываются на-
столько тяжелыми, что опускаются вниз и текут под сравнительно прозрач-
ными водами озера. Мутьевые потоки, образованные р. Колорадо, были
прослежены вдоль всего дна оз. Мид, вплоть до плотины Гувера. Скорость
их порядка 25 см/сек (0,5 узла); она, как правило, уменьшается в нижней
части озера [Gould, 1951]. Однако в океанах действует другой механизм
формирования мутьевых потоков, поскольку более легкая речная вода в;
основном растекается по поверхности океана.
74
Важную роль мутьевых потоков в транспортировке осадков в океани-
ческие глубины и эрозии подводных возвышенностей впервые оценил Р. Дэли
(Daly, 1936]. Ф. Кюнену удалось в значительной степени подтвердить фак-
тическим материалом гипотезу Р. Дэли и выяснить значение мутьевых пото-
ков при формировании грубозернистых глубоководных отложений, обнару-
женных среди древних осадочных пород. Для ознакомления с литературой
по этому вопросу в первую очередь следует обратиться к работам Ф. Кюнена
[Кпепеп, 1951, 1959, 1964, 1965], а также Ф. Кюнена и Ч. Мильорини
[Киеиен, Migliorini, 1950].
Одной из причин возникновения мутьевых потоков в океане являются
волны, взмучивающие мелководные донные осадки, образующие водную
массу с несколько большей плотностью, нежели обычная океаническая
вода. Кроме того, значительное количество осадка может перейти во взве-
шенное состояние при оползании вдоль подводных склонов. К сожалению,
автору во время погружений приходилось наблюдать только медленные
мутьевые потоки, поэтому при описании явлений, связанных с ними, автор
вынужден опираться на такие косвенные данные, как неоднократные раз-
рывы подводного кабеля на континентальном склоне у восточного побережья
Канады после землетрясения 1929 г. на Большой Ньюфаундлендской банке
(см. гл. XI). В настоящее время реальность существования мощных мутье-
вых потоков в океанах общепризнанна. С этим явлением связывают многие
характерные особенности глубоководных потоков. Возникший мутьевой
поток неопределенно долго стекает со склонов, взмучивая по пути все более
значительные массы осадков. Вопросы возникновения мутьевых потоков и
формирования подводных каньонов настолько теспо взаимосвязаны, что они
более подробно будут рассматриваться в гл. XI.
Течения, вызванные внутренними волнами,
и другие типы придонных течений
При замерах скоростей течений в подводных каньонах выяснилось, что
там имеет место чередование восходящих и нисходящих потоков, не связан-
ных с мутьевыми и с постоянными морскими течениями. Периоды их дейст-
вия, как правило, не совпадают во времени с приливами. Возможно, что эти
потоки образуются за счет внутренних волн, о существовании которых давно
известно. Впервые их наличие в океане было зарегистрировано В. Экманом
(Ekman, 1904], занимавшимся изучением встреченного в Арктике явления
так называемой «мертвой воды», при котором тонкий слой талых (пресных
или слабосоленых) вод перекрывает толщу вод более высокой солености.
Измерения показали, что на поверхности раздела этих слоев возникают
волновые колебания («внутренние волны») без малейшего участия волн на
поверхности океана. В годы второй мировой войны К. Аффорд [Ufford,
1947] использовал термобатиграф для изучения внутренних волн и устано-
вил, что их волновые периоды составляют около 5 мин. Позднее Э. Лафонд
(LaFond, 1961] установил, что у побережья Мишн-Бич в Южной Калифор-
нии наибольшая высота внутренних волн наблюдается на промежуточных
глубинах, а наибольшая скорость распространения —.вблизи дна. Наблю-
денные горизонтальные скорости были достаточно большими для того, чтобы
эти волны могли перемещать осадки или даже эродировать дно. Возможно,
что внутренние волны могут оказывать значительное воздействие на верши-
ны подводных гор; они же, по-видимому, и служат причиной возникновения
75
чередующихся восходящих и нисходящих потоков воды в подводных
КаНЬд0 даНным К. Эмери [Emery, 1956а], в результате действия внутренних
волн образуются придонные течения, взмучивающие осадки в глубоководных
котловинах у побережья Южной Калифорнии. Кроме того, они обеспечи-
вают аэрацию бассейнов, восполняя запасы кислорода, используемого жи-
выми организмами, и препятствуя тем самым возникновению застойных
явлений.
Наличие чередующихся потоков в подводных каньонах может объяс-
няться не воздействием внутренних волн, а какими-либо другими, еще не
выявленными факторами. Ведь изучение океанских придонных течений еще
только начинается!
ГЛАВ А
IV
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ОСАДКИ
И ПРОЦЕССЫ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ *
Прежде чем перейти к рассмотрению иляжей и морского дна, необходимо
дать хотя бы общие сведения о физических свойствах и химическом составе
осадков, а также проанализировать механизм осадконакопления. Однако
для получения достаточно полного представления о количественной стороне
механизма седиментации следовало бы дать солидное математическое обо-
снование. Хотя такая информация представляется необходимой, этот раздел
выпадал бы из общего стиля книги. Поэтому математическими и физиче-
скими аспектами данного вопроса придется заняться другим исследователям.
К лучшим из имеющихся сейчас работам на эту тему можно отнести труды
Р. Бэгнольда [Bagnold, 1954, 1963], Д. Инмена и Р. Бэгнольда [Inman,
Bagnold, 1963]. Предлагаемая глава посвящена описанию и характеристике
осадков, а также методам их исследования.
Некоторые физические свойства осадков, по-видимому, представляют
интерес для морских геологов, занятых вопросами классификации осадоч-
ных образований, равно как и для исследователей, изучающих механизм
осадконакопления с целью анализа литодинамики и диагенеза осадка. Плот-
ность, размер частиц и распределение их по фракциям служат основными
параметрами, определяющими почти все физические свойства осадков. Ско-
рость осаждения играет существенную роль в процессах седиментации и
образования взвеси и является важным критерием для определения размеров
частиц осадка. При ее анализе за «эквивалентный» принят размер кварцевой
сферы, имеющей ту же скорость осаждения, что и более мелкие сферические
зерна осадка. Упаковка и проницаемость —< важные факторы, контролиру-
ющие перемещение частиц волнами и течениями. Так, степень уклона
пляжей в известной мере зависит от проницаемости песка. Последняя в свою
очередь определяется упаковкой, размером частиц и распределением зерен
осадка по размеру.
1. РАЗМЕРЫ ЗЕРЕН ОСАДКА
Осадки по размеру частиц, одному из важнейших физических свойств,
часто подразделяются на пески, алевриты и глины. Распределение зерен
по размеру пли диапазон размеров частиц, слагающих осадочную породу,
* Сокращенный вариант гл. V «Осадки, их физические свойства и механизм осадко-
накопления», написанной Д. Л. Инменом для второго издания книги Ф. Шепарда «Мор-
ская геология». — Прим. автора.
77
также имеет большое значение. Размер зерен и распределение их по размеру
часто определяют большинство свойств осадка, поэтому они входят в основ-
ные формулы, характеризующие скорость осаждения, транспортировку,
проницаемость, сортировку и другие свойства.
Масштабы
Уже на ранних этапах исследования осадков стало ясно, что линейный
или численный масштабы для пх характеристики непригодны. Было уста-
новлено, что в большинстве случаев физические свойства осадков, так же
ТАБЛИЦА IV-1
ШКАЛА РАЗМЕРНОСТИ ЗЕРЕН В ОСАДКАХ
Классификации К. Уэнтворта [Went - worth, 1922], испапьэо- вавшеео данные Р.ж Аддгна [ Udden. 1898] Шкала размерности Классификация Бюро 2рунтоведения США
¥-еди- ницы мм мкм
j Валуны Б у л ы эюник Г а л ь к а Гравии —| | । 1 1 1 1 1 Г 1 1 1 I 1 • । • • • • Cq IX (О -ч- rr> СХ) <C> (X) Г) * 14 «0 »> s х 1 1 1 1 1 1 1 1 1 + + ++ + *• + + + + + + г , т I f -Г Т f 1 §> а д & ill t _ J. 1 J 1 1 1 1 1 . > 1 .< 1 1 i 1 1 1
Крупный. Г р а в и й
Средний
- '' Песок Грубый Мелкий
Крупный 5000 — Крупный Песок
Средний Средний
Мелкий Тонкий 125.0 Мелкий
- 62.5 Тонкий
Алеврит Крупный Средний Мелкий Тонкий
31.3 15,6 7.8 3.9 1.95 0.98 - 0.99 0,29 А леври т Гл и на
ОН ni/J Крупная Средняя Мелкая Тонкая
Коллоид
78
как скорость осаждения и проницаемость по отношению к потоку жидкости,
менялись скорее всего в связи с тем или иным свойством осадка определенной
размерности, нежели в зависимости от размеров его зерен.
Если распределение размера зерен осадочной породы рассматривается
в линейном масштабе, то кривая распределения оказывается асимметричной
мм
-8,0
,LJ/7
-t-Z7
р мм
1,0
Т
валуны
1 мм,„„
I .г 300
— -8,0- —256
200
-2,5
Гравий
7,0
6,0
0,5
5,0
Крупный
лесок
0,9
0,8
0,7
-0,6
Галька И150
-7,0-й
- -2,0-
40
- -10-
-0,5
—ер-
-100
- 90
— 80
~ 70
-60
Мелкий -:
гравий ~
-1,5-
3,0
Op
so
4/7
^30
- -i o ----2,0
Гравии
-4,0-
'-3,0
20
-15
-10
-9,0
5-8,0
1,5 ~-
Средний ‘:
песок . -
--2,0--
0,3
(р мм
\-0,20
Г-0,19
!
Крупный
алеврит
ММ
004
Мелкий
песск
2 5— —0,18
4 4^0/7
-0,16
— 0,03
-0,15 Средний
L • /Плеврит _ —0,0л
-0,19
-3,0--
; -0,12
2-0,11
Мелкий - - „,
алеврит \—0,01
3,5^7,09
Тонкий
песок
- -0,009
7р2 — 0,008
\-0,007
.-0,006
-0,08 I.
Тонкий
алеврит _п пну
-0,07 - ’ии
- -4,0-
W6
Р^0,004 1
а -: 20b
-1,5
-0,5-.
Грубый ~ -
песок 2
3—0 1, о
Мелкий " -
песок
\2,5\
-0,2
-0,19
-0,18
-0,17
Крупный Z
алеврит -
4 5- г
Крупная - -
глино ~:
0,05 I
0,003
9,0-
0,002
3-5,0-
Средняя
глина
10р3-0р01
Рис. IV-1. Схема перевода диаметров в единицах
<р и миллиметрах [Inman, 1952].
или односторонней *, а основная масса осадка попадает в одну из тонких
фракций. Таким образом, использовать графические изображения распре-
деления трудно, так как резко различающиеся по физическим свойствам
осадки представлены до некоторой степени сходными кривыми распределения.
Из характера кривой распределения зерен по размеру и условий осаждения,
рассмотренных ниже, ясно, что логарифмическая или геометрическая шкалы
более подходят для характеристики распределения осадков.
* Это означает резкое различие моды и медианы кривой распределения. — Прим-
автора.
79
Геометрический ряд —. это прогрессия чисел, которой свойственно по-
стоянное соотношение между последовательными членами ряда. Первая
еометрическая шкала размерности зерен в осадках, широко применяемая,
была разработана Дж. Адденом [Udden, 1898]; в ней автор использовал
2-миллпметровый масштаб. В 1922 г. К. Уэнтворт дополнил шкалу Дж. Ад-
ена и дал название различным элементам ряда. Эта шкала получила всеоб-
щее распространение в США (табл. IV-1).
В. Крамбайн [Krumbein, 1936] использовал показатели степенп (квад-
иаты в ряду К. Уэнтворта) в качестве основы для составления своей логариф-
мической шкалы. Так как размеры зерен большинства осадков меньше 1 мм,
это потребовало бы введения отрицательного показателя степени и тем самым
затруднило бы подсчеты. В. Крамбайн использовал отрицательные логарифмы
при основании 2. Он определил ф-единицу как отрицательный логарифм
размера частиц в миллиметрах: ф = —log2 (D, мм). Это значение неудачно,
так как в данном случае большие размеры будут выражены в отрицательных
величинах, а малые в положительных. С другой стороны, очень удобно вы-
ражать каждой целой ф-единицей границу между отдельными классамп
К. Уэнтворта. Так, очень тонкий песок с размерами зерен 0,125—0,0625 мм
заключен между 3,0 и 4,Оф. Таким образом, шкала ф упрощает составление
кривых распределения п кумулятивных, а также подсчет стандартных
отклонений и коэффициентов асимметрии. Схема перевода из миллиметров
в ф-единицы приведена на рис. IV-1. Более детальная таблица перевода со-
ставлена Г. Пейджем [Paige, 1955].
Параметры распределения зерен по размеру
В литературе, рассматривающей наиболее характерные особенности
распределения размера зерен по частоте встречаемости, используется мно-
жество различных величин, полученных в результате гранулометрического
анализа осадков. Последние варьируют от величин, определенных подсчетом
различных моментов * распределенпя относительно средней величины диаметра
зерен осадка, полученных путем выбора нескольких точек на центральной
части кумулятивной кривой **.
Выше отмечалось, что кривые распределения но частоте встречаемости
становятся более симметричными, если в качестве независимой переменной
величины на график вместо диаметра наносится его логарпфм. Во многих
случаях эти кривые приближаются к нормальному распределению или к од-
ному семейству кривых, выведенных из закона нормального распределения ***.
* Момент в математической статистике используется для обозначения произведения
частоты встречаемости в пределах данного класса (размера) и различия (либо различия,
возведенного в некоторую степень) между классом размерности и таким размером, который
отвечает середине распределения. Сумма таких произведений по всем классам, деленная
на число классов, дает момент распределения. Первые четыре момента, преобразованные
в соответствующий вид, отвечают среднему значению, стандартному отклонению, асим-
метрии и эксцессу. — Прим, автора.
** П. Траск [Trask, 1932] определил коэффициент сортировки как <S0 = | QylQ3
и коэффициент асимметрии как Sk = где Qx и Q3 — диаметры, мм, соответ-
ствующие 0,25 и 0,75%-ному содержанию зерен на кумулятивной кривой. — Прим, ав-
тора.
*** Нормальным может быть названо такое распределение, при котором кривая
распределения имеет «идеальную форму» и является симметричной. Более подробно
ознакомиться с этим вопросом можно в любом курсе математической статистики, например
в книге У. Диксона и Ф. Массея (Dixon, Massey, 1951, с. 47]. — Прим, автора.
80
Это удобно, так как позволяет показать особенности распределения на
основании отклонений от нормального распределения или аномалий; ука-
занная методика хорошо разработана в математической статистике.
Такие величины, как среднее значение, стандартное отклонение и асим-
метрия, полученные на основе вычисления моментов, обеспечивают создание
стандартной системы обозначений, отражающей характер распределения
осадков по частоте встречаемости зерен различных размеров. Однако зави-
симость величин моментов от распределения в целом ограничивает их практи-
ческое применение для осадков, поскольку результаты механического анализа
последних обычно могут быть изображены в виде полигона распределения,
а это не позволяет провести общие и точные границы распределения. Другим
недостатком величин моментов является сложная и очень длительная про-
цедура их подсчета, хотя современная вычислительная техника там, где ее
применение доступно, существенно ускоряет обработку данных.
На нормальной кривой распределения около 68% измерений заключено
между плюс-минус одним стандартным отклонением с каждой стороны
среднего значения (или медианного, так как обе эти величины равны при
нормальном распределении), а 95% заключены между двумя стандартными
отклонениями с каждой стороны среднего значения. Так, точки, соответ-
ствующие 16- и 84%-ному содержанию зерен, на кумулятивной кривой отве-
чают мерам одного стандартного отклонения с каждой стороны среднего
значения.
Приведенные соображения позволили Д. Инмену [Inman, 1952] полу-
чить формулу распределения осадков по крупности частиц в ф-единицах,
которые служат приближенными графическими аналогами величин моментов,
обычно используемых в статистике. Эти параметры включают величину
среднего диаметра, стандартное отклонение, эксцесс и два коэффициента
асимметрии, причем второй коэффициент чувствителен к «хвостам» осадка
(экстремальным значениям диаметра частиц) при асимметричном характере
распределения. Эти параметры вычислены по пяти диаметрам, отвечающим
определенному процентному содержанию и полученным из кумулятивной
кривой частотного распределения по размеру зерен (рис. IV-2 и табл. IV-2).
Медианный диаметр в ф-единицах Mdv —• это оценка центрального пара-
метра распределения. В отличие от среднего чаще предпочитают использовать
этот диаметр, так как его можно определить непосредственно по кумулятивной
кривой без интерполяции, а также потому, что крайние величины асимметрии
оказывают на него меньшее влияние, чем на средний диаметр. Оценка диспер-
сии в ф-едипицах о? — это величина сортировки пли рассеивания; она при-
близительно равна стандартному статистическому отклонению. Поскольку
одна ф-единица эквивалентна одному подразделению, по К. Уэнтворту, сорти-
ровка дает стандартное отклонение кривой, выраженное в единицах Уэнтворта.
При симметричном распределении среднее и медианное значения совпа-
дают, но если распределение асимметрично, то среднее значение отклоняется
от медианного и величина этого отклонения является коэффициентом асиммет-
рии. Коэффициент асимметрии в ф-единицах дает отклонение среднего значе-
ния от медианного, выраженного в ф-единицах, и является безразмерной вели-
чиной асимметрии, не зависящей от протяженности или отклонения распре-
деления.
Коэффициент асимметрии равен нулю для симметричного распределения
по размеру. Если распределение отклоняется в сторону меньших значений
Ф (более крупные диаметры), среднее значение ф будет меньше медианного-
81
Рис. IV-2. Графическое изображение характеристик распределения осадков по крупности
зерен, полученных по кумулятивной кривой частотного распределения обр. 3 [Inman,
1952].
М,р = ЛМф + а, = 0,26; отклонение =- */2 а2 — 0,50; асимметрия = аг!&? — 0,28; вторая сте-
пень асимметрии a2lf = at/cs^ = 0,76; эксцесс (3^ = */2 (а, + с,)/а„ = 0,84.
ТАБЛИЦА IV-2
ВЕЛИЧИНЫ ПО Д. ИНМЕНУ Цпшан, 19 521
Показатели Обозначения Определение
Главные показатели * Медианный диаметр Л^<р=ф50
Средний диаметр Мф = 1/2 (<Р1б + ф84) ^ф=^ф + (<т<раф)
Дисперсия (сортировка) Мера отклонения % =V2 (Ф84— Ф1б)
Асимметрия Мера асимметрии %=(Мф-М1'г<р)/‘Т(р
Вторая мера асимметрии а2<р=[1/2 (фо + ф95)~ЛГЙф]/СГф
Эксцесс Мера эксцесса ₽ч> = [1/2 (ф»в—Фб) — <т<р1/<т<р
Диаметр, (p-единиц, отве- чающий данному про- центному содержанию 5%-ный ф5 = М^-О'<р + % («2Ф“Эф)
16%-ный Ф1в=Л/й(р-<У(р+(<г(ра([1)
50%-ный фВ0 = МЙф
84%-ный Фв4=Л/й(р + <Гф4-(аф<\р)
95%-ный | ф95 = Л/<гф+о(р + <тч)(а2(р+0ч;)
* В приведенные исходные данные достаточно внести только одну величину (или меру) глав-
ных показателей, поскольку вторая может быть легко вычислена по другим параметрам.
6 Заказ 1054
82
в числовом выражении, а коэффициент асимметрии будет отрицательным;
наоборот, при распределении, смещенном в сторону более высоких значений
Ф, оно будет положительным. Таким образом, на рис. IV-2 асимметрия поло-
жительна, поскольку здесь центр распределения смещен в сторону высоких
значений ф.
Второй коэффициент асимметрии а2(р имеет ту же форму, что и первый,
но с его помощью определяют величины диаметра, соответствующие 5-, 50- и
95%-ному содержанию осадка. Первый коэффициент асимметрии чувствителен
к асимметрии свойств, проявляющихся в массовом распределении частиц по
крупности, второй —к распределению осадков внутри «хвостов» кривой. Кроме
того, коэффициент a2(f служит для контроля устойчивости асимметрии, вы-
раженной через а<р. Поскольку фБ и ф9Б соответствуют 1,65 стандартного отклоне-
ния от среднего значения, то а2ф/1,65 = av, если распределение было нор-
мальным. Использование второго коэффициента асимметрии вместе с другими
величинами позволяет получить пять значений в соответствующих точках
(ф5, Ф1в> Фею Феа и <р85) на кумулятивной кривой, исходя из ф-измерений и не
обращаясь к распределению по первоначальным результатам механического
анализа.
Коэффициент эксцесса — параметр, характеризующий длину «хво-
стов» относительно протяженности основной части кривой распределения,
является таким образом, мерой ее остроконечности. Эту меру следует пони-
мать как коэффициент средней протяженности «хвостов» распределения,
т. е. как среднюю величину отношения <р1в—<рБ и ф9Б—<р84 к мере ф-отклонения
ov. Для нормального распределения коэффициент равен 0,65. Если
«хвосты» имеют большую протяженность, чем в случае кривой нормального
распределения, то >0,65; и, наоборот, более низкие значения ука-
зывают на то, что «хвосты» имеют меньшую протяженность, чем у кривой
нормального распределения с той же самой мерой отклонения. Ограничения
и отличие графических ф-измерений от соответствующих им величин момен-
тов рассматривались Д. Инменом [Inman, 1952].
Анализируя распределение осадков по крупности, иногда целесообразно
перевести среднее и медианное значения в эквивалентные им, выраженные
в микрометрах или миллиметрах, поскольку эти метрические единицы не-
посредственно применяются в формулах, характеризующих транспорти-
ровку осадка. С другой стороны, ф-отклонения, асимметрия и т. д. должны
по-прежнему выражаться в значениях ф, поскольку они дают сортировку
и асимметрию непосредственно в ф-единицах, по К. Уэнтворту, и не имеют
смысловых линейных эквивалентов. То же относится к формуле У. Крам-
байна и Г. Монка [Krumbein, Monk, 1942] для проницаемости, в которой
используется непосредственно о? (см. раздел о проницаемости). Мера откло-
нения может быть вычислена из кумулятивной кривой, нанесенной на график
я миллиметрах или микрометрах, с помощью уравнения
ov = l,^lg(D16/D8i),
где D16 kDm соответствуют 16- и 84%-ному содержанию и выражены в мил-
лиметрах или микрометрах, причем Dle >£*84.
Рассмотренная выше методика определения параметров распределения
размеров дает удобную систему исчисления, которая в свою очередь позволяет
делать довольно точное описание среднего значения стандартного отклоне-
ния и асимметрии распределения осадка по крупности, т. е. дает многосторон-
нюю характеристику спектра осадка в пробе. Однако это не значит, что эти
т
83
параметры являются наиболее подходящими при анализе транспортировки
осадков. Так, в вопросе, касающемся порога движения зерна по дну, более
подходящий параметр — содержание крупной фракции.
2. СОСТАВ ЧАСТИЦ ОСАДКА
Пожалуй, для геологов не меньший интерес представляет вопрос о про-
исхождении составных частей осадка. В песках зерна могут быть преимуще-
F — полевой шпат и обломки изверженных пород; Q — кварц, и шерт (сланец,
кремнистый известняк); М — слюда, метакварцит, обломки метаморфических пород.
ственно терригенного, биогенного и аутигенного происхождения. Терриген-
ные зерна образуются главным образом на суше, в результате выветривания
и денудации горных пород; биогенные являются продуктом жизнедеятель-
ности морских организмов; аутигенные зерна возникли в результате хими-
ческих реакций, не связанных непосредственно с организмами.
Для терригенных песков наиболее характерен кварц, хотя также обычны
полевые шпаты и магнезиально-железистые минералы, в том числе роговая
обманка и пироксены, присутствующие в песках в значительных количе-
ствах. Кроме того, в изобилии могут быть встречены слюда, турмалин, цир-
кон и гранат. Существенную часть многих терригенных песков составляют
6*
обломки пород. В зависимости от процентного содержания этих компонентов
песок может быть классифицирован как кварцевый, если в его составе пре-
обладает кварц; аркозовый, если основнымп минералами являются полевые
шпаты, сопровождаемые обломками изверженных пород (величина которых
не превышает обычного размера зерен песка); наконец, как граувакковый,
если в нем представлены преимущественно слюда и обломки метаморфиче-
ских пород (рис. IV-3).
Биогенные пески состоят главным образом из скелетов известковых
организмов, преимущественно раковин, и обломков раковин моллюсков,
а также фораминифер, остракод, мшанок и иглокожих. В тропических рай-
онах среди песков в большом количестве встречаются обломки кораллов
и водорослей, кремнистых панцирей, обычно мепыпих размеров, чем ча-
стицы песка; вместе с тем пески могут содержать крупные диатомовые водо-
росли и радиолярии. Биогенные пески, содержащие обломки карбонатов,
обычно относят к калькаренитам; пески, основнымп компонентами которых
являются диатомовые (кремнистые) водоросли и радиолярии, называют
соответственно диатомитами или радиоляритами. В песках довольно часто
встречаются обломки древесины, в частности в районах устьев рек, куда
древесный материал в больших количествах сносится с суши. В некоторых
прибрежных озерах и болотах (маршах) осадки могут быть почти целиком
представлены древесным материалом, из которого образуются торф, а при
достаточном уплотнении и уголь.
Аутигенные компоненты песков включают главным образом глауконит,
пирит и различные формы марганцевых и фосфорных конкреций (нодулей).
Большинство нодулей превышают по размеру зерна песка. До сих пор не ясно,
относятся ли оолиты, эти округлые известковые зерна с концентрическими
оболочками, к чисто аутигенным образованиям или же частично к биоген-
ным; возможно, что их происхождение определяется сочетанием обоих гене-
тических типов [Newell е. а., 1960].
Анализ грубозернистой фракции
При определении обстановки раннего осадконакопления часто бывает
полезно рассчитать процентное содержание компонентов грубой фракции,
частицы которой превышают 62 мкм. В современных осадках фациальные
взаимоотношения связаны обычно с четко разграниченными комплексами
минеральных и фаунистических типов.
Для определения состава грубозернистой фракции наиболее целесо-
образен метод просеивания песчаной фракции в ситах стандартных размеров:
1; 1—0,5; 0,5—0,25; 0,25—0,125; 0,125—0,062 мм. Каждая фракция после
этого взвешивается, из каждого сита берется проба и разбрасывается по
решетчатому лотку. Потом классифицируется сотня зерен или более. Пробу
можпо отбирать с помощью специального приспособления, но, как показали
опыты, проведенные в лаборатории Скриппсовского института, существует
метод, столь же эффективный и занимающий значительно меньше времени;
он состоит в том, что образец разбрасывается по широкому лотку, после
чего с разных его частей образцы берутся маленькими совками. Подсчет
зерен вполне удовлетворительно осуществляется с помощью счетчика-дено-
минатора с восемью чеками, с которыми можно работать по методу осязания,
не отводя глаз от поля бинокуляра. Когда отсчитают 100 зерен, прибор авто-
матически останавливается и цифры показывают процентное содержание
85
каждого (вплоть до 8 пли меньше) типа. Если нужны большие количества,
можно добавить еще один счетчик, но каждое зерно, зарегистрированное
на дополнительном счетчике, должно быть переведено на правую чеку дено-
минатора, чтобы можно было остановить счет на 100 (или кратном 100, если
.это необходимо).
Когда подсчеты сделаны, процент определенной фракции должен быть
помножен на весовой процент для размеров каждого класса; таким образом,
используя стандартный счетчик, можно определить процент каждой соста-
вляющей образца в целом. Среднее значение для особых условий может
быть получено путем сложения процентного содержания всех проанализиро-
ванных в этих условиях образцов.
Изобразить результаты графически можно разными способами. На
рис. IV-4 показаны два метода, которые были использованы для выявления
конкретных условий осадконакопления в Мексиканском заливе. На круговых
диаграммах приведено содержание тонкозернистых фракций, по которым
можно диагностировать различные фракции; такие диаграммы составляются
и на основе одной грубозернистой фракции. Результаты ситового анализа
даны в среднем ряду; верхний ряд показывает весовой процент каждой
фракции.
Выбор компонентов, подлежащих подсчету, безусловно, зависит от спо-
собностей исследователя и от относительной важности различных компонен-
тов исследуемого района. Группы, оказавшиеся наиболее полезными при
обработке материала в Скриппсовском институте, включали: 1) терригенные
минералы (иногда подразделявшиеся на группы кварцево-полевошпатовых,
магнезиально-железистых минералов и слюд); 2) обломки пород; 3) аути-
генные минералы (из которых частично были выделены глауконит, фосфатные
зерна и пирит); 4) фораминиферы (подразделялись по возможности на планк-
тонные и бентосные); 5) морские ежи; 6) остракоды; 7) диатомовые водо-
росли; 8) мшанки; 9) агрегаты (описываемые в зависимости от их физических
свойств). Хотя в приведенном списке более восьми названий, что превышает
возможности счетчика, в большинстве образцов восемь групп оказывается
достаточным.
Число агрегатов зависит от дезагрегатора, применявшегося в процессе
приготовления образца. Использование 67 г оксалата натрин с 10,6 г/100 л
карбоната натрия или натриевого гексаметафосфата очень целесообразно
для разделения большинства агрегатов, хотя некоторые из них весьма устой-
чивы и могут иметь генетическое значение. Иногда лучше всего не пытаться
разделять осадок на составные части, так как некоторые образования, сохра-
нившиеся в осадочных породах, например фекальные комочки, обычно раз-
рушаются хорошим пептизатором. Подготовка двух образцов для исследо-
вания, одного с дезагрегацией, а другого только с промывкой в дистилли-
рованной воде, поможет преодолеть эти затруднения. Содержание компонен-
тов менее 3% ненадежно до тех пор, пока не будет просмотрено и усреднено
значительное количество образцов. В некоторых случаях лучше просмотреть
все поле и определить на глаз процент редких компонентов.
Метод грубозернистой фракции, безусловно, не очень точен и допустим
только в некоторых случаях, так как дает прерывистые распределения, кото-
рые произвольно обрываются на фракции 62 мкм, а также потому, что вели-
чины даются в весовых единицах, хотя основаны большей частью на количе-
стве подсчитанных минералов. Подсчет минералов или органических видов,
близких по размерам к 62 мкм, при сравнении их со сходными образцами
86
1-2 2-3 3-4 >0 0-1 1-2 2-3 3-4 >0 0-1 1-2 2-3 3-4 >0 01 12 2-3 3-4ю
И I-------1 [—I---1----1----1 i—i----1----1--।—।-----------------. r
87
может бытьЦеще более ошибочным. Масса зерен таких компонентов, как
слюда или фораминиферы, очевидно, значительно меньше, чем зерен терри-
генных осадков и магнетита, но этих ошибок едва ли можно избежать.
Рис. IV-5. Примеры компонентов осадка, которые могут быть определены на основании
анализа грубозернистой фракции. Микрофотографии Р. Янг-Мейнар (за исключением,
фото д).
а__’кварц (светлый, прозрачный) п магнезиально-железистый минерал (темный); б — глауконит; в —
планктонная фораминифера (овальная), иглокожие (пористые) и обломки раковин (в верхнем левом углу);
г — планктонные фораминиферы (перекрещивающиеся сферические образования), морской еж (слева),
раковина (в нижнем левом углу), угловато окатанное зерно кварца (в центре), хорошо окатанное зерно
кварца (в верхнем правом углу); д — бентосные фораминиферы (разновидности, обитающие в мелко-
водных заливах [Parker е. а., 1953]; е — угловатые обломки раковин; ж — обломки раковин и мшанок
(пустотки на стволах мшанок в нижнем левом углу снимка); з — мшанки (в правом верхнем углу) и ра-
ковины (ниже).
а результаты, по-видимому, оправдывают средства. Когда геологам различного
профиля предлагали установить условия седиментации тех или иных отло-
жений для конкретного района при отсутствии данных о палеогеографической
88
обстановке осадконакопления, результаты анализа грубозернистой фракциц-
оказывались не менее ценными, чем данные, полученные при изучении макро-
И мпкрофауны.
Чтобы распознать некоторые из компонентов осадка, следует взглянуть
на рис. IV-5, где представлены фотоснимки типичных образцов различных
минералов и органических форм, полученные с использованием бинокуляра^
Эффективная плотность компонентов осадка
Совершенно очевидно, что необходимо принимать во внимание природу
течений и движения волн, так как процессы, связанные с абразией, транс-
портировкой и отложением осадка, не могут быть объяснены полностью
только размером его зерен. Например, осадок, состоящий преимущественно
из раковин, мог отложиться и при отсутствии течения, если накопление
раковин происходило на месте обитания животных. Напряжения внутри
жидкости, необходимые для транспортировки твердых минеральных зерен,
превышают напряжения, необходимые для транспортировки полых раковин
фораминифер того же размера и формы. Еще большее напряжение необхо-
димо для транспортировки тяжелых минералов, таких как магнетит. В зави-
симости от избыточной плотности зерен ps изменяется также скорость
осаждения ps —р, где ps, р — плотности твердого зерна и жидкости соответ-
ственно. Так, избыточная плотность кварцевой сферы (ps = 2,65), осажда-
ющейся в воде (р = 1,00), равна 1,65 г/см3, в то время как избыточная плот-
ность полой фораминиферы, скажем, с половинной эффективной плотностью
(ps = 1,32) будет равна только 0,32 г/см3, или приблизительно 1/Б плотности
кварцевой сферы. При вязком осаждении такая фораминифера будет падать
со скоростью, равной только 1/5 скорости кварцевой сферы.
3. ФОРМА ЧАСТИЦ ОСАДКА
Форма зерен минерала является также одной из важных характеристик
зернистых осадков. Сферические зерна легче смещаются и передвигаются
по морскому дну, тогда как угловатым зернам сдвинуться с места значительно
труднее; пластинчатые зерна могут оказать значительное сопротивление,
если находятся на гладкой поверхности или погружены в тонкозернистую
массу мягкого грунта. Сдвинутые с места сферические зерна вряд ли будут
транспортироваться так же далеко, как пластинчатые, поскольку, например,
слюда, будучи во взвешенном состоянии, оседает медленнее округлых зерен
Других минералов. Слюда уносится с берега разрывными течениями (см.
гл. III) и перемещается в открытое море мутьевымп потоками.
Влияние формы песчаных зерен на процесс осадконакопления особенно
велико в связи с наличием широкого диапазона форм: от тонких пластинчатых
зерен, как у слюды, до сферических раковин фораминифер. Несколько менее-
важны различия между сферическими п кубическими или другими угло-
ватыми зернами с тремя приблизительно равными осями.
Методы определения окатанности и сферичности обсуждались в большом
количестве публикаций. В общеупотребительном значении окатанностыо
называется отношение радиуса кривизны углов зерна к максимальному
радиусу вписанной в него сферы [Waddell, 1932]. Сферичностью, с другой
стороны, называется степень приближения формы обломка к форме сферы.
Так, совершенный куб имеет высокую сферичность, тогда как острые углы
придают ему малую окатанность.
89
Из-за трудности разработки удовлетворительных методов сравнения
А м зерен в трех измерениях большинство методов оценки было основано
на двумерном анализе (см. [Waddell, 1932; Krumbein, 1941; Riley, 1941]).
Шкала, предложенная М. Пауэрсом [Powers, 1953], первоначально была
двумерной, но фотоснимки моделей, которые он использовал, давали неко-
торые возможности учесть третье измерение. Поскольку важность этого
параметра в осадконакоплении очевидна, необходим метод, позволяющий
оценить три измерения, даже если математически он менее точен. Для опре-
деления окатанности зерен был принят ряд классов [Shepard, Young, 1961],
в некотором отношении родственных моделям Пауэрса.
Анализ окатанности зерен может быть выполнен приблизительно тем же
методом, что и анализ компонентов грубозернистой фракции. Сотня зерен
одного и того же минерала, предпочтительно кварца, классифицируется
под бинокулярной лупой, и полученные значения умножаются на те же
коэффициенты, которые использовались Пауэрсом, т. е. 0,14 для очень угло-
ватых; 0,21 для угловатых; 0,30 для полуугловатых; 0,41 для полуокатанных;
0,59 для окатанных и 0,84 для хорошо окатанных. При некоторых исследова-
ниях можно рекомендовать подсчет зерен всех типов. Субъективный подход
играет здесь более заметную роль, чем при анализе грубозернистой фракции,
из-за неуверенности в отнесении пограничных зерен к более высокому или
более низкому классу под влиянием неосознанного желания найти образец
более круглый или более угловатый, чтобы подтвердить какую-то заранее
выдвинутую гипотезу. Поэтому очень важно изучать все образцы как неиз-
вестные, пользуясь кодовой системой. Целесообразно также иметь второго
оператора, чтобы противостоять общей тенденции называть зерна сегодня более
окатанными, чем вчера. Если два оператора покажут значительную разницу
в результатах, образец должен быть исследован заново, чтобы выяснить
возможность большей однозначности результатов анализа.
Определение окатанности зерен важно для анализа различных условий
осадкообразования. Обычно этот метод использовался при исследовании
пляжей и дюн [MacCarthy, 1935; Beal, Shepard, 1956; Shepard, Young, 1961];
известны лишь незначительные попытки применения его к другим фациаль-
ным условиям, где он оказался бы более важным для корреляции. Форма
зерен может свидетельствовать в определенной мере и о расстоянии, на кото-
рое зерна были транспортированы, хотя окатанность не всегда возрастает
с расстоянием, а может, как показано Р. Расселом [Russell, 1939] и Ф. Кю-
неном [Kuenen, 1958], и уменьшаться.
4. УПАКОВКА, ПОРИСТОСТЬ И РАСШИРЕНИЕ
ОБЪЕМА ЗЕРНИСТОЙ МАССЫ
Известно множество вариантов пространственных укладок соседних зерен
в зернистой массе в состоянии покоя, а упаковку рассматривают как агрегат-
ное свойство. Тип упаковки приобретает большое значение, когда речь идет
о напряжении потока, действующем на зернистый слой, о спонтанном раз-
жижении зернистых масс, пористости и проницаемости. Л. Грейтони X. Фрей-
зер [Graton, Fraser, 1935] показали, что существуют шесть типов простой
систематической упаковки сфер и несколько «случайных». Систематическая
упаковка однородно сортированных сфер варьирует от наиболее рыхлой, или
кубической, до наиболее плотной, или ромбоэдрической (рис. IV-6). При куби-
ческой упаковке центры сфер образуют восемь углов куба — расположение,
90
Рис. IV-6. Два крайних случая упа-
ковки одноразмерных сфер [Graton,
Fraser, 1935].
Упаковка: а — «наиболее рыхлая», или
кубическая; б — «наиболее плогная», или
ромбоэдрическая.
обеспечивающее максимум порового пространства между сферами. Ромбо-
эдрическая упаковка наиболее устойчива и компактна. При этом типе
упаковки центры сфер расположены по восьми углам правильного ромбо-
эдра. Объемная концентрация N геометрических тел в этих двух типах
упаковок, т. е. отношение твердого вещества к объему в целом, равна 0,324
и 0,740 соответственно для кубической и ромбоэдрической упаковок. Пори-
стость, т. е. отношение порового пространства к объему в целом, в двух выше-
указанных случаях составляет 1 —N (объемная концентрация), или 0,476
и 0,260 соответственно.
В природных условиях упаковка усложнена наличием несферических
форм и неоднородностью размера —• факторами, которые вызывают неупо-
рядоченность упаковки. Отклонение от сферической формы может вызвать
увеличение пористости, тогда как неоднородность размера уменьшает ее.
Чем больше влияние силы тяжести на
зерна в момент окончательного осаждения
относительно давления потока жидкости
над слоем осадка, тем более рыхлой будет
упаковка и тем больше будет пористость.
Так, более плотная ромбоэдрическая упа-
ковка имеет тенденцию проявляться там,
где дно активно подвергается воздействию
течений или волн, например на мелко-
водных участках континентальных шель-
фов и на фронтальном склоне пляжа. Рых-
лая упаковка более обычна там, где осадки
выпадают из суспензии в условиях спокой-
ной воды. Т. Чемберлен [Chamberlain, 1960, табл. 8], работая с тонким песком,
взятым на фронтальной зоне пляжа, измерил на месте пористость, которая
оказалась равной приблизительно 0,42 по сравнению с пористостью 0.40
для того же песка, уплотненного вибрацией при получении плотнейшей
упаковки. Наряду с этим песок, осевший из менее активных вод в вершинах
соседних подводных каньонов, имел in situ пористость приблизительно 0.47,
тогда как пористость слюдистого песка из каньона доходила до 0,73.
Э. Гамильтон с соавторами (Hamilton е. а., 1956] нашел сходный диа-
пазон пористости для осадков шельфа и бухты в окрестностях Сан-
Диего.
Если плотный зернистый агрегат находится в состоянии покоя, упаковка
не может быть изменена без передвижения и перегруппировки зерен. По-
скольку зерна, пребывающие в состоянии покоя, контактируют с соседними,
их перегруппировка требует по крайней мере временной экспансии или
расширения в объеме агрегата. О. Рейнольдс [Reynolds, 1885] первым иссле-
довал дилатансию, т. е. способность зернистых масс расширяться, изменяя
форму, и указал, что этим свойством не обладают известные нам жидкости
или твердые вещества. Он показал, что изменение объема наступает в том
случае, когда меняется форма зернистого агрегата. Другими словами, при
смещении зернистой массы происходит изменение в объеме, а следовательно,
изменение пористости.
Мгновенное «высыхание» поверхности пляжа после отступления воды
является хорошим примером расширения плотно упакованного песка под
действием сдвига. Расширение вызывает внезапное увеличение порового
пространства и локальное уменьшение количества поровой воды. Капиллярное
91
давление направляет воду к месту расширения, и при удалении нагрузки,
вызвавшей сдвиг, наблюдается излишек воды.
Если зернистая масса с рыхлой упаковкой подвергается сдвигу или
удару, слабое расширение приводит к тому, что каждое зерно отделяется
от соседнего, тогда вся масса может быстро перейти в состояние более плотной
упаковки. При насыщении рыхлой зернистой массы водой этот внезапный
переход приводит к образованию плотной зернистой суспензии, и при этом
может возникнуть текучесть массы в целом. Этот внезапный переход и течение
жидкой зернистой структуры называется «спонтанным разжижением»; оно,
вероятно, связано с многочисленными явлениями природы типа обвалов,
в том числе с некоторыми мутьевымп потоками. Спонтанное разжпжение
может быть вызвано также увеличением давления поровой воды и притом
чаще, нежели внешним механическим стрессом или ударом [Terzaghi, Peck,
1948, с. 100]. Например, источник, изливающийся в песчаное тело, может
вызвать локальный излишек давления поровой воды по сравнению с гидро-
статическим давлением непосредственно над песчаным телом. Избыточное
поровое давление действует как дисперсионное (рассеянное) давление зерен,
дающее последним возможность течь под действием других сил, например
силы тяжести.
5. ПРОНИЦАЕМОСТЬ
Сопротивление донного слоя току жидкости через него частично определяет
расход энергии волн, движущихся над слоем, и учитывается при переносе
осадка волнами. Проницаемость — важнейший фактор для определения
уклона фронтальной зоны пляжей.
Скорость течения жидкости через пористый зернистый осадок зависит
от свойств зерен и жидкости так же, как и от движущей силы пли от гидро-
статического давления, вызывающего течение. Полное выражение для
расхода жидкости, известное как закон Дарси, применимо для всех напра-
влений потока и для всех скоростей, достаточно малых, чтобы пренебречь
силами инерции в сравнении с силами вязкости. По М. Губерту [Hubbert,
1958], перенос объема жидкости q, протекающей через единицу площади
в единицу времени, выражается формулой
q = (GD2) (р/ц) (—g dh/dz),
где G — безразмерный коэффициент пропорциональности, зависящий от гео-
метрии порового пространства; D—размер порового пространства, такой, как
средний диаметр зерен; риц —плотность и динамическая вязкость жидко-
сти соответственно; g — ускорение силы тяжести; dh/dz — скорость измене-
ния гидростатического давления в направлении потока. Если поток про-
пустить через цилиндр, то будет уменьшаться давление, выраженное высотой
столба жидкости в манометрах, деленной на расстояние между манометрами.
Из трех членов правой части приведенного выше уравнения GD2 зависит
только от свойств пористых сред, а р и р выражают свойства жидкости. Ком-
бинированный геометрический фактор GD2 часто выражается символом К
и называется проницаемостью пористых сред. Проницаемость выражается
в единицах длины, возведенных в квадрат, а иногда в единицах дарси
(1 дарси 10~8 см2).
92
В. Крамбайн и Г. Монк [Krumbein, Monk, 1942], проводившие опыты
с потоком воды через песок разной крупности и сортировки, получили сле-
дующее эмпирическое выражение для проницаемости К (дарси):
7Г = 760Z)2e1'31o“,
где D — геометрический средний диаметр, мм: е — основание натуральных
логарифмов; — размер отклонения. Из этого выражения видно, что про-
Рис. IV-7. Дебит вертикального потока через единицу
площади придопного слоя с мощностью, равной вы-
соте столба воды.
Вычислено из выражения В. Крамбайиа и Г. Мойка [Кгшп-
beln, Monk, 1S42] для морской воды при t — 15° С, солености
35°/оодля осадков с различны:.!отклонением. Очень низкий дебит
через песок с диаметром зерен менее 1 мм показан на врезке
в логарифмическом масштабе.
ницаемость возрастает с
квадратом диаметра зерна
и уменьшается экспонентно
с увеличением стандарт-
ного отклонения. Так, при
каждом данном среднем
размере хорошо сортиро-
ванные пески обладают
большей проницаемостью,
чем плохо сортированные.
Проницаемость слоя
может быть выражена не-
зависимо от величины
движущей силы как верти-
кальный поток воды через
единицу площади слоя
мощностью, равной высоте
столба воды. Это придает
размерность значению
dhjdz и позволяет выра-
зить перенос любого объ-
ема данной жидкости в сан-
тиметрах за секунду как
функцию проницаемости.
Этот дебит с использова-
нием отношения В. Крам-
байпа и Г. Монка [Krum-
bein, Monk, 1942] для проницаемости представлен графически на основа-
нии размерности осадка и величины ф-отклонения сортировки на рис. IV-7.
Относительно низкий перенос жидкости через песок со средним диаметром
зерен меньше 1 мм становится совершенно очевидным при сравнении с про-
хождением ее сквозь более крупнозернистый материал. Типичный пляжевый
песок имеет величину ф-отклонения около х/4ф.
6. ПОТОК ЖИДКОСТИ И ТРАНСПОРТИРОВКА ЗЕРНИСТОГО
МАТЕРИЛЛЛ
Транспортировка зернистого твердого материала широко изучалась
инженерами-гидравликами, пришедшими к выводу, что законы потока жид-
кости могут быть непосредственно использованы и для переноса осадков.
Однако, как покзали О. Рейнольдс и Р. Бэгнольд [Reynolds, 1885; Bagnold,
1954], смесь зернистого и жидкого материала имеет свойства, сильно отли-
чающиеся от свойств самой жидкости. Таким образом, законы потока жидко-
93
сти могут быть применены только в случае очень низкой концентрации зер-
нистого вещества как к сильно разбавленной суспензии твердых частиц,
так и непосредственно к границе зернистого слоя до прихода в движение
многих зерен. В большинстве же случаев, если в движении находятся зна-
чительные количества твердого зернистого материала, законы потока жид-
кости не применимы.
По своей природе поток жидкости может быть ламинарным, т. е. состо-
ящим из тонких флюидных элементов, каждый из которых движется одина-
ково относительно соседнего, либо турбулентным, где каждый флюидпый
элемент движется по отношению к соседним произвольно. Если начальное
движение потока постепенно и устойчиво и поток неглубок, его движение
будет, очевидно, все время ламинарным. Турбулентность появляется в тех
случаях, когда имеется тангенциальный сдвиг на границе перемещающейся
и относительно стабильной жидкости, и она распространяется в другие части
перемещающейся жидкости, если число Рейнольдса * этого потока доста-
точно велико.
В мелком желобе турбулентность обычно возникает, когда с подветрен-
ной стороны какой-либо неровности дна (например, крупное зерно или галька)
образуется водоворот. Если водовороты смещены или перемещаются вверх,
внутрь жидкости, они переносят свое движение на другие слои жидкости.
Если дно достаточно неровно, чтобы вызвать турбулентность, последняя
передается постепенно в верхние слои до тех пор, пока весь поток вниз по
течению от определенной точки не станет турбулентным. Движение в боль-
ших реках и океанских течениях, по существу, турбулентно вследствие
очень больших чисел Рейнольдса и наличия многочисленных тангенциальных
напряжений, создаваемых на поверхности воды ветром, а у дна течением
над его неровностями.
Здесь полезно дать элементарное описание природы движения зерна
п условий потока, наблюдаемых в простом желобе, когда скорость воды
постепенно нарастает. Рассмотрим плоский песчаный слой на дне реки или
канала, над которым вода протекает со скоростью настолько низкой, что
ни одно из зерен слоя не движется. Если скорость потока постепенно воз-
растает, то здесь будет наблюдаться определенная последовательность тран-
спортировки осадка, описание которой приводится ниже.
Первое движение зерен —перемежающееся качение и скольжение.
Изменяющееся во времени и пространстве, оно указывает на хаотичную
природу турбулентности в жидком потоке и на неоднородность упаковки
зерен на дне. Это первое зарождающееся движение осадка определяется
как начало, или порог, движения зерна (рис. IV-8).
Когда скорость потока возрастает, число пришедших в движение частиц
увеличивается и некоторые частицы поднимаются над дном, описывая корот-
кие траектории (сальтации) перед тем как вновь упасть на дно. Сальтация
служит показателем того, что транспортировка материала, влекомого по дну,
достигла более высокой степени. Если поток турбулентен, некоторые зерна
могут быть подняты высоко над дном беспорядочным движением воды. В этом
* Число Рейнольдса — это безразмерный коэффициент, выражающий интенсивность
потока. Оно определяется по формуле Re = uh]v, где и — средняя скорость потока; h —
глубина; у — кинематическая вязкость, равная молекулярной вязкости р, деленной на
плотность жидкости; для воды с Т = 20° С 0,01 см2/сек. Для потока, ширина кото-
рого больше глубины, турбулентность может стать общей, если Re = 600 или более. —
Прим, автора.
34
случае следует говорить о зернах, перешедших во взвешенное состояние.
В хорошо развитой суспензии зерна отклоняются от пологонаклонной траек-
тории «пушечного ядра» —признака истинной сальтации —и включаются
в еще более бессистемное движение турбулентной воды. Итак, турбулентность
является необходимым условием для образования суспензии.
При дальнейшем увеличении скорости потока количество материала,
переходящего в суспензию, возрастает, и, если осадок достаточно мелко-
зернистый, суспензия становится важной формой его транспортировки.
Рпс. IV-8. Схема различных видов транспортировки и типов движе-
ния зерен, наблюдаемых через стеклянную часть желоба при по-
степенном увеличении дебита жидкости.
Если наблюдать сверху поток в желобе, где хорошо выражена транспорти-
ровка материала во взвешенном состоянпи, можно заметить, что суспензия
движется скорее беспорядочно, в виде мутьевого облака или вала, а не как
постоянное и однородное скопление. И в этом случае преобладающая турбу-
лентная природа потока жидкости отражается в характере перемещения взве-
шенных частиц.
Если движение зерен устойчиво, поток образует неровности на дне, изве-
стные под названием рифелей. При низких скоростях зерна катятся вверх
по пологой стороне рифелей в направлении течения и соскальзывают или
осаждаются на более крутой подветренной их стороне. При несколько боль-
ших скоростях песок может подскакивать или перескакивать (сальтировать)
с одного рпфеля на другой. Прп режиме волочения зерен потоком по дну
•скорость песка всегда ниже, чем скорость жидкости, и знаки ряби передай-
95
гаются в направлении течения. В глубоких реках при интенсивностях потока,
близких к тем, при которых образуется рябь, возникает значительно более
крупная форма донного рельефа, называемая дюной. Водные песчаные дюны
аналогичны дюнам, нанесенным ветром, и сильно отличаются по масштабу от
знаков ряби. Последние представляют собой формы рельефа малого размера,
которые можно увидеть, поднимаясь по наветренному склону песчаных дюн.
Рифели достигают максимальной длины и высоты в некотором промежу-
точном диапазоне скорости. Если скорость потока выходит за пределы этого
диапазона, то создаются условия, при которых высота рифелей уменьшается
и рябь пропадает, а поверхность дна снова становится гладкой. Поскольку
дно после исчезновения знаков ряби почти совершенно плоское, это состояние
потока иногда определяется как пластовый поток. Вся поверхность дна
находится в движении, и можно заметить, что происходит перемещение
нескольких слоев зернистой массы. Интенсивное смещение дна вызывает
заметное усиление транспортировки осадка. При этом режиме законы потока
жидкости неприменимы для характеристики транспортировки осадка и
возникает необходимость учета усилия сдвига одного зерна другим.
При еще более высоких скоростях потока на дне снова образуются волно-
образные неровности, но только в том случае, если поток мелок. В отличие
от рифелей эти новые неровности, называемые песчаными валами, имеют
более синусоидальный профиль и движутся не вниз, в вверх по течению.
Это происходит потому, что песок, эродированный с подветренной стороны
песчаного вала, откладывается на наветренной стороне каждого последу-
ющего вала, обращенного вверэ^ по течению. Дж. Гильберт [Gilbert, 19141
назвал песчаные валы антидюнами; последние обычно сопровождаются
волнами на водной поверхности над ними. Однако маловероятно наличие
песчаных валов в глубоких реках; крупные формы в таких случаях более
обоснованно будет называть дюнами.
Заслуживают упоминания некоторые существенные черты сходства и раз-
личия явлений, происходящих на границе слоя под влиянием потока, дви-
жущегося в одном направлении, с теми явлениями, которые наблюдаются
при колебательном движении, вызванном действием волн. В обоих потоках
существует порог, ниже которого движение зерен не происходит; только под
действием волн порог изменяется: ускоряется либо замедляется. При обоих
типах движения после появления локальной турбулентности позади гребня
ряби возникает фаза, когда турбулентный вихрь образует в рифеле промоину
зернами, движущимися в направлении, противоположном движению потока
над гребнем I Inman, Bowen, 1963]. Сталкивание (конвергенция) потоков
на гребне ряби вызывает подъем вихря осадка в водовороте над рифелем.
В случае колебательного движения этот вихрь образуется внезапно в конце
поступательного или возвратного движения. Причина заключается в том,
что замедление потока усиливает образование турбулентности, тогда как
ускорение, наоборот, замедляет. Колеблющийся поток также препятствует
распространению турбулентности вверх со дна, поскольку его колебания
слишком кратковременны для распространения турбулентности.
Как при однонаправленном, так и при колеблющемся потоке, если орби-
тальный диаметр колебания велик по сравнению с длиной волн ряби, интен-
сивный сдвиг вызывает исчезновение последней, и при этом дно вновь сгла-
живается. Сходство явлений пограничного слоя в двух типах потоков позво-
ляет предположить, что одни и те же принципы могут быть применены к обоим
типам.
ГЛАВА
V
ТЕКТОНИКА ПЛИТ
(РАЗРАСТАНИЕ ОКЕАНИЧЕСКОГО ДНА
И КОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ ДРЕЙФ)
Шестидесятые годы нашего столетия — годы становления и широкого
признания тектоники плит, являющейся продуктом старой вегенеровской
[Wegener, 1912, 1924] гипотезы континентального дрейфа. В первом издании
«Морской геологии» [Shepard, 1948] при обсуждении гипотезы Вегенера
особое внимание было обращено на аргументацию, опровергающую концеп-
цию Атлантического рифта. В 1961 г., когда второе издание книги было
уже подготовлено к выходу в свет, появилась первая публикация о гипотезе
разрастания океанического дна [Dietz, 1961] *; поэтому детально эта тема
не рассматривалась, но предпочтение по-прежнему отдавалось доводам против
дрейфа континентов. С тех пор новая концепция тектоники плит, включа-
ющая разрастание океанического дна, нашла подтверждение в столь много-
численных и существенных фактах, что прежние возражения против гори-
зонтального перемещения крупных блоков земной коры до некоторой степени
сошли на нет. При этом новая теория лишена в основном тех противоречий,
которые были присущи гипотезе Вегенера. Некоторые ученые еще высказы-
вают серьезные критические замечания по поводу тектоники плит, но пред-
ставляется, что их возражения не в состоянии опровергнуть огромное коли-
чество данных, согласующихся с этой теорией **.
Как в первом, так и во втором изданиях книги континентальный дрейф
рассматривался в главах, посвященных глубоководному ложу океана, однако
тектоника плит, очевидно, оказывает влияние на большинство аспектов
морской геологии и поэтому должна обсуждаться в одной из первых глав.
Здесь будут изложены только основные теоретические представления, а
также будет дано краткое описание огромного количества фактических дан-
ных, полученных в последние годы; наряду с этим будут приведены аргу-
менты, якобы опровергающие эту теорию. Дополнительный фактический
материал помещен в главах о континентальных террасах и о глубоководном
океаническом ложе.
* До некоторой степени аналогичные мысли высказывал А. Холмс [Holmes, 1945,
с. 505]. — Прим, автора.
** После того как эти строки были написаны, появились статьи А. А. Мейерхофа
и Г. А. Мейерхофа [A. Meyerhoff, Н. Meyerhoff, 1972а, Ь, с], содержащие более обшир-
ную аргументацию против тектоники плит, чем та, которая приводилась в их ранних
работах [Meyerhoff, 1970; Meyerhoff, Teichert, 1971]. Автор не располагал временем для
критического анализа столь большого количества данных; возражения высказываниям
этих исследователей, даже более ранним, еще не публиковались. — Прим, автора.
97
1. ТЕКТОНИКА ПЛИТ
Прежде чем ознакомить читателя с тектоникой плит, попытаемся вкратце
рассмотреть различия между океанической и континентальной корой. В ре-
зультате проведения сейсмических исследований методом преломленных
волн (см. гл. II) и изучения землетрясений было установлено, что как под
океанами, так и под континентами имеется поверхность раздела, ниже кото-
рой звуковые волны распространяются со скоростью, несколько превыша-
ющей 8 км/сек, тогда как выше этой поверхности скорость распространения
их более низкая. Эта поверхность получила название раздела Мохоровичича,
или Мохо. Предполагается, что этот раздел разграничивает земную кору,
находящуюся выше поверхности Мохо, и подстилающую ее мантию Земли.
Под континентами поверхность Мохо залегает на глубине в среднем 35 км,
в то время как под океанами средняя мощность коры всего лишь 6,5 км
(рис. V-1). Считается, что континентальная кора сложена в основном грани-
тами, а океаническая —- базальтами. Мантия, по-видимому, представлена
ультраосновными породами типа перидотита. Литосфера — жесткая оболочка,
охватывающая земную кору и верхнюю часть мантии. Астеносфера —• это
слой мантии, подстилающий литосферу, в котором имеет место пластичное
течение. Гранина между литосферой и астеносферой проходит на глубине
около 100 км.
Тектоника плит в ее современном состоянии —> результат усилий целого
рада исследователей. Среди выдающихся ученых, внесших вклад в ее раз-
витие, должны быть названы Р. Днц [Dietz, 1961, 1968], Г. Хесс [Hess,
1962], Дж. Вильсон [Wilson, 1965], Ф. Вайн [Vine, 1966], Л. Сайкс [Sykes,
1967], К. Ле Пишон [Le Pishon, 1968], Дж. Морган [Morgan, 1968, 1971],
Э. Буллард [Bullard, 1969] и Г. Менард [Menard, 1969]. К сожалению,
недостаток места не позволяет перечислить многочисленные статьи, написан-
ные коллективами авторов. Весьма важные вопросы рассмотрены в трудах
специалистов, изданных под редакцией П. Блэккета [Blacket е. а., 1965],
С. Ранкорна [Runcorn, 19621, М. Кея [Кау, 1969], X. Джонсона и Б. Смита
[Johnson, Smith, 1970].
Тектоника плит в разрастание океанического дна согласуются с ги-
потезой А. Вегенера в том отношении, что признают существование не-
когда единого суперматерика Пангеи (Лавразия и Гондвана), разделив-
шегося впоследствии на шесть современных континентов. Однако механизм
дрейфа в этих концепциях принципиально различен. По Р. Дицу [Dietz,
1961] и Г. Хессу [Hess, 1962], основная идея разрастания океанического
дна состоит в образовании трещин растяжения в земной коре, заполняющихся
поднимающимися из мантии лавовыми потоками. Новообразованные дайки
на континентах формируют тяжелую массу, которая будет изостатически
погружаться относительно вмещающих пород, что в конечном счете приведет
к образованию рифтовой долины. Примерами этой начальной стадии рифто-
образования могут служить Калифорнийский залив, Красное море и афри-
канские рифтовые долины. Если действие сил растяжения, создающих
трещины в земной коре, продолжается, то возникнут новые раскрытия и
начнет образовываться эмбриональный океан, который постепенно будет уве-
личиваться в размерах. По-видимому, подобную эволюцию претерпел материк
Пангея, в котором начальные рифты образовывались в раннем мезозое.
Основной раскол возник в месте сочленения будущих материков: Север-
ной и Южной Америк, Африки и Европы, раздвижение которых привело
7 Заказ 1054
1
98
к формированию Атлантического океана.7®Другие расколы произошли, при-
близительно в то же время между Восточной Африкой, Индией, Австралией
и Антарктидой с последующим образованием Индийского океана. По мере
расширения последнего Индийский субконтинент перемещался к северу,.
Рис. V-1. Обобщенная схема поведения осадочного чехла, коры и раздела Мохо на конти-
нентальном шельфе, континентальном склоне и в глубоководной океанической котловине
вблизи восточного побережья США [Worzel, Shut bet, 1955] (а), мощность осадочного слоя,
км, под котловинами и скорость распространения сейсмических волн, м/сек, в подстила-
ющих породах вблизи Ньюпорта, Южная Калифорния (б). [Shor, Raitt, 1958].
J — осадочные слои; 2 — кора; 8 — мантия.
пока не соединился с Азией, Австралия совершила почти такой же путь,
сблизившись с Юго-Восточной Азией. Атлантика раскрывалась постепенно,
пока не достигла своих современных размеров, а в кайнозое от Северной
Америки отделилась Гренландия, вследствие чего возникло море Баффина.
Дальнейший раскол земной коры в восточном направлении привел к форми-
рованию Индийского океана, распространился на южную часть Тихого океана,
99
а затем процесс продвигался к северу, вдоль западных берегов обоих
Американских континентов. Перемещение коры от оси современной системы
срединно-океанических хребтов, по-видимому, хорошо прослежено начиная
с раннего мела.
По мере расширения трещин новообразованное вещество коры раздви-
галось в разные стороны от оси разрастания. Вблизи нее кора была горячей,
поэтому она располагалась выше, чем остальная часть расширяющегося
океанического ложа, которое остывало по мере удаления от оси. Таким обра-
зом сформировались Срединно-Атлантический и Карлсбергский хребты,
Восточно- и Южно-Тихоокеанское, а также Австрало-Антарктическое подня-
тия. Скорость разрастания океанического дна в Атлантическом океане при-
близительно 1—<10 (в среднем около 2), а в Тихом около 5 см/год. В результате
Рис. V-2. Трансформные разломы, возникшие при разрастании от смещенных от-
резков гребня хребта [Menard, Atwater, 1968].
этого процесса, продолжавшегося начиная по крайней мере с юрского вре-
мени, молодая кора распространилась по всем океаническим бассейнам,
поддвигая более древнюю кору под континентальные окраины. Этим и объяс-
няется отсутствие доюрских осадков как в драговых сборах с подводных
уступов на дне океана, так и в керне глубоководных скважин, пробуренных
по программе ДЖОИДЕС (см. гл. XIV).
Линии первоначальных расколов .были, вероятно, не непрерывными,
поэтому на современных хребтах отмечаются значительные смещения оси.
По мере разрастания между смещенными отрезками оси, ориентированными
приблизительно перпендикулярно к хребтам, образовались хребты и впадины
(называемые зонами разломов). В результате разрастания от различных
участков хребтов смещение вдоль сдвигов происходит в направлении, про-
тивоположном тому, которое следовало ожидать исходя из взаимного рас-
положения смещенных отрезков хребта (рис. V-2). Эти нарушения получили
название трансформных разломов. Зоны разломов могут прослеживаться
на тысячи километров в океанах, а в некоторых местах заходят в пределы
смежных континентальных блоков. В настоящее время многие исследователи
считают разлом Сан-Андреас трансформным.
В соответствии с тектоникой плит происходит перемещение ряда жест-
ких поверхностных плит относительно нижележащей оболочки в направле-
нии от осевых трещин. Единого мнения об общем количестве плит нет; выде-
лено шесть главных плит, активных в настоящее время. Высказывалось
мнение, что (существует около 20 небольших плит. Континенты не
7*
100
перемещаются сами по себе, подобно кораблям, плывущим по морю (как это
предполагалось в гипотезе Вегенера), а соединены с прилежащими участками
океанов (панример, две части Американской плиты охватывают западную поло-
вину Атлантического океана и примыкающие к ней Северную и Южную Аме-
рики и отодвигаются от оси Срединно-Атлантического хребта как единое целое).
Передние края плит сталкиваются с другими плитами, и поэтому именно
там происходит поглощение коры либо в результате субдукции, приуроченной
□/ El? ЕЕЗ* [Щг [grfe [gel 7 f g
Рис. V-3. Субдукция литосферы, сопровождающаяся формированием зоны Беньофа, па-
дающей от желоба под материк [Mitchell, Reading, 1971].
1 — астеносфера; 2 — литосфера; 3 — кора; 4 — глубоководный желоб; 5 — вулканическая дуга;
6 — метаморфизм при высоком давлении и низкой температуре; 7 — интрузия и метаморфизм при
низком давлении и высокой температуре; 8 — подъем магмы. Андезиты магматического типа: I —
толеитовые; II — известково-щелочные; III — щелочные.
к глубоководным океаническим желобам, где одна плита поддвигается под
Другую (рис. V-3), либо вследствие смятия коры, приводящего к формирова-
нию горных гребтов. Полагают, что субдукция имеет место вдоль западного
побережья Южпой Америки, а также вдоль островных дуг Восточной Азии
и Юго-Западной Аляски. Хорошим примером смятия коры могут служить
Гималаи — место столкновения Индийской плиты с Евразиатской. По-
скольку на периферии Атлантики субдукция отсутствует, этот бассейн рас-
ширяется со скоростью приблизительно 4 см/год (по 2 см/год в ту и другую
стороны). На рис. V-3 показано взаимоотношение субдукции и вулканизма.
Предполагается, что мощность движущихся плит около 100 км. Суще-
ствует мнепие, что нижним пределом распространения этих плит служит
та часть подстилающей мантии, которая нагрета до полурасплавленного
состояния, в силу чего она способствует движению вышележащих плит. Ипач
lOf
говоря, движение жидкого слоя в мантии, возникающее в результате кон-
векционного течения, увлекает за собой вышележащую кору. В свою очередь
в коре развиваются трещины, приуроченные к местам расхождения восхо-
дящих конвекционных течений; субдукция происходит над нисходящими
конвекционными течениями.
Мы рассмотрели тектонику плит, объяснившую движения земной коры,
имевшие место в мезозое и кайнозое. Однако нет никаких оснований пола-
гать, что активные перемещения коры отсутствовали в более ранние геоло-
гические эры. Формирование палеозойских горных хребтов можно объяснить
движениями на окраинах древнего Атлантического океана, а образование
Уральских гор на границе Европы и Азии — сближением двух плит и за-
крытием древнего океана.
2. НЕКОТОРЫЕ ДАННЫЕ В ПОЛЬЗУ ТЕКТОНИКИ ПЛИТ И РАЗРАСТАНИЯ
ОКЕАНИЧЕСКОГО ДНА
Выше была изложена гипотеза, которая приобрела в настоящее время
значение широко признанной теории. Обсудим некоторые подтверждающие
ее факты. Следует учитывать, что ученые склонны увлекаться гипотезами,
которые, по их мнению, дают наиболее убедительное толкование целому ряду
явлений, с трудом поддающихся объяснению. Иногда это может завести
нас в тупик, поэтому следует, когда это возможно, относиться критически
к аргументам в пользу тектоники плит, вызвавшей глубокую революцион-
ную перестройку геологических концепций.
Билатеральная симметрия магнитных полос, окаймляющих
океанические хребты
Ф. Вайн и Д. Мэтьюз [Vine, Matthews, 1963] высказали предположение,
что если разрастание океанического дна действительно имело место, систе-
матические инверсии главного геомагнитного поля должны распознаваться
по чередованию полос прямой и обратной полярности, параллельных осям
срединно-океанических хребтов; эти магнитные аномалии представляют
собой зеркальное отражение одна другой и располагаются по разные сто-
роны от оси хребта. Этот факт установлен с достаточной достоверностью
для Тихого [Pitman, Heirtzler, 1966], Атлантического [Heirtzler, Hayes, 1967;
Pitman, Talwani, 1972] и Индийского [Le Pishon, Heirtzler, 1968] океанов*.
Соответствие линейных магнитных аномалий истории инверсий геомагнит-
ного поля можно проследить по меньшей мере до 78 млн. лет назад (аномалия
32); последний же отрезок временной шкалы инверсий геомагнитного поля
частично проконтролирован по возрастам лавовых потоков на континентах
и по данным о намагниченности осадков из керна глубоководных скважин.
Такое удивительное соответствие магнитных поясов (рис. V-4) можно объяс-
нить только одним процессом — разрастанием океанического дна. Одних
этих данных было бы достаточно, чтобы поверить в новую теорию. Вместе
с тем А. Мейерхоф и Г- Мейерхоф [A. Meyerhoff, Н. Meyerhoff, 1972b]
приводят примеры довольно плохого соответствия.
* А также и для Северного Ледовитого океана [Карасик, 1968, е. 8—19]. —
Прим. ред.
103
Эпицентры землетрясений и первые вступления волн
Изучение сейсмичности Земли [Sykes е. а., 1970] показывает, что эпи-
центры землетрясении приурочены в основном к желобам, в которых согласно
тектонике плит кора поддвигается под прилегающие массивы суши, к греб-
ням срединно-океанических хребтов, где она формируется, п к тем отрезкам
зон разломов, которые лежат между смещенными осями гребней. Векторы
скольжения, определенные при изучении сейсмограмм (рис. V-5), указы-
вают, что движение коры в желобах направлено в сторону от океанических
плит, что теоретически и подтверждает тектонику плит. Из анализа векторов
следует также, что разрастание на хребтах и смещение вдоль зон разломов
соответствуют направлению трансформных разломов (рис. V-2). Совершенно
противоположная картина наблюдалась бы в том случае, если бы смещения
были обусловлены последовательным расхождением двух отрезков хребта.
Землетрясения также подтверждают субдукцию океанической коры
в желобах, поскольку очаги мелкофокусных землетрясений приурочены
к желобам, а глубокофокусные землетрясения возникают под прилегающими
участками суши, например под Андами. Поддвигание на континентальных
окраинах, а также с океанической стороны островных дуг может служить
объяснением повышения глубины гипоцентров землетрясений по направлению
от океанических желобов к суше.
Возраст пород фундамента,
залегающих под поверхностью дна океанов
Если бы очертания океанов в ранние геологические эпохи более или
менее соответствовали современным, как утверждали сторонники гипотезы
постоянства океанов, разбуривание океанического дна должно было бы
привести к вскрытию палеозойских и даже докембрийских отложений, зале-
гающих на породах фундамента. Если фундамент сформировался в резуль-
тате разрастания океанического дна от срединно-океанических хребтов
и если скорости разрастания составляли один или несколько сантиметров
в год, то глубоководное бурение не должно было вскрыть почти никаких
древних осадочных формаций, а отложения, залегающие непосредственно
на фундаменте, должны быть на хребтах моложе, а по мере удаления от них
древнее. Последнее обстоятельство было убедительно продемонстрировано
при бурении по программе ДЖОИДЕС (см. гл. XIV). На гребнях хребтов
осадочный чехол либо отсутствует, либо имеет очепь молодой возраст. Как
правило, наиболее древние отложения расположены на наибольшем расстоя-
нии от гребней хребтов. Соответствие между возрастом чехла фундамента
и возрастом магнитных аномалий является, по-видимому, еще одним веским
доказательством разрастания океанического дна.
Изучение осадочного чехла, залегающего на фундаменте, позволяет
получить другие доказательства разрастания и демонстрирует последова-
тельность глубоководных отложений, свидетельствующих об увеличении
глубины океана. По мере возрастания мощности осадочного покрова область
дна, где был сформирован фундамент, отодвигалась на все большие расстоя-
ния от срединно-океанических хребтов. Действительно, во многих колонках,
полученных при разбуривании глубоководных бассейнов, была обнаружена
последовательность в наслоении осадков снизу вверх по разрезу: от
104
к
и
’ и
S *
и
й.
и*
И S
105
карбонатных к кремнистым оозам и затем к бурым глннам. Известно, что
глубина распространения органических оозов ограничена из-за их раствори-
мости, а кремнистые оозы встречаются на несколько большей глубине, чем
карбонатные; на наибольших глубинах залегают бурые (красные) глины.
Соответствие противолежащих океанических окраин
В самых ранних вариантах гипотезы континентального дрейфа для
доказательства его использовалось очень четкое взаимное соответствие очер-
таний материков по разные стороны Атлантики. Действительно, если принять
Рис. V-6. Совпадение гра-
ниц континентов, окружа-
ющих Атлантический океан
[Bullard е. а., 1965].
1 — перекрытия суши и шель-
фа; 2 — зазоры.
/ ЕИ 2
за границы океанов не берега, а континентальные склоны, то совмещение
береговых очертаний значительно улучшается. Это было показано Э. Бул-
лардом и др. [Bullard е. а., 1965] на карте, частично воспроизведенной на
рис. V-6, где отмечены незначительные зазоры и перекрытия между континен-
тами. Некоторые перекрытия обусловлены наращиванием континентов после
их обособления; в качестве примера можно привести рост дельты Нигера.
106
Район Багамской платформы тоже, по всей вероятности, некогда был дном
океана [Dietz е. а., 1971; Uchupi е. а., 1971], и не исключено, что он под-
нялся после разделения континентов. Зазоры, возможно, обусловлены также
независимым разрастанием, например на входе в Карибское море. Другими
примерами совпадения континентальных окраин являются границы Антарк-
тики и Южной Австралии [Sproll, Dietz, 1969], а также Антарктики и Южпой
Африки [Dietz, Sproll, 1970]. А. Мейерхоф и Г. Мейерхоф в своей работе
[A. Meyerhoff, Н. Meyerhoff, 1972] показали, что в некоторых случаях
соответствие границ материков может быть случайным.
Если континенты оказались разообщенными в процессе дрейфа, то это
должно подтвердиться при сопоставлении древних горных гряд на конти-
нентах, расположенных по обе стороны океана, в особенности тех гряд,
которые выходят на побережья. Смыкание Аппалачской горной системы
с варисцийской и каледонской зонами в Европе производит большое впечат-
ление, а некоторые из крупных сдвигов канадских провинций, по-видимому,
совмещаются со сдвигами в Шотландии [Wilson, 1962]. В Южной Америке
и Африке имеются горы позднепалеозойского возраста, в том числе Капские
(Южная Африка) и Сьерра-де-Пийя-Уинко (Аргентина), которые оказываются
непрерывными при додрейфовой реконструкции континентов. Возраст докем-
брийских пород Западной Африки и Бразилии также совпадает [Hurley,
de Almeida е. а., 1967].
Асейсмичные хребты и горячие точки
Кроме крупных океанических хребтов, на которых происходит раз-
растание океанического дна, существуют различной протяженности вулка-
нические хребты, особенно характерные для Тихого океана, которые, как
правило, асейсмичны; во всяком случае приуроченные к ним землетрясения
обусловлены только вулканической активностью, сосредоточенной почти
исключительно на одном конце хребта. Установлено, что время активного
проявления вулканизма увеличивается вдоль Гавайского хребта, по крайней
мере вплоть до атолла Мидуэй, где вулканическая деятельность наблюдалась
в миоцене (24,6 ± 2,5 млн. лет) [Funkhouser е. а., 1968; Jackson е. а., 1972].
Дж. Вильсон обращает внимание на важную роль этих асейсмичных
хребтов. Считается, что вулканизм обусловлен долгоживущим источником,
расположенным ниже литосферы. Поскольку подвижная астеносфера транспор-
тирует вышележащую литосферу над этой стабильной горячей точкой, про-
исходит развитие новых вулканов, а древние перемещаются в том направле-
нии, куда конвекционные течения переносят кору. У. Морган [Morgan,
1971, 1972] заметил, что три асейсмичных подводных хребта из имеющихся
в Тихом океане: Гавайский —Императорский; островов Туамоту —Лайн и
Аустрал —Гильберта —Маршальских —перемещались параллельно друг
ДРУГУ и даже обнаруживают одинаковые изменения в простирании, отмеча-
емые в их западной части (рис. V-7). Это наводит на мысль о перемещении
жестких плит над тремя горячими точками и о перемене направления движе-
ния. Если будущие исследования подтвердят, что по мере удаления этих
хребтов от горячих точек возраст их становится более древним, то трудно
будет представить себе лучшее объяснение.
Хребты Китовый и Рио-Гранде в Южной Атлантике простираются
соответственно на северо-восток и северо-запад от горячей точки, располо-
женной вблизи о-вов Тристан-да-Кунья. По мнению Р. Диля и Дж. Холдепа
107
[Dietz, Holden, 1970], это означает, что здесь имело место движение к северу
относительно горячей точки, но разрастание океанического дна обусловило
суммарное диагональное перемещение по обе стороны от Средипно-Атлан-
тического хребта.
У. Морган [Morgan, 1971, 1972] упоминает до 20 горячих точек и отме-
чает различие между лавами горячих точен и лавами разрастающихся хреб-
тов. Он предполагает, что первые соответствуют изначальному веществу»
Рис. V-7. Миграция горячих точек в Тихом океане [Morgan, 1972].
Наиболее молодые вулканы расположены в юго-восточной части линейных цепей.
Обращает внимание совпадение направлений, указывающее на северо-западное
перемещение Тихоокеанской плиты и на то, что более ранняя миграция проис-
ходила в направлении, более близком к северному.
поступающему непосредственно из глубин мантии, тогда как базальты океани-
ческих хребтов являются породами, заполняющими трещины и поступа-
ющими из движущейся астеносферы. Согласно его представлениям, горячие
точки могут явиться той движущей силой, которая вызывает перемещение
плит.
Па леом агнетизм
Магнитные свойства минералов, кристаллизующихся в процессе засты-
вания молодых расплавленных пород, обнаруживают зависимость от магнит-
ных полюсов Земли. Уже многие годы известно, что направление «ископа-
емого» магнетизма древних пород часто отличается от современного в местах
отбора горных пород. Так как намагниченность, приобретаемая такими
минералами, как магнетит и маггемит, зависит от геомагнитного полюса,
от широты и долготы местонахождения породы в то время, когда эти мине-
ралы кристаллизовались, можно приблизительно рассчитать положение
108
геомагнитных полюсов на период кристаллизации пород. Кроме того, вполне
вероятно, что магнитные полюсы всегда располагались вблизи географиче-
ских. Поэтому на основании изучения магнетизма древних горных пород
можно получить довольно надежные данные об относительном расположении
таких континентов, как Северная и Южная Америка, Европа и Африка.
Точность этого метода оспаривалась А. Мейерхоффом [Meyerhoff,
1970]. Большинство исследователей согласилось с тем, что по палеомагнит-
ным данным Севере- и Южноамериканский континенты отделились от Африки
и Европы и что в результате крупных движений Южная Америка, Африка,
Индия и Австралия были вовлечены в общее перемещение к северу, в напра-
влении от Южного полюса, где эти материки на протяжении позднего пале-
озоя находились в контакте с Антарктидой. Данные о палеомагнетизме океани-
ческих пород, полученных на забое глубоководных скважин, также под-
тверждают общее северное направление дрейфа континентов, наиболее от-
четливо выраженное в Тихом океане (см. гл. XIV).
Тепловой поток
На океаническом дне тепловой поток измерить гораздо легче, чем на
континентах, поскольку температура воды непосредственно над дном океана
сравнительно устойчива в отличие от непостоянной температуры воздуха
у поверхности суши. Введенные в дно зонды с термисторами показали, что
тепловой поток на гребнях системы океанических хребтов устойчиво выше,
чем на их склонах, и что средние величины поверхностной плотности тепло-
вого потока, равные 3,12 мккал/(см2-сек)* на гребне Восточно-Тихоокеан-
ского поднятия и 2,92 на Срединно-Атлантическом хребте, превышают средне-
мировые значения этих показателей для суши и морского дна, составляющие
1,5 мккал/(см2-сек). Такие наблюдения наводят на мысль о движении горя-
чего вещества мантии вверх, к гребням хребтов, что согласуется с другими
данными в пользу разрастания дна океанов.
Пермо-карбоновое оледенение
Известно, что на протяжении карбонового и пермского периодов терри-
тории Южной Америки, Южной и Центральной Африки, Индии, Австралии
и Антарктиды были захвачены оледенением. Этот факт использовался А. Ве-
генером и многими другими исследователями как доказательство гипотезы
континентального дрейфа. Тесная группировка указанных выше территорий
в высоких широтах южного полушария, как видно из предшествующего изло-
жения, в значительной мере облегчает объяснение оледенения во многих
районах, которые в настоящее время располагаются на низких широтах.
Кроме того, направление движения ледового покрова указывает, что основ-
ная масса льда поступала на современные континентальные окраины (рис.
V-8); это, вероятно, означало, что главной областью его образования были
континенты, составлявшие единый материк Пангея [Crowell, Frakes, 1970;
Hamilton, Krinsley, 1967]. Таким образом, лед, покрывавший территории
Аргентины и Южной Африки, поступал с востока, а лежавший на территории
Южной Австралии — с юга. Это подтверждают также исследования Л. Фрейк-
* В настоящее время средний тепловой поток на материках и океанах принято
считать равным 1,1 мккалДсм2-сек). — Прим. ред.
109
са и Дж. Крауэлла [Frakes, Crowell, 1970b, фиг. 1, 2], А. Мейерхофа и
К. Тейхерта [Meyerhoff, Teichert, 1971, фиг. 7, 13].
Однако, по мнению А. Мейерхофа и К. Тейхерта, оледенение не могло
охватить значительные территории в восточной части Южной Америки,
в Южной Африке, Индии и Австралии, если они составляли одно целое,
поскольку, как считают упомянутые авторы, на большей части этой площади
влажность была незначительной. Это утверждение спорно. Хотя в централь-
ных районах Антарктиды выпадает небольшое количество атмосферных
Рис. V-8. Оледенение Гондваны в начале пермского периода [Hamilton, Krinsley, 1967].
j — границы современных континентов, незначительно изменившиеся со времени пермского оледене-
ния; 2 — внешняя граница современного Южноамериканского материка; 3 — направление движения
льдов. Обращает внимание большое количество мест, куда лед поступал из источников, находившихся
в тех районах, которые ныне разделяют материки.
осадков, она имеет мощный ледовый покров. Кроме того, континентальные
центры оледенения в плейстоцене были удалены от океана приблизительно
на такое же расстояние, как и аналогичные центры Пангеи [Flint, 1971,
фиг. 25-1]. При отсутствии барьера Анд, препятствующего проникновению
влаги с запада, и при наличии мощного источника влаги (юго-западные те-
чения древнего моря Тетис, которое, вероятно, располагалось вблизи покрытых
льдом площадей), нет достаточных оснований отвергать возможность оледе-
нения Пангеи. Наоборот, значительно труднее представить себе, как могло
произойти такое широкое оледенение, если взаимное расположение конти-
нентов в прошлом существенно не отличалось от современного. Если, как
утверждает А. Мейерхоф [Meyerhoff, 1970], оледенение на низких широтах
относилось исключительно к высокогорному типу, то остается удивляться
тому, что сохранилось так много ледниковых отложений и других признаков
оледенения. Совершенно очевидно, что эрозия горных хребтов за промежуток
времени около 250 млн. лет не оставила бы столь значительного материала,
являющегося ныне предметом геологических исследований.
110
Распространение эвапоритов
на разных этапах геологической истории
Гораздо менее определенные данные о смещении по широте мы получаем
при изучении эвапоритов. В настоящее время соль, гипс и другие соляные
отложения, которые в совокупности образуют эвапориты, встречаются в основ-
ном вблизи 30° с. ш. и 30° ю. ш. в районах с высоким атмосферным давлением
и малым количеством выпадающих осадков. Если плиты двигались в северном
направлении от Южного полюса, то должно было бы отмечаться соответству-
ющее смещение засушливых климатических поясов. Если площади, распола-
гавшиеся в засушливом климатическом поясе, приуроченном к 30° с. ш., сме-
стились к северу, то они должны оказаться в пределах более богатой осадками
зоны западных ветров. В то же время экваториальные ливневые пояса должны
быть сдвинуты до аридных широт, вблизи 30° ю. ш.
Карты Ф. Лотце [Lotze, 1963], по-видимому, показывают такое смещение
для территории северного полушария. Его эвапоритовые пояса последо-
вательно смещались к югу, что и следовало ожидать при движении плит
к северу. Это движение, как считает Ф. Лотце, свидетельствует о смещении
полюса, однако оно с той же степенью вероятности могло быть обусловлено
скольжением плит, равно как и взаимодействием обоих процессов. Кроме
того, раскрытие Атлантики в юре должно было бы вызвать значительные
изменения зон пониженной влажности в центральных частях континентов.
По-видимому, это действительно имело место.
А. Мейерхоф [Meyerhoff, 1970] пришел к совершенно иному выводу.
Его палеогеографические карты в общих чертех сходны с картами Ф. Лотце.
Но А. Мейерхоф объясняет изменение границ эвапоритовых поясов вариа-
циями ширины засушливых зон в разные геологические периоды. Он отмечал
к тому же, что почти все места отложения древних эвапоритов находятся
за пределами районов, характеризующихся в наше время обильным выпаде-
нием осадков. Однако же соляные озера, эти предшественники эвапоритов, даже
сейчас достаточно часто встречаются, в том числе и в Антарктике [McLeod,
1964]. Вопрос представляется еще не решенным и требует дальнейших иссле-
дований, однако это уже не столь существенно, ибо мы располагаем убедитель-
ными фактами в пользу повой гипотезы. Кроме того, разрастание коры должно
было оказывать глубокое влияние на развитие рельефа дна океанов и конти-
нентов. С другой стороны, во многих отношениях тектоника плит может
подвергнуться существенным изменениям в ходе дальнейших исследований.
Но главная идея теории является, по-видимому, надежно установленной.
ГЛАВА
VI
КЛАССИФИКАЦИЯ МОРСКИХ ПОБЕРЕЖИЙ|
И ИХ ПРОИСХОЖДЕНИЕ
Прежде чем перейти к характеристике пляжей, необходимо рассмотреть
развитие и классификацию побережий различных генетических типов. Кроме
того, особенности мелководных морей, омывающих материковую сушу,
в значительной мере зависят от характера берегового рельефа, климата
и речной сети прилегающих к ним прибрежных территорий.
Во втором издании книги я, возможно, уделил слишком много внимания
разработке так называемой практической методики составления классифи-
каций берегов, основанной на изучении крупномасштабных тонографиче-
ских и аэронавигационных карт и аэрофотоматериалов. Эта методика под-
верглась критике, поскольку в классификации не были учтены подымающиеся
побережья [Valentin. 1952; Cotton, 1954; King, 1959, с. 236—240], а также
в пей не нашлось места таким крупным подразделениям, как тектонически
активные горные побережья и прибрежные равнины [McGill, 1958; Inman,
Nordstrom, 1971]. Понимая всю важность процессов поднятия, я тем не
менее не решался выделить соответствующую им категорию побережий из-за
сложности соотношения этих процессов с эвстатическими колебаниями уровня
моря *, а также с речной и ледниковой эрозией в периоды оледенении или
в регрессивные эпохи развития Мирового океана. Это затрудняет диагно-
стику побережий поднятия **, тем более по картам и фотоснимкам. Кроме
того, я вынужден был отказаться от основной классификационной шкалы,
* По общим представлениям, уровень Мирового оксана испытывает эвстатические
колебания, обусловленные изменением количества воды в океанических впадинах (гид-
рократичсские колебания) или емкостях впадин (теократические колебания) и в меньшей
степени накоплением осадков на дне морей и океанов (седиментоэвстазия) [Менард, 1966;
Леонтьев, 1970; Марков, 1974, и др.]. Наряду с собственно колебаниями уровня океана
(относительно считающихся неподвижными континентальных плит) в качестве единого
сопряженного процесса некоторыми исследователями [Панов, 1963; Бабак, 1969, и др.]
рассматривается одновременное поднятие материков относительно уровня океана и пере-
мещение этого уровня относительно континентов. Гидрократичсские колебания вызы-
ваются поступлением ювенильной воды в гидросферу или перемещением водных масс из
оксана на континенты и обратно в периоды оледенений и межледниковий (гляциоэвста-
зия). — Прим. ред.
** При анализе развития прибрежных зон многими советскими исследователями
[Леонтьев, 1961; Зенкович, 1962, и др.] роль колебаний уровня океана и тектонических
движений не разделяется, а рассматривается суммарный эффект этих двух факторов на так
называемых поднимающихся и опускающихся берегах. Вместе с тем, по мнению Д. А. Коз-
ловского [1968], эвстатические и тектонические процессы резко отличаются друг от друга
по проявлению в рельефе и осадках прибрежной зоны; установлены многочисленные
геолого-геоморфологические признаки тектонических поднятий и погружений берегов
[Никифоров, 1974]. — Прим. ред.
112
поскольку меня не удовлетворяли принципы систематики побережии, раз-
работанные разными авторами. Но в настоящее время Д. Инмен и К. Норд-
стром [Inman, Nordstrom, 1971] выступили с интересным вариантом общей
классификации, основанной главным образом на тектонике плит. Кроме
того, А. Блумом [Bloom, 1965] было внесено удачное предложение: учи-
тывать в классификациях побережий соотношение колебаний уровня моря,
поднятий суши, абразии и осадконакопления. Тем не менее моя прежняя
классификация, по-видимому, еще может быть использована для многих
целей. Она приводится в этой главе с некоторыми дополнениями; относительно
более подробно рассмотрены тектонические процессы, изменяющие побе-
режья.
1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ ОСНОВНЫХ БЕРЕГОВЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
Систематике и терминологии различных видов пляжей посвящен спе-
циальный раздел в гл. VII. Большая часть основных береговых элементов
взята из работы Д. У. Джонсона «Береговые процессы и развитие береговых
линий» [Johnson, 1919]. Некоторые изменения были внесены позднее [Price,
1951, 1955, 1956; Shepard, 1952; (Beacherosion board, 1954)]; P. Впгелю [Wie-
gel, 1953] мы обязаны созданием полного терминологического словаря по
берегам и береговым процессам.
Береговая линия (shore line) обычно определяется как «линия, по которой
граничат суша и море». Берег (shore) представляет собой полосу от линии
среднего (или наиболее низкого) уровня воды при отливе до границы возмож-
ного переноса песчаного материала волнами. Побережье (coast) —широкая
зона, прослеживающаяся от берега в сторону суши. Эта зона включает в себя
береговые клифы и поднятые террасы, а также примыкающие к берегу низ-
менности. Поскольку положение береговой линии определяется уровнем
моря, меняющимся в зависимости от высоты прилива, направления и силы
ветра, высоты прибойных волн, влияния сейшей, а также от уклона берега,
термин «береговая линия» может отвечать своему буквальному значению
(линии) только для какого-то определенного момента. Береговая линия
может перемещаться в пределах полосы шириной в несколько километров, как
в районе горы Сен-Мишель Нормандского побережья Франции. В соответ-
ствии с этим линия уровня полной и средней воды не постоянна, а занимает
среднее положение в течение некоторого периода времени. Взаимозависи-
мость таких основных элементов, как береговая линия, берег и побережье,
делает практически невозможной их раздельную классификацию *.
* В советской литературе используются термины «берег», «береговая зона», «по-
бережье» и «приморье». Под берегом понимается [Леонтьев, 1961; Зенкович, 1962] узкая
полоса суши, в пределах которой развиты формы рельефа, созданные волнами при совре-
менном (среднем) положении уровня моря. Кроме того, во многих работах слово «берег»
применяется в качестве термина свободного пользования и синонима «береговой зоны».
«Побережье» — понятие более широкое, чем «берег», и имеет несколько толкований:
а) зона шириной 5—10 км, включающая формы, созданные не только волнением, но
и субаэральными процессами [Ионин и др., 1964]; б) полоса суши, на которой сохрани-
лись формы рельефа, созданные при древних более высоких положениях его уровня [Зен-
кович, 1962]; в) полоса, включающая в себя зоны погруженных береговых линий, совре-
менную береговую и поднятых береговых линий [Леонтьев, 1961]. В береговую зону (зону
современного взаимодействия суши и моря, по В. П. Зенковичу [1962]) включаются под-
водный береговый склон, прибойная зона и берег [Леонтьев, 1961; Зенкович, 1962].
В. В. Лонгинов [1956] за береговую зону принимает область, в которой динамические про-
цессы обусловливаются в основном трансформацией энергии волн открытого моря над
наклонным дном. — Прим. ред.
из
К числу других терминов, определение которым было бы полезно дать
Б настоящем разделе, относятся барьеры и бары. Термин «бар» (bar) упо-
требляется довольно беспорядочно. В понимании моряков баром считается
обычно покрытая водой гряда, сложенная песком или каким-нибудь наносным
материалом. Подобная трактовка вполне приемлема. С другой стороны,
термин «прибрежный бар» (off-shore bar) для обозначения вытянутого вдоль
берега барьерного острова или песчаного полуострова, предложенный
Д. У. Джонсоном [Johnson, 1919], явно неудачен. Некоторые из этих пес-
чаных тел простираются в длину на 100 км и более, ширина их превышает
10 км, а высота достигает иногда более 50 м над уровнем моря.
Рис. VI-1. Различные типы барьеров и отдельные элементы барьерных островов.
J— барьерная коса; 2 — барьерный пляж; 3—лагуна; 4— пересыпь; 5—пляж; в —
барьерные острова; 7 — дюны; 8 — барьерные отмели.
Правильнее в данном случае пользоваться термином «барьер». Еще
более подходящим представляется введение таких комбинированных обозна-
чений, как барьерный остров (barrier island), барьерная коса (barrier split),
пересыпь (bay barrier) (рис. VI-1). Термин «барьерный пляж» (barrier beach),
или береговой вал, предлагается использовать в том случае, когда к аккуму-
лятивному телу (собственно пляжу) со стороны суши не примыкают марше-
вые низины и дюнные гряды, частично представляющие собой крупные
барьеры.
2. ОСНОВНЫЕ КЛАССИФИКАЦИИ БЕРЕГОВ И ПОБЕРЕЖИЙ
В первом издании книги * краткий перечень основных типов побережий
выглядел следующим образом: а) побережья с молодыми горами, б) с древ-
ними горами, в) с широкой прибрежной равниной, г) ледниковые.
Позднее Дж. Мак-Гилл [McGill, 1958] ввел в свою классификацию
сходные подразделения, которые наряду с многими разновидностями побе-
режий, заимствованными из других классификаций, были дополнены
* См. Ф. П. Шепард. Геология моря. М., Изд-во иностр, лит., 1951, с. 96. — Прим,
пер.
8 Заказ 1054
114
115
различного типа береговыми плато. Дж. Мак-Гиллом была также состав-
лена карта Мира, на которой он попытался отобразить эти подразделения.
В новейшей классификации основных береговых элементов [Inman,
Nordstrom, 1971], основанной на принципиальных положениях тектоники
плит, даны побережья: 1) столкновения, или коллизионные (collision coasts)*,
образовавшиеся в результате столкновения пли субдукции краевых частей
континентов и островных дуг (плит); 2) отодвигающихся границ плит, или
«тыловые» (trailing-edge coasts), расположенные на материковых и островных
окраинах, отодвигающихся от развивающихся океанических хребтов; 3) окра-
инные (marginal seacoasts), приуроченные к защищенным (стабильным
либо не испытывающим сжатие пли отодвигание) сторонам островных дуг.
Позже Д. Инмен и К. Нордстром подразделили «тыловые» побережья на но-
вообразованные (где недавно открыты молодые рифты и где имело место
лишь незначительное раздвигание, например в Красном море и Калифорний-
ском заливе); «тыловые» африканского типа (Afro-trailing-edge-coasts, где
процесс отодвигания наблюдался на западном и на восточном побережьях,
например в Африке и Гренландии) и американского типа (Amero-t railing-
edge-coasts, когда с одной стороны материка наблюдается отодвигающееся
побережье, а с другой —побережье столкновения, коллизионное, примером
которого может служить восточное побережье Американских материков).
Глобальное распространение этих типов, согласно классификации Д. Инмена
и К. Нордстрома, показано на рис. VI-2.
Как было установлено, прибрежные молодые горные сооружения на зем-
ном шаре приурочены главным образом, а может быть исключительно, к по-
бережьям столкновения. Они характеризуются наличием узких континенталь-
ных шельфов и являются высокосейсмичными и вулканически активными.
Новообразованные «тыловые» побережья имеют в основном крутые, обрыви-
стые берега; шельфы слабо выражены или отсутствуют. Им свойственны
незначительные проявления вулканизма и сейсмичности. На «тыловых»
побережьях африканского типа преобладают плато, чередующиеся с равни-
нами; эти побережья сопровождаются относительно узкими шельфами. Для
«тыловых» побережий американского типа характерны широкие прибрежные
равнины и столь же широкие континентальные шельфы. В качестве исключе-
ния можно привести побережья Центральной Бразилии (к югу от Каво-
Саньо-Роке) и юго-восточнее Флориды, имеющие узкий шельф. «Тыловые»
побережья африканского и американского типов характеризуются слабыми
проявлениями сейсмичности и вулканизма.
3. КЛАССИФИКАЦИЯ ПОДЫМАЮЩИХСЯ,
ОПУСКАЮЩИХСЯ И НЕЙТРАЛЬНЫХ ПОБЕРЕЖИЙ
Классификация Д. У. Джонсона [Johnson, 1919], которая долгое время
была общепризнанной, основана на новейшей истории развития побережий,
связанной с локальными перемещениями уровня моря. В этой классифика-
ции были выделены подымающиеся, опускающиеся и нейтральные (сохраня-
ющие стабильное состояние) побережья.
* Более удачным представляется термин «побережья поддвигания (субдукции)». —
Прим, автора.
8*
116
В 1937 г. я обратил внимание на неудачность такого разделения; ныне
общепризнано, что в этом заключается основной недостаток классификации
Д. У. Джонсона. Дело в том, что подъем уровня Мирового океана, начав-
Рис. VI-3. Возраст остатков бе-
реговых организмов и глубины
их обнаружения (а) и график,
приблизительно [отражающий
изменение уровня Мирового
океана за последние 150 млн.
лет, построенный по различ-
ным методикам (6) [Emery
е. а., 1971; Shepard, Curray,
1967].
Радиоуглеродные датировки на:
1 — Атлантическом шельфе; 2 —
Техасском; в — других шельфах
земного шара. Районы датировок:
4—0. Бол. Тан; 5 — о.Оаху (дан-
ные автора); в — о. Шри Ланка
(данные автора); 7 — о. Новая Ка-
ледония (данные автора); 8 —
Бразилия (данные Т. ван Андела);
9 — п-ов Флорида и Багамские
о-ва (данные Бреккера).
лшйся в послеледниковую эпоху, продолжался до сравнительно недавнего
времени, и поэтому все побережья можно отнести к потенциальным «побе-
режьям опускания»; с другой стороны, большинство побережий можно с тем
же основанием причислить к «побережьям поднятия», поскольку уровень
117
океана в межледниковье (80—150 млн. лет назад) был более высоким по
сравнению с современным (рис. VI-3). Таким образом, типичные затопленные
долины побережий опускания (по Д. У. Джонсону) могут быть встречены
повсюду, где поднятие обширных территорий суши на протяжение последних
тысячелетий не превышало послеледникового повышения уровня Мирового
океана.
Такие характерные признаки, как поднятые абразионные террасы и
коралловые рифы, также могут наблюдаться на любом побережье, которое
не опустилось в результате прогибания ниже уровня моря в течение долед-
никовой и межледниковой эпох. Если бы ледниковый щит Антарктиды вне-
запно растаял, уровень Мирового океана должен был бы подняться прибли-
зительно па 66 м [Thiel, 1962]. В результате большинство стабильных («ней-
тральных», по Д. У. Джонсону) побережий может быть отнесено к побе-
режьям поднятия или побережьям опускания в зависимости от того, какие
элементы их рельефа оказываются наиболее явно выраженными (либо наиме-
нее измененными): поднятые террасы или затопленные долины.
Второй недостаток классификации Д. У. Джонсона связан с использованием
двух основных признаков выделения побережий поднятия: прямолинейности
береговой линии и наличия барьерных островов («прибрежных баров», по
Д. У. Джонсону). В настоящее время стало известно, что прямолинейные
берега образуются в результате выравнивания береговой линии под воздей-
ствием абразионно-аккумулятивных процессов, что имело место после факти-
ческого прекращения подъема уровня Мирового океана в послеледниковое
время. Кроме того, интенсивное разбуривание барьерных островов показало,
что они нарастали вверх, по мере погружения, вдоль различных побережий
[Shepard, 1960; Hoyt, 1967]. В качестве наиболее типичных примеров ней-
тральных побережий Д. У. Джонсон приводил дельтовые берега. Теперь
на примере многих побережий Мира убедительно доказано, что большинство
крупных дельт действительно приурочено к областям погружения [Fisk
е. а., 1954; Russell, 1958; Scruton, 1960].
X. Валентин [Valentin, 1952] предложил более удачную по сравнению
с джонсоновской классификацию, но в основу ее положен в общем тот же
принцип: в качестве основных подразделений автором предложены насту-
пающие (vorgeruckte) и отступающие (zuriickgewiechene) побережья. Среди
первых X. Валептин выделяет поднимающиеся, где морское дно обна-
жилось в результате воздымания, и аккумулятивные, на которых в одних
случаях морские организмы, ризофоры и кораллы образовали берег, выдви-
нутый в море, а в других берег разрастался за счет развития дельт или накоп-
ления морских осадков. Отступающие побережья подразделены им на: а) пре-
терпевшие погружение (включающие затопленные речные долины, фиорды,
эродированные ледниками, и погруженные побережья сбросового типа)
и б) абразионные, где воздействие волн на берег привело к образованию
клифов.
На интересной карте, составленной X. Валентином, показаны выделен-
ные им типы побережий по всему земному шару. При ознакомлении с этой
картой становится очевидным, что ему не удалось избежать некоторых недо-
статков, присущих также классификации Д.У. Джонсона. На карте представ-
лено мало наступающих побережий; к последним автором отнесены южная
часть вершины зал. Св. Лаврентия, юго-западная часть Гудзонова залива
и восточная часть Ботнического. Разумеется, перечисленные побережья вышли
из-под уровня моря в результате гляциоизостатического поднятия, но этот
118
Современныи уровень
Мирового океана
Время, тыс. лет
14 12 10 8
береговой
20н~\
SO -
-10 -
-20-
-J0-
-40-
—50-
-60 -
линии у юго-за-
Рис. VI-4. Изменения
падного побережья штата Мэн в связи с после-
ледниковым подъемом уровня моря и гляциоизо-
статическим поднятием [Bloom, 1965].
2_____О
процесс одинаково характерен для всех территорий, ранее охваченных оледе-
нением. Не ясно, на каком основании автор выделяет именно зти побережья
среди соседних, которые он с полным основанием квалифицирует как ледни-
ковые. Многие «сбросовые побережья», относимые им к категории «опу-
скающихся», правильнее было бы на основе более поздних данных отнести
к таким подразделениям, как «поднимающиеся», или клифовые, побережья.
В качестве примеров можно привести западное побережье Америки (от штата
Вашингтон до Чили, с некоторыми перерывами), а также северное побережье
Марокко. Тем не менее та часть карты X. Валентина, на которой показаны
материковые окраины, содержит много интересной информации.
Вероятно, наиболее удач-
ная попытка отнесения по-
бережий к типу «наступа-
ющих» и «отступающих»
была сделана А. Блумом
[Bloom, 1965]. Он построил
диаграмму (рис. VI-4), на
которой геологическая исто-
рия развития побережий
представлена в зависимости
от колебаний уровня Миро-
вого океана. Для Новой Ан-
глии эта классификация учи-
тывает подъем как уровня
океана (вследствие таяния
льдов в послеледниковое вре-
мя), так и гляциоизостатиче-
ский суши. За какой-то от-
резок времени в эпоху тая-
ния льдов береговая линия
юго-западной части побережья штата Мэн продвинулась в глубь континента
относительно современной, так как гляциоизостатическое воздымание пре-
высило подъем уровня Мирового океана. В другие периоды береговая линия
располагалась мористее современной, поскольку подъем уровня моря опе-
режал гляциопзостатический подъем суши. На этом сравнительно простом
примере (даже без учета дополнительных осложнений, обусловленных абра-
зией и осадконакоплением) можно представить, насколько трудно отнести
то или иное побережье к определенному генетическому типу (поднятия или
опускания). Представляется очевидным также, что на современном уровне-
знаний невозможно составить карту, в основу которой была бы положена
подобная классификация побережий. Однако, когда мы располагаем доста-
точными данными, представляет определенный интерес проследить эволю-
ционное развитие поднятий и погружений побережий в историческом ас-
пекте. Учитывая все эти сложности, я пришел к выводу, что нельзя строить
классификацию побережий, закладывая в ее основу принцип разделения
берегоформирующих процессов на поднятие и погружение (или наступление
и отступление). При наличии достаточного количества данных, например для
побережий Аляски после землетрясения 1964 г. или Японии у зал. Сагами,
испытавшего подъем вследствие землетрясения 1923 г., отдельные побережья
могут быть причислены к собственно побережьям поднятия или опускания,
поскольку было известно положение их береговых линий до землетрясений-
119
4. КЛАССИФИКАЦИЯ, ОСНОВАННАЯ НА СООТНОШЕНИИ
МОРФОЛОГИИ НАДВОДНОЙ И ПОДВОДНОЙ ЧАСТЕЙ ПОБЕРЕЖИЙ
Ф. Отманом [Ottmann, 1962] была разработана своеобразная классифи-
кация, базирующаяся на различных соотношениях поперечного профиля над-
водного и подводного склонов (рис. VI-5). Тил побережья А, по Ф. Отману,
Рис. VI-5. Классификация побережий по Ф. Отману [Ottmann,
1962].
имеет крутой надводный склон, продолжающийся в море за пределами
береговой линии без образования континентального шельфа. К подтипу Ат
им отнесена серия сбросовых уступов, продолжающихся ниже уровня моря,
а подтип А 2 представляет собой вулканический склон. Второй тип побережий
(рис. VI-5, Б) представлен клифом с абразионной платформой на обращен-
ной к морю стороне. Тип В характеризуется крутым береговым надводным
120
склоном, который книзу переходит в полого погружающийся континентальный
шельф. В этот тип включен подтип Вг — фиорд ледникового происхождения,
В тип Г включены побережья, на которых между береговым рельефом и его
подводным продолжением не наблюдается значительных различий. Для типа
Д характерно наличие прибрежных равнин, продолжающихся ниже берего-
вой линии в виде пологих подводных склонов. В этот тип включены дельты,
барьеры и краевые лагуны, дюнные в низкие (в пределах коралловых рифов)»
побережья.
Классификация Ф. Отмана построена в общем на морфологической
основе и почти не затрагивает генетических вопросов. Ею можно пользо-
ваться в тех случаях, когда у нас имеется мало данных о геологическом
развитии побережий.
5. ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ПОБЕРЕЖИЙ
Наиболее эффективного результата можно добиться, если строить клас-
сификацию побережий в соответствии с геологическими процессами, воздей-
ствие которых они испытывали на протяжении последнего этапа своего раз-
вития. Для успешного применения на практике, особенно при чтении соответ-
ствующих курсов студентам, классификация должна быть составлена таким
образом, чтобы на ее основе можно было определять типы берегов по данным
топографических и батиметрических карт (с дополнительным использованием
наземных и аэрофотоснимков).
В результате многолетней преподавательской деятельности я пришел»
к убеждению, что хотя предложенная мною система и нуждается в доработке,
в целом она удовлетворяет требованиям, предъявляемым к такого рода клас-
сификациям. Даже если имеются только береговые топографические карты,
то, следуя этой системе, все же удается более или менее правильно определить
тип побережья, хотя для отдельных районов такое опознание может ока-
заться ошибочным. Как было показано выше, применение терминов «побе-
режье поднятия» и «побережье опускания» связано со значительными труд-
ностями, поэтому они используются нами только как вспомогательные,
в дополнение к генетическим типам побережий.
Приводимая ниже классификация имеет много сходных черт с другими,
также построенными на генетической основе. На начальных этапах ее раз-
работки я использовал многие подразделения классификации Д. У. Джон-
сона. В процессе усовершенствования мне пришлось заимствовать некоторые
подразделения из классификаций других исследователей. Наиболее ценный
материал я почерпнул из нескольких превосходных статей Ч. Котона. Много
важных сведений было получено в результате изучения .богато иллюстриро-
ванной всемирноизвестной классификации У. Пэтнема с соавторами [Putnam
е. а., 1960], а также карты побережий Мира, составленной Дж. Мак-Гиллом.
Ряд интересных выводов удалось сделать после ознакомления с обзором
классификаций, выполненным Э. Бердом [Bird, 1969]. Большое значение
имела также общая классификация типов побережий У. Прайса [Price,
1955] и У. Тэннера [Tanner, 1960], построенная на материалах побережья
Мексиканского залива и восточного побережья США. В этой классификации
особое внимание уделялось воздействию волн на берег и степени его стабиль-
ности.
Предлагаемая классификация имеет два основных подразделения: 1) пер-
вичные побережья (primary coasts), не претерпевшие значительных измене-
121
ний под воздействием морских процессов; особенности этих побережий опреде-
ляются преимущественным влиянием субаэральных факторов (эрозии или
осадконакопления), вулканической деятельности и движений земной коры;
2) вторичные побережья (secondary coasts), формирующиеся в результате
действия современных морских факторов (абразии и осадконакопления),
в том числе жизнедеятельности морских организмов. Таким образом, выде-
ленные нами первичные и вторичные побережья соответствуют юным и зре-
лым берегам классификации Д. У. Джонсона.
В основе дальнейшей градации каждого из двух главных подразделений
лежит определяющая роль того или иного рельефообразующего агента — на-
земного пли морского (субаэрального или субаквального) в эволюционном
развитии побережья. Следует помнить, что существует много разновидностей
побережий, которые трудно уверенно отнести к тому или иному определенному
типу; поэтому приходится использовать многоступенчатую классификацию,
с двойными или даже тройными подразделениями. Все же большинство побе-
режий, по-видимому, испытывает влияние одного доминирующего процесса,
определяющего в основном их характерные особенности. Трудность отличия
друг от друга первичных и вторичных побережий состоит также в том, что
море начинает воздействовать на побережье сразу же после того, как его
уровень, достигнув определенного положения, стабилизируется. С другой
стороны, совершенно очевидно, что формирование большинства побережий
происходит с преобладающим участием какого-либо одного фактора: суб-
аэрального или субаквального.
Первичные побережья (primary coasts)
Конфигурация береговой линии определяется воздействием субаэраль-
ных факторов, формирующих побережье.
А. Эрозионные побережья (land erosion coasts). Сформи-
рованы эрозионной деятельностью речных потоков и частично затоплены
в результате подъема уровня моря в послеледниковую трансгрессию (с опу-
сканием земной коры или без такового) либо вследствие таяния ледников
в прибрежных долинах.
1. Риасовые побережья (ria coasts) (затопленные речные долины). Рас-
познаются обычно по относительно мелководным, глубоко врезанным в сушу
эстуариям. Как правило, имеют V-образный поперечный профиль; продоль-
ные профили долин погружаются в сторону моря, за исключением тех случаев,
когда выходы эстуариев в море перегорожены берьерами (рис. VI-6, 7).
1а. Дендритовый тип (dendritic type), контур береговой линии напо-
минает дубовый лист. Этот тип обусловлен речной эрозией горизонтально
залегающих слоев пли однородного неслоистого материала.
16. Решетчатый тип (trellis type). Образуется за счет речной эрозии
наклонно залегающих слоев с различной устойчивостью к разрушению.
2. Затопленные ледниковые побережья (drowned glacial erosion coasts).
Образуются под действием ледниковой эрозии. Распознаются по зазубренным
очертаниям береговой линии, обусловленным многочисленными прибреж-
ными островами. Берега приглубые (по данным гидрографического про-
мера); глубина воды у берега обычно превышает 100 м. Поперечные профили
заливов характеризуются U-образной формой, причем заливы, как пра-
вило, глубже во внутренней, чем в устьевой части. Висячие долины и их
склоны обычно параллельны друг другу и относительно прямолинейны,
122
в противоположность риасовым берегам, очертания которых имеют сину-
соидальную форму. Перечисленные признаки распространяются почти на
все заливы побережий ледникового типа.
2а. Фиордовые побережья (fiord coasts). Скалистые побережья, изре-
занные относительно узкими небольшими заливами (фиордами) (рис. VI-6, 5);
Рис. VI-6. Различные типы побережий (согласно данной в тексте классификации).
1 — затопленная речная долина; 2 — дельты (а — пгироколопастная, б — в виде птичьей лапки); з —
фиорд; 4 — друмлины. Побережья: 5 — вулканические, образованные: а — вулканом, б — кратером
вулкана; 6 — сбросовое; 7 — абразионные (а — расчлененные, б — выровненные); 8 — барьерный
остров; В — аккумулятивный выступ; 10 — мангровое побережье; 11 — коралловый атолл.
123
26. Ледниковые троги (glacial troughs). Широкие фестоны береговой
линии, например зал. Св. Лаврентия, проливы Кабота или Хуан-де-Фука.
3. Побережья затопленного карстового рельефа (drowned caret topog-
raphy). Изгибы береговой линии с фестонами овальных очертаний —.пока-
зателями затопленных карстовых воронок. Тип редко встречаемый, имеющий
местное значение, например западное побережье Флориды (к северу от Тар-
пон-Спрингс), восточное Адриатического моря и побережье Астурии (Север-
ная Испания).
Рис. VI-7. Естественные дамбы, перегораживающие старые рукава субдельты Сен-Бернар
р. Миссисипи [Russell, 1936].
Б. Побережья, сформированные субаэральной
аккумуляцией (subaerial deposition coasts).
1. Побережья, образованные аллювиальными отложениями (river depo-
sition coasts). В большинстве своем представлены отложениями рек, форми-
рующими берег по мере замедления послеледникового подъема уровня моря.
1а. Дельтовые побережья (deltaic coasts):
— побережье пальцеобразной дельты типа «птичья лапка» (birdfoot),
например нижняя часть дельты Миссисипи (рис. VI-6, 26);
— побережье лопастной (lobate) дельты, например западная часть дельты
Миссисипи и дельта Роны;
— побережье широколопастной (arcuate) дельты, например дельта Нила
(рис. VI-6, 2а);
— побережье аккумулятивной остроконечной (cuspate) дельты, например
дельта Тибра;
— побережья частично затопленных дельт (partially drowned deltas) с релик-
товыми естественными насыпями, формирующими намывные острова (рис. VI-7).
124
Рис. VI-8. Дельта р. Колвилл. Фото Геологического управления США
[1955].
А =• ледяные полигоны; Б, Б’ линейно ориентированные озера.
125
16. Сложные дельтовые побережья (compound delta coasts), когда не-
сколько дельт образуют выдвинутый в направлении к морю крупный уча-
сток берега, например северный склон Аляски, простирающийся от м. Бар-
роу до р. Маккензи (рис. VI-8).
1в. Сложные побережья, сформированные аллювиальными конусами
выноса (compound alluvial fan coasts) co спрямленными под воздействием абра-
зии береговыми линиями.
2. Побережья, представленные ледниковыми отложениями (glacial deposi-
tion coasts).
2а. Частично затопленные морены (partially submerged moraines).
Обычно без проведения полевых исследований трудно распознать леднико-
вое происхождение отложений, слагающих побережье. Как правило, такие
берега преобразованы абразией, например о. Лонг-Айленд.
26. Частично затопленные друмлины (partially submerged drumlins).
На топографических картах распознаются по эллиптическим очертаниям
береговой линии и овальной форме островов. Примерами могут служить
Бостонская бухта (рис. VI-6, 4) и западное побережье Ирландии [Guilcher,
1965а].
2в. Частично затопленные дрифтовые (переработанные вдольберего-
выми течениями) берега (partially submerged drift features).
3. Побережья, образованные эоловыми отложениями (wind deposition
coasts). Многие побережья состоят из дюн, окаймленных только узкой поло-
ской песчаного пляжа, однако обычно трудно установить, образовалось ли
такое побережье (как правило, выступающее в сторону моря) только в ре-
зультате отложения эоловых наносов.
За. Побережья, сформированные наступающими дюнами (dune progra-
ded coasts). Встречаются там, где крутые подветренные склоны дюн пере-
крывают пляж, выдвигаясь в море (рис. VI-9).
36. Дюнные побережья (dune coasts), где дюны со стороны моря окай-
мляются полоской пляжа.
Зв. Побережья, образованные ископаемыми дюнами (fossil dune coasts).
Встречаются там, где дюны, сложенные уплотненными песчаными наносами
(эолианитами), выходят в береговых обнажениях.
4. Оползневые побережья (landslide coasts). Распознаются по нагроможде-
ниям земляных масс на берегу и оползневому рельефу примыкающих уча-
стков суши (рве. VI-10).
В. Вулканические побережья (volcanis coasts).
1. Побережья, сформированные лавовыми потоками (lava flow coasts). Разли-
чаются на картах по характерной выпуклости береговой линии, конусообразным
формам рельефа берега, а также по находящимся ниже уровня моря кони-
ческим склонам. Еще одним определяющим признаком являются близкие
уклоны (обычно между 10 и 30°) поперечных профилей надводной и подвод-
ной частей берега. Примером могут служить многочисленные океанские
острова.
2. Тефровые (пепловые) побережья (tefra coasts). Создаются за счет пеп-
ловых пластических продуктов вулканических выбросов. Очертания берего-
вой линии резко выпуклые; берега разрушаются под абрадирующим воздей-
ствием волн быстрее, нежели берега, образованные лавовыми потоками.
3. Побережья, образованные вулканическими обрушениями или взрывами
(volcanic collapse or explosion coasts). Отличаются на аэрофотоснимках и
картах по вогнутости береговой линии в сторону вулканов (рис. VI-6, 56).
126
Рис. VI-9. Перспективный аэрофотоснимок берега о. Сан-Ми-
гуэль (побережье Южной Калифорнии), сформированного эоло-
выми отложениями. Фото Центра морских ресурсов и разрабо-
ток США.
Берег местами нарастает за счет перемещающихся в море дюн, несмотря
на воздействие волновой абразии.
Рис. VI-10. Крупный оползень скальных пород, за счет
которого расширился берег у подножья горы Хэмбаг в штате
Орегон. Фото лаборатории инженерных проблем Калифорний-
ского университета.
127
Г. Побережья, сформированные импульсными
(катастрофическими) тектоническими движени-
ями (diastrophis movements).
1. Сбросовые побережья (fault coasts). Распознаются на картах по отно-
сительной прямолинейности береговой линии и по крутому подводному
береговому склону. Отмечаются сопутствующие ступенчатые микросбросы
(angular breacks) в верхней части и у основания склона.
1а. Побережья, образованные сбросовыми уступами (fault scarps),
например северо-восточное побережье о. Сан-Клементе. Калифорния
(pnc.VI-6, 6).
16. Побережья, созданные грабенами (fault troughs), или рифтовые
(rift coasts), например Калифорнийский залив и Красное море, рифтовое
происхождение которых установлено.
1в. Побережья, появившиеся в результате надвигообразования (over-
thrust type). Примеров таких побережий нет, но существование их вполне
допустимо.
2. Побережья, созданные складчатостью (fold coasts). Трудно определимы
на картах и схемах, но существование их представляется возможным.
3. Побережья, появившиеся в результате выжимания или выброса оса-
дочного материала (sedimentary extrusions).
За. Соляные купола (salt domes). Встречаются в виде островов овальной
формы, выступающих из-под уровня моря (малораспространенный тип).
Обнаружены, например, в Персидском заливе.
36. Грязевые вулканы (mud lumps). Небольшие острова, образованные
вследствие затвердения жидкой грязи —продуктов выброса грязевых вул-
канов. Наблюдаются в районе дельты Миссисипи.
Д. Ледяные побережья (ice coasts). Обширные побережья,
сформированные ледниками различного типа. Наиболее характерны для
Антарктиды.
Вторичные побережья (secondary coasts)
Образуются преимущественно под влиянием морских факторов или
в результате жизнедеятельности морских организмов. Прежде чем сформи-
роваться под действием моря, могут пройти (либо миновать) стадию развития
первичных побережий.
А. Абразионные побережья (wave erosion coasts).
1. Клифы, возникшие в результате волнового воздействия (wave straigh-
tened cliffs). В противоположность сбросовым побережьям у подножия
клифового берега морское дно имеет пологий уклон.
1а. Клифы, выработанные в однородном материале (рис. VI-6, 76).
16. Клифы, где более крепкие слои моноклинально залегающих пород
простираются в общем параллельно берегу, в результате чего возникает
прямая береговая линия (hogback strike coasts).
1в. Клифы, выработанные вдоль сбросовых побережий (fault-line coasts).
В крыле древнего эродированного сброса обнажаются твердые породы, что
дает возможность волнам размывать рыхлый материал, сохраняя при этом
ровную береговую линию, обусловленную выходами пород повышенной
крепости.
1г. Побережья, сформированные поднятыми абразионными террасами
(elevated wave-cut bench coasts). Образуются там, где клифы и абразионные
128
террасы (бенчи) оказались несколько приподнятыми над современной зоной
волнового воздействия, в результате новейших тектонических подвижек.
1д. Побережья, сформированные погруженными абразионными терра-
сами (depressed wave-cut bench coasts). Возникают там, где абразионные тер-
расы (бенчи) частично погружены в результате новейших тектонических под-
вижек на глубины ниже зоны волнового воздействия; при этом абразионные
клифы оказываются расположенными ниже уровня моря (рис. VI-6, 56).
Рис. VI-11. Обрывистый
берег с неровными очер-
таниями, образованными
чередованием крутопа-
дающих пород различ-
ной крепости, простира-
ние слоев которых пер-
пендикулярно к берего-
вой линии. Западное по-
бережье Италии вблизи
Леванто (Putnam, 1960].
2. Побережья, осложненные небольшими заливами в результате селектив-
ной абразии. Отличаются от риасовых глубоко вдающимися в сушу эсту-
ариями.
2а. Крутые побережья, поперечный профиль которых соответствует
падению слоев (dip coasts). Характерно чередование пород различной кре-
пости, пересекающих берег под некоторым углом (рис. VI-11); эти побережья
легко спутать с берегами решетчатого типа.
26. Побережья, сформированные в литологически неоднородных отло-
жениях (heterogeneous formation coasts). Под действием абразии разрушаются
зоны менее устойчивых пород и возникает береговая линия причудливой
формы *.
Б. Побережья, образованные морской аккуму-
ляцией (marine deposition coasts). Создаются в результате отложения
наносов морскими волнами и течениями.
1. Барьерные берега (barrier coasts) (рис. VI-1).
la. Барьерные пляжи (barrier beaches), представлены одиночными
песчаными грядами.
* Типы абразионных берегов ( описанные в пн. 16; 2а и 26, соответствуют куэс-
там на суше, —в Прим. ред.
129
16. Барьерные острова (barrier islands) — многочисленные гряды, дюны
и намытые отмели (overwash flats).
1в. Барьерные косы (barrier spits), соединяющиеся с сушей.
1г. Пересыпи (bay barriers) —песчаные косы, полностью блокиру-
ющие заливы.
1д. Намытые конусы выноса (overwash fans). Являются продолжением
барьеров, образованных штормовыми волнами по направлению к лагуне.
2. Аккумулятивные остроконечные выступы побережий (cuspate fore-
lands). Крупные выступающие мысы остроконечной формы, например Хат-
терас и Канаверал (рис. VI-6, 9).
3. Косы с ровной поверхностью (beach plains). Песчаные косы, отлича-
ющиеся от барьеров отсутствием внутренней лагуны.
4. Илистые поймы, или соляные марши (mud flats or salt marshes). Фор-
мируются вдоль дельтовых и прочих низких побережий, где подводный
склон имеет очень пологий угол падения, не дающий возможности образоваться
прибойным волнам.
В. Побережья, построенные организмами (coast
built by organisms).
1. Рифовые побережья (coral reef coasts). Сформированы отложениями
кораллов или известковых водорослей. Характерны для тропических райо-
нов. Как правило, рифы окаймляют берега и внутренние вилообразные пляжи
(rampart beaches), намытые волнами.
1а . Побережья окаймляющих рифов (fringing reef coasts). Эти рифы
формируются вблизи берега, но часто соединяются с сушей, образуя высту-
пающие участки берегов.
16. Барьерные рифы, отделенные от коренного берега коралловыми
лагунами.
1в. Атоллы (atolls) —. коралловые рифы, окаймляющие лагуны
(рис. VI-6, 77).
1г. Побережья приподнятых рифов (elevated reef coasts), образующиеся
там, где рифы возвышаются над дном в виде уступов или банок.
2. Рифовые побережья, построенные серпулидами (serpulid reef coasts),
сложенные пляжевыми песками, сцементированными известковыми трубками
червей-трубкожилов; встречаются в тропиках.
3. Побережья, сформированные устричными рифами (oyster reef coasts).
Наблюдаются в тех местах, где устрицы возводят свои постройки вдоль
берегов; устричные раковины, вымываемые волнами из тела рифов, образуют
нечто вроде прибрежного вала.
4. Мангровые побережья (mangrove coasts). Образуются там, где мангровые
растения произрастают в мелководных заливах. Вокруг корней, в зарослях
скапливаются осадки, достигающие со временем уровня моря; в результате
происходит расширение берега. Это явление характерно для тропических
и субтропических районов.
5. Побережья, образованные заросшими маршами (marsh grass coasts).
В защищенных от действия волн местах, где травянистый покров соленых
маршей может произрастать на морском мелководье, он аккумулирует осадки,
подобно мангровым растениям, что также приводит к приросту суши. Боль-
шинство этих побережий может быть отнесено к илистым поймам и соляным
маршам.
9 Заказ 1054
ГЛАВА
VII
ПЛЯЖИ И БЕРЕГОВЫЕ ПРОЦЕССЫ
Пляжем называется часть берега, сложенная песчаными или галечными
отложениями *. К категории пляжей не относятся берега илистые, окаймля-
ющие некоторые дельты, и скалистые, где осадки не скапливаются в зна-
чительном количестве. В отличие от берегов, сложенных скальными поро-
дами, пляжи очень нестабильны. При штормах и высоких приливах хгляжи
могут отступать или даже полностью исчезать. В то же время при незна-
чительном волнении или слабых приливно-отливных колебаниях наблю-
дается тенденция к разрастанию пляжей. Производственная деятельность
человека вдоль берегов также оказывает заметное влияние на устойчивость
пляжей к разрушению. Пляжи имеют большое экономическое значение,
так как они не только используются для отдыха, но и служат буферной зоной,
защищающей прибрежные населенные пункты от разрушающего действия
волн. Выявление и понимание причин развития и разрушения пляжей очень
важно. Вот почему геологи и инженеры береговых служб разных стран осу-
ществили широкую программу по изучению факторов, влияющих на разру-
шение пляжей.
Во втором издании были подробно охарактеризованы важные исследо-
вания, проводимые Отделом эрозии пляжей военпо-инженерной службы
США, а также Советом по изучению волн Калифорнийского университета
в Беркли. Эти работы продолжаются и дают много ценных сведений. Инсти-
тут исследований береговых процессов Луизианского университета сделал
очень много для изучения пляжей, особенно в южных штатах США. Кроме
того, Институт моря Джоржийского университета опубликовал ряд важных
работ. Что же касается группы изучения берегов Массачусетского универ-
ситета, то она сосредоточила свои усилия на пляжах Новой Англии и полу-
чила интересные результаты. Группа береговых исследований, руководимая
Д. Л. Инменом, и лаборатория гидравлики Скриппсовского океанографиче-
ского института достигли значительных успехов в изучении механики волн
и процессов, связанных с вдольбереговыми перемещениями наносов. Сообще-
ния Р. Моберли с сотрудниками [Moberly е. а., 1963, 1964, 1965] содержат
детальную информацию о пляжах Гавайских островов.
Со времени выхода в свет второго издания книги в дополнение
к ранее полученным данным, изложенным, в частности, в работах Д. У. Джон-
сона [Johnson, 1919] и К- А. Кинга [King, 1959] **, было опубликовано
* В советской литературе под пляжем принято понимать площадь накопления нано-
сов в прибрежной зоне. — Прим. ред.
** В то время (в 1972 г.), когда писалась эта работа, появилось второе издание
монографии К. А. Кинга «Пляжи и берега», содержащее много новых данных. — Прим,
автора.
131
несколько новых книг, в которых на пляжи обращено самое серьезное вни-
мание. Наиболее значительна фундаментальная монография В. П. Зенковича
[Zenkevich, 1967] —английский перевод советского издания 1962 г. Хотя
в книге и отсутствуют ссылки на работы советских ученых, изданные после
1961 г., создается впечатление, что по крайней мере до этого времени совет-
ская наука опередила все другие страны по вопросам, связанным с изучением
берегов.*
Широким признанием пользуется книга, написанная У. Бэскомом (Bas-
kom, 1964), в основу которой положены результаты длительных исследо-
ваний пляжей, особенно на западном побережье США, в ней содержится
много интересных примеров и оригинальных мыслей. Э. К. Берд [Bird,
1969] написал подробную монографию о пляжах Австралии. Описание пля-
жей США содержит недавно вышедшая книга Ф. П. Шепарда и Г. Р. Уон-
лесса [Shepard, Wanless, 1971]. Появилось также много новых статей о пля-
жах Англии, Голландии, франции, Германии ** и других стран.
1. ТЕРМИНОЛОГИЯ ОСНОВНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ ПЛЯЖЕЙ И БЕРЕГОВ
В результате совместных усилий инженеров береговых служб и геологов
создана достаточно полная терминология основных элементов пляжей
(рис. VII-1). Она широко применяется и в юридической практике при опреде-
лении прав владельцев пляжей, в частности в связи с исками от лиц, в собствен-
ности которых находятся пляжи, подвергшиеся абразии. Ниже приве-
дены термины, которые представляются нам особенно важными.***
Аккреция (accretion)**** —наращивание пляжа как в связи с есте-
ственными процессами, так и в результате деятельности человека.
Тыловая зона пляжа (backshore) — часть пляжа, лежащая между фрон-
тальной зоной (прибрежьем) и линией коренного берега (рис. VII-1).
Рифели обратного потока (backwash ripples) — знаки ряби (микро-
формы рельефа), образованные обратным потоком на пляжах, сложенных
тонкозернистым песком. Расстояние менаду гребнями обычно около 50 см.
Бар (bar) —. удлиненное частично погруженное песчаное тело (гряда),
которое может обнажаться при отливе.
Барьер (barrier) —песчаный пляж (прибрежный бар), остров (барьер-
ный остров) или коса (барьерная коса), располагающиеся в общем параллель-
но побережью и отделяющиеся от материка узкой полосой воды или маршем
(рис. VI-1).
Пляж (beach) —часть берега, сложенная несцементированным мате-
риалом и простирающаяся от береговой линии, соответствующей среднему
уровню низкой воды по направлению к берегу, где меняются характер
* Несколько ранее О. К. Леонтьевым [Леонтьев, 1961] была опубликована крупная
монография по геоморфологии морских берегов. После выхода в свет книги В. П. Зенко-
вича [Зенкович, 1962] вопросам гидро-, лито- и морфодпнамических береговых процессов
и, в частности, вопросам формирования и разрушения пляжей полностью или частично
посвящены многие работы советских исследователей [Лонгинов, 1963; Шадрин, 1972;
«Процессы развития» ..., 1972].— Прим. ред.
** С 1949 г. ГДР и ФРГ — Прим. пер.
*** Более полные определения терминов можно найти в работе «Служба эрозии
пляжей» (Beach Erosion Board, 1954), в книге Р. Вигеля [Wiegel, 1953] и в «Геологиче-
ском словаре» [Glossary of Geology, 1960].
**** В русском переводе сохранен порядок терминов, предложенный автором. —
Прим. пер.
9*
132
субстрата пли физиография ландшафта. Например, пляж может быть ограни-
чен со стороны суши зонами постоянной растительности и дюн илп берего-
вым уступом (клифом). Верхнюю границу пляжа принято проводить по пре-
делу эффективного воздействия штормовых нагонов.
Фронтальный (пляжевый) откос (beach face) — наклонная часть пляжа,
расположенная ниже пляжевой ступени, на которую обычно обрушиваются
волны (рис. VII-1).
Береговой (прибойный) вал (beach ridge), илп штормовой*пляж (storm
beach) —низкий удлиненный вал, намывается штормовыми волнами и пере-
мещается от пляжевой ступени к берегу. Сложен, как правило, грубозер-
нистым песком, гравием и ракушей. Часто встречается ряд более или менее
параллельных друг другу валов (см. рис. VII-10). Их не следует путать
Рис. VII-1. Основные элементы пляжа и прилегающего мелко-
водья.
Зоны: I — подводная; II — фронтальная; III — тыловая. 1 — пляжевая
ступень (берма); 2 — гребель бермы; 3—фронтальный (пляжевый) откос;
4 — пляжевый уступ; з — терраса, обнажающаяся при отливе; 6 — пред-
фронтальный (береговой) откос; — вдольбереговая ложбина; 8 — вдоль-
береговой бар.
с дюнными грядами, напоминающими береговые валы, но обычно представ-
ленными тонкозернистым песком.
Разновидности береговых валов (cheniers) — низкие песчаные гряды,
намываемые большей частью на болотистых отложениях (см. рис. VII-11).
Пляжевый уступ, или обрыв (beach scarp) —. почти вертикальный склон,
ограничивающий пляж со стороны моря. Образуется необычно высокими
волнами или развивается в том месте, где берег отступает под действием
волн умеренной величины.
Пляжевая ступень, берма (berm) —почти горизонтальная часть пляжа
в пределах фронтальной зоны (рис. VII-1).
Гребень бермы (berm crest) —граница бермы (пляжевой ступени) со сто-
роны моря (рис. VII-1).
Бутта (bight) — акватория, обрамляемая вогнутой береговой линией
(часто полукруглой формы).
Фестон (cusp) — одна из многочисленных неровностей линии уреза
воды, вдающихся в тело пляжа. Фестоны располагаются обычно с более
или менее равномерными интервалами один от другого. Расстояние между
фестонами увеличивается в зависимости от высоты волны (рис. VII-6, а).
Аккумулятивный выступ пляжа (cuspate foreland) —• крупная аккуму-
лятивная, мысообразная в плане форма, сложенная песчаным материалом
(см. рис. VII-12 и VII-13).
Фестонный островок (cuspate sandkey) — небольшой песчаный остров,
образованный на месте выпуклого фестона береговой линии.
Серповидная коса (cuspate spit) — песчаная коса по обеим сторонам
некоторых лагун с многочисленными фестонами (см. рис. VII-14).
133
Питающий пляж (feeder beach) — аномально разросшийся пляж, слу-
жащий источником питания расположенного по ходу береговых течений
размывающегося пляжа.
Фронтальная зона (фронтальный склон) пляжа, илп прибрежье (fore-
shore) — наклонная часть пляжа, лежащая между пляжевой ступенью и
отметкой уровня низкой воды (рис. VII-1).
Буна (groin) — короткая, перпендикулярная к берегу стена, построен-
ная для задержки вдольберегового потока наносов.
Дамба (jetty) — более длинное, чем буна, сооружение, выдвинутое
в море на значительное расстояние. Ее назначение — предотвращение обме-
ления фарватеров и акваторий портов, а также защита от морских и прилив-
ных течений (см. рис. VII-15).
Вдольбереговой бар (longshore bar) — песчаная подводная гряда (или
серия гряд), тянущаяся вдоль берега, отделенная от него ложбиной и обычно
обнажающаяся при отливе: встречается также в пределах подводной зоны
пляжа (предбрежья) ниже среднего уровня воды (рис. VII-1).
Вдолъбереговая (пляжевая) ложбина (longshore trough) — удлиненная
депрессия (или серия депрессий), протягивающаяся вдоль наиболее низкой
части пляжа (или его подводной зоны), в полосе прибоя.
Мол (mole) — в береговой терминологии под этим названием подразу-
мевается искусственное сооружение типа сплошной земляпой насыип, обычно
облицованной камнем.
Подводная зона пляжа, или предбрежъе (offshore) — зона прибоя мори-
стее уровня низкой воды (рис. VII-1).
Заплеск (overwash) —часть волнового наката, поднимающаяся выше
гребня бермы.
Облицовка (revetment) — каменное, бетонное или другое покрытие,
необходимое для предотвращения разрушения берега.
Борозды стока (rill marks) — небольшие дренажные канавки, образу-
ющиеся в нижней части пляжа при отливе.
Канал разрывного течения (rip channel) — канал, промытый разрывным
течением в теле берегового бара.
Песчаные купола (sand domes) — небольшие куполообразные возвыше-
ния, образующиеся в результате захвата пузырей воздуха. Разрушение
куполов обычно приводит к возникновению кольцевых микроформ
рельефа.
Галечный пляж (shingle) — это определение относится к пляжам разных
типов, сложенным плоской или круглой хорошо окатанной галькой.
Предфр октальный (береговой) откос (shore face) — узкая наклонная
зона, протягивающаяся от уровня низкой воды в сторону моря, в пределах
которой волны наиболее активно перемещают песок и гравий (рис. VII-1).
Знаки заплеска (swash marks) — тонкие волнообразные линии, образо-
ванные мелким песком, слюдой или водорослями, оставленными на поверх-
ности пляжа набегающими волнами.
Томболо (tombolo) —> песчаная аккумулятивная форма, выступающая
над сродним уровнем высокой воды и соединяющая остров или скалу с мате-
риком или с другим островом.
Пакат (uprush, swash) — взбегание волны вверх по склону пляжа с по-
следующим ее разрушением.
134
2. КЛАССИФИКАЦИЯ ПЛЯЖЕЙ
В основу классификации могут быть положены различные характери-
стики пляжей. Одной из характеристик является профиль пляжа (рис. VII-2).
Он может представлять собой ровный пологий либо осложненный одной или
несколькими пляжевыми ступенями (бермами) склон; иногда образуется
подводная аккумулятивная терраса с барами и ложбинами (или без них),
обнажающимися только при отливе. Поперечный профиль некоторых пляжей
в разное время года принимает любую из этих форм, так что характер его
может служить надежной основой для
классификации пляжей.
Более глубокие различия между
пляжами обусловлены крупностью
ТАБЛИЦА VII-1
УСРЕДНЕННЫЙ УКЛОН ПЛЯЖА В ЗАВИСИМОСТИ
ОТ КРУПНОСТИ МАТЕРИАЛА *
Рис. VII-2. Основные типы попереч-
ных профилей пляжа (Z, II, III).
Урввни воЭы.- J — высокой; г — низкой.
Тип осадка Размер, мм Уклон пляж
Песок
очень тонкозернистый Чгб-Чв 1°
тонкозернистый 3
среднезернистый 5
крупнозернистый 1/2—1 7
грубозернистый 1—2 9
Гравий 2-4 11
Галька 4—64 17
Валуны 64—256 24
* Составлена Д. Л. Иимепом и Ф. П. Шепардом.
слагающего их материала: гальки, гравия, грубо- или тонкозернистого
песка. Типичный гравийно-галечный пляж имеет на внутренней стороне
береговой вал, куда волны забрасывают обломочный материал. Высота вала
может достигать 6 м над уровнем высокой воды. В некоторых местах встре-
чаются валы, сложенные ракушей, подобные низким грядам (cheniers) на
побережье Мексиканского залива [Russell, Howe, 1935; Gould, McFarlan,
1959]. Обычно на гравийно-галечных пляжах отсутствует четко выраженная
пляжевая ступень (берма), а фронтальная зона представляет собой непре-
рывный склон, покато спускающийся к морю. Часто, однако, профиль пляжа
осложняется ступенью, соответствующей уровню низкой воды, причем во мно-
гих случаях эта ступень сложена песчаным материалом.
Если на пляжах, сложенных грубозернистым песком, присутствует
берма, она обычно наклонена в сторону суши, иногда под значительным
углом. Фронтальные склоны этих пляжей достаточно крутые, однако усту-
пают в крутизне аналогичным склонам гравийных и галечных пляжей
(табл. VI1-1).
Фронтальный склон пляжа определяется динамическим равновесием
между взбегающим на пляж накатом и скатывающимся в море обратным
потоком. Уклон пляжа зависит главным образом от проницаемости поверх-
ности пляжа; последняя в свою очередь определяется размером зерен мате-
135
риала, слагающего пляж. На пляжах, сложенных песком с диаметром зерен
4 мм, обратный поток вследствие частичного просачивания воды в 10 раз
слабее, чем на пляжах, где диаметр зерен песка 1 мм. За такой короткий
промежуток времени, как волновой период, сквозь песок с диаметром зерен
1 мм просачивается поистине ничтожное количество воды (см. рис. IV-7).
Таким образом, в потоке, сбегающем с пляжа, представленного тонкозер-
нистым песчаным материалом, содержится примерно такое же количество
воды, как и в набегающем, прибойном. Следовательно, фронтальный склон
такого пляжа не может быть крутым, если только речь идет не о недавно
абрадированном береговом обрыве. Сложенные грубозернистым песком пляжи
обычно рыхлые, и поэтому они непригодны как для пешего хождения, так
и для передвижения по ним какого-либо транспорта; для фронтальной зоны
таких пляжей характерны бары и ложбины.
Отличительной чертой пляжей, представленных тонкозернистым песком,
является прежде всего очень пологий фронтальный склон. Песок на этом
склоне обычно настолько плотный, что можно идти вдоль пляжа без риска
в нем увязнуть. Если же после отлива прошло некоторое время, по пляжу
возможно передвигаться на автомашине. В ряде случаев прибрежье исполь-
зуют даже для приземления небольших самолетов.
Пляжи различаются между собой также по амплитуде приливно-отлив-
ных колебаний уровня моря и волновой экспозиции. В бесприливных или
почти бесприливных морях пляжи часто окаймляются серией вдольберего-
вых баров и желобов, тогда как пляжи в морях с высокими приливами харак-
теризуются наличием широкой террасы, большей частью сопровождающейся
одним крупным баром, обнажающимся при отливах. Во время квадратурных
приливов бары и ложбины наиболее отчетливо наблюдаются в нижней части
пляжа. В некоторых бесприливных морях образуются полукруглые бары
серповидной формы, обращенные своей вогнутостью в сторону суши; они
причленяются к пляжу небольшими косами. Если на пляж, сложенный
равномернозернистым песком, в различных его частях воздействуют волны
разной величины, то та часть пляжа, которая открыта более крупным вол-
нам, характеризуется менее крутым уклоном фронтальной зоны. Более кон-
трастно это различие проявляется на пляжах, сложенных грубозернистыми
песками.
Характер пляжа в значительной степени определяется и очертаниями
побережья. Так, протяженные и относительно прямые пляжи барьерного
типа заметно отличаются от коротких серповидных, «бухтовых», зажатых
крутыми, выдающимися в море мысами. Первые тянутся вдоль клифовых
берегов, характерных для Южной Калифорнии, располагаясь между далеко
отстоящими друг от друга скалистыми мысами. «Бухтовые» пляжи чаще
всего сложены грубозернистым песком, образующимся при разрушении
окружающих бухту клифов, в то время как вытянутые в длину пляжи снаб-
жаются большей частью тонкозернистым песком, приносимым течениями;
грубообломочный материал, перемещаемый этими течениями, как правило,
пляжей не достигает.
Арктические пляжи. В результате сильных морозов, почти постоянного
присутствия прибрежной ледяной кромки и под влиянием ледяных «языков»,
спускающихся в море, пляжи высоких широт Арктики и Антарктики заметно
отличаются от пляжей более теплых климатических зон [Nichols, 1961;
G. Moore, 1966, 1968; Greene, 1970а]. В связи с присутствием пакового
льда вдоль берега волновое воздействие сказывается только в течение
136
коротких летних периодов; даже когда море вблизи берега свободно ото
льда, лежащий мористее паковый лед препятствует развитию сильного волне-
ния, и поэтому береговые валы, намытые штормовыми волнами, встречаются
довольно редко. Однако низкие пляжевые гряды, сложенные преимуще-
ственно галькой, распространены широко, поскольку в районах высоких
широт физическое выветривание преобладает над химическим. Некоторые
пляжи вследствие солифлюкции во время летних оттепелей покрыты илом.
Ледяные поля, дрейфующие вдоль побережий под воздействием ветра,
в периоды взламывания пакового льда могут наползать на пляжи; при этом
Рис. VII-3. Гравийпо-галечные валы, формирующиеся на пля-
жах северного побережья Канады, испытавших гляциоизостати-
ческое поднятие [Washburn, 1947].
образуются хаотические нагромождения ледяных глыб. А после таяния льда
на пляже остаются валуны и галька, вмерзшие в основание этих глыб. В зим-
нее время вдоль пляжей арктических побережий часто возникают плоские
валы, сложенные чередующимися слоями льда и ледниковых отложений,
получившие название «кайму» (kaimoo); они предохраняют пляжи от раз-
рушений, вызываемых движущимися ледяными полями.
В Антарктике многие галечниковые пляжи формируются поверх льдов.
При таянии льда остаются пляжи очень неправильной формы с многочислен-
ными депрессиями оседания в галечниках. У границы снежных наносов
пляжи чаще всего внезапно обрываются. Галечниковые пляжи Антарктики
представлены более угловатым материалом, чем пляжи, расположенные
где-либо в другом месте, так как морские волны окатывают здесь гальку
в наименьшей степени.
Поднятые пляжи характерны для северного и восточного побережий
Канады, где суша, опускавшаяся в процессе оледенения, претерпела гля-
циоизостатическое поднятие после таяния ледникового покрова.
137
Эти пляжи, состоящие главным образом пз низких изогнутых галеч-
ных валов, часто повторяют очертания приподнятых участков побережий
(рис. VII-3).
3. ПРОЦЕСС РАЗВИТИЯ ПЛЯЖЕЙ
Общий характер процессов развития и разрушения пляжей был изучен
в результате проведения опытов в гидравлических лабораториях и натурных
измерений в зоне прибоя. Анализ орбитальных скоростей в этой зоне [Inman,
Nasu, 1956] подтвердил данные экспериментов в волновом лотке [Beach
Erosion Board, 1941], на основе которых было установлено, что скорости
частиц воды под гребнями волн (при движении к берегу) превышают их ско-
рости под ложбинами (в обратном потоке). Исследования показали также,
что различия этих скоростей при небольшом волнении достаточны для того,
чтобы песок двигался к берегу по всей полосе прибоя, за исключением зон
разрывных течений. Длиннопериодные волны особенно благоприятны для
перемещения песка к берегу и отложения его на пляже. С другой стороны,
высокие короткопериодные волны приводят песок во взвешенное состояние,
препятствуя его осаждению: песок смывается с фронтального склона пляжа
обратным потоком и уносится разрывными течениями на относительно боль-
шие глубины. Такие волны сильнее разрушают пляжи.
Хорошая сортировка пляжевого материала в какой-то степени зависит
от наличия рифелей в прибойной зоне [Inman, 1957]. Турбулентность,
а вследствие этого и подъемная сила наиболее велики на гребнях рифелей,
в силу чего там может отлагаться лишь наиболее грубозернистый материал.
Этот материал стремится перемещаться к берегу во время прохождения
гребня волны. Тонкозернистый материал из ложбин рифелей переходит во
взвешенное состояние только во время сильного волнения и уносится в море
разрывными течениями.
4. СОСТАВ ПЛЯЖЕВЫХ ПЕСКОВ
Пляжи, окаймляющие берега континентов, сложены преимущественно
терригенным материалом, возникшим при разрушении крупнозернистых
изверженных пород. Поскольку кварц относится к наиболее устойчивым
мпвералам, он является наиболее распространенным компонентом в составе
песков. В ряде районов с интенсивным развитием процесса химического
выветривания пляжевые пески сложены почти исключительно кварцем.
В качестве характерного примера можно привести пляжи северо-западного
побережья Флориды. Большинство пляжевых песков материковых побережий
содержит также примесь полевых шпатов и магнезиально-железистых мине-
ралов. Эти минералы характерны для семиаридных областей земного шара,
например для Южной Калифорнии, где химическое выветривание развито
незначительно. На некоторых пляжах в изобилии встречается слюда. В пес-
чаных пляжах часто наблюдаются слойки из обломков слюды.
Во многих пляжевых песках часто встречается примесь тяжелых мине-
ралов — магнетита и ильменита, также обычно образующих естественный
шлих, особенно в основании пляжевых отложений. Промышленно важные
тяжелые минералы, например золото, вольфрамит и шеелит, иногда встре-
чаются в повышенных концентрациях, что позволяет проводить их добычу
в сравнительно небольшом объеме. В Номе (Аляска) значительное количе-
ство золота было намыто из пляжевого песка, а также из отложений древних
пляжей, залегающих как выше, так и ниже современного уровня моря.
138
Биогенные компоненты, главным образом известковые, обнаружены
на большинстве пляжей и часто преобладают в составе пляжевых песков
тропических и субтропических районов, в том числе на берегах океанических
островов. Ракушечные пляжи в районах высоких широт встречаются до-
вольно редко и, как правило, только в тех местах, где на берег поступает
мало терригенного материала. Это наблюдается, например, на ряде островов
[Raymond, Stetson, 1932]. В тех тропических районах, где вблизи побережий
развиты коралловые рифы —источники пляжевого песка, на пляжах в изо-
билии представлены обломки кораллов. Однако, как правило, в составе
этих песков в значительно больших количествах встречаются раковины
фораминифер и наряду с ними обильная примесь известковых водорослей
Halimeda. Последние особенно характерны для пляжей Багамских островов
[Lowenstam, Epstein, 1957]. Р. Моберли и его соавторы [Moberly е. а., 1965]
установили, что на Гавайских островах в составе известковых пляжевых
песков присутствуют в убывающей последовательности: фораминиферы, мол-
люски, водоросли, морские ежи и кораллы. Эти исследователи предположили,
что использование термина «коралловый песок» для обозначения пляжевых
песков в районах развития коралловых рифов неправомерно. В тех тропи-
ческих районах, где рифы отсутствуют, фораминиферы в пляжевых песках
представлены, как правило, менее обильно, а основным компонентом часто
оказываются обломки раковин моллюсков. В качестве примера можно при-
вести ракушечные пляжи восточного побережья Флориды. На ее северном
побережье моллюски представлены главным образом ископаемыми формами,
а вблизи Майами в основном современными [Rusnak е. а., 1966]. На восточ-
ном побережье Флориды рыхлые, крутые, труднопроходимые пляжи из ра-
кушечника чередуются с твердыми пляжами из терригенного материала,
имеющими пологие фронтальные склоны [Martens, 1931]. Пляж Дейтона-
Бич, сложенный тонкозернистым кварцевым песком, имеет настолько твер-
дую и гладкую поверхность, что используется для проведения автомобиль-
ных гонок.
На океанических островах встречаются пляжи, сложенные вулканиче-
ским песком. Для хорошо изученных пляжей Гавайских островов харак-
терна примесь обломков и зерен базальтовых лав [Moberly е. а., 1965]. Вблизи
районов недавних извержений вулканов в изобилии встречаются вулканиче-
ское стекло, благодаря чему образуются своеобразные пляжи черного цвета
с блестящей поверхностью. Некоторые пляжи сложены зеленоцветным песком,
представляющим собой скопления кристаллов оливина. Такие пески обра-
зуются за счет разрушения вулканических лав. Для пляжей о. Кауаи вулка-
нические пески наиболее характерны для его засушливой части, в то время
как на увлажненной стороне развиты главным образом известковые пески
[Inman е. а., 1963]. Это объясняется тем, что интенсивное выветривание
во влажных районах острова разрушает большую часть песков, поэтому
водные потоки выносят на побережье меньше вулканического песка по срав-
нению с засушливой частью острова.
5. ИСТОЧНИКИ ПИТАНИЯ ПЛЯЖЕЙ ПЕСКОМ
Основным источником поступления песка почти для всех пляжей яв-
ляется дно мелководных участков моря. Б геологическом прошлом,* наобо-
* Здесь автор имеет в виду регрессивные эпохи, когда береговая линия подходила-
к внешней кромке шельфа. — Прим. ред.
139
рот, основная масса шельфовых песков выносилась речными потоками в океан
с суши- Другой менее важный источник —< волновая абразпя береговых
уступов (клифов). В тропических районах большая часть пляжевого песка
образуется за счет скелетов морских организмов, и пляжи в этих районах
могут существовать без дополнительных поступлений песка с суши. Пляжи
могут также пополняться за счет песков, которые отлагались на континен-
тальных шельфах в период плейстоценового понижения уровня Мирового
океана, когда шельфы представляли собой в основном обнажившиеся уча-
стки суши. В этих случаях терригенный материал является унаследованным
от континентальных отложений регрессивных эпох.
Там, где эстуарии, образовавшиеся вследствие послеледниковой транс-
грессии, оказались заполненными наносами, например на некоторых уча-
стках побережья Южной Калифорнии, во время речных паводков большие
массы осадков выносятся в океан, а береговые течения перемещают их вдоль
побережий до тех пор, пока они не достигнут района с благоприятными
условиями для формирования пляжей. Если эстуарии мелководны и имеют не-
большую протяженность, при паводках могут возникнуть течения, несущие
песок к устьям эстуариев и обеспечивающие тем самым достаточный источник
для образования пляжей вдоль открытого побережья. Однако эстуарип
большей протяженности являются своеобразными ловушками для основной
массы песка, и если примыкающие к ним мелководные шельфы не содержат
значительные количества плейстоценовых песчаных осадков, то на открытом
побережье, в непосредственной близости от эстуариев, пляжей будет мало.
Источники питания некоторых пляжей удалены от них на значительные
расстояния. Например, пески для пляжей Израиля поставляются в основном
р. Нилом. Согласно П. Д. Траску [Trask, 1952], пляж, расположенный
западнее волнолома Санта-Барбара в Южной Калифорнии, снабжается
песчаным материалом из рек Санта-Мария и Санта-Инес, впадающих в океан
значительно севернее изгиба береговой линии, более чем в 100 км от устья
р. Санта-Барбара.
Разрушение клифов в результате береговой абразии и выветривания
является важным источником питания пляжей песком в тех местах, где клифы
сложены рыхлыми, слабосцементированными породами и экспонированы
по отношению к фронту волны и к волновым течениям.* Зачастую такие
клифы отступают со средней скоростью 1 м/год и более [Johnson, 1919, с. 295;
1925, с. 318; Shepard, Grant, 1947; С. King, 1959, с. 294—361; Zenkovich,
1967, с. 165; Shepard, Wanjess, 1971, с. 43, 543]. Источником питания многих
пляжей являются водно-ледниковые отложения. Характерным примером
отступления клифов может служить м. Код, где клифовые участки берега
за последние 70 лет отступили на 54 м [Zeigler е. а., 1964]. Песок, образо-
вавшийся в результате разрушения этих клифов, переносится как к северу
(где формирует пляжи Провинстауна), так и к югу; в последнем случае
он явился источником возникновения обширных пляжей, размеры и кон-
фигурация которых непрерывно изменяются [Shepard, Wanless, 1971,
с. 41 —50].
* Разрушение клифов в результате береговой абразии контролируется эвстатическими
колебаниями уровня моря и дифференцированными тектоническими движениями. Мак-
симальное в периоды трансгрессий и в зонах тектонических погружений, оно ослабевает
при стабилизации уровня моря и значительно сокращается при его опускании, особенно
в зонах тектонических поднятий, что, в частности, установлено на Каспийском море
[Леонтьев, 1961, и др.]. — Прим. ред.
140
При абразии клифов, состоящих из более плотных пород, образуется
небольшое количество песка, поскольку такие клифы разрушаются значи-
тельно медленнее. Д. У. Джонсон [Johnson, 1919, с. 184—195] привел примеры
сохранения вдоль берегов, сложенных скальными породами, ледниковой
штриховки, сохранившейся и ниже уровня моря. Этот факт свидетельствует
о том, что породы не подвергались абразионному воздействию волн со времени
отступления ледников даже на участках берега, открытых сильному прибою.
Этим объясняется отсутствие пляжей в районах развития скалистых берегов,
где ледниками был срезан покров рыхлых осадочных образований. С другой
Стороны, небольшие бухтовые пляжи питаются песком за счет клифов, сло-
женных относительно твердыми породами.
Древние шельфовые отложения (иногда ледникового происхождения)
также служат одним из источников поступления песка на берег. Об этом сви-
детельствуют интенсивная миграция песков и активное формирование пля-
жей вдоль тех побережий, где реки не выносят в море значительного коли-
чества песка и где нет сложенных рыхлыми отложениями быстро отступа-
ющих клифов. По данным Дж. Людвика, примером такой аккумуляции
песчаного материала могут служить пляжи барьерных островов, распо-
ложенных вдоль побережий штатов Алабама и Миссисипи, к западу от
зал. Мобил. По всей вероятности, большие массы песка, выносимого впада-
ющей в залив р. Мобил, отлагаются в ее дельте в верхней части залива, что
подтверждается широким развитием илистых грунтов в его нижней части.
Клифы фактически отсутствуют на открытых морских побережьях Алабамы
и Миссисипи, окаймленных песчаными островами. Под влиянием восточных
ветров эти острова медленно перемещаются в западном направлении [Otvos,
1970], однако постоянное поступление песка с юга и с востока, из районов
с широко развитыми песчаными шельфовыми отложениями, поддерживает
восточные края островов в относительно стабильном состоянии.
По данным П. Д. Траска [Trask, 1952], песок на побережье у Санта-
Барбары, к западу от волнолома, скопившийся в течение последних несколь-
ких засушливых лет (характеризовавшихся весьма слабым речным стоком),
поступал, очевидно, с прибрежных мелководных участков океанического
дна. Для поддержания постоянных запасов песка в районе волнолома было
явно недостаточно того объема осадков, который выносился водными пото-
ками с суши, если учесть прерывистый характер этого поступления вслед-
ствие периодического пересыхания речных русел. Обнаружение небольшого
количества роговой обманки в свежих песчаных наносах у волнолома сви-
детельствует о том, что речными потоками в прибрежную зону, к северу
от м. Консепшен, было вынесено мало осадков. Р. Л. Мак-Мастер [McMas-
ter, 1954], занимавшийся изучением минералогии пляжевых песков в Нью-
Джерси, пришел к выводу, что пляжи южного побережья США питаются
песком из отложений континентального шельфа.
Изучая минеральные ассоциации на пляжах в северо-западной части
Мексиканского залива, Т. ван Андел и Д. Пул [van Andel, Poole, 1960]
доказали, что некоторые техасские пляжи снабжаются песком за счет донной
абразии древних отложений примыкающего континентального шельфа. Таким
образом, есть основания утверждать, что источники питания пляжей
песком могут находиться и на дне мелководных прибрежных участков
моря.
Ш
6. ПЛЯЖЕВЫЕ ЦИКЛЫ
Размеры и конфигурация пляжей почти на всех побережьях земного
шара подвергаются частым п значительным изменениям. Некоторые неболь-
шие нляжи во время штормов полностью исчезают, но в последующие пери-
оды слабого волнения они, как правило, снова восстанавливаются (рис.
VII-4). В штормовые сезоны ширина берм на некоторых пляжах сокращается,
чю сопровождается выполаживанием фронтальных склонов; при этом часто
отмечается увеличение высоты сохранившейся части пляжевой ступени.
В периоды же слабых волнений обычно можно наблюдать восстановление
пляжей до их прежних (доштормовых) размеров. Чаще всего сильные штормы
совпадают с зимвими периодами, поскольку зимние ветры в районах неко-
торых побережий, например на западном побережье Флориды, направлены
преимущественно в сторону моря. Кроме того, ураганы и тайфуны с их огром-
ной разрушительной силой обычно обрушиваются на Атлантическое и Тихо-
океанское побережья в конце лета и ранней осенью.
Характер пляжевых циклов представлен на многочисленных профилях,
построенных различными исследователями. Из числа книг, посвященных
вопросам, связанным с пляжевыми циклами, можно выделить работы
Дж. М. Цейглера и С. Д. Татла [Zeigler, Tuttle, 1961]; Я. Зцтаржа [Sitarz,
1963]; Р- Долана [Dolan, 1965]; Д. С. Горслина [Gorsline, 1966] и К. Дж. Сону
и Р. Дж. Рассела [Sonu, Russell, 1966].
Примеры профилей пляжа, отражающих летние и зимние циклические
изменения, показаны на рис. VI1-4. Замечено, что во время штормовых (зим-
них) сезонов пляжевая ступень отступает в глубь берега или совсем исче-
зает. В результате фронтальная зона пляжа становится более выположенной
и плавно наклоненной к морю, хотя в некоторых случаях на фронтальном
склоне у бровки бермы может образоваться под воздействием более интен-
сивного размывания волнами пляжа крутой откос. В подводной зоне пляжа
часто образуются благодаря сильным вдольбереговым и разрывным течениям
довольно глубокие ложбины. В результате перемещения песка к берегу
(за зоной разрушения волн) и от него в пределах этой зоны формируются
бары; под воздействием штормовых волн они испытывают тенденцию к смеще-
нию в сторону моря. Окончательными результатами преобразования пляжа
во время штормового сезона являются размыв его тыловой и фронтальной
зон и отложение некоторой части песчаного материала на предбрежье.
С наступлением сезона слабого и умеренного волнения начинается обрат-
ное перемещение песка. Вдольбереговые бары мигрируют к берегу и запол-
няют внутренние ложбины, песок намывается на пляж и формирует новую
ступень, которая почти всегда уступает по высоте реликтам прежней бермы.
Помимо зимних и летних существуют и более короткие циклы развития
пляжей. Они могут быть связаны с внезапными (не зависящими от сезонных
явлений) сильными штормами, чередующимися с периодами слабого волне-
ния, или с колебаниями уровня моря (сизигийными либо квадратурными
приливами). Штормовой цикл по характеру изменения пляжа сходен с се-
зонными циклами. Результатами приливного цикла являются повышение
Уровня абразии и отложение морских осадков на верхней части пляжа. По-
следнее происходит обычно на наиболее высоком уровне волн, поскольку,
Дойдя до этой точки, вода просачивается в песок, оставляя на поверхности
пляжа принесенный ею материал. Уровень отложения обломочного материала
во время сизигийного прилива выше аналогичного уровня при квадратурном
143
приливе. {Поэтому в том месте, где во время квадратуры имеет место
отложение, в период сизигии происходит смыв материала обратным потоком.
Маленькие, похожие на сардин, рыбки грюньон используют этот цикл для
выведения потомства. В конце сизигийного прилива они откладывают икру
в небольших ямках, вырытых в песке на верхних уровнях, достигаемых
приливом. Волны захороняют икру, и она в таком состоянии созревает в те-
чение двух недель. Следующий сизигийный прилив позволяет молоди вер-
нуться в море [Walker, 1952]. Природа этого поистине необычного явления.
Рис. VII-5. Пляж на участке берега, расположенном выше по те-
чению выдающегося в море м. Дьюм, Калифорния.
лишь недавно обнаруженного человеком и позволяющего рыбкам исполь-
зовать его в своих целях, пока что остается загадкой.
Другой важный эффект сезонных циклов заключается в перемещении
песка вдоль пляжа в результате изменения угла между фронтом волны и
береговой линией. Пляжи испытывают устойчивую тенденцию к накоплению
(насколько это возможно) паралелльно фронту волны [С. King, 1959, с. 169].
В этом случае пляж наиболее стабилен, так как перемещение обломочного
материала вдольбереговыми течениями минимально. Поэтому на побережье
далеко вдающегося в сушу залива широкие пляжи развиваются обычно
на дальнем берегу, ориентированном перпендикулярно к направлению под-
хода волн (рис. VII-5). Если же направление подхода волн изменится на
противоположное, широкий пляж будет наращиваться на другом конце
залива. Удачным примером перемещения материала, связанного с изменением
направления подхода волн к берегу, может служить очень маленький пляж
Бумер-Бич,* расположенный на меридиональном отрезке Южно-Калг.фор-
* «Ревущий пляж» (см. Ф. Шепард. Морская геология. Изд. 2-е. Л., «Недра», 1969,
с. 159). — Прим. пер.
144
145
нийского побережья, вблизи м. Ла-Холья. Этот пляж в летнее время форми-
руется на северном берегу небольшого залива идущими с юга волнами. Он
полностью исчезает под действием осенних ветров, нагоняющих крупную
волну с северо-запада. В течение осенне-зимнего периода большая часть
песка Бумер-Бич перемещается северным волнами на южный конец залив-
чика, где участвует в образовании нового пляжа.
Сезонные циклы далеко не всегда бывают устойчивыми. Так, автор
много лет наблюдал, как в течение зимы с пляжа, расположенного непосред-
ственно к югу от Скриппсовского института, смывался песок и обнажились
лежащие под ним галька и гравий (рис. VII-6, а). Однако в течение послед-
них лет, начиная с 1947 г., гравийно-галечные отложения обнажились пол-
ностью только один раз (в 195'1 г.); все остальное время пляж, за исключением
небольших участков, был покрыт песком. Кроме того, обширные участки
выходов коренных пород севернее пирса Скриппсовского института, которые-
ранее обнажались каждую зиму, в последние годы значительно уменьшились
по площади. Объяснить эти факты не так просто, особенно если учесть, что
после мартовского наводнения 1938 г. количество атмосферных осадков
сильно уменьшилось, в результате чего сократился и твердый сток рек,
питающих пляж с севера. В связи с постройкой нового волнолома частично
уменьшилось поступление песка из менее обильного источника — береговых
обрывов, сложенных аллювиальными песками и возвышающихся до обе
стороны от пирса Скриппсовского института. Помимо этого, резко сократилось
количество грызунов, сильно разрыхлявших почву. Возможно, сохранению
пляжа способствовало некоторое снижение волновой активности в течение
нескольких последних лет. По-видимому, смыв тонкозернистых песков с пляжа
при низком уровне воды в предшествующие годы можно в какой-то степени
связывать с действием зимних ливневых потоков. Кроме того, как установил
У. С. Грант [Grant, 1948], большая насыщенность пляжа водой способствует
лучшей сохранности последнего, так как в этих условиях обратный поток
впитывается меньше; поэтому, как показано выше, пляж разрушался в основ-
ном в периоды обильного выпадения атмосферных осадков.
7. ПОСТОЯННЫЕ ПОТЕРИ ПЕСКА ПЛЯЖАМИ
Поскольку на пляжи все время поступают новые порции песка за счет
твердого стока рек, абразии клифов и из других источников и так как дей-
ствие волн оказывается достаточно эффективным, чтобы перемещать песча-
ный материал вдоль береговой линии и намывать его на берег, то пляжи
должны либо непрерывно увеличиваться в размерах, либо иметь какой-то
постоянный расход избыточного песка. Такой расход осуществляется раз-
личными путями, в результате чего песчаный материал с пляжа временно
или постоянно убывает. Одно из мест, где могут размещаться избыточные
массы песка, — это хорошо различимые на аэрофотоснимках тыльные по отно-
шению к вдольбереговому течению оконечности некоторых протяженных
пляжей. От этих оконечностей часто на несколько километров в глубь берега
протягиваются гряды дюн, которые можно наблюдать на многих прибрежных
долинах. Песок, сдуваемый ветром с пляжа, может переместиться через эти
гряды, а затем, когда ветер дует со стороны дюн, вновь транспортироваться
на берег. Однако в некоторых случаях песок может быть перенесен настолько
далеко от берега, в пределы пустынных областей на суше, что никогда уже
не возвратится на пляж.
10 Заказ 1054
146
Кроме того, часть песчаной массы, мигрирующей вдоль таких тыльных
оконечностей пляжа, может отклониться мористее какого-нибудь мыса и,
попав в обусловленное последним сильное разрывное течение, потерять
связь с пляжем. Если это течение, пересекая шельф, унесет песок достаточно
далеко в море, он не сможет больше вернуться на берег. Однако работы
П. Д. Траска [Trask, 1952, 1955] показали, что песок может обходить даже
крупные скалистые мысы и продолжать свое движение вдоль берега при
условии, если подводный склон вблизи мысов не очень приглубый. Так,
песок, перемещаясь (в соответствии с вдольбереговым течением) вдоль Кали-
форнийского побережья, проходит м. Консепшен, поворачивает под тупым
углом и движется к волнолому Санта-Барбара, где значительная часть его
временно задерживается. После того как здесь в соответствии с проектом
проведения военно-инженерных работ установили земснаряды, песок получил
возможность двигаться далее вдоль берега.
Особенности рефракции волн возле мысов таковы, что песок скорее
отклонится от направления своего движения и обогнет мыс, чем уйдет в от-
крытое море, разумеется, если при этом он не попадет в разрывное течение.
П. Д. Траск установил, что песок в Южпой Калифорнии наиболее эффек-
тивно обходит мысы на глубине 9 м, а максимальная глубина, на которой
он вообще может огибать мысы, составляет приблизительно 18 м. Эти данные
согласуются с результатами измерений, проведенных в Ла-Холье с помощью
мерных реек [Inman, Rusnak, 1956].
Значительные массы песка теряются там, где вершины подводных каньо-
нов находятся в непосредственной близости от пляжей. Изучение профилей
вершин подводных каньонов вдоль Калифорнийского побережья [Shepard,
1951; Chamberlain, 1960; Inman, Frautschy, 1966] позволило установить,
что здесь каньоны быстро заполняются осадками. Расчеты показали, что
скорость заполнения зависит от количества обломочного материала, сноси-
мого в море с берега (за счет твердого стока) и поступающего на всю площадь
дна между вершинами каньонов. Песок может достаточно быстро заполнить
вершину каньопа целиком, если только он не будет смещаться вдоль тальвега
каньона, вероятнее всего, в виде песчаных и мутьевых потоков.
Согласно Д. Л. Инмену и Дж. Фраутчи [Inman, Frautschy, 1966],
па Калифорнийском побережье существует ряд автономных участков пляжа;
с южпой стороны каждого из этих участков к берегу примыкает вершина
подводного каньопа, улавливающая значительную часть песка, поступа-
ющего с пляжа (рис. VII-7). Несколько южпее вершип каньонов расположены
скалистые мысы, за которыми вновь возникают пляжи; последние посте-
пенно расширяются по направлению к югу по мере увеличения количества
обломочного материала, приносимого впадающими в океан речными пото-
ками. Эти пляжи прослеживаются непрерывно или с незначительными пере-
рывами, пока вблизи берега не встретится вершина подводного каньона,
куда разгружается слагающий их материал. В Южной Калифорнии один
такой участок пляжа тянется от м. Консепшеп до каньонов Гьёнеми и Мугу.
Основная часть песка поступает па этот участок с гор о. Санта-Инес вдоль
берега о. Санта-Барбара, хотя, как было сказано выше, некоторое количество
песка, огибая м. Консепшеп, приносится с севера [Trask, 1952]. В периоды
уменьшения твердого стока, например в течение последних лет, пляжи снаб-
жаются песком за счет осадков континентального шельфа [Trask, 1955].
На другой участок пляжа, расположенный между каньонами Мугу и Ре-
дондо, песок поступает за счет твердого стока с гор Санта-Моника. Поток
147
паносов на этом участке огибает м. Дьюм, так как вершина подводного
каньопа здесь несколько удалена от берега.
Третий участок протягивается от гор Палое Вердес до каньопа Ньюпорт.
Небольшой пляж прослеживается здесь в виде длинной косы за каньоном
Рис. VII-7. Выделение участков пляжей вдоль южного побережья Калифорнии; на южной
стороне каждого участка песок улавливается вершиной подводного каньона [Inman,
Frautschy, 1966].
Участки: 1 — Санта-Барбара; II — Санта-Моника; III — Сан-Педро; IV — обращенный к океану.
Каньоны: 1 — Гьёнеми; г — Мугу; 3 — Редондо; 4 — Ньюпорт; 5 — Ла-Холья. Депрессии: С—М —
Санта-Моника; С—П — Сан-Педро; К — Каталина; а — реки; б — песчаные берега; в — скалистые
берега; г — подводные каньоны.
и обрамляет Ньюпортскую бухту. Размеры косы, по сообщению Д. Л. Инмена,
стабильны. Объясняется это следующим. Когда основной поставщик обло-
мочного материала р. Сапта-Ана выносит в океан мало песка, поток наносов
проходит мимо вершины каньопа; если же песок из реки поступает в боль-
шом количестве, то его избыток сбрасывается в каньоп и рост пляжа при-
останавливается. Весьма вероятно, что такое же явление имеет место и в юж-
ной части соседнего участка пляжа, в районе каньона Скрпппса, где также в
периоды уменьшения твердого стока песок почти не разгружается в вершине
10*
148
подводного каньона. По-видимому, в этом [кроется причина наращивания
песчаного материала в последние засушливые годы на пляже, расположен-
ном к югу от Скриппсовского института.
8. БАРЬЕРНЫЕ ПЛЯЖИ И БЕРЕГОВЫЕ ВАЛЫ
Наиболее распространенной разновидностью пляжей является пляж
барьерного типа, расположенный на мористой стороне барьеров (ранее
они назывались прибрежными барами). Такие пляжи развиты вдоль боль-
шинства низких побережий. Приблизительно 47% побережий США окай-
млено различного типа барьерами. Они почти непрерывно прослеживаются
вдоль берегов Мексиканского залива, а на восточном побережье прости-
раются от Флориды до Нью-Йорка. Барьеры значительной протяженности
Рис. VII-8. Формирование барьерных ос-
тровов по Г. Джильберту (а) и Э. де Бо-
мону (б).
Согласно гипотезе Г. Джильберта, барьер образу-
ется вдольбереговым потоком наносов и является
«приращением» к береговому склону. Как считает
Э. де Бомон, барьер формируется из поперечно
транспортируемого материала, полученного за
счет донной абразии подводного склона берега.
развиты у побережий многих стран: Голландии, Центральной Африки (за-
падное побережье), Южной Бразилии, Юго-Восточной Австралии и аркти-
ческих областей Аляски-
Из недавних публикаций, содержащих ценную информацию о барьер-
ных пляжах, можно назвать работы Дж. Аллена [Allen, 1965а], X. Бернара
и Р. Леблана (Bernard, LeBIanc, 1965), Э. Берда [Bird, 1965], Л. М. ван
Стратена [van Straaten, 1965а], Дж. Хойта [Hoyt, 1967), В. П. Зенковича
[Zenkovich, 1967, с. 236—240], Дж. Хейлса и Дж. Хойта [Hails, Hoyt,
1968], А. Вейди [Weidie, 1968], Дж. Керри с соавторами [Curray е. а.,
1969] и Э. Отвоса [Otvos, 1970]. Новые данные, приведенные в этих сообще-
ниях, в том числе разрезы многочисленных буровых скважин, в значитель-
ной степени пополнили наши сведения о барьерных пляжах. Благодаря этому
мы получили возможность проверить различные гипотезы о происхождении
барьеров.
Сущность ранней гипотезы Э. де Бомона [de Beaumont, 1845] сводится
к тому, что вследствие размывания морского дна в зоне разрушения волн
образуются песчаные гряды на значительном расстоянии от берега; в резуль-
тате формируются бары, перерастающие впоследствии в барьерные пляжи
(рис. VH-8, б). Г. Джильберт [Gilbert, 1885, с. 87] связывал возникновение
барьеров с вдольбереговыми потоками наносов, образующими прибрежные
отмели (рис. VII-8, а). Позднее такие отмели могли быть прорезаны попереч-
ными каналами стока и превратиться в изолированные барьерные острова.
Д. У. Джонсон [Johnson, 1919, с. 348 —392] поддерживал гипотезу де
Бомона, поскольку, согласно построенному последним профилю (рис.УП-8, б),
формирование барьерного острова происходит при активном участии волно-
вой абразии. По мнению Д. У. Джонсона, благоприятные условия для об-
149
разования барьеров возникают главным образом в результате тектониче-
ского подъема внутренней стороны континентального шельфа с плоской
слабонаклонной поверхностью дна. Как было показано ранее (см. гл. VI),
гипотеза поднятия шельфов противоречит данным, полученным при разбу-
ривании практически всех барьерных островов. Эти данные свидетельст-
вуют не о поднятии, а о погружении соответствующих участков морского
дна и о том, что барьерные острова росли вверх с повышением уровня моря
в позднеголоценовую эпоху.
Изучив результаты бурения на барьерных островах и в лагунах, Дж. Хойт
[Hoyt, 1967] получил убедительные свидетельства того, что происхожде-
ние большинства барьеров не подтверждает гипотезы Э. де Бомона и Г. Джиль-
берта. Если бы одна из этих гипотез отвечала реальным условиям, то пляже-
вые и неритовые осадки (в первую очередь песок) сформировались бы вдоль
древней береговой линии, на территории, ныне занятой лагуной. Илы могли
отлагаться только на акваториях, защищенных от волнения новообразован-
ным барьером. Однако об условиях, существовавших в лагуне до возникно-
вения барьера, бурение дало слишком мало фактического материала (если
такие данные были вообще получены). Поэтому Дж. Хойт предположил, что
первоначально барьеры представляли собой части пляжей или дюнные гряды,
отделившиеся впоследствии от берега в результате регионального погруже-
ния. По-видимому, такое представление подтверждается большинством по-
лученных данных.
Однако, по крайней мере, небольшие барьеры, главным образом дуго-
образных очертаний, формируются под воздействием волн на очень пологом
подводном склоне. На аэрофотоснимках 1939 и 1951 гг. (рис. VII-9) показано
образование остроконечного двустороннего барьера, продолжавшееся в те-
чение 14 лет. Кроме того, по мнению Дж. Хойта, барьерные острова иногда
формируются из барьерных кос, нарастающих с внешней стороны больших,
глубоко вдающихся в сушу заливов; впоследствии в результате действия
штормовых нагонов косы отделяются от берега.
После того как барьеры образовались одним из рассмотренных выше
способов, они начинают нарастать по направлению как к морю, так и к ла-
гуне. Многие барьеры росли в сторону моря, о чем свидетельствует наличие
многочисленных береговых валов на их внешнем крае (рис. VII-10). На не-
которых старых картах можно проследить рост этих барьеров в направлении
открытого моря. В тех районах, где пляжи сложены грубозернистым песком,
галькой или обломками раковин, береговой вал может формироваться вдоль
побережья в виде штормового пляжа. В качестве примера разрастания барь-
ера в сторону моря путем последовательного образования штормовыми вол-
нами серии береговых валов, разделенных ложбинами, можно привести по-
бережье округа Табаско в Мексике, к юго-востоку от п-ова Юкатан. По дан-
ным Н. П. Псьюти [Psuty, 1965, 1966], широкие нижние (образовавшиеся
в летние периоды) пляжевые ступени выдвинуты в сторону Мексиканского
залива. Зимние штормы при более высоком уровне моря частично преобра-
зуют эти бермы в вилообразные штормовые пляжи, располагающиеся ближе
к коренному берегу, чем нижние (летние) пляжевые ступени- Такие валы часто
развиваются в поймах рек по обе стороны от речного русла, по которому
транспортируются наносы.
Если пляж сложен тонкозернистым песком (что, вообще, характерно
для большинства пляжей), то песчаный материал не может намываться
® значительных количествах выше уровня пляжевой ступени, поскольку
150
Рис. VII-9. Формирование барьерного острова вдоль западного
побережья Флориды за период времени между 1939 (а) и
1951 гг. (б).
а—фото Береговой и Геодезической службы США; б—фото Д. Л. Инмепа.
151
штормовые волны переносят его через барьер в зону пляжа, примыкающую
к коренному берегу. Больпганство береговых валов, намытых вдоль барьеров,
которые построены из мелкого песка, представляют собой, по всей вероят-
ности, дюнные гряды, формирующиеся непосредственно внутри многих пля-
жей, сложенных тонкозернистым материалом. Такое происхождение барьеров
было установлено при изучении Техасского побережья [Shepard, Moore,
1955, с. 1562]. Пески, которыми сложены береговые валы, более типичны для
дюн, чем для пляжей, судя по их окатанности и относительно более высокому
содержанию темноцветных минералов [Shepard, Young, 1961].
Рис. VII-10. Развитие пляжа в сторону моря за счет формирования
серии параллельных береговых валов и их последующего разрушения
(на переднем плане снимка). Западное побережье Мексики в районе
Найарита.
Как часто случается во время ураганов, барьерные пляжи оказываются
абрадированными, в результате чего осадки могут быть перемещены в пре-
делы внутренней лагуны. Это приводит к формированию конусообразных
выступов в лагунах, получивших название приливных дельт (tidal deltas)
илп конусов заллеска (overwash fans). Эти береговые выступы вначале пред-
ставляют собой болотистые низины, однако впоследствии, по мере накопле-
ния на них песчаных наносов, могут превратиться в сухие участки побережья.
Эоловые отложения перекрывают некоторые заболоченные части барьерных
островов со стороны лагуны. В результате разрастания барьеров в двух на-
правлениях образуются надводные песчаные валы, протяженность которых
часто достигает нескольких километров. За исключением тех случаев, когда
берег испытывает поднятие, все наиболее высокие части барьеров осложнены
дюнами.
Очень часто дельты бывают окаймлены барьерами, формирующимися чаще
всего в тех местах, где старые дельтовые рукава временно пересыхают в связи
с образованием новых проток. При этом старицы начинают медленно погру-
жаться под воздействием уплотнения осадков и других факторов [Russell,
152
153
1936; Lankford, Shepard, 1960]. Классическим примером такого явления слу-
жит дельта Миссисипи типа «птичьей лапки», где как на восточной, так и на
западной стороне развиты обширные пляжи. Большая группа дугообразно
расположенных восточнее дельты Миссисипи о-вов Шанделур является
останцом субдельты Сен-Бернар, а о-ва Гранд, Дернье и Тимбалье — это
останцы субдельты Лафурш [Kolb, Van Lopik, 1958]. Барьеры значительной
протяженности располагаются также вдоль северного побережья Аляски,
где отмершие дельты также претерпели опускание.
Низкие песчаные гряды (chenier ridges). Особая разновидность береговых
налов, получившая название cheniers (от французского chene — Дуб),
развита вдоль болотистых побережий юго-западной части Луизианы
(рис. VII-11). Эти образования сложены песком и ракушей. Они описаны
во многих статьях, из которых, по-видимому, наиболее детальными являются
работы Г. Р. Гоулда и Э. Мак-Фарлана [Gould, McFarlan, 1959], а также
Дж. Бирна с соавторами [Byrne е. а., 1959]. Эти разновидности песчаных гряд
на побережье Луизианы резко отличаются от обычных береговых и дюнных
валов главным образом тем, что они расположены на илистых отложениях
болот и маршей и перекрываются сверху теми же болотистыми осадками.
Как показали Г. Р. Гоулд и Э. Мак-Фарлан, эти песчаные тела формирова-
лись от 2800 до 300 лет назад, т. е. их образование было связано с тем перио-
дом, когда уровень Мирового океана, повышавшийся в послеледниковую
стадию, приблизился к современному. В то время, когда Миссисипи прино-
сила в изобилии осадочный материал, берег Луизианы быстро нарастал по
направлению к морю в виде болотистой заиленной низины. В тех же случаях,
когда привнос осадков с суши был незначительным, эти прибрежные марши
подвергались воздействию волн, и приносимые ими грубозернистые пески
со значительной примесью ракуши, скапливаясь, превращались в береговые
валы. Поскольку рост пляжей преобладал над их разрушением, побережье
выдвинулось в море за 2800 лет, в общем, приблизительно на 16 км, причем
на каких-то промежуточных этапах этого процесса произошло формирование
низких пляжевых гряд (cheniers).
9. ВОЗДЕЙСТВИЕ НА ПЛЯЖИ УРАГАНОВ И ЦУНАМИ
Значительные изменения пляжей вызываются действием катастрофических
волн. Подъем воды у берегов, обусловленный штормами и тектоническими
подвижками морского дна, как правило, приводит к абрадированию пляже-
вых отложений и перемещению их в глубь суши. Некоторые низкие песчаные
побережья в результате воздействия волн, вызванных ураганами, отступили
на расстояние до 1 км. Береговые уступы под действием абразии превра-
щаются в дюны, формирующиеся в пределах пляжей. Хотя береговые уступы
медленно разрушаются волнами, сохраняясь в течение довольно долгого
времени, пляжи, как правило, восстанавливаются за несколько месяцев
после прекращения штормов. Непосредственным результатом воздействия
катастрофических волн является накопление на многих пляжах обломочного
материала. После шторма на берегу остаются валуны, вырванные с корнем
деревья, глыбы и обломки разных пород.
Вдоль восточного побережья США и побережья Мексиканского залива
штормовые волны, вызванные ураганами, во многих местах разрушали бе-
реговые барьеры, проникали через них (рис. III-9). Оставшиеся неразрушен-
ными части барьеров обычно отделяются от открытого моря перемычками,
154
намываемыми в течение нескольких месяцев; в конечном итоге эти пере-
мычки преобразуются в новые барьерные пляжи, которые, как правило, со-
храняются до тех пор, пока следующая серия огромных волн не проделает
в них новые промоины. Воздействие на берег штормового нагона было изу-
чено во время необычно сильного шторма в январе — феврале 1953 г., когда
вода в Северном море поднялась на 3 м и затопила прибрежные низменности
в Голландии и Англии [С. King, 1959, с. 283—312; Robinson е. а., 1953].
Вдоль берегов Суффолка клифы высотой 2 м отступили в глубь суши на 10 —
15 м. В это же время береговые валы во многих местах были прорваны, что
повлекло за собой затопление маршей. Хорошо изучено действие ураганов
па восточном побережье США и на берегах Мексиканского залива [J. Mor-
gan е. а., 1958; Shepard, Wanless, 1971, гл. 3—9]. В результате повышения
уровня моря до 5 м барьеры во многих местах прорываются, что приводит
обычно к размыву дюн, расположенных вдоль побережий, которые подвер-
гаются воздействию штормовых волн.
Многие низкие пляжи во время ураганов наращиваются вследствие оса-
ждения на них значительного количества песка, размываемого на более вы-
соких уровнях. В июне 1957 г. ураган «Одри» обрушился на Юго-Западную
Луизиану, после чего оказались размытыми многие пляжи, расположенные
на обширных пространствах прибрежных болотистых низин; кроме того,
была срезана часть побережья на значительном его протяжении [J. Morgan
е. а., 1958]. Береговые валы из ракушечного песка в западной части штор-
мового района в значительной степени предохранили берег от разрушения.
Некоторые валы были прорваны временными каналами стока, которые вскоре
оказались перекрытыми наносами, перенесенными вдольбереговыми тече-
ниями. Многие участки оказались заиленными вследствие размыва илистых
отложений низин.
10. АККУМУЛЯТИВНЫЕ ВЫСТУПЫ БЕРЕГОВ
Вдоль берегов, на которых развиты пляжи, часто встречаются мысооб-
разные выступы. Эти мысы главным образом остроконечной формы, резко
различаются по величине: от небольших пляжевых фестонов (более детально
они рассмотрены на с. 162—163) до громадных аккумулятивных образований
типа м. Хаттерас. Хотя в формировании аккумулятивных выступов берега
любых размеров принимают участие в общем одни и те же процессы, все же
их происхождение может быть существенно различным. В этом разделе мы
ограничимся рассмотрением наиболее крупных форм: аккумулятивных мысов,
серповидных кос и гигантских фестонов.
Аккумулятивные мысы
Громадные выступы берегов, многие из которых имеют в поперечнике
несколько километров, были впервые описаны Ф. П. Гулливером [Gulli-
ver, 1896], который дал им соответствующее название. Наиболее интересным
примером образования серии аккумулятивных мысов может служить по-
бережье Северной и Южной Каролины между мысами Хаттерас и Ромэн
(рис. VII-12) [Shepard, Wanless, 1971, гл. 5]. Расстояния между этими мы-
сами 110 —160 км; они выдаются в море на 25 —40 км от прямой, соединяющей
концы этих мысов у коренного берега. Расположенный значительно южнее
м. Канаверал (ранее м. Кеннеди) по размерам не уступает мысам побережья
155
штата Каролина, но он не входит в рассматриваемую серию мысов. На запад-
ном побережье Флориды серия менее значительных аккумулятивных мысов
продолжается в северо-западном направлении, вплоть до крупнейшего
м. Сан-Блас.
Рис. VII-12. Аккумулятивные мысы и барьеры, расположенные вдоль низмен-
ного побережья штата Каролина.
Сходные с описанными аккумулятивные мысы встречены, кроме того,
на побережье Аляски, к северу от Берингова пролива. Мысы Эспенберга,
Крузенштерна и Надежды расположены довольно обособленно, а на некото-
ром расстоянии от них мысы Айси, Франклина и Барроу образуют группу,
подобную мысам Каролинского побережья (от м. Хаттерас до м. Ромэн).
В пределах северной Аляскинской группы расстояние между мысами около
130 км. Особое положение занимает м. Надежды (рис. VII-13), поскольку
он выдается в море па 25 км относительно своего очень узкого основания.
Большой интерес представляет м. Крузенштерна; археологи с помощью радио-
углеродного метода установили, что береговые валы на этом мысу сформиро-
вались приблизительно 5000 лет назад I Giddings, 1966]. На этом основании
156
Дж. Л. Гиддингс выдвинул гипотезу образования аккумулятивных мысов
данного типа.
Там, где оказалось возможным проведение гидрографического промера,
были обнаружены (одна или несколько) удлиненные отмели, простирающиеся
мористее аккумулятивных мысов. Представляется вероятным образование
не одной, а нескольких отмелей, ибо отмели, возникшие на участках морского
дна, соответствующих более раннему положению мыса, сохранились после
того, как мыс переместился на новое место.
Рис. VII-13. Мыс На-
дежды. По материалам
Береговой и Геодезиче-
ской службы США.
Песчаные барьеры нараста-
ют с внутренней стороны
дельты р. Кэкпек, образуя
хорошо выраженный мыс.
Коса на южной стороне
мыса состоит из ряда парал-
лельных береговых валов.
Хотя большинство аккумулятивных мысов образовалось за счет серии
разрастающихся пляжей и дюнных гряд, иногда во внутренней части мысов
сохраняются большие лагуны. Примером может служить м. Хаттерас,
предохраняющий от разрушения широкий пляж Памлико-Саунд (рис.УП-12).
Внутри некоторых аккумулятивных мысов между береговыми валами (но
без выхода в открытое море) расположены прибрежные болота или равнины
с намытыми песчаными наносами.
Многие аккумулятивные мысы сформировались, по всей вероятности, за
счет скопления осадков в зоне спокойной воды между берегом и двумя на-
правленными друг к другу турбулентными перемещениями водных масс
во вдольбереговых течениях. Эти своеобразные завихрения обычно возни-
кают внутри основной струи водного потока, движущегося параллельно
берегу. В качестве примера можно привести течение Гольфстрим к северу от
Флоридского пролива. Применимо ли такое объяснение к формированию
мысов, расположенных к северу от Берингова пролива, остается неясным,
157
хотя предполагается, что здесь вдоль берега проходит течение со скоростью
до 50 см/сек (или до 1 узла) [McCulloch, 1967]. Возможно, что в какой-то
период в прошлом это течение было более мощным и в нем имело место
интенсивное перемешивание водных масс. По наблюдениям Д. С. Мак-Ку-
лоша, несколько приподнятое в межледниковую эпоху побережье Санга-
мона лишено аккумулятивных мысов. Кроме того, интенсивная абразпя
клифов предшествовала развитию барьеров к югу от м. Барроу. Таким обра-
зом, можно предположить, что образование этих мысов находилось в зави-
симости от временно действующих факторов.
Совершенно очевидно, что некоторые небольшие аккумулятивные мысы
возникли за счет роста пляжей в центральной части небольших островов
или других естественных барьеров. В. П. Зенкович [Zenkovich, 1967,
фиг. 192] описал случай, когда аккумулятивный пляж (cuspate beach) об-
разовался у остова разбитого судна, на тыльной (относительно течения)
стороне последнего. В тех местах, где мысы выдаются достаточно далеко
в море, образуются томболо (см. с. 133) или островки, соединяющиеся с су-
шей песчаной косой. Примером может служить м. Зелёный на западном
побережье Африки. Часто томболо имеют два отростка (так называемые двой-
ные томболо), соединяющие остров, обусловивший их образование, с берегом;
на тыльной стороне этих томболо образуются открытые заливы. Это можно
наблюдать в Монте-Арджентария, к северу от Рима.
Серповидные косы
Мысы, образующиеся на обоих берегах лагун, расположенных с внут-
ренней стороны барьеров (рис. VII-14), привлекали внимание многих ис-
следователей IShaler, 1889; Johnson, 1925, с. 445; Fisher, 1955; Price,
Wilson, 1956; Zenkovich, 1967]. Они более характерны для берегов лагун,
обращенных к барьерному острову, хотя часто развиваются вблизи внутрен-
них (материковых) берегов. Подобно крупным аккумулятивным выступам,
такие мысы либо целиком сложены из песка, либо могут существовать в виде
барьерных пляжей с небольшой лагуной внутри- В прозрачной воде многих
лагун часто можно видеть подводные валы, тянущиеся от этих мысов.
Д. У. Джонсон считал, что серповидные косы о. Нантакет возникли в ре-
зультате удлинения барьерной отмели, на концах которой по мере ее роста
развивались наволоки. По его мнению, эти наволоки были позднее
преобразованы приливными течениями. Р. Л. Фишером было высказано
предположение, что вследствие прорывов барьеров штормами песок выносил-
ся в лагуну, формировал небольшие косы на внутренней стороне лагуны,
вблизи мест таких прорывов. Эти косы несколько отклоняют вдольбереговые
течения в лагуне, что в свою очередь способствует дальнейшему их развитию.
С другой стороны, У. Э. Прайс и Б. У. Вильсон полагали, что стоячие волны,
или сейши, могут стимулировать развитие парных кос в узловых точках.
По мнению В. П. Зенковича, эти косы развиваются благодаря вдольберего-
вым потокам наносов, но он допускает также, что частично они могут пред-
ставлять собой реликтовые формы рельефа, существовавшего в условиях
несколько пониженного уровня моря. Каждая из перечисленных, более
или менее близких друг другу гипотез может объяснить возникновение сер-
повидных кос в различных условиях и на разных побережьях. Г. Герлов-Эм-
деи [Gierloff-Emden, 1961] отметил, что все лагунные серповидные косы
развиваются на побережьях с небольшими по амплитуде приливами и
158
отливами. На аэрофотоснимках серповидных кос о. Нантакет видно, что воз-
никновение этих песчаных гряд обусловлено в большей степени влиянием
течений в лагуне, чем другими возможными причинами. Большинство этих
песчаных образований характеризуется увеличением по площади, которое
не может быть вызвано ни формированием наволок, осложняющих косы, ни
конусами заплеска (overwash fans); создается впечатление, что природа
этого явления связана с наличием вихревых течений в лагуне. Это предпо-
Рис. VII-14. Серповидные косы, развитые в восточной протоке
зал. Пенсакола на Флоридском побережье. Фото № С-3258 Бе-
реговой и Геодезической службы США, 1945 г.
-поженив вполне согласуется с очень старой гипотезой Н. С. Шейлера [Sha-
1ег, 1889], по мнению которого формирование серповидных кос о. Нантакет
•обусловлено влиянием проникающих в лагуну приливных течений.
Гигантские фестоны
На многих открытых пляжах можно наблюдать выдающиеся в море
песчаные мысы, расположенные один от другого на расстоянии в несколько
десятков или даже сотен метров. Кое-где они встречаются и в виде обосо-
бленных выступов. Механизм образования одного из таких мысов, получи-
вших название гигантских фестонов, был изучен па пляже Скрпппсовского
ипститута. Течения, расходящиеся из зоны конвергенции волн севернее
подводного каньопа Ла-Холья, направляются в море, где они пересекаются
с более слабыми течениями, возникающими вследствие подхода волн к бе-
регу по диагонали от вершины того же каньона (рис. Ш-5). Одна из обратных
вихревых струй в потоке этих движущихся в море водных масс стимулирует
159
отложение песка в виде гигантского фестона. Возможно, что и другие ги-
гантские фестоны расположены в зонах волнения, подобных описанным
выше.
11. ВЛИЯНИЕ НА ПЛЯЖИ ИСКУССТВЕННЫХ
БЕРЕГОВЫХ СООРУЖЕНИИ
Строительство в гаванях молов, дамб и других выступающих в море
сооружений пагубно отражается на пляжах многих побережий, характери-
зующихся выровненной береговой линией. Типичный пример — пляж Палм-
Рис. VII-15. Влияние сооружения двух молов в прол. Лейк-Ворс-
Инлет (восточное побережье Флориды) на перемещение напосов.
Фото № С-1511 Береговой и Геодезической службы США.
Бич во Флориде, к северу от которого были построены два мола (рис. VII-15).
На побережье преобладают течения, идущие с севера, вследствие чего песок,,
задержанный северным молом, значительно расширил эту часть пляжа.
К югу от второго (южного) мола пляж на некотором протяжении сохранил
свою ширину благодаря рефракции волн, в какой-то степени стимулирующей
поступление песка с севера; южнее пляж был полностью уничтожен, берег
продолжает размываться (нижняя правая часть рис. VII-15), поскольку
для перемещающегося с севера песка этот участок берега уже недосягаем..
160
Множество сходных примеров можно найти в Южной Калифорнии, осо-
бенно у Санта-Барбара и Редондо. В Санта-Барбара, например, песок за-
полнил угол на западном краю мола, а затем обогнул его и образовал остров
при входе в гавань. Возникла необходимость перекачивать этот песок на
пляжи, расположенные с восточной стороны гавани, которые в результате
постройки мола лишились питания. Военно-инженерная служба США сна-
чала намывала песок в виде бара, отделенного от берега полосой воды глу-
биной 5 м, однако песок с этого бара на пляж не поступал и пришлось пере-
качивать его на еще более мелководный участок дна, ближе к берегу.
С
Рис. VII-16. Волнолом, сооруженный параллельно берегу в Санта-Моника,
Калифорния. Фото № Е-5753-22 Береговой и Геодезической службы
США, 1934 г.
В Санта-Монике (Лос-Анджелес) волнолом воздвигли параллельно бе-
регу, надеясь, что песок будет свободно проходить через гавань и питать
пляжи, расположенные ниже по течению (рис. VII-16). Эта надежда не опра-
вдалась, так как благодаря наличию за молом волновой «тени» в гавани стал
накапливаться песок, что привело к образованию песчаного тела, весьма
напоминающего аккумулятивный мыс, на обращенной к суше стороне
острова. Потребовалось и здесь прибегнуть к перекачиванию песка.
Старый портовый мол Редондо-Бич, сооруженный в южной части зал.
Санта-Моника, был частично разрушен волнами после завершения строи-
тельства. Этот мол оказался расположенным непосредственно в головной
части подводного каньона. Как во всех подобных местах, в вершине каньона
происходит конвергенция волн, поступающих вдоль берега с севера и с юга.
Когда севернее головной части каньона построили изогнутый к югу волнолом,
это вызвало уменьшение поступления на пляж обычного количества наносов,
перемещающихся от источников питания в северном направлении. Однако
наличие волнолома не оказало значительного воздействия на конвергенцию
волн к северу от каньона. Поэтому во время штормов пляж продолжал раз-
рушаться, а в межштормовые периоды (периоды спокойного моря) отсутст-
вовали новые поступления песка в объеме, достаточном для того, чтобы пляж
161
мог заново нарастать. В результате длительного абразионного процесса,
развивающегося в этой части побережья, в городе был разрушен целый
квартал, нанесен большой ущерб. Только после того как волнолом был про-
должен на некоторое расстояние в южном направлении и прикрыл разруша-
ющуюся часть пляжа, абразия была приостановлена и берег стабилизиро-
вался.
Город Дурбан в Южной Африке стоит в основном на пляже, который,
судя по всему, возник в виде косы, нараставшей в зоне спокойной воды, под
защитой высокого крутого участка берега, находящегося к югу от нее. Почти
то же самое можно сказать о Сан-Диего [Shepard, Wanless, 1971,
рис. 10-2], где высокий берег напоминает часть побережья вблизи м. Пойнт-
Лома, а пляж сходен с Коронадо. Основные течения проходят у Дурбана
в северном направлении, так что потоки песчаного материала вначале оги-
бали мыс и проходили вдоль мелководного бара у входа в бухту. Затем песок
иод воздействием водоворота, создающего волновую «тень» на тыльной сто-
роне мыса, отлагался на берегу. Однако, согласно К. Л. Кингу [С. King,
1953], углубление акватории порта и возведение молов по обе стороны га-
вани препятствовали естественному поступлению пескана пляж. Поэтому пляж
значительно сократился, его удалось сохранить только благодаря искусст-
венному намыву песка на этом участке побережья. В Сан-Диего наблюдается
несколько иная картина, так как основной источник песка находится к югу
от гавани. Хотя главное течение у побережья Южной Калифорнии напра-
влено к югу, вдоль берега Коронадо-Стренд развивается противотечение,
которое переносит песок от устья р. Тихуана к северу, пополняя запасы
пляжа Коронадо. В настоящее время поступление песчаного материала ча-
стично приостановлено из-за возведения речных дамб.
Не все молы, однако, так пагубно влияют на пляжи. Если построить мол
там, где на дальнем по отношению к течению конце пляжа в море выдается
скалистый мыс, пляжи вблизи мола не будут разрушаться. Пляжи, распо-
ложенные дальше по течению, также не будут испытывать существенного
влияния этого мола. Такой мол существует, например, в гавани Ньюпорт
к югу от пляжа Лонг-Бич (Калифорния).
Буны (короткие дамбы), как правило, причиняют значительно меньше
хлопот, чем обычные молы. Возведенные на многих пляжах, которым угро-
жало разрушение, они хорошо удерживают песок, хотя и не стимулируют
нарастания широких пляжей, образующихся на фронтальной стороне волно-
ломов. Пляжи, расположенные ниже по течению, за бунами, иногда слегка
разрушаются, но эти разрушения в значительной мере компенсируются тем
положительным эффектом, который достигается за счет сооружения бун.
А. Ривьер и Ж. Лоран [Riviere, Laurent, 1954] предложили новую конст-
рукцию бун: оставлять зазор в теле буны (между ее тыльной и фронтальной
частями). Проходящие через этот зазор вдольбереговые течения могут
сгружать не весь переносимый ими песок, а только какую-то его часть.
12 ТЕКСТУРА ОТЛОЖЕНИЙ И МИКРОРЕЛЬЕФ ПЛЯЖА
Особенности текстуры пляжевых отложений и микроформы поверхности
различных пляжей были подробно описаны Д. У. Джонсоном [Johnson,
1919, с. 457—550]. Позднее они стали объектом длительных наблюдений
и экспериментальных исследований Э. Д. Мак-Кв и Т. С. Стеррета [McKee,
11 Заказ 1054
162
1950, 1962; McKee, Sterrett, 1961], Л. M. ван Стратена [van Straaten, 1953],
П. Э. Поттера и Ф. Дж. Петиджона [Potter, Pettijohn, 1963] и М. Б. Ро-
сальского [Rosalsky, 1964]. Знание особенностей текстуры отложений и
рельефа пляжей может оказаться весьма полезным при изучении древних
осадков и при попытках восстановить условия осадконакопления.
Пляжевая слоистость
На пляжах, характеризующихся обширными минеральными комплек-
сами, хорошо распознается слоистость отложений в ложбинах, пересека-
ющих эти пляжи. Чередование песчаных слоев темной и светлой окраски,
залегающих в основании фронтального склона пляжа, обусловлено главным
образом изменением интенсивности волнового воздействия. Слои песка тем-
ной окраски часто содержат обильную примесь железа, а также магнезиаль-
но-железистые минералы; они сформировались под воздействием высоких
волн, обусловившем образование повышенных концентраций тяжелых мине-
ралов за счет истирания и удаления менее устойчивых компонентов песка.
Прослои, состоящие в основном из чешуек слюды, формируются при очень
слабом волнении; в этих условиях могут также образоваться скопления мел-
кой ракуши. Наблюдаемые в песчаных отложениях мелкие складочки, ос-
ложняющие пляжевую слоистость, могут возникать как результат захоро-
нения в песке и последующего разрушения воздушных пузырей [Stewart,
1956]. Некое подобие складчатости иногда бывает обусловлено отпечатками
копыт животных [van der Lingen, 1969]. Там, где на месте старых берм,
абрадированных волнами, отложились новые прибрежные осадки, может
образоваться косая или перекрестная слоистость.
Пляжевые фестоны
Небольшие фестоны с острыми мысками и круглыми заливчиками между
ними (рис. VII-6, а) очень характерны для галечных и грубопесчаных пля-
жей, в то время как на пляжах, сложенных тонкозернистым материалом,
они встречаются редко. Обычно фестоны располагаются с очень выдержан-
ными интервалами один от другого. Величина этих интервалов колеблется
от 0,5 до 100 м и зависит от высоты волн, намывших фестоны. Это было
доказано прослеживанием фестонов из зоны высоких волн, обусловленных
конвергенцией, вдоль пляжа Скриппсовского института к зоне низких волн,
связанных с дивергенцией возле подводных каньонов (рис. П1-5). Оказа-
лось, что расстояния между фестонами по направлению к каньону постепенно
уменьшаются. Часто в верхней части пляжа можно обнаружить реликты
крупных, значительно удаленных друг от друга фестонов, намытых штор-
мовыми волнами на таком уровне, которого не могут достичь обычные волны;
в то же время гипсометрически ниже встречаются более мелкие,-сближенные
фестоны, намытые в периоды слабого волнения. Там, где волны не имеют
достаточно большого разгона — на берегах заливов, небольших озер или
в лагунах коралловых рифов, фестоны, обычно не достигающие больших
размеров, расположены очень близко друг к другу.
На пляжах, сложенных мелким песком, фестоны образуются обычно
во время квадратурных приливов, для которых характерна небольшая
амплитуда, и разрушаются в периоды более высоких сизигийных приливов.
163
На достаточно вытянутом в длину пляже, расположенном севернее Ла-Хольи
фестоны появляются во время осенних дождей, когда берма начинает размы-
ваться.
Д. У. Джонсон [Johnson, 1919, с. 457 —486] считал, что фестоны возни-
кают в результате перпендикулярного подхода волн к берегу и разрушаются
при подходе волн по диагонали. Хотя это утверждение, по-видимому, хорошо
обосновано, наблюдения на пляже Ла-Холья показали, что волны, косо
приближающиеся к пляжу с обеих сторон, могут сопровождаться образова-
нием фестонов. Сильные вдольбереговые течения, как правило, разрушают
фестоны. Возникновение и развитие фестонов связано, по всей вероятности,
с нагоном воды на берму или верхнюю часть пляжа и с обратным потоком,
стекающим с поверхности пляжа в море по расположенным приблизительно
на одинаковом расстоянии друг от друга каналам стока. Промежутки между
каналами заостряются, образуя мыски, а сами каналы округляются волнами.
Ниже ложбинок, разделяющих фестоны у уреза воды, на поверхности пляжа
в результате аккумуляции песчаного материала, выносимого из ложбинок,
как правило, образуются небольшие холмики. Обычно на пляжах с тонкозер-
нистыми песками косо подходящие волны быстрее уничтожают фестоны,
чем на пляжах, сложенных более грубозернистым материалом.
Пляжевые рифели
Во время отлива на многих пляжах заметны различные знаки ряби, оста-
вленные отступающей водой. В пределах фронтальной зоны тонкопесчаных
пляжей обратный поток прибоя, сопровождающийся турбулентным движе-
нием частиц воды, формирует «рифели обратного потока», как правило,
не превышающие по высоте 50 см. Они обычно протягиваются параллельно
Рис. VII-17. Пример пересечения двух систем рифелей [Trefethen, Dow,
1960].
Рифели, почти перпендикулярные к нижней рамке фотоснимка* образованы сильным
приливом, а более мелкие рифели (субпараллельные нижней рамке снимка) — от-
ливом,
11*
164
береговой линии; часто в ложбинах таких рифелей концентрируется слюда,
а на гребнях наблюдаются тяжелые черные пески. Мористее, там, где на
уровне малой воды расположены каналы разрывных течений, формируются
рифелп течения, направление которых приблизительно перпендикулярно
к общему простиранию пляжа. Расстояния между гребнями этих рифе-
лей колеблются от нескольких сантиметров на пляжах, сложенных тонко-
зернистым песком, до 30 см на пляжах с преобладанием грубозернистого
материала.
На участках с большим накатом сильных течений иногда встречаются
гигантские рифели (называемые также дюнами), расстояния между гребнями
которых достигают нескольких метров. Пересекающиеся системы рифелей
часто образуются в результате взаимного наложения рифелей, сформирован-,
ных как движущимися параллельно берегу вдольбереговыми течениями
(«рифели течения»), так и колебанием уровня моря волнами, фронт которых
проходит параллельно береговой линии («колебательные рифели»). Как по-
казали Дж. М. Трефезен и Р. Л. Дау ITrefethen, Dow, 1960], наложенные
«рифели течения», образованные слабым вдольбереговым течением во время
отлива, могут пересекать более ранние генерации рифелей, сформированные
мощными приливами (рис. VII-17).
Прочие микроформы
Поверхность пляжа имеет и ряд других особенностей. В тех случаях,
когда во время высокого прилива вода была захвачена какой-либо ловушкой,
она возвращается в море, вымывая небольшие каналы, называемые бороздами
стока (rill marks). В вершине заплеска вода впитывается в песок, оставляя
на нем узкие полоски пляжевого мусора или слюды, так называемые знаки
заплеска (swash marks). Эти знаки смываются каждой более или менее высо-
кой волной, взбегающей на пляж. Знаки другого типа образуются в тех слу-
чаях, когда обратный поток встречает на своем пути какие-либо препят-
ствия: гальку, раковины или реже торчащие из песка усы маленького песча-
ного краба (Emerita). Эти препятствия раздваивают поток, в результате чего
на песке остается диагональный рисунок, называемый знаками обратного
потока (backwash marks).
В рыхлом песке часто образуются воздушные карманы. Воздух может
приподнимать вышележащие слои песка, в результате чего возникают так
называемые песчаные купола (sand domes) [Emery, 1945]. Разрушение их
приводит к образованию на пляжах кольцевых текстур, обусловленных
переслаиванием темных и светлых песчаных слоев. В тех местах, где из песка
вырывались наружу захороненные воздушные пузырьки, встречаются не-
большие отверстия с воронкообразными краями.
Характерные следы оставляют организмы, роющие норы или ползающие
по пляжу. На пляжах, расположенных в тропиках, чаще встречаются крабьи
норы. Следы песчаных блох напоминаю! расходящиеся лучи [Emery, 1944].
Много следов оставляют и береговые птицы, выкапывающие червяков да
пляжевых отложений.
Специфические микроформы развиваются иногда на поверхности фрон-
тальных склонов пляжа и пляжевых обрывов [Rosalsky, 1964]. К таким об-
разованиям могут быть отнесены «песчаные капли». Это небольшие песчаные
тела округлой формы, являющиеся следами песчаных потоков, возникающих
при сбегании волн с фронтального склона пляжа, когда вода впитывается
165
подстилающим песком. Такие структуры обычно не сохраняются в разрезе.
М. Б. Росальский описывает также «узорчатые пески», представляющие
собой чередование плотных и рыхлых площадок прямоугольной формы на
крутых пляжевых склонах, образование которых обусловлено наличием
«окон рыхлого сухого песка на влажной, плотной песчаной поверхности».
«Узорчатые пески» создаются тонкими локализованными струями воды,
стекающими со склонов и увлажняющими лишь их отдельные участки. На
пляжах можно встретить массу других интересных текстурных и морфологи-
ческих особенностей. Многие из них еще не описаны, и их происхождение
еще не получило достаточно удовлетворительного объяснения.
ГЛАВА
VIII
ДЕЛЬТЫ, ЛАГУНЫ И ЭСТУАРИИ
Дельты, лагуны и эстуарии, подобно пляжам, связаны и с сушей и с мо-
рем, формируются в переходной зоне между ними. Дельты — обычно низкие,
заболоченные, медленно погружающиеся прибрежные площади. Они зато-
пляются морем при недостаточном поступлении обломочного материала из
питающей реки.
Многие исследователи безуспешно пытались провести четкую границу
между понятиями «лагуна» и «зстуарий». Нами под лагуной понимается
область прибрежного мелководья, расположенная с внутренней стороны
барьеров (рис. VIII-1, а, б), а под эстуарием — небольшой залив, воз-
никший при затоплении речной долины и глубоко вдающийся в сушу
(рис. VIII-1, в). К эстуариям могут быть отнесены и широкие устья речных
долин. Таким образом, Чесапикский залив является эстуарием, а протяжен-
ная мелководная зона на о. Падре в Южном Техасе —лагуной. Некоторые
заливы сочетают характерные признаки лагун и эстуариев. К таким слож-
ным образованиям относится, например, зал. Сан-Антонио в Техасе (см.
рис. VIII-10, а).
Наши определения лагун и эстуарие вне вполне соответствуют термино-
логии, принятой другими исследователями [Hedgpeth, 1967; McHugh, 1967;
Fairbridge, 1968], использующими латинское слово aestus (кипение) для
обозначения приливно-отливного эффекта — важного признака эстуария.
Другой характерной особенностью эстуария является смешение соленых
и пресных вод, обусловленное проникновением приливной волны в залив.
Однако, согласно нашему определению, весьма сходные по результатам
приливно-отливные явления имеют место как в эстуариях, так и в лагунах.
Например, П. Брун [Bruun, 1969] описывал приливно отливный эффект
для заливов того и другого типа, не делая между ними никаких различий.
В противоположность Дж. Мак-Хаффу, мы не считаем, разумеется, что эс-
туарии и лагуны всегда характеризуются соленостью в пределах 0 — 35°/ОО.
Использование термина «эстуарий» в применении к выпаханным ледни-
ками фиордам представляется достаточно спорным. Хотя происхождение
фиордов и связано с затоплением долин, их параметры и условия формирова-
ния заметно отличаются от затопляемых речных долин нелодникового про-
исхождения. Значительная глубина фиордов и, как правило, отсутствие
сильных течений, направленных внутрь залива, а также барьерных кос в их
устьевой часта существенно уменьшают роль приливов. Все это нередко
обусловливает дефицит кислорода и приводит к застойным явлениям в водах
фиордов. Поэтому в данной главе будут рассмотрены только мелководные
валивы, имеющие узкие устья. Фиорды отнесены к ледниковым трогам и опи-
сываются в гл. IX.
167
Три основные темы, составляющие содержание настоящей главы, обсу-
ждались на недавних симпозиумах. Проходивший в 1965 г. в Новом Орле-
ане симпозиум [J. Morgan, 1970] был посвящен современным и древним дель-
там. Вопросы о прибрежных лагунах рассматривались на конференции
1967 г. в Мехико [Castanares, Phleger, 1969]. Конференция по зстуарпям
состоялась в 1964 г. в Джекил-Апленде (штат Джорджия) [Lauff, 1967].
Рис. VIII-1. Лагуны и эс-
туарии.
а — типичная лагуна; б — по-
перечный разрез через лагуну
и барьерный остров; в — ти-
пичные эстуарии.
Помимо этого, инженерные аспекты проблемы эстуариев являлись предме-
том обсуждения на специальном симпозиуме [Ippen, 1966]. Как эстуарии,
так и лагуны были подробно описаны в работе К. Эмери и Р. Стивенсона
«Руководство по морской экологии и палеоэкологии» [Emerv, Stevenson,
1957].
1. ДЕЛЬТЫ
Название «дельта» было предложено древнегреческим историком Геродо-
том по сходству треугольной дельты р. Нпла с буквой греческого алфавита
А (дельтой). Общепризнано, что дельты служат местом наиболее активного
осадконакопления, особенно в заливах, защищенных от непосредственного
воздействия океанских волн. Многие заливы быстро заполняются осадками
в результате стремительного роста дельт, поэтому в карты этих заливов при-
ходится часто вносить существенные коррективы.
168
169
При значительном поступлении обломочного материала дельты разви-
ваются в сторону моря вдоль открытых побережий, подвергающихся слабому
волновому воздействию. Примером может служить дельта р. Миссисипи.
Большинство дельт рек, не разгружающихся в отгороженные от моря эсту-
арии и лагуны, расположено в вершинах широких заливов: Нигера в Гви-
нейском, Ганга в Бенгальском, Роны в Лионском, Юкона в зал. Нортон и
Инда в Аравийском море. Другие крупные дельты приурочены к открытым
арктическим побережьям, где они имеют возможность развиваться, выдви-
гаясь в сторону моря, под защитой пакового льда.
Дельта Миссисипи- Одной из крупнейших в мире и, несом-
ненно, наиболее хорошо изученной является дельта р. Миссисипи [Gould,
1970; J. Morgan, 1970; Fisk, 1952; Fisk e. a., 1954; Fisk, McFarlan, 1955;
Kolb, Van Lopik, 1958; Scruton, 1960; Shepard, 1960b; Coleman, Gagliano,
1964; Russel, 1967; Shepard, Wanless, 1971, гл. 81. В начальный период своего
развития дельта р. Миссисипи образовалась в верхней части долины, распо-
ложенной вблизи Каира (штат Иллинойс, США). В настоящее время долина
заполнена современными аллювиальными осадками. В ее низовьях развита
сформировавшаяся в послеледниковую эпоху сложная система многочислен-
ных дельтовых рукавов, представленная старыми, покинутыми, устьями
рек; составной частью этой системы является дельта «Птичья лапка» (или
лопасть Бализ), которая все еще активно выдвигается в Мексиканский залив
(рис. VIII-2). Основной рукав дельты, протока Атчафалая, разгружает
большую часть своих наносов в пределы крупных дельтовых депрессий.
Общий характер аллювиальной речной долины и дельтовой равнины показан
на рис. VIII-2. Б ландшафте доминируют болота и марши, а сухие участки
приурочены только к прирусловым валам, намытым в результате разливов
дельтовых рукавов. Река меандрирует, протекая по этой болотистой, прони-
занной протоками местности.
Дельта Миссисипи развивалась в результате перекрытия и бокового
смещения осадочных тел лопастной формы, испытывающих медленное погру-
жение (рис. V1II-3, а). Там, где дельтовые рукава (например, Кокодри, Сейл-
Кипремор, Техе и Сен-Бернар) были оставлены рекой, большая часть дельты
оказалась погруженной ниже уровня моря- Только отдельные участки при-
русловых валов остались обнаженными, за исключением тех мест, где волны
использовали песчаный материал старых субдельт для постройки таких барь-
еров, как о-ва Шанделур или Гранд-Айл в зал. Баратария.
Развитие песчаных тел, получивших название пальцеобразных баров
[Fisk е. а., 1954; Fisk, 1961], показано на рис. VIII-3, б. В устьях дельтовых
рукавов формируются серповидные песчаные бары, разрушающиеся во время
половодий, а мористее образуются новые бары. Такой механизм обусловил
продвижение гребня бара в Юго-Западной протоке в сторону моря на 15 км
за 195 лет.
Опробование, проведенное Нефтяным институтом США по проекту 51,
показало, что отложения с высоким содержанием песка, развитые вдоль
фронтальной части бара, прослеживаются на глубину около 8 м [Shepard,
Lankford, 1959]. Из этого следует, что данные, приведенные на построенных
Г. Фиском профилях, согласно которым глубина распространения песчаных
баров достигает 60 м, требуют проверки. В результате разбуривания при-
русловых валов дельт песчаные пальцеобразные бары столь значительной
мощности не обнаружены, присутствие их не подтверждается и материалами
бурения, приведенными Г. Фиском. Представляется более вероятным, что
171
локальные, относительно мощные песчаные тела формируются за счет вытя-
нутых отмелей, подобных тем, которые наблюдаются в руслах современных
глубоких дельтовых рукавов, особенно на внутренней стороне их излучин.
Другие песчаные тела значительной мощности, возможно, являются барь-
ерными островами, сформировавшимися на более ранних стадиях развития
дельты [Lankford, Shepard, 1960]. Однако сравнительно маломощные «паль-
цеобразные» бары могут возникать вдоль выдвигающихся дельтовых рука-
вов, а локальное увеличение мощности песчаных тел может быть обусловлено
уплотнением подстилающих илистых осадков [Gould, 1970]. Развитие про-
токи и впоследствии ее отмирание может привести к образованию значитель-
ных скоплений относительно чистого песка, формирующего русловые косы
и приустьевые бары, напоминающие по форме пальцеобразные бары.
Дельта Миссисипи является единственной в мире, образовавшей локаль-
ные лопасти, полностью перекрывающие сравнительно широкий континенталь-
ный шельф, так что в настоящее время рукава дельты «Птичья лапка» раз-
гружают осадки непосредственно на континентальный склон. Однако этот
этап представляет собой лишь короткий период развития дельты. Около
1500 лет назад основное устье реки было расположено у современной вершины
дельты, где сходятся три крупных ее рукава [Fisk, 1961]. Несмотря на столь
быстрый рост, в целом дельта Миссисипи отступила на большее расстояние,
чем продвинулась вперед, с тех пор как этот процесс стало возможным фик-
сировать, используя для этой цели достаточно точные береговые карты.
Дельта Нигера. Другая величайшая дельта Мира создана р. Ни-
гером в Западной Африке. Несмотря на то что она также выдвинута в откры-
тое море, эта дельта во многом отличается от дельты Миссисипи (рис. VHI-4).
Если последняя состоит из нескольких лопастей, то дельта р. Нигера пред-
ставляет собой единую симметричную дугу (широколопастная дельта, см.
гл. VI), сложенную комплексом осадочных формаций концентрически-зо-
нального строения [Allen, 1965b; 1970]. Нигер образует целый ряд рукавов,
выдвигающихся в Гвинейский залив, по-видимому с одинаковой скоростью,
и продвинувших границу континентального шельфа настолько далеко вперед,
что она совпала с границей самой дельты. Таким образом, рассматриваемая
дельта может считаться классической, как и дельта Нила. С другой стороны,
в дельте Нигера нередко представлены те же фациальные типы отложений,
что обнаружены в пределах дельты Миссисипи: протоки, прирусловые валы,
болота, устьевые бары, также барьеры в краевых частях дельты (рис. VIII-4).
Как свидетельствуют исследования К. Вебера [Weber, 1971], рост дельты
сопровождается возникновением сбросов, которые развиваются в связи
с гравитационным оползанием осадков.
Дельта Ганга —.Брахмапутры. Это одна из крупных
дельт земного шара, расположенная на территории Бангладеш и Индии
(рис. VIII-5). Широкая пойма их отличается от поймы р. Миссисипи пере-
плетающимся рисунком разветвленной сети рукавов. В противоположность
дельтам как Миссисипи, так и Нигера для этой дельты характерно развитие
Рис. VIII-3. Развитие лопастей дельты Миссисипи [Kolb, van Lopik, 1958а] (а) и история
развития баров в устье Юго-Западной протоки [Gould, 1970] (б).
Лопасти белыпы Миссисипи: I — Сейл-Кипремор; ГГ — Кокодри; ГГГ — Texe; IV — Сен-Бернар;
И—Лафурше; VI— Плакемин; VIII — Бализ. I—3— отложения:' 1 — баровые пески, 2— глини-
стые алевриты фронтальных слоев дельты, з — глины авандельты; 4 — скважины; 5 — иловый клик;
в —дамбы; 7 — прирусловые валы.
172
широкой приливно-отливной равнины, образовавшейся в результате воздей-
ствия мощных приливов в вершине Бенгальского залива. В штормовые пе-
риоды значительная часть этой равнины оказывается затопленной, с чем
связаны значительные человеческие жертвы в рыбацких поселениях, рас-
положенных на высоко приподнятых песчаных барах. Приливы образуют
глубокие промоины в барах, и поэтому на их внутренней стороне наблюдается
значительное перекрытие одних осадков другими. Огромное количество
Рис. VIH-4. Широколопастная дельта Нигера с концентрическими зонами, окаймляющими
дельту (см. также рис. IX-21) [Allen, 1970].
1—2 — поймы: 1 — верхняя, 2 — нижняя; S — мангровые болота; 4—5 — бары: 4 — окаймляющие,
5—устьевые; 6 — фронтальное плато дельты; 7— склон ававдельты; 8— открытый шельф; 9 —
участки, лишенные современных осадков; го — глубина, фатомы.
наносов приносится реками севера — с отрогов Гималаев и других высоких
горных цепей. Осушение части многочисленных рукавов в пойме дельты
обусловило возникновение обширных песчаных равнин, на одной из которых
расположена Калькутта. Согласно Дж. Моргану [Morgan, 1970], эти песча-
ные отложения старых русел в ископаемом состоянии могут оказаться иде-
альными коллекторами нефти. Район равнины Ганга является тектониче-
ски активным, там отмечаются малоамплитудные молодые сбросы, с кото-
рыми связаны мелкие внутренние бассейны [Morgan, McIntire, 1959].
.Дельта Ганга — Брахмапутры не испытывает ощутимого разрастания
в связи с интенсивным выносом дельтовых осадков в Бенгальский залив
(см. гл. XIII).
Дельта Ориноко. Самая крупная дельта в Южной Америке рас-
положена в устье р. Ориноко (см. рис. IX-10). Согласно Т. ван Анделу
173
[van Andel, 1967], дельта Ориноко построена в основном тонкозернистыми
осадками, поступавшими из обширных низменных районов; большое коли-
чество осадочного материала приносится Северным Экваториальным течением,
в изобилии поставляющим тонкодисперсные продукты выноса р. Амазонки.
Рис. VIII-5. Фации и отложения дельты Ганга — Брахмапутры [J. Morgan, 1970].
Отложения: 1 — раннеголоценовые; 2 — плейстоценовая терраса; 8 — четвертичные и более древние!
4 — породы фундамента; 5 — аллювиальные недифференцированные широкой поймы и прирусловые
валы протоков (действующих и стариц); 6 — марши и болота, развитые между протоками и на флангах
дельты; 7 — отложения, намытые приливами н сопровождаемые болотами с мангровой растительностью;
9 — сбросы (• — опущенное крыло сброса); 9 — граница между аллювиальной и дельтовой равнинами;
Ю — изобаты, фатомы.
Северная, активно строящаяся часть дельты выдвигается вперед благодаря
наращиванию илистых пойм и незначительному развитию низких песчаных
гряд (cheniers). Рост илистых пойм возможен благодаря отсутствию больших
волн. Более древние старые устья, расположенные южнее, сохранились
в виде открытых эстуариев, куда осадки поступают с востока. Континенталь-
ная часть дельты представляет собой аллювиальную равнину, сложенную
песчаными отложениями, обрамляемую маршами и илистыми болотами, среди
которых повсеместно, кроме южного края дельты, развиты песчаные гряды.
174
Рис. VIII-6. Дельтовые равнины рек Юкона и Кускоквима [Shepard, Wanless, 1971].
впадает ^iT'acry'ap'St ПО"ВИДИМОМУ’ Расположены вдоль у. Кускоквима, которая в настоящее время
175
Т. ван Андел [van Andel, 1967], а несколько ранее Т. ван Андел и
П. Закс [van Andel, Sachs, 1964] проследили послеледниковую историю
дельты Ориноко и ее связь с зал. Пария. Современная дельта возникла при-
близительно 8000 лет назад за счет расширения поймы р. Амакуро в юго-вос-
точном направлении и разрасталась со скоростью около 2 км в столетие.
Б настоящее время основное устье реки выходит в зал. Пария, который,
как считает Т. ван Андел, будет заполнен осадками через 5—10 тыс. лет.
Дельта Юкона. Объединенные дельты рек Юкона и Кускоквима
прослеживаются приблизительно на 800 км вдоль Аляскинского побережья
Берингова моря. Основная часть твердого стока поступает в них за счет реч-
ной сети, дренирующей гористую территорию штата Аляска.
Дельта Юкона исследовалась частично Геологической службой США
[Ноаге, 1968; Ноаге, Condon, 1966], однако изучена она хуже рассмотренных
выше дельт. Подобно дельте Миссисипи, сравнительно более крупная дельта
Юкона состоит, по всей вероятности, из нескольких различных лопастей,
часто меняющих свое положение. Согласно Ф. Шепарду и Г. Уонлессу
[Shepard, Wanless, 1971, с. 461], на последовательных этапах развития
этой сложной дельты были сформированы: 1) основное устье, в настоящее
время представляющее собой эстуарий р. Кускоквима; 2) устье, смещенное
к прол. Бэйрд и постепенно превращающееся в эстуарий вместе с устьем р. Кус-
коквима; 3) новые устья, образовавшиеся по обе стороны горной гряды
Аскинук; 4) новая лопасть, развивающаяся на южной стороне прол. Нор-
тон и обусловившая возникновение современной гидрографической сети
(рис. VJII-6).
В процессе формирования этой обширной дельтовой равнины некоторые
гористые острова оказались соединенными с материком. Аэровизуальные
наблюдения позволяют выявить много характерных особенностей строения
дельты [Shepard, Wanless, 1971, рис. 14.6—14.8]. С таянием грунта в усло-
виях многолетней мерзлоты связано образование в районе дельты Юкона
бесчисленного множества озер, существенно отличающихся от озер, приуро-
ченных к дельтам более умеренных климатических поясов. В отличие от
дельты Миссисипи при сопоставлении современных карт с наиболее ранними,
составляющимися для этой территории с 1898 г., не наблюдается значитель-
ных изменений береговой линии в районе дельты Юкона.
Дельта По. Отличительной, достаточно интересной особенностью
этой дельты является то, что она сформирована в мелководной, защищенной
от волнового воздействия внутренней части залива и сложена относительно
грубозернистым песчаным материалом, в значительном количестве прино-
симым с Альп. Новая информация о разрастании дельты содержится в ра-
боте Б. Нельсона [Nelson, 1970].
Согласно древним рукописям, подробно отражающим историю этого
края, граница дельты По выдвинулась в сторону моря на 25 км по сравне-
нию с 1000 г. до н. э. (рис. VIII-7). Современная деятельность человека во
много раз ускорила этот процесс. Разрастание дельты происходит несмотря
на опускание территории, достигающее 13 мм/год в наивысшей точке дельты
(и более замедленное в пределах ее обеих краевых частей). Тем не менее оно
составляет около 2 мм/год в районе Венеции, расположенной с внутренней
стороны барьера, в 50 км к северу от дельты.
Клин соленой воды проникает под слоем пресной в устье По так же, как
это происходит в протоках дельты Миссисипи. Он поднимается вверх по те-
чению реки с высоким приливом, исчезая с наступлением отлива. Это
176
явление играет важную роль в процессе распределения осадков в дельте,
которые представлены главным образом песками и алевритами.
Дельта Колорадо. Бурный рост дельты часто наблюдается
в тех случаях, когда река разгружается в лагуну, надежно защищенную
Рис. VIII-7. История развития дельты р. По начиная с 1000 г. до н. э. [Nelson, 1970].
Датировка древних береговых линий приблизительная.
1 — зал. Сакка-делли-Скардовари; 2—з — дельты рек: 2 — Волано, з — Примаро; 4 — р. Толле
(1800—1900 гг. н. а.); 5—в — устья рек: 5 — Донцелла и Горо (1750—1870 гг. и. а.), в — Пила
(1840 г. н. в.); 7 — береговая линия в 1820 г. н. в.; я — то же, в 1750 г. и. а.; 9 — устье р. По-ди-Маа-
стра (1600—1700 гг. н. а.); 10 — отводящий канал (1604 г, н, а.); н — дельта рек По-ди-Леванте
и Трамонтана (1200—1600 гг. н. а.); 12 — береговая линия в 1600 г. н. я.; 13 — береговая линия
в 1200 г. н. а.; 14 — отвод реки (1150 г. н. а.); 15 — русло р. По с 1150 г. н. а.; 1е —положение
береговой линии в период с 100 г. до н. а. по 100 г. н. а.; 17 — русло, оставленное после 1152 г. н. а.;
18 —положение береговой линии при этрусках (1000 г. до н. a.); 1S — река По-ди-Феррара, русло
в период с 1000 г. Во н. а. по 1105 г. н. а. Звездочкой (★) отмечены порты Плиния.
177
от волнового воздействия. Так, например, Колорадо, четвертая по величине
река Техаса, построила дельту, которая за период с 1929 по 1956 г. почти
полностью пересекла зал. Матагорда, ширина которого составляет 7 км
[Bouma, Bryant, 1969; Kanes, 1970; Shepard, Wanless, 1971, с. 236]. Несколь-
ко столетий назад устье р. Колорадо находилось значительно севернее, об-
разуя совместно с р. Бразос крупный эстуарий в районе современного г. Фри-
порта. Позже р. Колорадо образовала другое устье при впадении в неболь-
шой эстуарий в зал. Матагорда. Нормальному росту дельты препятствовало
запруживание реки бревнами. После того как этот затор был ликвидирован
в результате паводка в 1929 г., дельта начала стремительно разрастаться.
Силами Военно-инженерной службы США был прорыт канал через п-ов
Матагорда, и в настоящее время р. Колорадо впадает в Мексиканский залив,
где формированию дельты препятствуют достаточно сильные вдольбереговые
течения.
Отложения дельты Колорадо, формировавшиеся на стадии ее быстрого
роста, в нижней части представлены песчаным материалом. Вверх по разрезу
наблюдается постепенное возрастание содержания алевритового материала
и древесных остатков [Shepard, Moore, 1960]. Образование базального
песчаного слоя связано с быстрым водным потоком, возникшим при разруше-
нии затора, созданного бревнами. Увеличение содержания алевритовых ча-
стиц и древесины в осадках характерно для отложений рек, пересекающих
широкие равнины.
Дельты северного склона Аляски. Одно из длин-
нейших в мире дельтовых побережий представлено целым рядом объединен-
ных дельт, развитых вдоль арктической прибрежной равнины в северо-восточ-
ной части Аляски и прослеживающихся далее, на территории Юкона. Общая
протяженность побережья около 900 км. В качестве примера на рис. VI-8
представлен аэрофотоснимок дельты р. Колвилл —.наиболее крупной реки
северного склона Аляски. Другие примеры приведены в книге Ф. Шепарда
и Г. Уонлесса [Shepard, Wanless, 1971, рис. 2.5 и 14.28].
Источником питания большинства рек Аляски является хр. Брукс.
Дельты рассматриваемого побережья имеют огромное количество рукавов,
тесно переплетающихся между собой. Многие из русел дельтовых протоков
давно бездействуют, и в их устьях образовались песчаные барьеры. Форми-
рование этих барьеров обусловлено воздействием эпизодически возникающих
летних штормов, разрушающих дельтовые лопасти и переотлагающих вдоль
берега песчаный материал. Действие речных потоков ограничено всего лишь
несколькими месяцами в году [Amborg е. а., 1967]. Так, по данным измере-
ний, проведенных Л. Арнборгом, около половины годового стока р. Кол-
вилл расходуется в течение нескольких недель. Берег свободен от
пакового льда только на протяжении немногих летних месяцев, но
иногда вода из больших рек пробивает себе путь подо льдом, проникая
в Северный Ледовитый океан. На поверхности дельт нередко образуется
полигональная отдельность, характерная для районов многолетней мерзлоты.
Общая характеристика дельт. Приведенное выше опи-
сание некоторых крупных дельт Мира касалось в основном осадков, кото-
рыми они сложены, характера их поверхности и скоростей роста. Почти
все дельты росли довольно быстро, хотя в настоящее время разрастание
некоторых из них существенно замедлилось. Большинство дельт испыты-
вает погружение либо вследствие уплотнения насыщенных водой осадков,
либо в связи с их приуроченностью к опускающимся побережьям. Поэтому
12 Заказ 10 54
178
дельтовые отложения представлены чередованием субаэральных и субак-
вальных фаций.
Так как большинство дельт разрастается в сторону моря, происходит
формирование фронтальных слоев дельты, падение которых направлено
от источника питания. Относительно крупные дельты характеризуются по-
логим падением фронтальных слоев (обычно в пределах 0,5—3°), тогда как
небольшие дельты рек, впадающих в озера с крутыми берегами, могут обра-
зовать фронтальную зону, угол падения которой составляет 30 или даже 40°.
Такие крутопадающие слои обычно значительно нарушены оползнями.
Явления оползания или скольжения могут наблюдаться и при меньшем
уклоне слоев, если осадконакопление происходило достаточно быстро [Тег-
zaghi, 1956].
На поверхности фронтальных слоев многорусловые меандрирующие
водные потоки намывают главным образом горизонтально залегающие отло-
жения. В руслах эти наносы обычно представлены песками, а на затаплива-
емых поймах — алевритовыми и глинистыми осадками. Почти во всех типах
дельтовых отложений содержатся обильные растительные волокна, чешуйки
слюды и агрегаты гидроокислов железа *. Прирусловые валы могут быть
существенно песчаными, но большинство из них сложено более тонкозерни-
стыми осадками. В отложениях русловых баров (channel bars) часто встре-
чается косая слоистость. Песчаные тела могут служить прекрасными коллек-
торами нефти, тем более что они, как правило, оказываются перекрытыми
тонкозернистыми глинистыми отложениями, формировавшимися при сме-
щениях речных русел и морских трансгрессиях в пределы дельты.
2. ПРИБРЕЖНЫЕ ЛАГУНЫ
Значение мелководных лагун, образующихся с внутренней стороны
песчаных барьеров, можно оценить в должной мере, если учесть, что около
47% территории побережья США отгорожено такими барьерами с внутрен-
ними лагунами. Последние в разной степени заполнены осадками и обычно
окаймляются широкими маршами. Лагуны особенно характерны для низмен-
ных побережий, на которые воздействуют слабые волны. Наиболее ярким
примером может служить побережье Мексиканского залива, где протяжен-
ность некоторых лагун превышает 200 км (рис. VIII-8). Очень часто встре-
чаются лагуны и в центральной части побережья Западной Африки.
Характеристика заливов, рассмотренных в очень подробном обзоре,
посвященном прибрежным лагунам [Castanares, Phleger, 1969], более всего
соответствует данному нами определению (рис. VIII-1, а), однако некоторые
заливы, глубоко вдающиеся в берега (так называемые внутренние лагуны),
могли бы считаться эстуариями, хотя они ограждены барьерами того же типа,
что и соседние лагуны. К прибрежным лагунам относятся и лагуны, окай-
мляющие атоллы; они будут рассмотрены в гл. XII, посвященной коралло-
вым рифам.
Лагуна Мадре. Это одна из наиболее изученных лагун. Она
протянулась на 200 км — от зал. Корпус-Кристи в Техасе до дельтовой
равнины Рио-Гранде [Fisk, 1959; Rusnak, 1960]. Центральная часть лагуны,
* Следует также отметить присутствие гетита и силикатных микроконкреций хлори-
тового и шамозитового состава в осадках авандельт некоторых рек (Нигер, Ориноко)
экваториальной зоны [Porrenga, 1967]. — Прим. ред.
179
как правило, сухая, заполняется водой в период действия северных ветров.
Обычно лагуна имеет короткий северный рукав и длинный южный. Характер
лагунных осадков отражает влияние процессов размыва узкого барьерного
острова в условиях полузасушливого климата.
Рис. VIII-8. Крупные лагуны Мексиканского залива (Gunter, 1969).
В результате детального разбуривания лагунных отложений была на-
дежно восстановлена история осадконакопления в поздне- и послеледнико-
вую эпоху (рис. VIII-9). Лагунные отложения представлены чередованием
песков и глин с обильными остатками мелководных организмов. Последние
отсутствуют лишь в самых верхних слоях лагунного комплекса, формиро-
вавшихся в момент частичной изоляции лагуны от Мексиканского залива.
12*
180
181
3 3
к я 3
сЗ S к и
га « к
й о к ° и JG Q
ч~—' св оЗ К
о и rt & «а § и s 3 Зф S
2 га Я Я Я га
Я о £ Я И К о
О * К § й
ft А£ Й
К S Q в
я о в о Ф Ф ф
S3 °3 2га 3 3®.$
g к 2 и-
"со Р о о со со со 3
ИД СО Й О Й й й О А
е а G
й а 'ё а
pre ль а 3^3 зз а а о ё g И и S и и s S s и
'пиый ме; nalocardi о к я л е оз А о е а 2 я е В § о •nia, Лп( Мелкие ракет Mulinia, Ап( Мелкие ракет Обломки рати
Лагу Лпт §
т-T С'З co <5* iQtQt^COC^ О*4
Связанное с этим повышение солености лагунных
вод вследствие испарения обусловило формиро-
вание гипсоносных слоев и оолитов. На этом
этапе возрастает и роль песка, намываемого
с барьерного острова; в конце концов, он заме-
щается песком дюнных гряд, расположенных
вслед за барьерным островом.
Для современных лагунных отложений ха-
рактерны постепенные изменения текстур по мере
удаления от проливов. Вблизи них осадки имеют
пятнистую текстуру, обусловленную биотурба-
цией бентосными организмами; далее в глубь
лагуны по мере возрастания солености и исчез-
новения фауны осадки приобретают тонкослои-
стые текстуры [Rusnak, 1960]. Поверхность
лагуны в пределах весьма мелководных или
полностью осушенных центральных участков по-
крыта ковром из водорослей. Они развиваются на
большей части песчаных барьерных отмелей.
Иногда водоросли образуют прослои в толще
подстилающих песков. На поверхности, покрытой
водорослевым ковром, часто образуются круп-
ные трещины усыхания [Fisk, 1959]. Водоросли
обычно коричневого цвета, они приобретают
красную окраску в тех довольно редких слу-
чаях, когда бывают покрыты водой.
Лагуны побережьяЦентраль-
ного Техаса. На участке от зал. Корпус-
Кристи по направлению к северу, за г. Галве-
стон, прослеживается целый ряд лагун, распо-
ложенных с внутренней стороны почти непрерыв-
ной цепи барьерных островов. Несмотря на близ-
кое соседство с лагуной Мадре, они значительно
отличаются от последней, так как находятся
в зоне более влажного климата, характеризу-
ющегося постепенным возрастанием количества
атмосферных осадков в северном направлении
[Shepard, Rusnak, 1957]. Кроме того, в отличие
от лагуны Мадре питание лагун Техасского по-
бережья в значительной степени связано с впа-
дающими в них реками. В результате соленость
в этих лагунах, как правило, ниже, чем в откры-
той части Мексиканского залива. Лагуны
в районе Рокпорта (рис. VIII-10, а) детально
изучены [Shepard, Moore, 1955, 1960].
Отложения лагун Техасского побережья
резко отличаются от осадков лагуны Мадре.
В относительно более глубоких лагунах Рокпорта
развиты алевритовые глины. Вблизи входных
проливов, где под воздействием приливных волн
переотлагается песок с барьерных островов и из
00
Ь5
Рис. VIII-10. Различные фациальные обстановки седиментации в лагунах (а) и гранулометрический состав осадков различных
фаций (б) Центрального Техаса [Shepard, Moore, 1955],
Фации: I — краевых частей заливов (10 обр.); II — мелководных заливов (9 обр.); III — заливов вблизи речных устьев (16 обр.); IV— заливов
промежуточного типа (13 обр.); V — устричных рифов (13 обр.); VI— заливов вблизи устричных рифов (9 обр.); VII — заливов со смешанным
питанием (10 обр.); VIII — заливов вблизи узких проливов (15 обр.); IX — внутреннего шельфа; X — прибрежной части залива; XI — проливов;
XII — дельтовые. I — терригенный материал; 2 — алеврит и глина; 3 — раковины моллюсков; 4 — фораминиферы; 5 — растительные остатки.
184
мелководных участков Мексиканского залива, появляются алевритовые
пески. Для осадков характерны грубая слоистость, исчезающая вблизи речных
устьев, и пятнистые текстуры, обусловленные переработкой отложений зары-
вающимся бентосом. Обширные устричные рифы затрудняют передвижение по
лагунам даже небольших лодок, поскольку рифы почти достигают водной
поверхности. Лагунные осадки отличаются от шельфовых открытой части
Мексиканского залива отсутствием глауконита и обломков иглокожих. Со-
став крупных фракций донных осадков отражает особенности различных
фациальных обстановок лагунных заливов (рис. VIII-10, б). Так, волокна
растений встречаются, как правило, в районе речных устьев, раковины —.
вблизи устричных рифов, а высокое содержание фораминифер в донных
осадках характерно для центральных участков заливов, значительно удален-
ных от устричных рифов. Фораминиферы лагунных заливов (главным об-
разом бентосные формы) представлены гораздо меньшим количеством видов,
чем фораминиферы открытого шельфа.
Скорости осадконакопления в лагунных заливах частично определя-
лись путем сопоставления имеющихся и вновь полученных эхолотных про-
меров [Shepard, 1953]. Установлено, что для побережий Центрального и Се-
верного Техаса средняя скорость обмеления составляет 32 см в столетие.
Вблизи дельт скорость седиментации более значительная. Истинная скорость
осадконакопления в лагунах отличается от полученной путем замера измене-
ний глубин водоемов, так как илистые осадки с течением времени значительно
уплотняются. Кроме того, некоторые данные свидетельствуют о погружении
дна лагун. Последнее, возможно, имеет локальный характер и обусловлено
откачкой воды и нефтяных флюидов из нижележащих горизонтов.
Зал. Баратария (побережье штата Луизиана).
Характерным примером лагуны, приуроченной к внутренней стороне барь-
ерных островов, окаймляющих затопленную дельтовую лопасть, может
служить зал. Баратария, который расположен в западной части дельты
«Птичья лапка» [Krumbein, Aberdeen, 1937; Krumbein, Caldwell, 1939].
Наиболее грубозернистые осадки (3,3 <р-единиц) встречены здесь среди отло-
жений глубоких проливов, характеризующихся самыми высокими скоро-
стями течения; наиболее тонкозернистые (6ф-единиц) —в зонах, окаймля-
ющих низкие болотистые острова внутри залива. Содержание органического
углерода находится в обратном соотношении с диаметром частиц осадка:
оно максимальное вблизи болотистых островов в минимальное в осадках
проливов.
Лагуны северо-западного и западного побере-
жий Флориды. Целый ряд лагун прослеживается вдоль северо-запад-
ного побережья Флориды от п-ова Пенсакола к востоку до г. Каррабелл, хотя
некоторые лагуны вблизи Панама-Сити в штате Флорида оказались запол-
ненными осадками. Типичны лагуны, расположенные с внутренней стороны
барьерных островов вблизи дельты р. Апалачикола (рис. VIII-11) [Gors-
line, 1963а; Kofoed, Gorsline, 1963]. Глубины в лагунах, как правило, не-
большие, за исключением узких входных проливов. Дно лагун полого на-
клонено по направлению к барьерным островам. Подобно лагунам зал. Рок-
порта, лагуны Флоридского побережья отличаются изобилием устричных
рифов. Характер осадконакопления в зал. Апалачикола и в смежных районах
в значительной мере определяется наличием устья реки, разгружающей
тонкозернистые алевритовые осадки, а также пролива й барьерных островов,,
поставляющих песчаный материал.
185
Лагуны, расположенные в районе зал. Шарлотт-Харбор, типичны для
западного побережья Флориды [Huang, Goodell, 1967]. Они защищены серией
барьеров, разросшихся в западном направлении. Осадки в лагунах пред-
ставлены главным образом терригенными песками, размеры зерен в которых
уменьшаются по мере приближения к головной части бухты; наиболее гру-
бозернистые пески локализованы в главном проливе. Количество карбонат-
ного, главным образом детритного, материала уменьшается к вершине за-
лива, в то время как содержание органического углерода возрастает в том же
направлении.
Рис. VIII-11. Отложения зал. Апалачикола и смежных районов [Kofoed, Gorsline,
1963].
1 — песни; 2 — алевритовые песни; з — ракушечные пески; 4 — ракушечно-алевритовые
пески; 5 — ракушечный гравий с примесью песка; б — ракушечный гравий и ракушечно-пес-
чаные алевриты; 7 •— песчаные алевриты; 8 — алевриты.
Флоридский залив. Песчаные барьеры, развитые вдоль юж-
ного побережья Флориды, в районе Майами, постепенно переходят в барьер
коралловых рифов о-вов Флорида-Кис [Ginsburg, 1956, 1957; Gorsline,
1963а; Scholl, 1966]. Окаймляемый этими островами Флоридский залив в го-
ловной части, по существу, является лагуной, хотя и открывается в сторону
океана на западе.
Дпо залива сложено известняками и местами покрыто анастомозиру-
ющими илистыми банками, представленными известковыми илами и алеври-
тами с обильными обломками раковин. Глубины между банками составляют
всего около 2 м. Банки обнажаются при отливах и покрыты мангровыми
зарослями, иногда образующими болотистые островки. Заселение банок
морской травой и мангровыми обусловливает их относительную стабиль-
ность. Рост банок начался приблизительно 4000 лет назад, таким образом,
скорость накопления карбонатных отложений составляла около 0,04 мм/год.
Залив Батабаньо (юго-западное побережье
Куб ы). Известковые лагунные отложения развиты также в пределах зал.
Батабаньо. Район залива был исследован компанией по изучению произво-
дительных сил «Джерси» [Daetwyler, Kidwell, 1959]. Вдоль юго-западного
побережья Кубы протягивается шельф, достигающий 270 км в длину и 125 км
186
в ширину. Глубина его в среднем 8 м. Поверхность шельфа изобилует бан-
ками и отмелями, поднимающимися в ряде случаев до уровня моря. На внеш-
ней стороне шельфа наблюдается почти сплошное кольцо отмелей, которые
в восточной части залива представлены коралловыми рифами. В южной части
центрального района залива лежит большой о. Пинос. Несмотря на постоян-
ный привнос терригенного материала впадающими в залив реками, дно его
покрыто в основном карбонатными осадками.
Согласно К. Дэтвайлеру и А. Кидуэллу, морская вода поступает в за-
лив под воздействием ветровых течений и нагревается над банками, что спо-
собствует осаждению карбоната кальция (СаСО8). В результате формируются
ооидные, иногда оолитовые образования. Эти хемогенные осадки постепенно
сменяются зоной карбонатов со сравнительно высоким содержанием скелет-
ных элементов и пятнами известковых илов. Вдоль берегов Кубы встреча-
ются участки с большим количеством обломков раковин моллюсков. Размеры
зерен в карбонатных осадках не зависят ни от глубины бассейна, ни от рас-
стояния до береговой линии. Местами вдоль северного побережья о. Пинос
на дне залива имеются небольшие пятна кварцевого песка, образовавшиеся
в результате разрушения залегающих на острове метаморфических пород.
Мощность карбонатных осадков сравнительно невелика. По данным бурения
эти осадки подстилаются известняками. В известняках имеются крупные по-
лости, образовавшиеся, по всей вероятности, в результате растворения при
понижении уровня моря в плейстоценовую эпоху.
Лагуны центральной части восточного по-
бережья США. Крупнейшей лагуной восточного побережья США
является Памлико-Саунд. Со стороны материка она включает и эстуарий,
врезающийся в сушу и обусловливающий изрезанность береговой линии.
Тем не менее Памлико-Саунд, несомненно, представляет собой именно ла-
гуну, поскольку она отгорожена от открытого моря барьерами, в том числе
аккумулятивным м. Хаттерас (рис. VII-12).
Изучение 500 образцов донных осадков этой лагуны свидетельствует
о том, что они представлены главным образом тонкозернистыми песками,
однако в наиболее глубоких частях лагуны преобладают алевриты и глины
[Pickett, Ingram, 1969]. Используя метод анализа грубозернистой фракции
(см. гл. IV), Т. Пикетт и Р- Ингрэм установили общий характер распреде-
ления осадков в различных фациальных условиях (рис. VIII-12). Осадки
изученных фаций весьма сходны с лагунными отложениями центральной
части Техасского побережья. К факторам, контролирующим их формирова-
ние, относятся глубина, источник питания, а также воздействие волн и те-
чений. Осадки характеризуются линзовидным залеганием и развитием пят-
нистых текстур. Почти повсеместно присутствуют следы интенсивной пере-
работки илов бентосной фауной.
В пределах восточной части п-ова Дэлмар, образующего восточное по-
бережье Чесапикского залива, имеется огромное количество лагун с глубо-
кими приливно-отливными каналами, маршами и проливами. Лагуны от-
деляются от Атлантического океана широкими песчаными барьерами. Спе-
циальные исследования проводились в лагуне Уочаприг, расположенной
в той части полуострова, которая относится к штату Виргиния [Newman,
Munsart, 1968]. По данным бурения установлено, что лагуны в этом районе
существуют в течение уже 4400 лет, а барьерные острова были сформиро-
ваны по крайней мере на 1000 лет раньше. На соляном марше под растптель-1
ным покровом скважинами были вскрыты подстилающие слои, представленные I
187
Рис. V1H-12. Характеристика фациальных типов осадков зал. Памлико (Северная Кали-
форния) по результатам анализов грубозернистой фракции [Pickett, Ingram, 1969J.
°— барьерные острова; б—отмели, пересекающие лагуну, в — глубокая центральная депрессия;
г — пальцеобразные отмели; д — узкие лагунные проливы; е — лагунные плитки; ж — лагуны вблизи
узких проливов; з — лагуны вблизи речных устьев; и — прибрежные марши; к — краевые лагуны;
А—прибрежные широкие заливы, огражденные барьерами. 1—кварп; 2— слюда; 8—тяжелые
минералы; 4 — алеврит и глина; 5 — фораминиферы; 6 — раковинный детрит; 7 — обломки древесины.
Цифры на рисунке — содержание, вес. %.
188
сероцветными отложениями мелководных заливов. Мощность лагунных
осадков, так же как и в других местах, увеличивается в юго-восточном на-
правлении, однако вблизи барьерных островов песчаный состав их затруд-
няет бурение скважин и проведение опробования. При изучении колонок
были получены данные, свидетельствующие о том, что в некоторых местах
сверху вниз по разрезу изменился характер растительного слоя, предста-
вленного в нижних горизонтах торфом, образовавшимся, по-видимому, из
болотной осоки. Этот факт подтверждает, что погружение происходит зна-
чительно быстрее осадконакопления. В верхней части разреза наблюдается
обратная картина. По мнению У. Ньюмена и К. Мунсарта, характер лагунных
отложений в этом районе отражает общее опускание территории в допол-
нение к эвстатическому повышению уровня моря.
Лагуны западного побережья Калифорний-
ского полуострова. Исследования лагуп, расположенных в цент-
ральной части западного побережья Калифорнийского полуострова, в зна-
чительной мере определялись практическими задачами, связанными с добы-
чей соли IPhleger, Ewing, 1962; Phleger, 1965, 1969а]. Лагуна Герреро-Не-
гро и соседние с ней отгорожены от открытого зал. Себастьян-Вискаино
песчаными барьерами. Приливные течения в узких проливах способствуют
привнесу больших количеств песчаных осадков. В результате интенсивного
испарения в условиях аридного климата в вершинах внутренних лагун фор-
мируются обширные соляные поля. Основная масса тонкозернистого песка
приносится в лагуны ветром с песчаных барьеров. Лагуна Герреро-Негро
состоит из многочисленных проливов с крутыми берегами, разобщенных
обширными соляными маршами- Узкий пролив у входа в эту лагуну за по-
следнее тысячелетие переместился к северу на 3 км. Подобно лагунам Те-
хасского побережья, барьерный остров, ограждающий лагуну Герреро-Не-
гро со стороны открытого моря, сформировался в период последнего подъема
уровня Мирового океана.
В соседней лагуне Охо-де-Либре морские эвапориты отлагаются в изо-
лированных бассейнах, защищенных от внешнего воздействия береговыми
валами. В мелких котловинах, заполненных рассолом, в дневное время
выпадает арагонит. Его формирование обусловлено высоким pH раствора,
возникающим в процессе фотосинтеза активно растущих водорослей. Време-
нами ветер переносит брызги рассола в изолированные бассейны внутренней
части лагуны, где происходит садка галита. Интересно отметить высокую био-
продуктивпость в обстановке рассол о-и эвапоритонакопленля в этом районе.
Лагуны побережья Калифорнии. Многие лагуны
побережья Южной Калифорнии, особенно в районе Лонг-Бич — Сан-Педро,
подверглись значительным изменениям в связи со строительством портов.
Одна из лагун, более или менее сохранивших свой первозданный вид, на-
ходится у г. Сан-Диего, где образовавшийся песчаный барьер Коронадо
способствовал возникновению залива удлиненной формы. Естественный
выход в океан в северной части залива сохраняется в основном благодаря
сильным приливным течениям, однако извлечение драгами в большом коли-
честве донных осадков обусловило размыв бара в устье залива. Кроме того,
болотистые участки, расположенные к северу и к югу от залива, были ис-
кусственно засыпаны на значительной территории при разрастании г. Сан-
Диего. Вблизи устья залива развиты песчапые осадки, которые становятся
более тонкозернистыми постепенно, по направлению к его головной части,
где распространены обширные соляные марши и приливно-отливные отмели.
189
Зал. Ньюпорта, где находится крупный центр парусного спорта США,
оказался несколько более измененным в результате деятельности человека,
однако сама гавань Ньюпорта является, по существу, лагуной с обширной
приливно-отливной отмелью во внутренней части. Согласно Р. Стивенсону
и К. Эмери [Stevenson, Emery, 1958], р. Санта-Ана, в настоящее время впа-
дающая намного севернее залива, раньше протекала через залив. Ее старое
русло частично заполнено осадками эстуария. Наиболее грубозернистые
отложения из встреченных Р. Стивенсоном и К. Эмери приурочены к про-
ливам, а самые тонкозернистые — к низким маршам, в первую очередь зали-
ваемым приливной волной. Береговые валы, окаймляющие марши, содержат
наименее отсортированный обломочный материал и наиболее крупные
обломки.
К западу от района Лос-Анджелеса, за песчаным барьером, на 7 км про-
тягивается лагуна Мугу. Другие более древние лагуны, огражденные барь-
ерами, располагались несколько дальше от береговой линии, в пределах
дельтовой равнины [Warme, 1969]. Здесь также наблюдается уменыпепие
зернистости осадков с удалением от входа в лагуну — от песков, развитых
в русле пролива и вблизи него, до илов, формирующих поверхностный слой
во внутренней зоне лагуны и на соляных маршах. Алевритовые осадки нака-
пливаются в самой верхней части приливной зоны. Как и во многих других •
лагунах, здесь широко развиты богатые в количественном отношении попу-
ляции беспозвоночных, представленных, однако, всего несколькими видами.
Бухта Гумбольдта, протягивающаяся на 23 км в длину при ширине
7 км, является крупнейший лагуной Калифорнийского побережья. Она
была исследована Р. У. Томпсоном. Лагуна распадается на три залива:
Саус («Южный») и Арката («Дугообразный»), где развиты болотистые низины
с многочисленными извилистыми приливно-отливными каналами стока,
и Энтранс («Входной»), включающий судоходную часть лагуны с портом
Юрика. В руслах приливно-отливных каналов распространены гравийные
и ракушечные пески. В тыловой части проливов преобладает менее крупно-
зернистый и более илистый материал. На отмелях широко развиты глинистые
алевриты и алевритистые глины с примесью органического вещества. От-
сутствие слоистости, характерное для этих осадков, обусловлено их перера-
боткой донными организмами. По мнению В. Томпсона, бухта Гумбольдта
медленно заполнялась осадками: со скоростью, примерно соответствовавшей
скорости последнего подъема уровня Мирового океана, что обусловило
незначительные изменения площади лагуны. Большое количество ила по-
ступает в лагуну из рек Ил и Мэд, впадающих непосредственно в Тихий
океан, однако основная часть этих илов во взвешенном состоянии транспор-
тируется вдольбереговыми течениями до входного канала, через который
и попадает в лагуну.
Зал. Ваддензе («М оре Ватто в»). Большую часть залива,
расположенного у побережья Нидерландов, занимают приливно-отливные
марши, обнажающиеся при отливе, и мелководные меандрпрующие каналы
стока. Обширные площади вдоль внутреннего края болотистой низины были
осушены дамбами и стали пригодными для земледелия. Однако эти участки
до сих пор частично расположены ниже уровня моря. Залив огражден цепью
барьерных островов и, таким образом, может рассматриваться как лагуна,
хотя вдоль его внутреннего края отмечаются многочисленные эстуарии. Этот
район был детально изучен целым рядом исследователей [Waddensymposium,
1950; van Straaten, 1954а, Ь, 1956; Postma, 1957; van Straaten, Kuenen, 1957].
1SW
Осадочный материал в зал. Ваддензе поступает в основном из Северного
моря. Между устьями Рейна и Эльбы в море впадают только небольшие реки.
Как и в других случаях, гранулометрический состав осадков в заливе зависит
от скорости приливных течений, а они наиболее высоки в узких входных ка-
налах. Транспортировка осадков приливными течениями служит важным
фактором в распределении их по руслам каналов. Характер седиментации
на отмелях определяется в основном волновыми процессами [Postma, 19571.
В зал. Ваддензе присутствуют и ракушники, образованные переотложенными
скелетными остатками моллюсков. Моллюски медленно перемещаются к по-
верхности накапливающегося ила и переотлагаются при переработке его
верхнего слоя [van Straaten, 1950].
Лагуны северной части побережья Гвиней-
ского залива. Множество лагун обнаружено вдоль побережья
Гвинейского залива к западу от дельты Нигера. Узкая лагуна образовалась
вдоль низменного побережья Дагомеи * [Guilcher, 1959] в результате слия-
ния устьевых частей двух небольших рек, протекающих вдоль барьера, слу-
жившего перемычкой, задерживающей воду в лагуне во время засушливых
сезонов; водоспуск осуществлялся через небольшие временные прораны.
Глубина воды в лагуне, за исключением каналов стока, не превышает, как
правило, 1м. Осадки представлены илами, нередко с примесью песчанистого
материала. Во внутренних частях лагуп расположены обширные марши
и древний эстуарий Лейк-Ахем, вдающийся в глубь побережья на
18 км.
Прибрежная лагуна близ столицы Республики Берег Слоновой Кости
г. Абиджана характеризуется широким развитием песчаных осадков, под-
стилающих тонкий поверхностный слой илистых отложений [Debyser,
1955]. Соленость лагуны изменяется от солености открытого моря в про-
ливах до весьма низкой, характерной для пресных вод в устьях речных по-
токов. Несмотря на кислую среду, в двух участках лагуны отмечаются осадки
с большим количеством пирита **.
Общая характеристика прибрежных лагун.
Описанные выше лагуны могут быть подразделены на три основные группы:
1) лагуны районов умеренного гумидного климата, где преобладают терри-
генные отложения; 2) лагуны засушливых областей, где развиты терриген-
ные отложения с примесью эвапоритов, и 3) лагуны влажных тропических
районов с известковыми отложениями, возникающими как в результате
химического осаждения, так и вследствие разрушения кораллов и других
карбонатных образований. Отложения всех этих лагун сформировались в ос-
новном за последние 6—7 тыс. лет. За этот же период выдвинулись в сторону
моря и ограждающие барьеры [Gorsline, 1967; Phleger, 1969b |.
Во влажных районах развиты весьма однотипные лагуны с преоблада-
нием илов на более глубоких участках дна, песков — вдоль краевых зон
и вблизи лагунных проливов, илистых глпн — в речных устьях. В лагунах
этого типа обычно присутствуют многочисленные устричные рифы. Терри-
генный осадочный материал поступает в лагуны из рек и ручьев, а также из
открытого моря. Лагунные осадки отличаются от мелководных морских
отложений почти полным отсутствием глауконита и остатков иглокожих.
* Ныне Народная Республика Бенин. — Прим. пер.
** Кислая среда не является препятствием для возникновения пирита, который
формируется в поверхностных условиях в диапазоне pH = 4 9,5. — Прим. ред.
191
Исследование колонок донного грунта свидетельствует как об их слабой
стратификации, так и о появлении слоистых текстур вблизи речных устьев.
Весьма характерная пятнистость является результатом переработки осадков
бентосными организмами. Резкие изменения солености в лагунах, губитель-
ные для многих видов, обусловливают развитие обильных в количественном
отношении сообществ донных беспозвоночных, представленных всего лишь
несколькими видами. Для рассматриваемых лагун характерны прибрежные
марши с растительностью низовых и верховых болот, задерживающей тонко-
зернистый материал [Phleger, 1969b].
В лагунах засушливой зоны широко развиты песчаные осадки, прино-
симые ветром с барьерных островов и дюн, расположенных в материковой
части побережья. На участках, значительно удаленных от проливов, соле-
ность воды резко возрастает. Здесь формируются соли и другие эвапориты,
особенно на прибрежных низинах вблизи внутренних побережий заливов.
Источником зтих осадков являются также рассолы, брызги которых прино-
сятся в лагуну ветрами- Taxi, где соленость особенно высока, например
в Сивашском лимане в западной части Азовского моря, соль отлагается даже
на дне лагуны [Stevenson, 1968].
Кроме того, иногда вдоль берегов лагуны образуются известковые
оолиты. Несмотря на значительную соленость, лагуны засушливых районов
нередко характеризуются очень высокой бионродуктивностью. Одним из
результатов этого является интенсивное разрастание водорослевого ковра,
образующего сплошной растительный покров на песчаных отмелях. Слоистые
текстуры в лагунных отложениях аридных зон встречаются чаще, чем в осад-
ках лагун влажных районов, поскольку бентосные организмы хуже разви-
ваются в застойных придонных обстановках.
В лагунах, отгороженных от моря известковыми рифами, осадки по
большей части состоят из тонкозернистых бесструктурных карбонатных
илов, которые образуются в результате осаждения извести из насыщенных
кальцием вод, поступающих из открытого моря и нагревающихся при про-
хождении над мелководными банками. Такой процесс характерен для боль-
шей части площади Багамских банок (см. гл. IX). Кроме того, океанские
волны и течения транспортируют с коралловых рифов большое количество
тонкозернистых карбонатных осадков. Важным источником их являются
и обнажения известняков, расположенные вдоль берегов. На тех мелковод-
ных участках морского дна, где имеется растительность, она задерживает
переносимые волнами и течениями частицы известковых осадков, вследствие
чего образуются отмели неправильной формы.
3. ЭСТУАРИИ
Хотя довольно трудно провести достаточно четкую границу между эс-
туариями и лагунами, к тому же небольшие эстуарии расположены с внутрен-
ней стороны значительной части лагун, описанных выше, многие заливы
первоначально представляли собой зстуарии. Типичные эстуарии, характе-
ризующиеся конусообразной формой, удлиненные, относительно мелковод-
ные, глубоко врезающиеся в сушу, постепенно превращаются в заливы с со-
вершенно иными процессами седиментации, чем в истинных лагунах, которые,
как правило, протягиваются параллельно песчаным барьерам.
Лагуны служат вместилищем для осадков, приносимых потоками, пере-
ливающимися из многочисленных узких проливов во время ураганов. При
492
этом проливы часто служат ближайшим источником поступления песка для
всей лагуны. В эстуариях значительной протяженности обнаруживается
изменчивость приливно-отливного эффекта в зависимости от расстояния до
источника приносимых штормами осадков. Кроме того, в типичных эстуа-
риях соленость непрерывно убывает от устья к вершине, в то время как
в лагунах при наличии многочисленных питающих проливов может сохра-
няться почти постоянная соленость на всем их протяжении.
Заливы Чесапикский и Делавэр, расположенные на восточном побережье
США, несомненно, относятся к эстуариям, так же как и устья рек Колумбии
и Якима, наряду с зал. Кус-Бей (штат Орегон) на западном побережье США.
Пожалуй, к этому же типу следует отнести и зал. Сан-Франциско, хотя, вне
всякого сомнения, его происхождение обусловлено тектоническими процес-
сами. Совершенно очевидно, что многочисленные извилины береговой линии
на западном побережье Пиренейского полуострова, так называемые риасы,
следует однозначно классифицировать как эстуарии, так же как сходные
извилины на южном побережье Великобритании и западном побережье
Франции. Как отмечалось выше, фиорды в этом разделе не рассматри-
ваются.
Чесапикский залив. Самый протяженный эстуарий в США —
Чесапикский залив (рис. VIII-13). Он представляет собой затопленную до-
лину, образованную реками Саскуэханна и Потомак. Устье Саскуэханны
находится в 300 км от входа в Чесапикский залив. В пределах залива имеется
множество ветвящихся проток с небольшими углублениями, образованными
под воздействием приливных течений. Глубина залива на участках этих вы-
моин достигает 43, составляя в основном 5 —10 м. Воды залива относительно
хорошо насыщены кислородом, но более глубоководные его зоны периоди-
чески им обедняются [Biggs, 1967]. Осадки представлены илами на глубо-
ких местах и песками на мелководье, особенно вблизи берега. По данным
Р. Бигса, в колонках, отобранных вдоль русел проток, наблюдается чере-
дование прослоев черного и серого ила с тонкими слойками песка. В устьевой
части залива отмечаются хорошо развитые песчаные рифели, образованные
под воздействием приливов [J. Ludwick, 1970]. Воды поступают в залив пре-
имущественно с северной стороны, а выходят из залива с южной.
Удивительной особенностью Чесапикского залива является высокая
скорость абразии его восточного побережья. Как установили Дж. Т. Синг-
луолд и Т. Слоутер [Singlewald, Slaughter, 1949], вследствие абразии по-
бережья штата Мэриленд за 89-летний период было размыто 6800 га грунта.
В течение этого же времени острова, расположенные в Чесапикском заливе,
утратили более 3000 га своей территории. Значительные изменения, которым
подверглись некоторые из низких островов этого залива почти за столетие
(с 1847 по 1942 г.), отражены на картах, составленных Г. Джорданом [Jor-
dan, 1961 ]. По его данным, осадки, смытые с восточного берега залива и с ост-
ровов, частично заполнили донные впадины и образовали отмели на подвет-
ренной стороне размываемых островов.
Эстуарии южного побережья Новой Англии.
Многочисленные эстуарии расположены на южном побережье Новой
Англии. Хотя район подвергался оледенению, заливы побережья предста-
вляют собой большей частью затопленные речные долины, а не являются фиор-
дами. Этот тип эстуария характерен как для расположенного севернее по-
бережья штата Мэн, так и для находящегося южнее Гудзонова залива. За-
ливы Наррагансетт и Баззарде —< крупнейшие на южном побережье Новой
193
Англии, однако первый (с его многочисленными островами) несет существен-
ные следы оледенения. Эстуарии рек Коннектикута и Темса, несомненно,
являются затопленными речными долинами.
В головной части зал. Наррагансетт установлено присутствие затоплен-
ных речных долин. Такая долина прослеживается вдоль всего восточного
Рис. VI11-13. Чесапикский валив — типичный эстуарий.
Фото из журнала «Оушнс Мэгэзин».
побережья залива, образуя ответвление, внедряющееся в сушу с северо-вос-
тока. Однако значительные глубины залива, достигающие местами 45 м,
безусловно, являются следствием оледенения. Осадки в заливе [McMaster,
I960, 1962] представлены главным образом глинистыми алевритами, песча-
нистыми и алевритистымп глинами. Крупность зерен возрастает, в общем,
в направлении от вершины залива к его устью.
Зал. Баззарде — это более типичный эстуарий, нежели зал. Нарраган-
сетт. Осадкп^первого были достаточно детально изучены отчасти благодаря
13 Заказ 1054
194
тому, что он расположен вблизи Вудсхолского океанографического инсти-
тута, а отчасти из-за разнообразия представленных там типов отложений
[Hough, 1940; J. Moore, 1963]. Изменения в распределении осадочного мате-
риала находятся в прямой зависимости от глубин. Так, песчаные осадки
распространены вдоль берега материка и островов, а илы обнаружены глав-
ным образом в глубокой внешней части залива. Вместе с тем илы встреча-
ются и в пределах внутренних, более мелких его участков. Накопление пес-
чаного материала связано в основном с действием сильных приливных тече-
ний. Гравийно-галечные отложения обычно окаймляют скалистые мысы.
Присутствие граувакковых песков на более глубоких участках дна залива
было описано Д. Г. Моором.
Эстуарий р. Мерримак на северном побережье штата Массачусетс про-
никает в глубь суши к северу от о. Плам [Hartwell, 1970]. В устьевой части
этого зстуария имеется дельта, возникновение которой обусловлено прили-
вами. Наиболее грубозернистые осадки, в том числе песок и гравий, обна-
ружены в главном рукаве этой дельты, где часто встречаются вытянутый
отмели. Плохо отсортированные илистые пески образуют приливно-отливные
отмели, расположенные вдоль дельтовых рукавов. Желтовато-оранжевые
полевошпатовые пески приносятся в эстуарий рекой, размывающей флювио-
гляциальные отложения. На марши, приуроченные к пижней части эстуа-
рия, песок поступает из местного источника. Отложения маршей сформи-
ровались в результате позднейшего постепенного повышения уровня
Мирового океана и осадконакопления в пределах первоначально открытого
морского залива.
Эстуарий р. Колумбии. Крупнейшая река западных штатов.
США Колумбия берет начало в горах Британской Колумбии. Вода в нижнем
течении реки сравнительно чистая, однако она перемещает значительные ко-
личества песка вдоль русла в виде гигантских песчаных рифелей. Длину
эстуария определить довольно трудно, так как в низовье реки ее дно пред-
ставляет собой лабиринт из многочисленных русловых кос. Однако прилив-
ная волна поднимается вверх по течению вплоть до дамбы Бонвилл, располо-
женной в 230 км от устья эстуария. Каналы, образуемые песчаными барами,
которые, вероятно, можно отнести к морфологическим элементам эстуария,
прослеживаются вверх по течению по крайней мере на 125 км. Военно-ин-
женерной службой США исследовались изменения в устье эстуария, измерена
скорость течения реки [Hickson, Rodolf, 1951], однако при этом отложения
эстуария остались почти неизученными. Очевидно, в период отступления
ледников на территории штата Монтана в результате внезапного осушения
огромного озера по руслу р. Колумбии низвергались воды одного или не-
скольких мощных потоков [Bretz, 1969]. Вероятно, эти потоки глубоко про-
резали долину в нижнем течении реки, и поэтому нетрудно представить, что-
в составе речных наносов здесь можно обнаружить наиболее грубый мате-
риал, вплоть до огромных валунов. Громадные конусы выноса, расположен-
ные на внешней стороне подводного каньона Астория (см. гл. XI), могут
быть непосредственно связаны с этими катастрофическими потоками. На-
носы, образовавшиеся в эстуарии в результате действия этих потоков, есте-
ственно, содержат значительное количество песка и, по-видимому, форми-
руют анастомозирующие русловые косы, которые разделяются узкими
протоками.
Зал. Якина (побережье штата Орегон). Этот эсту-
арий, расположенный в районе Ньюпорта, является одним из нескольких
195
эстуариев извилистой формы, характерных для побережья штата Орегон.
Осадки, которыми сложен рассматриваемый эстуарий, имеющий длину
37 км [Kulm, Byrne, 1967], представлены главным образом песками, за ис-
ключением отмелей, развитых вдоль излучин и в руслах притоков, где зна-
чительно возрастает роль алевритового и глинистого материала. В нижней
части эстуарня отмечается присутствие желтых песков, поступавших с при-
ливными волнами из области открытого шельфа (см. гл. III). Среди тяжелых
минералов, приносимых р. Якина, фиксируется значительное увеличение
содержания слюд по направлению к вершине эстуария. Наибольшее количе-
ство осадков поступает в залив в зимнее время, когда волны транспорти-
руют огромные массы морского песка. Песок приносится и ветром с при-
брежных дюн.
Зал. Сан-Франциско. Хотя залив Сан-Франциско имеет
в основном тектоническое происхождение, он включает несколько хорошо
выраженных эстуариев (рис. VIII-14). Небольшая р. Койот-Крик у южной
оконечности залпва, так же как и впадающие в залив севернее речки Напа
и Петалума, имеет затопленное устье. Значительные объемы пресной воды
поступают в залпв из рек Сакраменто и Сан-Хоакин, дренирующих долины
Грейт-Валли и Сперра к востоку от залива. Имц сформирована дельтовая
равнина в головной части зал. Сьюзен, расположенного к северо-востоку от
зал. Сап-Франциско. Глубина залива на 80% его площади менее 10 м. Об-
ширные отмели развиты в зал. Сан-Пабло, а также вдоль восточного берега
крупной Южной протоки. Огромные массы ила, приносимые крупными ре-
ками, могут целиком заполнить зал. Сан-Франциско в течение нескольких
столетий, если не возобновится прогибание земной коры в этом районе, об-
условившее возникновение самого залива. Искусственный намыв песчаного
материала на довольно обширной площади может быть серьезной угрозой
для его дальнейшего существования.
Распределение осадков по крупности зерен в зал. Сан-Франциско [Lou-
derback, 1940]обнаруживает четкую зависимость от глубины. Глубокие русла
каналов и еще более глубокие участки у входа в залив имеют песчаное, гра-
вийно-галечное или скальное дно. Последнее характерно, например, для
прол. Золотые Ворота, там, где влияние приливных течений наиболее силь-
ное. Отмели, развитые в верхней части залива, почти полностью сложены
илами. Наиболее тонкозернистые осадки накапливаются в приливных соля-
ных маршах и даже вблизи некоторых скалистых берегов. В колонках донных
осадков зал. Сан-Пабло наблюдается чередование слоев песка и ила. В русле
Южной протоки, протягивающейся вдоль залива, песчаные слои обычно
содержат большое количество раковинного материала, рассеянного также
и в илистых отложениях. Участки активного осадконакопления характери-
зуются восстановительными условиями, вследствие чего здесь развиты серо-
цветные пески, а окраска илов изменяется от темно-серой до черной.
Последние работы, посвященные зал. Сан-Франциско, дают полное
представление о стратиграфии отложений, механических свойствах донного
грунта ITrask, Bolston, 1951 ], а также о поверхности фундамента и особен-
ностях строения осадков [Carlson е. а., 1970]. Здесь можно выделить 5 фор-
маций четвертичного возраста. Наиболее древняя формация Аламеда пред-
ставлена плотными песками с прослоями песчаных и чистых глин. Отложения
этой формации, имеющие значительную мощность, являются надежным ос-
нованием для мостовых свай. Вышележащая формация Сан-Антонио харак-
теризуется большей ролью чистых и песчаных глин. Эти отложения имеют
13*
196
тенденцию к оседанию при больших нагрузках. Наиболее молодая формация
Бей представлена иловыми отложениями. Они заполняют древние эрози-
онные врезы и не могут служить надежным фундаментом при свайных
Рис. VIII-14. Зал. Сан-Франциско в границах изобаты 6 м. Карта 5402 Бере-
говой и Геодезической службы США.
работах. Поверхность дна залива весьма неровная, что обусловлено речи!
эрозией и воздействием приливных течении. Мощность осадков варьирует
от нуля на выступах скального основания до 75 м в некоторых местах цент-
ральной части залива. В толще осадков обнаружено много отражающих
горизонтов; один из них имеет весьма выдержанный характер. По мнению
197
П. Р. Карлсона с соавторами, этот горизонт представляет собой поверх-
ность несогласия, связанную с последним повышением уровня Мирового
океана.
Зал. Тампа (Флорида). Среди заливов западного побережья
Флориды встречается несколько эстуариев, хотя их устьевые части, несом-
ненно, представляют собой лагуны. Зал. Тампа образует два эстуарийных
ответвления, протягивающихся вплоть до г. Тампы. Осадки в заливе [Goo-
dell, Gorsline, 1961] вполне однородны: онп состоят из кварцевого песка
и обломков биогенных карбонатов. Только в вершине залива присутствуют
иловые отложения. Они, так же как и гравийно-ракушечные слов, характе-
ризуются высоким содержанием органического вещества. Небольшие реки,
впадающие в залив, протекают по территории, где развиты известняки, и
транспортируют незначительное количество осадков. Поэтому основным
источником отложений залива являются материал размываемой плейстоце-
новой террасы, расположенной вдоль его края, а также раковины организ-
мов, обитающих в зстуарип. Представляется вероятным, что формирование
отложений проходило в два этапа. На первом этапе уровень моря был не-
сколько ниже современного, а реки приносили относительно грубозернистый
материал с п-ова Флорида. На втором этапе море достигло современного
уровня. Этот период характеризуется незначительным накоплением осадков,
по большей части переработанных приливными течениями.
Зал. Пария. Ограниченный с севера гористым п-овом Пария,
с востока о. Тринидад и с юга дельтой р. Ориноко, залив только частично
может быть отнесен к эстуариям, однако он включает несколько эстуарий-
ных рукавов. В пределах залива проведено детальное опробование допных
отложений [van Andel, Postma, 1954], а его история достоверно восстано-
влена по данным сейсмического профилирования MOB [van Andel, Sachs,
1964]. Каньо-Манамо, основное устье р. Ориноко в течение более 700 лет,
является составной частью побережья залива. На месте находившегося
здесь крупного эстуария возникла обширная дельта. Сильное течение, про-
никающее в бухту Серпентс-Маус с юго-востока, приносит осадки как из
Ориноко, так и из Амазонки- Однако значительная скорость течения препят-
ствует осаждению тонкозернистого материала у входа в залив. Банка Соле-
дад, расположенная непосредственно в бухте Серпентс-Маус, сложена на
поверхности плейстоценовыми осадками. Отличительной особенностью за-
лива является высокое содержание глауконита * в осадках на большой пло-
щади, что вообще мало характерно для эстуариев. По предположению
Т. ван Андела и X. Постмы, осадки имеют плейстоценовый возраст, а в этот
период рассматриваемый район находился в условиях открытого моря.
Эстуарии западного побережья Франции.
О длинных, извилистых эстуариях западного побережья Франции, в том чи-
сле образованных Луарой и Сенои, было написано бесчисленное множество
статей [ Fransis-Boeuf, 1947; (Berthois, 1955, 1960); Guilcher, Berthois, 1957;
Rajcevic, 1957; Bourcart, Boillot, 1959; Giresse, 1967]. Наиболее полными
из перечисленных являются работы К. Франсис-Бёфа (научная карьера
которого трагически прервалась в результате авиационной катастрофы
вскоре после завершения монографии, посвяшенной эстуариям Франции).
* Всюду в книге под глауконитом понимается не минерал (железная^диоктаэдриче-
ская слюда политипа 1М), а зеленые силикатные микроконкреции разнообразного (шамо-
зитового, хлоритового, слюдистого, монтмориллонитового и смешанного) минерального
состава. — Прим. рв9
198
Проведенные им исследования приливов и приливных течений (бора),
а также солености и химического состава вод дают ясное представление
о происхождении осадков различных типов, обнаруживаемых в эстуариях.Сре-
ди них примечательны танги (tangue) —• тонкозернистые известковые осадки,
намываемые с ракушечных банок и приносимые в зстуарии приливными те-
чениями- Относительно высокие плоские марши, расположенные по берегам
эстуариев, прорезанных руслами небольших речек, получили название шор-
ров (schorre), а полого наклоненные берега эстуариев, находящиеся пиже
плоских высоких маршей, называются сликками (slikke) [Guilcher, 1954,
фиг. 12].
Приливные волны, распространяющиеся к побережью Франции из Ла-
Манша и проникающие в некоторые эстуарии на побережье, обладают пора-
зительной силой. У бухты Мон-Сен-Мишель [Bourcart, Boillot. 1959; Do-
let е. а., 1965] приливпая волна проходит более 11 км по песчаным отмелям,
а в каналах в периоды максимальных приливов она развивает такую ско-
рость, что может обогнать скачущую лошадь. Слабосцементированные осадки
во многих случаях являются плывунами. В зтом районе широко представлены
известковые отложения (танги), в том числе и очень древние.
По данным Л. Бертуа (Berthois, 1960), изучавшего зстуарии Луары *,
отложения большей частью имеют речное происхождение. Во время павод-
ков речная вода, перемещаясь вниз по эстуарию, несет не только глинистый
и алевритовый, но также и песчанистый материал. Некоторая часть осадков
при этом оказывается вынесенной на приливные отмели, расположенные
в устьевой части эстуария. Наиболее активное осадконакопление прихо-
дится на летний период; это объясняется относительно низкой вязкостью
нагретой воды. Таким образом, в эстуарии Луары в отличие от большинства
эстуариев, развитых па других побережьях, преобладают аллювиальные от-
ложения. В эстуарии Сены [Larsonneur, Hommeril, 1967], где значительно
большую роль играют приливные течения, основная масса осадочного мате-
риала поступает из Ла-Манша.
Уош (Восточная Англия). Широкий зал. Уош на Англий-
ском побережье Северного моря представляет собой почти целиком запол-
ненный осадками эстуарий, хотя до недавнего времени он являлся типичной
затопленной речной долиной.
Зональность в распространении осадков этого эстуария изучалась
Г. Эвансом [Evans, 1965]. По направлению от моря к суше наблюдается та-
кая последовательность зон осадконакопления: а) низкие песчаные отмели;
б) низкие илистые банки; в) песчаные отмели формации Ареникола; г) пес-
чаные отмели внутренней части эстуария; д) высокие илистые банки; е) соля-
ные марши. Полагают, что источником осадков служат продукты волновой
абразии клифов, сложенных валунными глинами, а также донные отложе-
ния Северного моря и зал. Уош. Осадочный материал приносится в эстуарий
волнами и приливными течениями. Каждой из перечисленных выше зон при-
сущи определенные осадочные текстуры и фауна. Ширина зон возрастает
по направлению к морю. Сходные отложения были встречены также на по-
бережьях ГДР, ФРГ и Нидерландов.
Риасы западного побережья Галисии (Испа-
ния). Эстуарии побережья Испании к северу от границы с Португалией
* Последние работы по эстуариям Франции [Galena, 1974, и др.] вскрыли сложный
механизм осадочной дифференциации, в частности явление динамического отбора минера-
лов монтмориллонитовой группы и формирование илистой пробки. — Прим. ред.
199
являются классическим примером затопленных речных долин. Согласно
А. Паннекеку [Раппекоек, 1966], доливы рек в этом районе постоянно за-
топлены в связи с погружением вдоль рифтовой либо сбросовой зон, распо-
ложенных на континенте на некотором удалении от береговой линии. Отло-
жения одного из эстуариев этого побережья — Риа-де-Ароза — были иссле-
дованы У. С. Колдайком [Koldijk, 1968], установившим, что илы и песча-
ные илы здесь преобладают. Илы характеризуются большим содержанием
сероводорода во внутренних частях заливов. В центральной и внешней частях
они заметно окислены. Грубозернистые осадки обычно приурочены к при-
брежным зонам. Скопления обломков раковин и литотамниевые рудиты встре-
чаются па ряде мелководных участков. Осадки преимущественно морского
происхождения, однако некоторое количество глинистого материала прино-
сится реками, впадающими в эстуарий. Монтмориллонит транспортируется
из открытого моря придонными течениями
Внутреннее Японское море. Оно образовано несколь-
кими овальными, соединяющимися между собой мелководными бассейнами
(рис. VIII-15). Это внутреннее море только частично является эстуарием,
однако характерные для эстуариев особенности проявляются здесь достаточно
четко. На территории моря расположены три крупных южных острова Япон-
ского архипелага — Хонсю, Сикоку и Кюсю. Море сообщается с открытым
океаном четырьмя проливами, разобщающими зти острова.
Все проливы характеризуются сильными течениями, а на дне двух вос-
точных проливов у входа в море имеются промоины (см. рис. IX-17). Дей-
ствия течений ярко проявляются в южной части моря, куда они приносят
песок и откуда следуют в другой внутренний бассейн Ийа Нада со скоростью,
достаточной, чтобы препятствовать отложению илистого материала. Более
слабые течения, направленные со стороны мелководных проливов Внутрен-
него Японского моря, не проникают в Суо Нада^ и поэтому дно этого бассейна
покрыто илистыми отложениями. Илы обнаружены также на дне трех бас-
сейнов, расположенных севернее, относительно более изолированных от
океана. В проливах, разделяющих отдельные внутренние водоемы, доста-
точно высокие скорости течений обусловливают накопление песчаных осад-
ков с обильным раковинным материлом. Это же явление характерно и для
проливов, соединяющих Внутреннее Японское море с океаном, за исключе-
нием участков, где осадки полностью размыты и где обнажается скаль-
ное дно.
Общая характеристика эстуариев. Большинство
типичных эстуариев фактически являются затопленными речными долинами.
Онп имеют относительно глубокие извилистые русла, по краям которых рас-
положены мелководные отмели (банки). В случае ветвления русел эти отме-
лью участки приурочены к их средней части. Такие эстуарии по большей части
имеют песчаное дно, а банки представляют собой илистые скопления, причем
в илах, как правило, присутствует значительная примесь песка. Марши в эс-
туариях развиты лучше, чем в лагунах. Типичные эстуарии отличаются от
лагун несомненным возрастанием влияния речной артерии по направлению
к вершине эстуариев и увеличением воздействия морского режима по напра-
влению к их устьевым частям. Косвенным показателем этого могут служить
тяжелые минералы, которые наиболее характерны для внутренних побережий,
а также для берегов и прибрежных участков шельфа вблизи устьев эстуариев.
С уменьшением солености в направлении от устьев эстуариев к их верши-
нам постепенно изменяется и характер фауны. Среди осадков в верхней
200
части эстуариев обычно содержатся примесь слюд и остатки наземных
растений.
В большинстве эстуариев осадки становятся более тонкозернистыми
по мере удаления от устья, куда из открытого моря обычно поступают пес-
чаный и другой грубозернистый материал. Простирание песчаных баров
в низовьях зстуариев чаще всего совпадает с осью эстуария и, следовательно,
Рис. VII1-15. Основные типы| осадков^ Внутреннего Японского моря
[Shepard е. а., 1949].
1 — скальное дно; 2J— пески| з — илы; 4 —[илы и пески.
направлено под прямым углом к береговой линии (рис. VIII-6), в то время
как в лагунах бары обычно располагаются параллельно берегу. Речные осадки
в верхней части эстуариев также могут быть грубозернистыми, но содержат,
как правило, значительную примесь алевритового и глинистого материала.
Реки со значительным уклоном и с большим расходом приносят в эстуарии
песчаные продукты. Крупные реки с пологим уклоном, папример Амазонка,
транспортируют по направлению к своим^эстуариям значительное количество
алевритового и глинистого материала, часто со значительной примесью
201
песка; р. Колумбия выносит через свой эстуарий огромные массы песчаного
материала в открытый океан.
Там, где нижние части эстуариев ограждены барьерами, их осадки
обычно сходны с отложениями лагун и состоят в обоих случаях преимуще-
ственно из алевритов и глин с низким содержанием глауконита, обломков
иглокожих и обильными остатками беспозвоночных, представленных, однако,
лишь немногими видами.
Эстуарии в засушливых областях земного шара встречаются не столь
часто, как во влажных районах. В аридных зонах мало речных долин, за счет
которых образовались эстуарии при послеледниковом подъеме уровня Миро-
вого океана.
Другие внутренние моря только частично являются эстуариями, хотя
и обладают их многими характерными чертами: сильным влиянием морских
условий и приливно-отливного эффекта в устьевых частях; общим уменьше-
нием размеров зерен осадков на расширенных внутренних участках; присут-
ствием бедных в видовом отношении фаунистических комплексов.
ГЛАВА
IX
КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ТЕРРАСЫ
В предыдущих изданиях книги описанию континентальных шельфов
и континентальных склонов были посвящены две самостоятельные главы.
В результате изучения огромного объема информации, полученной за по-
следние 10 лет, особенно данных по сейсмическому профилированию, мы
установили, что эти две зопы тесно взаимосвязаны. Поэтому при описании
шельфов и континентальных склонов любого района земного шара значи-
тельно проще объединить их под общим названием континентальных террас.
Как указывалось в гл. VI при обсуждении классификации побережий, такая
взаимосвязь обусловлена тем, что как шельфы, так и склоны развивались
в результате горизонтальных перемещений континентальных плит.
Со времени написания второго издания книги объем наших знаний
о континентальных террасах земного шара резко возрос. В связи с этим
я могу попытаться дать здесь только краткий обзор результатов новых
исследовании, являющихся, па мой взгляд, наиболее важными. Особое вни-
мание будет обращено на детальную характеристику шельфов и склонов вос-
точного побережья США. Тысячи образцов донного грунта, многочисленные
фотографии дна и сейсмические профили различных участков континенталь-
ной террасы, протянувшейся вдоль восточного побережья США от штата
Мзн до Флориды, получены главным образом в результате работ, проведен-
ных Геологической службой США совместно с Вудсхолским океанографиче-
ским институтом. Эта программа исследований осуществлялась под энергич-
ным руководством К. Эмери, а позднее Э. Учупи. Ценный вклад в изучение
континентальных шельфов внесли и многие другие океанографические ор-
ганизации. Почти столь же значительное внимание было уделено исследова-
нию континентальных террас, расположенных вдоль побережья Мексикан-
ского залива, морскими геологами Техасского и Майамского университетов,
Геологической службой США (со штаб-квартирой в Корпус-Кристи), груп-
пой специалистов ЭССА IESSA, ныне НОДА (NOAA)], Департамента тор-
говли и геологами научно-исследовательских нефтяных институтов. Значи-
тельный интерес к освоению этого района проявили нефтяные компании,
хотя полученная ими научная информация публикуется довольно огра-
ниченно.
Английские геологи, несмотря на финансовые затруднения, достигли
значительных результатов в изучении шельфов Северного моря и Ла-Манша.
Частично благодаря резкому увеличению объема поисков и добычи нефти
и газа в Северном море геологи Англии, Голландии, ФРГ и Норвегии в по-
следние годы получили возможность расширить программу исследований
в этом районе.
203
До 60-х годов текущего столетия почти ничего не было известно о кон-
тинентальных террасах Австралии. Обнаружение в их пределах месторо-
ждений нефти дало толчок к расширению исследований, достигших замет-
ного прогресса. Шельфы и континентальные склоны у берегов штата Орегон
изучаются геологами Орегонского университета. Исследования в Беринго-
вом море осуществляются главным образом сотрудниками Геологической
службы США, Вашингтонского университета и советскими учеными. Морские
геологи Восточной Канады достигли серьезных успехов в изучении шельфов,
тянущихся вдоль ее побережья и крупных заливов. Обширные исследования
шельфов многих районов земного шара осуществляются под руководством
Д. Моора и Дж. Карри, причем Калифорнийскому побережью они уделяют
наиболее пристальное внимание. В настоящее время на земном шаре немного
районов, где континентальные террасы не изучены хотя бы по данным сей-
смического профилирования, проведенного в 60-е годы.
Наиболее ценные сведения о континентальных террасах содержит
книга под редакцией Д. Стенли «Новая теория седиментации на континен-
тальных окраинах». В пей как бы подведены итоги многолетних исследований,
в том числе у восточного побережья США.
1. ТЕРМИНОЛОГИЯ
Хотя определения тех или иных форм рельефа время от времени подвер-
гаются существенным изменениям, а один и тот же термин у разных исследо-
вателей получает различное толкование, все же представляется целесооб-
разным дать определения основных понятий, которыми мы будем опериро-
вать в дальнейшем.
Под континентальным шельфом (continental shelf) мы понимаем мелко-
водные платформы или площадки террас, окаймляющие большую часть ма-
териков и имеющие сравнительно резкий перегиб поперечного профиля,
определяющий переход к континентальному склону. Этот перегиб получил
название внешнего края (shelf edge) или бровки шельфа (shelf break). Если
на континентальном склоне более одного перегиба, то шельфом считается
зона, расположенная с внутренней стороны самого верхнего перегиба и огра-
ниченная глубиной 550 м (300 фатомов).
Континентальным склоном (continental slope) называется относительно
крутой откос между бровкой шельфа и глубоководным ложем океана. Обычно
континентальный склон характеризуется весьма неровным рельефом.
Вдоль некоторых побережий, мористее шельфа, на небольшой глубине
(ио сравнению с океаническим ложем) расположены зоны развития различ-
ных возвышенностей и котловин. Такие зоны получили наименование кон-
тинентального бордерленда (continental borderland). Типичный пример
последнего мы паходпм у южного побережья Калифорнии (см. рис. IX-12).
За пределами ряда шельфов встречаются глубоководные террасы, фигу-
рирующие под названием краевых плато (marginal plateau). Примером по-
добных образований может служить плато Блейк у юго-восточного побе-
режья США.
В ряде районов у основания континентальных склонов развит относи-
тельно ровный, пологий аккумулятивный шлейф, постепенно переходящий
в глубоководное дно океана. Этот шлейф называется континентальным
подножием (continental rise).
При описании континентальных шельфов используется разработанная
К. Эмери [Emery, 1952] и в настоящее время общепризнанная терминология
04
шельфовых отложений. Согласно этой терминологии среди осадков на шель-
фах выделяются: 1) реликтовые (relict), отложившиеся в более ранние пе-
риоды геологической истории и не перекрытые современными осадками;
2) остаточные (residual), являющиеся продуктами переработки древних
коренных пород, слагающих шельф*.
Термин паралические (paralic) образования применим для осадков при-
брежных фаций, таких как лагунные или сформированные в пределах при-
брежной зоны. Осадками неритовых (neritic), или морских, фаций называют
донные отложения, развитые на внешнем шельфе (вплоть до его бровки),
а батиальных (bathyal) —. отложения континентального склона. Д. Свифт
[Swift, 1969] ввел такие понятия, как песчаный (sand blanket) и иловый
покровы (mud blanket), для поверхностного слоя песчаных или иловых
осадков, покрывающих на отдельных участках шельфа более древние обра-
зования. В отдельную группу выделяют ледниковые или флювиогляциаль-
ные отложения на шельфе, переработанные и отсортированные волнами
и течениями (Swift е. а., 1971). Позднейшим дополнением к этой классифи-
кации явилось выделение так называемых палимпсестовых (palimpsest) отло-
жений, которым относят переработанные реликтовые осадки.
2. ВОЗДЕЙСТВИЕ ОЛЕДЕНЕНИЙ НА КОЛЕБАНИЕ УРОВНЯ
МИРОВОГО ОКЕАНА
Прежде чем перейти к описанию континентальных террас, следует
упомянуть о специфическом воздействии на их формирование материкового
оледенения и изменения уровня Мирового океана. В период максимального
оледенения, по крайней мере в иллинойское и висконсинское время (соот-
ветственно рисе и вюрм в Европе), уровень Мирового океана понижался
настолько, что площади, относящиеся пыне к континентальным шельфам,
в основном представляли собой сушу. Естественно, это приводило к созда-
нию ?условий, совершенно отличных от современных. Волны вырабатывали
террасы на значительно более низких уровнях, чем в настоящее время. Об-
наженные шельфы подвергались воздействию субаэральных процессов; их
пересекали речные потоки, формировавшие дельты. Когда в конце вискон-
синской эпохи в результате таяния ледников море постепенно заливало
шельфы, на промежуточных глубинах возникали новые террасы и барьеры.
Особенно интенсивно это происходило в периоды относительной стабилизации
уровня Мирового океана на фоне его общего подъема [Curray, 1960].
На развитие континентальных шельфов также оказал сильное влияние
характер изменения уровня Мирового океана за последние несколько тысяч
лет (рис. Vl-З, а). Если, как утверждают некоторые геологи, подъем уровня
океана закончился приблизительно 5000 лет назад [Fisk, 1959], зто создало
стабильные условия длительного развития внутренней части шельфа **,
что определило ее современный облик. Но этого могло бы не произойти,
если бы в течение последних тысячелетий имело место чередование сущест-
венных повышений и понижений уровня Мирового океана [Fairbridge,
1961 ]. Более соответствует данным радиоуглеродного определения абсолют-
ного возраста гипотеза, согласно которой около 6000 лет назад произошло
значительное замедление скорости подъема уровня Мирового океана, а в те-
* Этому типу осадков наиболее соответствует используемый в советской литературе
термин «элювиальные». — Прим. ред.
* * Современной прибрежной (береговой) зоны. — Прим. ред.
205
чение последующих 3000 лет эта скорость снизилась еще больше и в последнее
тысячелетие практически сошла на нет*.
Еще одним важным фактором воздействия материкового оледенения на
развитие шельфов являются спускающиеся с континентов ледниковые языки,
которые играют существенную роль в эродировании шельфов и в аккумуля-
ции на их поверхности различных осадков. Они и придают рельефу шельфов,
приуроченных к областям, испытавшим оледенение, специфический облик,
на что геологи часто не обращают должного внимания.
Наконец, большое влияние процессы оледенения оказывают и на кон-
тинентальные склоны, поскольку при понижениях уровня океана реки
большей частью выносят осадочный материал на внешний край шельфов,
в том числе за пределы бровки. Это создает неустойчивые условия па границе
шельфа и континентального склона, приводящие в конечном итоге к образо-
ванию как оползней, так и мутьевых потоков.
3. СТРУКТУРНЫЕ ТИПЫ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ТЕРРАС
Тектонические движения играют не менее важную роль в истории раз-
вития континентальных террас. Теперь, когда гипотеза тектоники плит
и разрастания океанического дна получила, по-видимому, вполне достаточ-
ное обоснование, необходимо рассмотреть связь континентальных террас
с основными элементами этой концепции (см. рис. VI-2). Например, конти-
нентальные террасы могут быть приурочены к зонам субдукции, где в резуль-
тате активных движений земной коры формируются как океанические хребты,
так и глубоководные желоба. Формирование континентальных террас, про-
тягивающихся вдоль тыловых побережий, зависит в наименьшей степени
от горизонтальных движений континентальных плит, особенно в пределах
тыловых побережий африканского или американского типа (см. гл. VI),
где развитие шельфов происходило в течение довольно длительного времени.
Новообразованные тыловые побережья, например побережья Красного
моря, характеризуются менее благоприятными условиями для нормального
развития шельфов и поэтому сравнительно неустойчивы. Кроме того, следует
ожидать, что континентальные террасы в районах развития трансформных
разломов испытывают значительные горизонтальные смещения и вследствие
этого менее отчетливо выражены, чем в более стабильных районах. Опреде-
ленную защитную роль по отношению к континентальным террасам играют
островные дуги, значительно снижающие разрушительное воздействие океа-
нических волн на шельфовые зоны внутренних морей. Особенно ярко это
проявляется на примере шельфов Восточной Азии- Более того, выяснилось,
что окраинные моря претерпели значительное погружение, что в свою оче-
редь положительно сказалось на развитии континентальных террас.
* Существуют две точки зрения на особенности изменения уровня океана за послед-
ние 5000—7000 лет. По Ф. Шепарду и его последователям, уровень Мирового океана в это
время медленно и непрерывно повытпался, асимптотически приближаясь к современному
положению. Наряду с этими представлениями имеются многочисленные данные, подтвер-
ждающие точку зрения Р. Фейрбриджа и других, утверждающих, что уровень океана до-
стиг современного положения около 6000 лет назад, затем неоднократно то превышал его,
то опускался ниже. На наш взгляд, указанные мнения отражают разномасштабные эвста-
тические процессы, происходившие в одно и то же время. На фоне постепенного приближе-
ния уровня океана к современному (примерно от —10 до 0 м) проявлялись его частные ос-
цилляции, максимумы которых не превышали современных отметок минус 4—6 м. При-
мерами таких осцилляций являются установленные новочерноморская и нимфейская
трансгрессии Черного моря, колебания уровня океана в прибрежной зоне Новой Зелан-
дии и других регионах. — Прим. ред.
206
4. ОПИСАНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ТЕРРАС
Так же как и в предыдущих изданиях этой книги, мы совершим вооб-
ражаемое кругосветное путешествие вдоль побережий материков по ходу
часовой стрелки. Помимо описания шельфов и континентальных склонов
земного шара будут приведены некоторые данные о структурах, слагающих
основания континентальных террас. Кроме того, мы будем стремиться рас-
сматривать развитие последних с позиции тектоники плит, а при наличии
достаточного количества фактических данных и с учетом плейстоценовых оле-
денений.
Восточное побережье Северной Америки
Согласно гипотезе разрастания океанического дна восточное побережье
Северной Америки относится к тыловым побережьям американского типа.
Оно было охвачено оледенением, нижняя граница которого проходила при-
близительно по шпроте Нью-Йорка.- К югу от м. Хаттерас шельф испыты-
вает сильное влияние мощного течения Гольфстрим; этим обусловлено разде-
ление континентальной террасы у восточного побережья Северной Америки
на три части.
Лабрадор. У берегов этого полуострова гидрографические иссле-
дования до сих пор дают не очень детальный материал, однако по имеющимся
данным подводный рельеф в этом районе характерен для шельфов ледниковых
побережий. Ширина шельфа у п-ова Лабрадор почти 200 км, т. е. намного
превышает среднюю ширину шельфов Мира (75 км). Как показали резуль-
таты сейсмо акустического промера, здесь встречены многочисленные троги
и котловины, образующие депрессионные зоны, ориентированные как со-
гласно общему простиранию шельфа, так и вкрест него. У южной оконечности
полуострова, вблизи прол. Белл-Айл, на 150 км вдоль берега прослеживается
основной трог. Несколько севернее, в 70 км по направлению к открытому
океану, еще один крупный трог протягивается приблизительно параллельно
побережью на расстоянии около 400 км. Глубина его 800 м. Из-за сравни-
тельно редкого расположения промерных галсов судить о том, соединяются ли
прибрежные троги с различными фиордами и узкими заливами, широко раз-
витыми вдоль этого побережья, трудно. Однако совершенно очевидно, что
целый ряд трогов продолжается в сторону моря и пересекает внешний шельф.
X. Холтедал, впервые выявивший общий характер строения шельфа в этом
районе [Holtedahi, 1958], высказал предположение, что продольные (по
отношению к шельфу) троги либо развились вдоль сбросов, либо образова-
лись на месте древних зон разломов в результате их эрозии. Согласно дан-
ным проведенного позднее сейсмопрофилирования [Grant, 1966; Sheridan,
Drake, 1968] стало очевидным, что формирование этих трогов связано с эро-
зией зон контакта кристаллических пород докембрия и расположенных мо-
ристее менее плотных осадочных образований. Присутствие глубоководных
котловин, так же как и трогов, характерно для рельефа шельфов, испытавших
оледенение. К сожалению, весьма скудные данные о континентальном
склоне на этом участке побережья лишают пас возможности привести
хотя бы самую общую его характеристику.
Ньюфаундленд. Возле этого острова ширина шельфа заметно
возрастает. В юго-восточной части острова наблюдается значительный вы-
ступ, прослеживающийся на 500 км в сторону океана. Он образован много-
207
численными банками, составляющими в совокупности Большую Ньюфаунд-
лендскую банку. Континентальный склон в этом месте образует резкий из-
гиб к западу-северо-западу; здесь мы встречаемся с первым значительным
изменением простирания континентального склона, окаймляющего Северо-
американский континент. По характеру рельефа Ньюфаундлендский шельф
можно условно подразделить на две части; в северной глубина его более
2000 м, в южной он постепенно мелеет. К южной части шельфа приурочена
Большая Ньюфаундлендская банка, широко известная своими рыбными бо-
гатствами; ее неровное, зачастую скалистое дно находится на глубине около
80 м. Внутренняя часть шельфа значительно глубоководнее. Относительно
большие глубины прослеживаются также в пределах заливов. Шельф, окай-
мляющий остров, характеризуется в основном типично ледниковым
рельефом.
В результате исследований, проведенных в южной части Большой Нью-
фаундлендской банки, Б. Сен-Гупта и Р. Мак-Маллен [Sen Gupta, McMullen,
1969] пришли к выводу, что присутствие среди осадков на северо-западе
изученного ими района гравийно-галечного материала фиксирует, очевидно,
максимальное распространение материкового оледенения. Более тонкие
осадки, развитые южнее, являются переработанными доледниковыми об-
разованиями. Эти авторы установили также, что ориентировка отдельных
банок в северо-восточном и северо-западном направлениях обусловлена
воздействием течений Лабрадорского и Гольфстрима соответственно. По сооб-
щению Э. Учупи, такое расположение бапок, вероятно, отвечает простира-
ниям древних формаций, обнажившихся в результате ледниковой эрозии.
Возникновение более глубоководных зон со стороны континента, по-види-
мому, также обусловлено влиянием этого процесса. Р. Шеридан и Ч. Дрейк
[Sheridan, Drake, 1968] па основании сейсмопрофилирования МОВ выска-
зали предположение, что мощность отложений мелового — голоценового
возраста, простирающихся в меридиональном направлении, так же как
и несогласно подстилающей их толщи пенсильванского —• триасового воз-
раста, к югу значительно возрастает.
Банка Флемиш-Кап, лежащая восточнее Большой Ньюфаундлендской,
выступает над поверхностью океана приблизительно на 115 м и, по всей
вероятности, является островом с континентальным типом земпой коры.
Кроме того, в результате бурения по программе ДЖОИДЕС в 560 км к се-
веро-востоку от Ньюфаундленда па глубоководном участке дна был обнару-
жен холм, сложенный мелководными образованиями. Судя по всему, этот
останец представляет собой блок, отколовшийся от континента (JO1DES,
1970).
Зал. Св. Лаврентия. Здесь находится один из крупнейших
трогов, глубоко вдающихся в сушу. С областью внешнего шельфа он соеди-
нен двумя проливами, расположенными с северо- и юго-восточпой сторон
о. Ньюфаундленд. Не менее половины площади дна зал. Св. Лаврентия ле-
жит глубже 200 м. Трогообразная глубоководная долина протягивается от
устья р. Сагеней, южнее о. Антикости, и далее вдоль прол. Кабота пересе-
кает шельф к югу от о. Ньюфаундленд. Первоначально она была нанесена
на карты как Лаврентийский желоб, а ныне фигурирует под названием Лав-
рентийской подводной долины. Другая ветвь глубоководной долины прохо-
дит северо-восточнее о. Антикости, опа образует рукав, протягивающийся
через прол. Белл-Айл. Эти троги расположены па глубинах, как правило
превышающих 200 м, и включают в себя многочисленные котловины.
208
Происхождение основного трога связывают с тектоническими процес-
сами [Gregory, 19291, однако формирование его под воздействием ледниковой
эрозии представляется более вероятным: по данным изучения ледниковой
штриховки ледники двигались в океан по дну прол. Кабота черер о. Сен-Поль
[Shepard, 1931]. Ледниковое происхождение трога зал. Св. Лаврентия, по-ви-
димому, подтверждается также недавними исследованиями, хотя последние
и свидетельствуют о том, что экзарационные процессы были до некоторой
степени приурочены к древним речным долинам, развитым вдоль тектониче-
ских зон [Nota, Loring, 1964; Conolly е. а., 1967]. В пределах внешней части
трогообразной подводной долины разрывных нарушений не обнаружено
[King, MacLean, 1970d].
Осадки зал. Св. Лаврентия в прибрежной зоне и на отдельных возвышен-
ностях донного рельефа представлены грубозернистыми плохо отсортиро-
ванными песками, в то время как дно глубоководных трогов покрыто илами,
включающими значительное количество несортированного материала [Nota,
Loring, 1964]. В течение позднего плейстоцена в глубоководных руслах на-
капливались красно-коричневые ледниково-морские отложения и кирпич-
но-красные моренные образования [Conolly е. а., 1967]. Они перекрыты
коричневыми алевритовыми глинами, возникшими при эрозии коренных ио-
род. Мощность голоценовых осадков определялась главным образом по дан-
ным гидрографического промера, выполненного Д. Лорингом [Loring, 1962]
и Дж. Коноли с соавторами [Conolly е. а., 1967].
Новая Шотландия. Рельеф шельфа вблизи п-ова Новая ТПот-
ландия, так же как и в рассмотренных выше северных районах восточного
побережья Северной Америки, характеризуется значительными неровностями
(рис. IX-1). Целый ряд трогов и котловин приурочен главным образом
к внутренней части шельфа, в то время как вдоль внешнего края часто встре-
чаются относительно мелководные банки. Одна из таких банок, известная
под названием Сейбл-Айленд, частично возвышается над уровнем океана,
образуя о. Сейбл — узкую песчаную отмель широтного простирания, про-
слеженную близ внешнего края шельфа на расстояние до 35 км.
Подобно другим областям древнего оледенения, наиболее глубоководные
участки шельфа расположены здесь в непосредственной близости от при-
брежной зоны. В пределах Новошотландского шельфа не обнаружено трога,
сопоставимого по размерам с трогом прол. Кабота, однако здесь отме-
чается довольно протяженная трогообразная долина, прослеживающаяся
в сравнительно глубоководной зоне, разделяющей банки Сейбл-Айленд
и Банкеро. Она соединяется с рядом котловин на внутреннем шельфе. Котло-
вина Эмералд протяженностью 170 км не уступает по длине некоторым тро-
гам у побережья п-ова Лабрадор. Участок шельфа Новой Шотландии, ха-
рактеризующийся наиболее неровным рельефом дна, прослеживается к се-
веру от банки Банкеро в виде широтной зоны, изобилующей относительно
1 < j < / г ы> г впадинами (с глубинами не более 350 м) и плосковерхими под-
водными возвышенностями. Этот участок дна по внешнему облику напоми-
нает ледниковую морену, однако Л. Кинг и Б. Мак-Лин [King, MacLean,
1970с], изучившие сейсмические профили этого района, установили, что
здесь преобладают доледниковые отложения прибрежных равнин.
В пределах некоторых районов Новошотландского шельфа проводились
детальные геологические исследования, результаты которых были опубли-
кованы. Следует отметить прежде всего работы Л. Кинга [King, 1967, 1969,
1970], Л. Кинга и Б. Мак-Лина [King, MacLean, 1970а — 1970с], Д. Стенли
209
и А. Кока [Stanley, Сок, 1967]. Л. Кинг, составивший геологическую карту
и разрез шельфа в районе порта Галифакс, показал, что частично погре-
бенные моренные отложения фактически полностью перекрывают шельф.
Согласно Д. Стенли и А. Коку, банки Сейбл-Айленд и Банкеро, обширные
площади которых покрыты песчаными осадками, представляют собой обла-
сти развития водно-ледниковых отложений, вынесенных за пределы морены.
Рис. IX-1. Физиографическая карта шельфа у побережья п-ова)|Новая Шотландия [Stan-
ley, Сок, 1967].
J — Кейп-Бретон; II—III — желоба: II — Северо-Восточный, III — прол. Св. Лаврентия; IV—IX—
банки: IV — Джорджес, V — Браун, VI — Эмералд, VII — о. Кейн-Сейбл, VIII — Банкеро, IX —
Самбро; X — котловина Эмералд. Области с глубинами, м: 1 — 73—146; 2 — 220—366; & — подножие
континентального склона (1829 м).
Отчетливо прослеженные конечные морены были закартированы Л. Кин-
гом на площади, расположенной в 30 —40 км от порта Галифакс. Эти морены
характеризуются, как правило, сглаженным рельефом, однако ледниковые
отложения возвышаются над подстилающими их коренными породами при-
близительно на 50 м (т. е. на значение своей мощности). Моренные отложения
большей частью перекрываются флювиогляциальными озерными глинами
и алевритами, а в некоторых местах переработаны под воздействием морских
процессов.
Имеются многочисленные данные о том, что значительное количество
осадков на шельф приносится плавучими льдами. Основным источником
последних, как установили Д. Стенли и А. Кок, является лед, поступающий
каждой весной из зал. Св. Лаврентия и дрейфующий по шельфовому мелко-
водью в юго-западном направлении. Как и у о. Ньюфаундленд, в наиболее
глубоководных участках Новошотландского шельфа с поверхности залегают
главным образом алевритовые глины.
14 Заказ 1054
210
По всей ширине шельфа Новой Шотландии осадочный чехол подсти-
лается коренными породами, приуроченными к умеренным глубинам. По
направлению к океану нижнепалеозойские породы перекрываются меловыми,
а затем рыхлыми неоген-палеогеновыми осадками. Считают, что эти образо-
вания были дислоцированы до того, как аккумулировались флювиогля-
циальные и моренные отложения плейстоценового возраста. В 45 км к се-
веру-северо-востоку от о. Сейбл была обнаружена диапировая структура,
сложенная, по всей вероятности, эвапоритами, протыкающими меловые от-
ложения [King, МасБеап, 1970а].
Согласно Д. Стенли с соавторами [Stanley е. а., 1968], целый ряд тер-
рас на внешнем крае шельфа Новой Шотландии, по-видимому, располагается
на сопоставимых уровнях глубин с террасами, обнаруженными в более
северных районах. По-видимому, наиболее глубокая терраса (на глубине
146 м) соответствует самому низкому уровню Мирового океана в ледниковые
периоды, относящемуся к эпохе иллинойсского оледенения.
Континентальный склон, окаймляющий Новошотландский шельф на
всем его протяжении, так же как и севернее, у нижней оконечности Лаврен-
тийской подводной долины, ориентирован в основном в юго-западном напра-
влении. Здесь мы встречаемся со вторым существенным изменением прости-
рания Канадского континентального склона. По всей вероятности, к север-
ному краю склона приурочен крупный разлом, так как именно в этом районе
произошло разрушительное землетрясение 1929 г. (см. гл. XIII). Крутизна
континентального склона здесь незначительна, около 800 м на 15 км (в верх-
ней части). С глубиной континентальный склон еще более выполаживается.
В результате детальных исследований установлено, что северо-восточный
участок склона изобилует подводными каньонами, среди которых выделяется
каньон Галли. Этот каньон расположен на внешнем продолжении подводной
долины, разделяющей две крупнейшие банки зтого района: Сейбл-Айленд
и Банкеро. На юго-западе обнаружено несколько каньонов, врезанных в кон-
тинентальный склон.
Зал. Мэн и банка Джордже с. Здесь развит шельф, рельеф
которого определяется теми же факторами, которые придали специфический
облик континентальным террасам вдоль гляциальных побережий Канады.
Северо-Восточная подводная долина (ранее называемая Северо-Восточным
желобом) занимает промежуточное положение между Лаврентийской под-
водной долиной и каньоном Галли. Эта подводная долина пересекает банки
Браун и Джорджес и, подобно Лаврентийской долине, заканчивается у внеш-
него края шельфа. Вполне вероятно, что когда-то западное окончание Се-
веро-Восточной долины было соединено с котловинами Уилкинсона и Джор-
дана, а также с рукавом долины, выходящим из зал. Фанди (северное ответ-
вление зал. Мзн). Эти депрессии в настоящее время разделены целым рядом
банок и песчаных холмов, представляющих собой, очевидно, реликты лед-
никовых морен. Рельеф дна зал. Мэн очень неровный. Детальные исследова-
ния его были осуществлены в разные годы учеными Вудсхолского океано-
графического института [Uchupi, 1965; Emery, 1966; Ross, 1970а].
Первоначально Д. Джонсон [Johnson, 1925] высказал предположение,
что котловины и подводные долинообразные понижения в этом районе пред-
ставляют собой незаполненные осадками фрагменты древних речных долин,
затопленных вследствие опускания морского дна. Позднее на основе сход-
ства с другими шельфами, развитыми вдоль гляциальных побережий, был
сделан вывод, что неровности донного рельефа зал. Мэн обусловлены воздей-
211
ствием как ледниковой эрозии, так и ледниковой аккумуляции [Shepard,
1931 ]. Гляпиальное происхождение рельефа в настоящее время подтверди-
лось результатами опробования донного грунта и сейсмическим профили-
рованием МОБ, осуществленными специалистами Вудсхолского океаногра-
фического института. Согласно данным исследований шельфовые осадки
центральной части зал. Мэн подстилаются магматическими и метаморфиче-
скими образованиями дотриасового возраста, а также юрскими изверженными
породами [Uchupi, 1966Ь]. Осадочный чехол имеет сравнительно небольшую
мощность и представлен плейстоценовыми и голоценовыми отложениями-
Д. Джонсон полагал, что зал. Фанди на северо-востоке ограничен сбросо-
вым уступом. Однако относительно крутые берега этого залива оказались
бортами типичного ледникового трога [Shepard, 1930].
В упомянутых выше работах, разумеется, отсутствовало огромное ко-
личество фактических данных, полученных в результате позднейших де-
тальных исследований, в том числе сейсмического профилирования. Изу-
чавшие зтот район Г. Клейн [Klein, 1961]и Э. Учупи [Uchupi, 1966b] не об-
наружили здесь следов разрывных нарушений. Д. Свифт и А. Ляйел [Swift,
Lyall, 1968] выявили несколько погребенных сбросовых уступов, хотя воз-
никновение трога, тянущегося вдоль залива, обусловлено, по их мнению,
эродирующим воздействием ледников. Позднее Р. Баллард и Э. Учупи
пришли к заключению, что зал. Мэн представляет собой рифтовую зону.
Среди осадочного покрова на дне зал. Фанди выделяются участки гравийно-
галечного грунта, что обусловлено воздействием мощной приливной волны
(бора), пересекшей залив в направлении с северо-запада на юго-восток
[Swift, 1969]. Эти реликтовые отложения в некоторых местах можно от-
нести к флювиогляциальным.
По данным Д. Росса [Ross, 1970а], донные осадки в зал. Мзн плохо
отсортированы даже на гребнях холмов. Они почти не были переработаны
из-за относительно глубокого залегания. Это подтверждается высокими зна-
чениями отношения полевой шпат/кварц в осадках. Происхождение осадков
в основном ледниковое.
Банка Джорджес, широко известная с начала XV] столетия как район
рыбного промысла, весьма сходна по рельефу с банками, расположенными
северо-восточнее, вдоль Канадского шельфа. С севера она ограничена поло-
гим уступом, который, согласно верному определению Д. Джонсона [John-
son, 1925], представляет собой куэсту, выработанную в третичных отложе-
ниях. В северо-восточной части дно банки особенно неровное, изобилует
песчаными грядами, вытянутыми в северо-западном направлении. Обнару-
жены также небольшие песчаные валы с гребнями широтного или северо-вос-
точного простирания; эти формы донного рельефа показаны на карте Э. Учупи
[Uchupi, 1968а]. Г. Стюартом и Г. Джорданом [Stewart, Jordan, 1965]
они были названы подводными дюнами. Обе разновидности песчаных гряд
изучались при подводных погружениях Г. Стюартом и его сотрудниками
[Stewart е. а., 1959]. Оказалось, что возникновение разнонаправленных
гряд и валов связано как с приливно-отливными течениями, проходящими
над банкой в северо-западном направлении, так и с волнами зыби, идущими
с юго-запада. По данным Г. Стюарта и Г. Джордана [Stewart, Jordan, 1965],
за 20 лет, прошедших между двумя гидрографическими съемками, проведен-
ными соответственно в 1930 и 1950 гг., песчаные гряды, локализованные
на северном, более мелководном участке банки, переместились приблизи-
тельно на 240 м к западу и движутся со средней скоростью около 12 м/год,
14*
:212
В результате детального изучения банки Джорджес К. Эмери и Э. Учупи
[Emery, Uchupi, 1965] установили, что среди донных осадков в незначитель-
ном количестве присутствует моренный материал. По данным этих исследо-
вателей, осадочный чехол банки (мощностью более 200 м) представлен глав-
ным образом флювиогляциальными отложениями, причем поверхностный
слой толщи в значительной мере переработан под воздействием волн и тече-
ний. Осадки здесь в отличие от выстилающих дно зал. Мзн иловых отложе-
ний более грубозернистые, хорошо отсортированные; отношение полевой
шпат/кварц характеризуется сравнительно низкими значениями. По данным
Д. Росса, источником тяжелых минералов в этих осадках служат как под-
стилающие отложения прибрежных равнин, так и ледники, пересекавшие
зал. Мэн. По-видимому, в заливе было два основных русла, по которым
«пускались ледниковые языки, —. это Северо-Восточная и Юго-Восточная
подводные долины.
В южной части банки Джорджес дно полого погружается по направле-
нию к внешнему краю шельфа, соответствующему 110-метровой изобате.
В результате сейсмопрофилирования здесь выявлен целый ряд погребенных
вершин каньонов [Roberson, 1964]. На других участках подводные каньоны
врезаны в осадки внешнего края шельфа на протяжении более 25 км.
Континентальный склон в районе банки Джорджес несколько круче
склона п-ова Новая Шотландия. Местами крутизна верхней части склона
составляет 5°, а книзу (примерно до 2000-метровой изобаты) он отчетливо
зыполаживается. Континентальный склон в зал. Мзн имеет извилистые очер-
тания, при этом у нижнего окончания Северо-Восточной подводной долины
возникает вогнутость, а в районе мелководной банки Джорджес — выступ.
Многочисленные сейсмические профили, полученные на континентальном
склоне вдоль банки Джорджес, показали, что в течение длительного времени
происходило нарастание его в сторону океана; этот процесс прерывался
в регрессивные периоды, когда преобладала эрозия. В пределах склона от-
мечаются локальные выходы древних формаций, в том числе мелового воз-
раста. Как считает Г. Хоскинс, начиная с мелового периода выдвижение
-склона замедлилось, а основная масса осадочного материала, переносимого
через внешний край шельфа, аккумулировалась либо в пределах континен-
тального подножия, либо у основания склона.
Нантакетские отмели, являющиеся продолжением банки Джорджес
в западном направлении и протяшвающиеся в сторону суши до о. Нантакет,
сложены рядом песчаных гряд,’ разделенных небольшими углублениями.
Эти гряды, изгибаясь, окаймляют восточное побережье о. Нантакет. Так же
как и на банке Джорджес, здесь развиты многочисленные песчаные валы или
бары общего широтного простирания, ориентированные перпендикулярно
к более крупным грядам, вытянутым, как правило, в меридиональном
направлении. Эти песчаные валы постоянно перемещаются. Согласно Э. Учу-
пи [Uchupi, 1968а], пески, развитые в восточной части Нантакетских отме-
лей, поступают с п-ова Кейп-Код, хотя осадки, слагающие его, очевидно,
являются, как и на банке Джорджес, переработанными ледниковыми. При-
мечательно, что два близлежащих острова —Нантакет и Мартас-Винъярд—
огибают спускающиеся с материка языки плейстоценовых ледников, а к вос-
току от них начинаются отмели со сложным рельефом. По мнению Э. Учупи,
банки И острова в зтом районе представляют собой куэсты, образованные
в шельфовых осадках под воздействием течений и впоследствии измененные
процессами ледниковой эрозии и аккумуляции. Переработка и сортировка
213
осадков на Нантакетских отмелях привела к образованию линзовидного пес-
чаного тела значительной мощности, напоминающего пласты песчаников
многих древних формаций. У внешнего края п-ова Кейп-Код дно погружается
непосредственно от береговой линии до глубины по крайней мере 120 м
с уклоном 1°.
Восточное побережье США от о. Нантакет до
м. Хаттерас. К югу и востоку от о. Нантакет рельеф шельфа резко
изменяется. Здесь относительно ровный и пологий шельф постепенно погру-
жается в сторону океана, за исключением тех участков, где развиты вытяну-
тые песчаные валы, разделенные трогообразными долинами. Вдоль побере-
жья среднеатлантических штатов США шельф тянется в виде полосы шириной
в среднем 130 км. Как и севернее, внешний край шельфа находится на уровне
изобаты 110 м, что выдерживается приблизительно до широты штата Нью-
Джерси, но по мере приближения к м. Хаттерас шельф постепенно становится
более мелководным и значительно сужается.
От о. Нантакет до Нью-Йорка с внутренней стороны островной цепочки,
заканчивающейся крупным о. Лонг-Айленд, отмечаются многочисленные бух-
ты извилистых очертаний, узкие проливы и небольшие депрессии дна. Глу-
бина их, как правило, не превышает 40 м, и только близ г. Нью-Лондон
встречены впадины глубиной до 90 м. В результате сейсмического профили-
рования [Tagg, Uchupi, 1967; Grim е. а., 1970] в пределах прол. Лонг-Ай-
ленд обнаружен широко распространенный отражающий горизонт, распо-
ложенный на глубине от 16 до 160 м. Имеются данные, что этот горизонт
соответствует кровле плотных пород домелового возраста. Неровная поверх-
ность этой относительно древней толщи обусловлена, по всей вероятности,
воздействием как речной, так и ледниковой эрозии. Сейсмическим профили-
рованием МОВ во внутренней зоне шельфа между о-вами Мартас-Винъярд
и Лонг-Айленд, характеризующейся ледниковым рельефом, были выявлены
погребенные русла подводных долин [McMaster е. а., 1968].
Поверхность шельфа, тянущегося вдоль побережья среднеатлантиче-
ских штатов США, значительно ровнее и положе поверхности шельфовых
областей, испытавших оледенение. Тем не менее детальными промерами здесь
выявлено много небольших песчаных гряд, перемежающихся выстланными
песком ложбинами. Некоторые гряды вытянуты параллельно береговой
линии и бровке шельфа, но большинство их ориентировано диагонально.
На участке побережья к северу от м. Хаттерас зти гряды подходят к берегу
относительно его простирания слева. Как правило, они на 10—42 м не дохо-
дят до береговой линии [Uchupi, 1968а], хотя в некоторых случаях просле-
живаются и на суше в виде пляжевых баров. По мнению Л. Гаррисона
и Р. Мак-Мастера [Garrison, McMaster, 1966], низкие песчаные гряды, ско-
пление которых отмечается вблизи южного побережья Новой Англии в ин-
тервалах глубин 63—71 и 77—84 м, представляют собой бары, сформировав-
шиеся в течение кратковременных периодов относительной стабилизации
уровня Мирового океана, имевших место на фоне послеледниковой транс-
грессии. Однако мы располагаем данными о том, что некоторые песчаные
гряды, подступающие к берегу по диагонали, перемещались в штормовые
периоды, и поэтому их возникновение следует связывать, скорее всего, с воз-
действием современных волновых процессов [Swift, 1969, DS-4, 28].
Работа А. Бича и П. Смита [Veatch, Smith, 1939], в которой впервые
были описаны террасы и уступы на внешнем шельфе близ Нью-Йорка, вклю-
чала также характеристику шельфов у берегов Франклина и Никольса.
214
В результате анализа сейсмических профилей оказалось, что шельф берега
Никольса имеет аккумулятивное происхождение, а внешняя часть шельфа
у берега Франклина, по-видимому, представляет собой абразионную террасу,
врезанную в погружающиеся (в сторону океапа) слои осадочных образова-
ний [М. Ewing е. а., 1963; Knott, Hoskins, 1968]. Многочисленные профили
вкрест простирания шельфа восточного побережья США выявили наличие'
плейстоценовых осадков мощностью до 70 м, залегающих на абрадировапной
поверхности более древних осадочных образований.
Еще одной характерной чертой рельефа неледниковых областей шельфа
восточного побережья США (между о. Род-Айленд и Чесапикским заливом)
является развитие поперечных подводных долин, прослеживающихся по
простиранию с большими или меньшими перерывами. Самая северная долина
Блок пересекает значительную часть шельфа, а расположенная южнее до-
лина Гудзон протягивается от входа в Нью-Йоркскую гавань почти до внеш-
него края шельфа. Вершины еще нескольких менее протяженных долин при-
урочены к устьям заливов Делавэр и Чесапикского. Все подводные доливы
такого типа осложнены небольшими котловинами.
Состав отложений Среднеатлантического шельфа восточного побережья
США был впервые описан Ф. Шепардом и Г. Кохи [Shepard, Cohee, 1936],
а несколько позднее Г. Стетсоном [Stetson, 1938]. По их данным, шельфовые-
отложения представлены главным образом терригенным материалом, причем
в них не наблюдается последовательного (от внутреннего шельфа к внешнему}
уменьшения размера зерен осадков. Общий характер распределения осадков,
в пределах шельфа, выявленный в те годы, подтвердили более поздние иссле-
дования, выполненные совместными усилиями сотрудников Вудсхолского»
океанографического института и Геологической службы США. В резуль-
тате проведенного изучения было установлено, что здесь широко распро-
странены гравийно-галечные отложения. Гравийный материал наиболее ха-
рактерен для шельфовых осадков у побережья штата Нью-Джерси. Фауна,
указывающая на эстуарийные условия формирования осадков, распростра-
нена довольно широко [Emery, 1965]. Были обнаружены захороненные кости
мамонтов, что, безусловно, свидетельствует о континентальном происхо-
ждении значительной части осадочного материала. Шельфовые отложения
в этом районе характеризуются, как правило, низким содержанием карбо-
ната кальция: обычно оно не превышает 10%, хотя по мере приближения
к м. Хаттерас количество карбоната кальция в осадках несколько воз-
растает.
Континентальный склон, образуя изгиб у Нантакетских отмелей, протя-
гивается на запад до о. Лонг-Айленд, а затем поворачивает к юго-западу
и прослеживается в этом направлении почти до м. Хаттерас. Локальный из-
гиб континентального склона, обусловивший его широтное простирание-
в районе Нантакетских отмелей, по мнению К. Дрейка [Drake е. а., 1959,
1963], связан с наличием крупного трансформного разлома, пересекающего
шельф в зтом месте и уходящего в глубь суши. Этот разлом прослеживается
и за пределами склона, где к его возможному продолжению приурочена цепь
подводных гор. Упомянутый трансформный разлом был впервые выявлен
по горизонтальному смещению магнитных аномалий.
Так же как и в районе банки Джорджес, континентальный склон на рас-
сматриваемом отрезке побережья США изрезан многочисленными подводными
каньонами. Поверхность континентального склона здесь падает приблизи-
тельно под тем же углом, что и у берегов Новой Англии. На участке между
215
каньонами Блок и Гудзон склон несколько выполаживается, а от зал. Дела-
вэр до Чесапикского вновь приобретает большую крутизну, которая значи-
тельно возрастает у м. Хаттерас. По данным сейсмических профилей погру-
жающиеся в сторону океана слои на склоне абрадированы либо срезаны
оползнями [Hoskins, 1967; Uchupi, Emery, 1968]. Оползшие массы осадков
в виде небольших холмов обнаружены в основном у подножия континен-
тального склона в районе о. Блок [Uchupi, 1967а].
Юго-восточное побережье США от м. Хатте-
рас до Флоридского пролива. В районе м. Хаттерас об-
щий характер континентальной террасы резко изменяется. Мыс Хаттерас
представляет собой аккумулятивный выступ, перекрывающий значительную
часть шельфа, в результате чего последний сужается до 30 км. При этом
приблизительно половину ширины шельфа занимает мель Дайамонд, глубина
которой не превышает 10 м. Внешний край шельфа приурочен к глубине 80 м,
значительно меньшей, чем в северных районах. В южном направлении ширина
шельфа вновь увеличивается п достигает в среднем 130 км. Шельф такой
ширины прослеживается приблизительно до г. Джэксонвилла (штат Флори-
да), где он затем сужается настолько, что у г. Палм-Бич фактически исче-
зает. Глубина внешнего края шельфа уменьшается к югу от м. Хаттерас
и составляет в среднем 55 км у побережья штата Каролина. Далее на юг
шельф вновь несколько погружается, приблизительно до 70 м, а у м. Канаве-
рал, где шельф резко сужается, его внешний край опять становится более
мелководным; вблизи г. Палм-Бич оп находится на уровне 25-метровой от-
метки. Непосредственно к югу от г. Палм-Бич уже трудно установить при-
сутствие какого бы то ни было шельфа.
На всем протяжении внутренней часта шельфа от м. Хаттерас до м. Ка-
наверал широко развиты песчаные гряды, закартированные Э. Учупи [Uchu-
pi, 1968а] (рис. IX-2). Они несколько отличаются от гряд, встречающихся к се-
веру от м. Хаттерас, так как ориентированы под большими углами относи-
тельно береговой линии. Между мысами Фир и Ромэн они образуют подобие
конусов выноса с вершинами, приуроченными к внешнему краю шельфа.
На сужающемся шельфе к югу от м. Канаверал эти гряды также подходят
к берегу под большим углом. Как и у м. Хаттерас, с внешней стороны каж-
дого аккумулятивного выступа, включая м. Канаверал, имеются отмели,
протягивающиеся вкрест простирания шельфа на довольно значительные
расстояния. Иногда встречаются холмы и небольшие депрессии; последние
являются, очевидно, карстовыми воронками. За исключением этого, описы-
ваемый шельф характеризуется сравнительно ровной поверхностью, плавно
погружающейся в сторону океана; крутизна шельфа песколько возрастает
начиная с глубины 40 м.
Шельфовые отложения, развитые южнее м. Хаттерас, резко отличаются
по составу от осадков, встреченных к северу от мыса [Goodell, 1967]. Г. Стет-
сон [Stetson, 1938] первый обратил внимание на резко повышенное содержа-
ние известковых оолитов и обломков различных раковин в этих осадках.
На участках шельфа вблизи аккумулятивных мысов Каролинского побе-
режья осадочный покров представлен в основном терригенным материалом
[Goodell, 1967]. Южнее прибрежные осадкп также характеризуются терри-
генным составом, но в них преобладает кварц, в то время как в отложениях,
развитых севернее, главную роль играют полевые шпаты. По данным Д. Гор-
слина [Gorsline, 1963], в нескольких километрах от берега встречены релик-
товые осадки, представляющие собой смесь обломков раковин, оолитов и
218
Рис. IX-2. Затопленные песчаные гряды на участке шельфа от Лонг-Айленда до п-ова Флорида [Uchupi, 1968аJ.
217
кварца. В них в изобилии содержатся фосфориты, особенно у внешнего
края шельфа. Фосфориты имеют аутигенное происхождение, свидетель-
ствующее о хемогенных процессах на площади, где осадконакопление
отсутствует.
Плато Блейк, Флоридский пролив и Багам-
ские банки. Вблизи м. Хаттерас внешний край шельфа образует
изгиб вправо под углом 30°, но далее к югу он сохраняет общее юго-западное
направление на участке, расположенном севернее указанного мыса. Согласно
этому простиранию протягивается внешняя граница обширной, сравни-
тельно плоской террасы, окаймляющей шельф с востока и получившей назва-
ние плато Блейк. Оно расположено на глубине 750—<1000 м и погружается
в южном направлении. В южной части плато почти достигает 300-километро-
вой ширины, но к северу сужается и в районе м. Хаттерас выклинивается.
Плато отделяется от континентального шельфа склоном, в пределах кото-
рого отсутствуют подводные каньоны. Поверхность склона характеризуется
более пологим падением по сравнению со склонами, развитыми севернее
(местами уклон достигает 2°). Внешний край плато окаймлен с юга очень
крутым уступом, падающим на ряде участков под углом 20°, а возможно
и большим. Каньоны обнаружены лишь в районе Багамских банок, где
каньон Большой Абако врезан в породы внешнего края плато. Южная часть
плато Блейк ограничена с запада желобом Флоридского пролива, а с востока
Большой Багамской банкой, почти достигающей поверхности океана и со-
держащей множество мелких островов.
Плато Блейк, детально изученное учеными Геологической обсерватории
Ламонт-Доэрти и Вудсхолского океанографического института, явилось
первой площадью, на которой проводилось глубоководное бурение ио про-
грамме ДЖОИДЕС. Северная окраина плато Блейк представляет собой
пологий склон, осложненный бенчами. В южной обширной части площади
поверхность плато почти горизонтальна, хотя на дне его отмечаются неболь-
шие неровности в виде холмов и впадин.
Проведение донного опробования на плато Блейк сопряжено с трудно-
стями в связи с высокой твердостью грунта. По данным, полученным в резуль-
тате сейсмического профилирования и исследований по программе ДЖОИДЕС,
было установлено, что в течение последних 6 млн. лет, начиная с миоцена,
осадконакопление на дне плато Блейк было весьма незначительным (Emery,
Zarudzki, 1967]. На отдельных участках дна обнаружены выходы эоцено-
вых и верхнемеловых отложений. На подводных фотографиях фиксируются
многочисленные рифели и обнажения коренных пород, что свидетельствует
об активности донных течений. Как видно из рис. IX-3, четвертичные осадки
мощностью в несколько сотен метров, покрывающие шельф у северного по-
бережья Флориды и залегающие на пологом континентальном склоне, прак-
тически отсутствуют на всей территории плато Блейк, где даже локальные
выходы миоценовых отложений распространены очень незначительно. Эти
факты свидетельствуют об отсутствии осадконакопления и, по-видимому,
о преобладании денудационных процессов в послемиоценовое время, что
обусловлено воздействием Гольфстрима.
Результаты сейсмического профилирования в этом районе приводились
в работах целого ряда исследователей [J. Ewing е. а., 1966а; Sheridan е. а.,
1966; Uchupi, 1970]. При изучении этих профилей были выявлены погребен-
ные антиклинальные структуры. На поверхности плато встречены много-
численные коралловые холмы* и грабены, особенно в стороне от основных
218
'яш/од magodufiirou ttnadc
50 9 50 100 150 200 нм
Рис. IX-3. Поперечный профиль по данпым бурения континентального шельфа и плато Блейк у побережья Фло-
риды [Emery, Zarudzki, 1967].
Отложения: 1 — четвертичные; S — миоценовые; 3 — олигоценовыо; 4 — эоценовые; 5 — палеоценовые; в — меловые. Изобаты про-
ведены через 100 м,
219
направлений Гольфстрима [Т. Stetson е. а., 1962]. Они обнаружены даже на
внешнем крае плато. С коралловых образований были собраны образцы,
они фотографировались и изучались при погружениях «Алвина» [Т. Stetson
е. а., 1962; Squires, 1963; Milliman е. а., 1967; Zarudzki, Uchupi, 1968].
Коралловые холмы сложены главным образом агерматипными кораллами,
которые растут в настоящее время во многих местах. Кораллы этого типа
в отличие от герматипных, формирующих мелководные рифы, могут сущест-
вовать в глубоководных условиях и в холодных водах. При анализе сейсми-
ческих профилей было установлено, что современные коралловые постройки
подстилаются древними коралловыми рифами, нараставшими вверх по мере
погружения плато Блейк [J. Ewing е. а., 1966а]. При драгировании крутого
уступа, расположенного глубже этих краевых рифов, были обнаружены
отложившиеся в условиях мелководья водорослевые известняки раннемело-
вого возраста [Heezen, Sheridan, 1966; Sheridan е. a., 1969b].
Согласно общепринятому мнению, внешний край плато представляет
собой барьерный риф, сформировавшийся на своде палеозойской антикли-
нальной структуры [Zarudzki, Uchupi, 1968]. Древние известняковые гряды
были в основном погребены под осадками склона между континентальным
шельфом и плато Блейк.
По дну Флоридского пролива (ширина которого около 85 км) протяги-
вается глубокий желоб, являющийся, возможно, подводной долиной. По-
следняя отделяет п-ов Флорида и о-ва Флорида-Кис от Багамских банок
и западной части о. Куба. Эта долина погружается в южном направлении
до глубины 850 м, где ее склоны пересекают равнину протяженностью 110 км.
Южнее подводная долина переходит в котловину (глубиной 1750 м), распо-
ложенную на дне пролива южнее о. Ки-Узст. Со стороны Флоридского по-
бережья непрерывность континентального склона, спускающегося на дпо
пролива, нарушается террасами Майами и Порталес. Терраса Майами при-
урочена к интервалу глубин 300 —400 м и имеет ширину около 25 км
(рис. 1Х-4). С запада и востока она ограничена крутыми уступами; западный
уступ поднимается к узкому шельфу, окаймляющему побережье Майами,
а восточный спускается в подводную долину. На поверхности террасы раз-
виты мелкие депрессии, которые, очевидпо, являются затопленными карсто-
выми воронками. Вблизи восточного уступа обнаружена небольшая возвы-
шенность. По мнению Р. Мэллоя [Malloy, 1968], она служит геоморфологи-
ческим выражением конседиментационной структуры
Терраса Порталес, приуроченная к западной оконечности островной
цепи Флорида-Кис, расположена на глубине 200—350 м. Максимальная ши-
рина ее 35 км. Наиболее характерной особенностью террасы является на-
личие многочисленных карстовых воронок, разъедающих ее поверхность
я достигающих глубины 160 м. По мнению Г. Джордана с соавторами [Jor-
dan е. а., 1964], затопление террасы последовало за этапом карстообразова-
ния. Флоридское течение препятствовало дальнейшему осадконакоплению
на сложенной известняками поверхности этой террасы. Лежащая западнее
терраса Тортугас также ограничена уступами (рис. IX-5). На основании
анализа сейсмических профилей Э. Учупи [Uchupi, 1968b] пришел к выводу,
что формирование этой террасы связано с оползневыми явлениями, а не с тек-
тоническими процессами, как зто предполагали Дж. Кофед и Г. Джордан
[Kofoed, Jordan, 1964].
Весьма интересным представляется строение дна и стенок глубокого
экелоба на дне Флоридского пролива, поскольку вдоль него проходят
220
Флоридское течение и основная ветвь Гольфстрима. Еще в прошлом столетии
А. Агассиз lAgassiz, 1888] высказал предположение, что желоб Флорид-
ского пролива образовался в результате эрозионной деятельности Гольф-
стрима. Значительно позднее различные исследователи ITalwani е. а., 1960;
Sheridan е. а., 1966] связывали происхождение этого желоба с разрыв-
Рис. IX-4. Рельеф морского дна вблизи юго-восточного побережья п-ова Флорида
[Kofoed, Malloy, 1965].
Изобаты проведены через 10 фатомов.
221
ними нарушениями. Одпако Э. Учупи lUchupi, 1966а] на основе изучения
непрерывного 1000-километрового сейсмического профиля получил данные,
в основном подтвердившие гипотезу Н. Ньюэлла [Newell, 1955] о том, что
стенки желоба сформировались за счет нарастания карбонатных осадков по
мере погружения шельфа. 3. Учупи допускал возможность существования
погребенных разломов в южном направлении, однако он считал, что желоб
Флоридского пролива образовался под воздействием течений, препятствовав-
ших седиментации в осевой части, в то время как осадки аккумулировались
Рис. IX-5. Терраса Тортугас у юго-западного побережья Флориды, возникновение которой
связывается с оползневыми процессами или с движениями по сбросам [Kofoed, Jordan,
1964J.
222
на бортах желоба, нараставших в результате постепенного опускания
всего блока океанической коры.
Данные о придонных течениях были получены при погружениях «Алю-
минаута» [Neumann, Ball, 1970]. На дне уступа, ограничивающего о. Бпмини
с востока, были обнаружены течения, идущие на север, а на его западной
стороне — идущие в южном направлении, противоположном Гольфстриму.
Эти последние могли способствовать формированию конседиментационной
антиклинальной структуры. Форма рпфелей, обнаруженных на целом ряде
участков дна, также указывает на наличие течений южного направления
[Hurley, Fink, 1963].
По данным, полученным Г. Линтсом [Lynts, 1970] и Р. Дицем с соавто-
рами [Dietz е. а., 1970], Болыпаяи Малая Багамские банки формировались
на шельфе, испытывающем тектоническое погружение, что, вероятно, было
обусловлено разрастанием океанического дна. О погружении свидетельствуют
мелководные отложения, вскрытые бурением, проведенным нефтяными
компаниями на Багамских банках [Spencer, 1967]. Некоторые из глубоко-
водных желобов, разделяющих Большую и Малую Багамские банки в про-
цессе погружения, по всей вероятности, оставались на значительной глу-
бине от поверхности банок, поскольку в стенках желобов, сложенных из-
вестняками, были обнаружены глубоководные осадки [Gibson, Schlee,
1967]. Это недавно было подтверждено материалами бурения одной из сква-
жин по программе ДЖОИДЕС. Согласно Дж. Эндрюсу с соавторами [And-
rews е. а., 1970], углубление желобов и соединенных с ними подводных кань-
онов, по всей вероятности, обусловлено воздействием мутьевых потоков,
а не Гольфстрима.
Рельеф Багамских банок представлен шельфовыми лагунами, терраси-
рованными внешними склонами, краевыми уступами и желобообразными
депрессиями [Newell, 1955; Purdy, 1963]. В лагунах обнаружены известко-
вые и пеллетовые плы, а также натечные гроздевидные известняки- На внеш-
ней части банок встречаются оолиты и кораллово-водорослевые образования.
Последние нарастают также на вершинах краевых уступов. На дне желобов
обнаружены известковые оозы, смешанные с более грубым материалом, по-
ступающим в результате оползания осадков с краевых уступов и перенося-
щимся вдоль желобов мутьевыми потоками.
Багамские банки — одно из самых благоприятных мест на земном шаре
для обозрения с самолета мелководных песчаных гряд и валов, расположен-
ных всего лишь в 2—10 м от уровня моря. При этом более подробные резуль-
таты дает наблюдение не с реактивного, а с винтового самолета, медленно
летящего на небольшой высоте. Осадки, слагающие песчаные гряды и ги-
гантские рифели, представлены главным образом оолитами, сформировав-
шимися в мелководных условиях преимущественно за счет химического оса-
ждения, обусловленного тем, что холодные морские воды, попадая во время
прилива из глубин океана на мелководье, нагреваются и теряют при этом со-
держащийся в них материал [Newell е. а., 1960]. В оолитах в значительном
количестве присутствует органическое вещество, главным образом в виде
включений между оболочками.
Мексиканский залив
Континентальные террасы Мексиканского залива Изучены почти так же
детально, как и террасы восточного побережья США. Большая часть факти-
ческого материала в этом районе получена во время специальных исследова-
223
ний, проводившихся нефтяными компаниями. Северо-западное побережье
Мексиканского залива изучалось в 50-е годы специалистами Скриппсовского
океанографического института [Shepard е. а., 1960]. За последние 10 лет
обширная информация по Мексиканскому заливу поступала от сотрудни-
ков океанографических отделов Геологической обсерватории Ламонт-До-
эрти, университетов в Техасе, Майами, Флориде, Луизиане, Вудсхолского
океанографического института и Геологической службы США. Весомый
вклад в освоение шельфовых зон залива внесли американские геологи-неф-
тяники.
На основе изучения детальных батиметрических карт, составленных
по новейшим данным, континентальную террасу Мексиканского залива мож-
но подразделить на ряд естественных участков, отличающихся друг от друга
теми или иными характерными чертами строения. Они приурочены соответ-
ственно к побережьям западной части п-ова Флорида, штатов Алабама и Мис-
сисипи, Луизиана и Техас, а также к восточному берегу Мексиканского
залива.
Западное побережьеп-ова Флорида. Шельф, протя-
гивающийся вдоль относительно прямолинейного побережья Флориды к югу
от зал. Апалачи, характеризуется значительной шириной, около 185 км,
и полого погружается в сторону океана на глубинах приблизительно от 80
до 200 м. Почти на всем протяжении бровка шельфа выражена неясно. Да-
лее к югу внешний край шельфа на глубине около 55 м окаймляется сравни-
тельно пологим склоном, идущим до глубины 550 м.
На полого наклоненной поверхности довольно ровного Западно-Флорид-
ского шельфа выделяются небольшие, спорадически расположенные, замк-
нутые положительные формы рельефа, представляющие собой коралловые
рифы или другие типы биогерм. Вдоль внешнего края шельфа на глубинах
100—160 м встречаются низкие песчаные гряды [Jordan, Stewart, 1959].
По данным Г. Гоулда и Р. Стюарта [Gould, Stewart, 1955], отмечается сле-
дующая закономерность в распределении песков от берега к внешнему краю
шельфа: 1) кварцево-ракушечные с возрастающим по мере удаления от бе-
рега содержанием обломков раковин; 2) ракушечные; 3) пески с остатками
известковых водорослей; 4) оолитовые; 5) фораминиферовые в смеси с але-
вритами (рис. 1Х-6).
Западнее зал. Апалачи шельф сужается, окаймляя выдвинутую дельту
р. Апалачикола и м. Сан-Блас. На внешнем шельфе в этом районе карбо-
натные осадки уступают по распространенности кварцевым пескам, источ-
ником питания которых служат выветрелые породы южных отрогов Аппа-
лачских гор. Среди кварцевых песков встречаются зоны, изобилующие ра-
кушей.
Широкий шельф западного побережья Флориды сменяется отчетливо
выраженным уступом значительной крутизны. Установлено, что уступ
в районе западного побережья Флориды является одним из наиболее крутых
континентальных склонов на земном шаре. Рельеф северной части уступа
довольно ровный, а южная его оконечность осложнена серией долинообраз-
ных понижений. На суше подводный склон западного побережья Флориды
можно сопоставить со сбросовым уступом восточных отрогов гор Сьерра-Не-
вада. Вполне естественно предположить, что подводный склон тоже тектони-
ческого происхождения, однако в районе п-ова Флорида следов относительно
недавних землетрясений не обнаружено. Известно предположение, что сбро-
совый уступ возник за счет нарастания кораллового рифа [Gibson, 1962;
224
Uchupi, Emery, 1968]. Сейсмопрофилированием в пределах глубоководной
платформы, расположенной с внутренней стороны уступа, выявлена анти-
клинальная структура. На поверхности уступа драгированием были об-
наружены мелководные известняки мелового возраста [Antoine е. а., 19б7‘
Antoine, Jones, 1967]. С учетом этого возникновение антиклинальной струк-
туры можно связать с формированием кораллового рифа. Однако проанализи-
ровав данные, полученные при сейсмическом профилировании и магнито-
Рис. IX-6. Последовательное изменение типов осадков с глубиной на шельфе у западного
побережья Флориды* [Gould, Stewart, 1955].
Пески: 1—2 —кварцево-ракушечные (1 — более 50% кварца, 2 — менее 50%); 5 — ракушечные; 4 —
водорослевые; 5 — оолитовые; 6 — фораминиферовые пески и алевриты; 7 — изобаты, фатомы.
метрических исследованиях, Дж. Антуан [Antoine, 1968] пришел к убежде-
нию, что образование Западно-Флоридского уступа обусловлено смещением
по сбросу, которое имело место на фоне значительного опускания обоих
«го крыльев, причем наиболее погруженным оказалось крыло, обращенное
к океану. Подножие уступа впоследствии стало более пологим за счет акку-
муляции осадков абиссальной равнины.
Плато, примыкающее к уступу, погрузилось на глубину около 2000 м.
С мелового времени на его поверхности отложилось весьма незначительное
количество осадков, принесенных сюда мощным, проходящим параллельно
побережью Мексиканского залива течением. Эродирующее действие этого
течения аналогично воздействию Гольфстрима на плато Блейк.
Побережье Алабамы и Миссисипи. Между дельтой
р. Апалачикола и зал. Мобил (штат Алабама) на большей части сравнительно
225
узкого шельфа развиты различные отмели [Tanner, 1961; Нуйе, Goodell,
1967; Schnabel, Goodell, 1968]. Непосредственно у мысов Сент-Джордж
л Сан-Блас отмели пересекают шельф до его внешнего края. Продольные оси
вытянутых банок, как правило, протягиваются параллельно береговой линии
в отличие от песчаных валов на отмелях, лежащих мористее мысов Каро-
линского побережья. Как было показано выше, эти валы ориентированы от-
носительно берега как продольно, так и поперечно. Западнее серия отмелей
протягивается по диагонали к береговой линии и, подобно отмелям побере-
жий штатов Делавэр и Виргиния, при приближении к берегу отклоняется
влево. Согласно данным одних исследователей отмели у п-ова Флорида
представляют собой останцы пляжевых баров, затопленных в результате
последнего повышения уровня Мирового океана [Hyne, Goodell, 1967 ], а по
мнению других —. образование этих отмелей связано с действием штормо-
вых волн [Swift, 1969, DS 4-28].
К интересным формам шельфового рельефа относятся и ряды холмов
у внешнего края, который западнее (в связи с расширением шельфа вблизи
дельты Миссисипи) образует заметный выступ. Согласно Дж. Людвику и
В. Уолтону [Ludwick, Walton, 1957], эти холмы когда-то представляли
собой растущие коралловые рифы, жизнедеятельность которых прекрати-
лась в результате послеледникового подъема уровня Мирового океана. Среди
образцов, собранных с указанных возвышенностей, обнаружены обломки
коралловых рифов и известковые скелеты различных морских организмов.
Согласно новым данным некоторые из холмов на этом участке шельфа обра-
зованы соляными куполами (рис. IX-7).
У побережья штатов Алабама и Миссисипи отмечается столь же суще-
ственное изменение простирания континентального склона, как и вблизи
восточного побережья США. Направление северного отрезка верхней части
склона у западного побережья Флориды изменяется под прямым углом. Та-
кая же смена простираний имеет место на больших глубинах на северном
участке Западно-Флоридского уступа. Вблизи этого изгиба в поверхность
склона врезан каньон Де-Сото. Здесь же сосредоточены многочисленные диа-
пировые структуры. Континентальный склон, тянущийся вдоль побережья
штатов Алабама и Миссисипи, имеет более типичный поперечный профиль,
чем склон у западных берегов Флориды, так как у внешнего края шельфа
уклон его несколько круче (порядка 1°) по сравнению с более пологим на
глубине около 400 м.
Район дельты р. Миссисипи. На побережье штата
Луизиана шельф за последние 500 лет оказался полностью перекрытым
южной частью дельты Миссисипи, получившей название дельты «Птичья
лапка» [Fisk е. а., 1954, с. 98]. Выдвижение внешних склонов дельты, пада-
ющих под углом 0,5°, за последние 500 лет может быть прослежено при сопо-
ставлении старых и новейших батиметрических карт этого района.
Песчаные осадки, развитые восточнее дельты Миссисипи, в 70 км от нее
резко сменяются алевритовыми глинами, представляющими собой самые
глубоководные дельтовые отложения. По сравнению с терригенными песками
шельфа вблизи восточной границы дельты пески, входящие в состав русло-
вых отложений дельты, обеднены кварцем. Они содержат значительную при-
месь недавно отложенных песков с преобладанием полевых шпатов и маг-
незиально-железистых минералов. Эти пески р. Миссисипи приносит из
районов развития ледниковых отложений, размываемых ее верховьями.
В грубой фракции осадков шельфа, окаймляющего дельту Миссисипи,
15 Заказ 10 54
226
227
присутствуют также в большом количестве чешуйки слюды, волокна дре-
весины и агрегаты гидроокислов железа, обычно встречающиеся среди
шельфовых отложений вблизи устьев крупных рек.
Континентальный склон в районе дельты Миссисипи характеризуется
пологими уклонами, редко превышающими 0,5°. К западу от дельты «Птичья
лапка» трогообразная подводная долина (см. гл. XI) протягивается к внеш-
нему краю шельфа на расстояние приблизительно 75 км, а вниз по конти-
нентальному склону —> более чем на 100 км, после чего выходит на поверх-
ность обширного конуса выноса, получившего название Миссисипского. Фор-
мирование этого конуса обусловлено, очевидно, аккумуляцией осадочного
материала, поступавшего по подводной долине к подножию склона в течение
длительного времени, особенно в периоды плейстоценовых понижений уровня
Мирового океана.
Побережье штатов Луизиана (западная часть)
и Техас. Континентальная терраса к западу от дельты Миссисипи от-
носится в настоящее время к наиболее изученным на земном шаре, что объяс-
няется значительными запасами нефти в этом районе, играющем важную роль
в развитии нефтяной промышленности СИТА. Континентальный шельф замет-
но изгибается у границы Луизианы и Техаса, где достигает максимальной
ширины (более 200 км). Далее в направлении к дельте р. Рио-Гранде он по-
степенно сужается до 90 км.
Дж. Карри [Curray, 1960] в процессе детальных исследований обшир-
ного участка шельфа к западу от дельты Миссисипи обнаружил большое
количество вытянутых песчаных гряд и террас, которые, по его мнению,
представляют собой затопленные барьерные острова и пляжи. В песках, сла-
гающих эти слегка выступающие из воды гряды, часто встречается обильная
мелководная фауна. При детальном промере вблизи юго-западной оконеч-
ности о. Падре обнаружены скопления протягивающихся диагонально к бе-
реговой линии низких песчаных гряд, аналогичных развитым в северо-вос-
точной части Мексиканского залива и у восточного побережья США [Rus-
nak, 1960, рис. 3]. Вблизи берега эти гряды отклоняются влево и распола-
гаются обычно на глубине 10—'20 м. Как считает Г. Руснак, такое отклоне-
ние может быть связано с разрастанием дельты р. Рио-Гранде в периоды
понижений уровня океана. Однако вряд ли это так, поскольку гряды ориен-
тированы перпендикулярно к простиранию песчаных барьеров, развитых
в дельтах других крупных рек, впадающих в Мексиканский залив. По-ви-
димому, для более приемлемого объяснения следует искать аналоги среди
образований того же типа, но не связанных с дельтами.
Многочисленные холмы, приуроченные главным образом к внешнему
краю шельфа, были впервые описаны автором этих строк [Shepard, 1937],
причем образование их связывалось с солянокупольными структурами.
В последующие годы они были более детально исследованы целым рядом
ученых [Parker, Curray, 1956; Lankford, Curray, 1957; Neumann, 1958].
В настоящее время установлено, что большинство таких холмов приурочено
к соляным куполам, а некоторые из них относятся к глиняным диапирам
[Lehner, 1969]. На многих холмах, приуроченных к диапировым структу-
рам, возникли рифовые постройки. Объясняется это тем, что над холмами
Циркуляция вод оказалась вполне достаточной, чтобы обеспечить активный
рост кораллов и известковых водорослей.
Шельфовые осадки в пределах описываемого района представлены пре-
имущественно алевритовыми глинами, чередующимися с алевритовыми
15*
228
229
песками (рис.1Х-8). Последние наиболее широко развптынаучастке побережья
от Порт-Артура до Галвестона, наиболее удаленного от дельт крупных рек.
В результате изучения раковин фораминифер и моллюсков в песчаных осад-
ках было установлено, что последние представляют собой относительно древ-
ние образования, отвечающие по возрасту плейстоценовым понижениям уровня
океана. Вместе с тем в тех же отложениях встречены фораминиферы, из
которых большинство составляют современные формы. Это наводит на мысль,
что остатки фораминифер, обитавших в условиях современных глубин,
смешивались с более древними осадками. В направлении от берега к внеш-
нему краю шельфа бентосные формы фораминифер закономерно сменяются
планктонными. Поэтому анализ соотношения этих разновидностей в том или
ином образце донных осадков на шельфе может дать приблизительное пред-
ставление о расстоянии места взятия каждого образца от современной бере-
говой линии.
Континентальный склон, протягивающийся вдоль побережья Техаса
и западной части Луизианы, по характеру рельефа поразительно отличается
от всех известных склонов [Uchupi, Emery, 1968; Lehner, 1969]. Впервые
карта этого района была составлена Б. Гили [Gealy, 1955]. Верхняя часть
склона представляет собой область развития многочисленных изометричных
в плане холмов, котловин и коротких долин. По крутизне этот склон анало-
гичен внешним склонам дельты Миссисипи (в среднем 0,5°); в остальном они
не имеют ничего общего. Наличие изометричных в плане холмов, образован-
ных, по мнению большинства исследователей, диапирами и соляными купо-
лами, указывает на то, что эти структуры не ограничены внешним краем
шельфа, а прослеживаются мористее, в пределах континентального склона.
По первоначальным предположениям Б. Гили, характер рельефа склонов
в этом районе обусловлен оползневыми процессами. Более 50 холмов образо-
валось в результате диапировых внедрений (рис. IX-7). Неровный склон,
осложненный холмами и котловинами, опускается до глубины 1800—2000 м,
где сменяется уступом Сигсби. Последний представляет собой либо сбросо-
вый уступ, либо стенку соляного купола [Lehner, 1969]. В высоту он дости-
гает 500 м, но значительно положе Западно-Флоридского уступа.
Восточное побережье Мексики. К югу от р. Рио-
Гранде континентальный шельф сужается приблизительно до 35 км. Такая
ширина шельфа выдерживается до вершины зал. Кампече, за исключением
района м. Кабо-Рохо, где крупный аккумулятивный выступ перекрывает
половину шельфа.
Рельеф континентального склона у восточного побережья Мексики
необычайно своеобразен. По данным эхограмм и сейсмических профилей
установлено [Bryant е. а., 1968], что здесь имеет место система взаимно
параллельных вытянутых поднятий, которые приурочены к антиклинальным
структурам. Высота их около 500 м, ширина в среднем 10 км (рис. 1-Х-9).
Они занимают всю поверхность континентального склона, простираясь
в общем параллельно внешнему краю шельфа, а иногда заходя за него.
Между северной и южной областями развития этих поднятий расположена
зона сбросовых уступов широтного простирания, относительные превышения
в пределах которой более 1800 м. Эти уступы, по-видимому, являются про-
должением зоны разломов Закатекас [Murray, 1961, с. 11]. Продольные под-
нятия к северу и к югу от указанных уступов могут служить примером
складчатых структур, формирующих современный рельеф. Аналоги таких
морфоструктур на суше не известны.
230
Дно зал. Кампече пересекается трогообразной подводной долиной мери-
дионального простирания. С востока она ограничена сбросовым уступом
Кампече. Эта долина, описанная впервые Дж. Кригером [Creager, 1953],
а позднее Дж. Уорзелом с соавторами [Worzel е. а., 1968], включает зону,
Рис. IX-9. Диаграмма, характеризующая расположение под-
водных возвышенпостей, связанных с антиклинальными струк-
турами у восточного побережья Мексики [Bryant е. а., 1968].
в пределах которой многочисленные диапиры могут быть прослежены как
до центральной части Мексиканского залива, так и в сторону суши, к группе
соляных куполов Кампече.
Западное и восточное побережья п-ова Юкатан окаймляют шельф шири-
ной до 200 км (глубина не более 50 м). Поверхность шельфа осложнена
различными коралловыми банками; одна из них, известная под названием
Арикифе Алькаран, представляет собой атолл [Komicker, Boyd, 1962].
231
У берегов п-ова Юкатан осадки шельфа почти полностью карбонатные.
Уступ Кампече, ограничивающий широкий шельф одноименного залива,
характеризуется неровным рельефом, подобно южной части Западно-Флорид-
ского уступа. Одна из крупных краевых депрессий, приуроченных к его
подножию, образовалась в результате растворения известняков, слагающих
уступ.
У восточных берегов Юкатана, как и вдоль восточного побережья южной
части Флориды, шельф практически отсутствует. Важную роль в этом могло
сыграть эродирующее воздействие проходящего здесь Гольфстрима. Две
узкие подводные возвышенности, обнаруженные вблизи восточного побе-
режья п-ова Юкатан, являются, по-видимому, останцами палеозойской
складчатой зоны [Baie, 1970]. За полуостровом, против восточного побе-
режья Гондураса и Никарагуа, шельф значительно расширяется, но состоит
почти целиком из множества мелководных коралловых рифов и известковых
отмелей.
Северное побережье Южной Америки
Протягивающееся в широтном направлении побережье северной части
Южноамериканского материка окаймляется, как правило, узкими континен-
тальными террасами, сопровождающимися многочисленными островами.
Вдоль большей части побережья тянутся крупные трансформные разломы,
возникновение которых обусловлено взаимным перемещением Южноамери-
канской и Карибской плит [Ball, Harrison, 1969]. На значительном расстоя-
нии вдоль относительно прямолинейного побережья Венесуэлы шельф прак-
тически отсутствует. Это обстоятельство может быть объяснено тем, что
расположенный западнее, на границе Колумбии и Панамы, Дарьенский
залив, по данным некоторых исследований, представляет собой рифтовую
долину. Однако в результате интенсивной седиментации эта долина оказа-
лась заполненной осадками настолько, что в настоящее время ее глубина
не превышает 50 м. Аккумуляция иловых отложений происходит здесь
с очень большой скоростью, достигающей 1 м за 7 лет [Zeigler, Athearn,
1968].
Крупная дельта р. Магдалены в Колумбии, пересекающей большую
часть северных отрогов Анд, выдвинута в Карибское море и, подобно дельте
р. Миссисипи, полностью перекрывает шельф на значительной территории-
Фронтальные склоны дельты Магдалены, уклон которых составляет 3°,
существенно круче таковых у дельты Миссисипи. Эти склоны характери-
зуются пересеченным рельефом, они расчленены подводными долинами и ос-
ложнены возвышенностями, связанными с глиняными диапирами; некоторые
из них возвышаются на 200 м над поверхностью дна [Shepard е. а., 19б8].
К северу от устья р. Магдалены вдоль внешнего склона протягиваются
хребты широтного простирания, заложение и развитие которых, очевидно,
связано с движениями но зонам разломов. В западной части склона имеются
возвышенности и депрессии, контролируемые складчатыми структурами,
так же как это наблюдается в районе западного побережья Мексики- Сбросо-
вый уступ у подножия склона спускается в глубоководную котловину Кариб-
ского моря.
Венесуэльский залив и примыкающая к нему с юга лагуна Маракайбо
составляют обширную шельфовую зону Севере атлантического побережья
Южной Америки. По данным Дж. Цейглера [Zeigler, 1959], осадки
232
Венесуэльского залива представлены в основном алевритовыми глинами, окай-
мляемыми в краевой части терригенными песками; в глинах местами в изоби-
лии встречаются фекальные пеллеты. Дж. Цейглер, указывая на присут-
ствие в заливе мощных осадков, отмечает наличие антиклинальной зоны,
образованной в процессе новейших тектонических движений и прослеживаемой
несмотря на интенсивную седиментацию по всей площади залива. В лагуне
Маракайбо развиты в основном тонкозернистые осадки, аккумулировав-
шиеся в условиях дефицита кислорода [Redfield, 1958].
Желоб Карьяко, протягивающийся вдоль северного побережья Вене-
суэлы к югу от о. Тортуга, прослеживается на запад от узкого зал. Карьяко
и характеризуется глубинами порядка 1400 м. В. Эзерн [Athearn, 1968]
установил, что современные тонкослоистые осадки с редкой бентосной фау-
ной аккумулировались в желобе главным образом в застойных условиях.
Однако по данным колонок, полученных при помощи поршневых трубок,
в течение плейстоцена здесь существовали нормальные морские условия.
Как показали результаты бурения по программе ДЖОИДЕС в пункте 147,
в желобе имеются отложения, сформировавшиеся в анаэробных условиях.
Восточное побережье Южной Америки
Д. Нота INota, 1958], а впоследствии Т. ван Андел Ivan Andel, 1967]
установили значительное сходство седиментации в районе основного устья
р. Ориноко и вблизи восточного выступа дельты Миссисипи. Дно широкой
мелководной платформы, находящейся против дельты Ориноко, покрыто
тонкослоистыми алевритами, сменяющимися за пределами дельты неслои-
стыми глинистыми отложениями (рис. 1Х-10). Приблизительно в средней
части шельфов в направлении океана осадки становятся более песчаными
И в них возрастает содержание карбонатных компонентов. Известковые
пески, развитые на внешнем крае шельфа, представляют собой древние
отложения, подобные встреченным у северного побережья Мексиканского
залива. Над общим уровнем поверхности шельфа возвышаются расположен-
ные близ его внешнего края многочисленные банки, сложенные, по-види-
мому, известковыми биогермами. В отличие от дельты Миссисипи дельта
р. Ориноко не выдвигается на всю ширину шельфа. Возможно, этому препят-
ствует Северное Экваториальное (Северное Пассатное) течение.
Амазонка, впадающая в океан южнее Ориноко, несмотря па вынос
огромной массы осадочного материала, также оказалась не в состоянии
перекрыть дельтой весь шельф и в настоящее время разгружает приносимые
ею осадки в пределах незаполненной части эстуария. Подводная дельта
р. Амазонки формируется на внутреннем шельфе [Rusfeell, 1958]. По дан-
ным Ф. Отмана [Ottmann, 1968], шельф против устья Амазонки покрыт
ракушечными песками на внешней части и илами на внутренней.
Континентальные склоны вдоль Бразильского побережья изучены
мало. По сравнению со склонами дельт крупных рек (например, р. Мисси-
сипи) они, по-видимому, очень пологие. В дельте р. Амазонки континенталь-J
ный склон образует широкий изгиб IHayes, Ewing, 1970]. Вниз по склону
тянется подводная долина, служащая естественным каналом для переноса
осадков в глубоководную часть океана; эта долина, по всей вероятности,
аналогична таковой, пересекающей внешний склон дельты Миссисипи. 1
Вблизи устья р. Амазонки, у подножия склона, была обнаружена огромная
глыба оползшей породы [Т. Мооге е. а., 1970]. Южнеем.Сан-Роки вдоль узкой
233
шельфовой зоны склоны становятся значительно круче. Здесь на протяжении
около 2500 км уклон их составляет 4—20°, т. е. намного выше среднего миро-
вого значения. Пожалуй, нигде в мире континентальные склоны подобной
крутизны не простираются на столь большое расстояние.
Рис. IX-10. Дельтовые и морские осадки дельты Ориноко и прилегающих участков шельфа
[van Andel, 1967].
Отложения: 1 — песчаные и глиписгые аллювиальной равнины; 2 — глинистые болот и маршей; 3 —
пески низких песчаных гряд («cheniers»); 4 — песчано-глинистые дельтовой платформы; 5 — алеврито-
вые глины авандельты; 6 — глинистые шельфа; 7 — алевритовые глины донных отложений дельты;
8 — реликтовые морские пески; 9 — реликтовые подводного слоя дельты Ориноко. Стрелками пока-
зана предполагаемая вершина подводного склона.
Южнее и восточнее дельты Амазонки широкие шельфы северных низмен-
ностей сужаются. При этом их осадки становятся существенно известковыми,
а поверхность характеризуется множеством коралловых банок и других
типов мелководных рифов. К югу от м. Сан-Роки шельф немногим шире 20 км
и протягивается вдоль юго-восточного побережья Бразилии вплоть до
банки Королевы Шарлотты, где огромный коралловый риф с многочислен-
ными отмелями расширяет его до 120 км. Далее к югу рельеф шельфа стано-
вится неровным, а ширина и глубина его колеблются в довольно широких
пределах. Вблизи устья р. Сан-Франсиску в прибрежной зоне вновь
234
отмечаются иловые отложения, а на внешней стороне шельфа песчаные.
К югу от Рио-де-Жанейро, напротив крупного эстуария р. Ла-Платы, ширина
шельфа достигает 180 км. Осадки эстуария представлены смесью илового
И песчаного материала, на внешнем шельфе выделяются зоны песков, а у са-
мого края отмечаются ракушечные пески [Ottmann, Urien, 1965].
Континентальный склон вдоль побережий южной части Бразилии
и Уругвая исследовался Л. Батлером [Butler, 1970]. Здесь отсутствуют
подводные каньоны, хотя они встречаются как к северу, так и к югу от этого
района. Южнее Рио-де-Жанейро на склоне развиты диапиры и грабены.
К последним приурочены отрицательные формы рельефа. Континентальный
склон на этом участке оказался заметно выдвинутым в сторону океана за счет
образования целого ряда аккумулятивных выступов (конусов выноса).
Наряду с этим имело место опускание дна океана, начавшееся в позднем
мелу. История геологического развития этого района сходна с таковой
Ангольского побережья в западной части Африканского материка, от кото-
рого, как полагают, откололся Южно американский континент.
На участке побережья между 39 и 49е ю. ш. бровка шельфа находится
в среднем на глубине 140 м, однако часто она погружается и до 180 м; в то же
время глубина шельфового края к северу от 39° ю. ш. редко превышает 90 м.
В зал. Сан-Матиас, к югу от эстуария Ла-Плата, проводились исследования
на судне «Бима» [Granelli, 1959]. У входа в залив были обнаружены рифели
высотой до 7 м, а в самом заливе — гигантские рифели (до 15 м) наряду со
знаками ряби меньших размеров. На гидрографических картах зафиксиро-
ваны сильные приливно-отливные течения со скоростью до 8 узлов (4 м/сек),
связанные с высокими приливами, амплитуда которых достигала 7 м. Вместе
с тем среди донных осадков отмечается и тонкозернистый материал. По дан-
ным Н. Гранелли, в колонке грунта, взятого со дна залива, представлены
глины (9 м) и подстилающие их пески (3 м).
Расположенный южнее зал. Сан-Хорхе, подобно зал. Сан-Матиас,
характеризуется глубиной более 50 м вдоль всей прибрежной зоны и нали-
чием обширной котловины в центральной части. Столь необычное строение
шельфа, возможно, связано с воздействием сильных приливных течений.
Как бы то ни было, этот район необходимо изучить более детально. По дан-
ным колонок, поднятых с шельфа у побережья Аргентины в период исследо-
ваний, проведенных сотрудниками Геологической обсерватории Ламонт-
Доэрти, развитые здесь слои однородных песчаных осадков подстилаются
песками с обильным содержанием раковин — индикаторов осадконакопле-
ния в условиях мелководья и низких температур. Оказалось, что определен-
ный радиоуглеродным методом абсолютный возраст раковин, залегающих
глубже 120 м, составляет 11—16 тыс. лет. Совершенно очевидно, что эти
раковины и пески отложились в периоды понижений уровня Мирового
океана, как это имело место на шельфах восточного побережья США и Мек-
сиканского залива. На сейсмопрофилях МПВ выявлены две удлиненные,
заполненные осадками котловины, протягивающиеся вкрест простирания
шельфа IM. Ewing е. а., 1963]. Мощность осадочной толщи в них — 58 км
(рис. IX-11). Континентальный склон вблизи Аргентинского побережья
прорезан целым рядом подводных каньонов, по-видимому сходных с каньо-
нами у большей части восточного побережья США.
Южная оконечность Южноамериканского материка в течение всего
плейстоцена была покрыта льдами, что нашло свое отражение в рельефе.
Например, у побережья Патагонии выявлены троги и установлен разнород-
235
ный характер донных осадков. Трог, глубина которого варьирует в довольно
широких пределах (от 200 до 700 м), протягивается вдоль южного в западного
побережий Фолклендских (Мальвинских) островов; на юге он граничит
с банкой Бёрвуд. Магелланов пролпв можно сравнить с глубокими узкими
фиордами других побережий, испытавших оледенение.
Рис. IX-11. Структурная карта участка морского дна у побережья Аргентины
[М. Ewing е. а., 1963].
1 — глубины залегания фундамента, км (изолинии проведены через 1 км); 2 — изобаты, фа-
томы (проведены через 500 фатомов). Котловины: I — Сан-Саладо; II ->— Баия-Бланка; III_
Сан-Хорхе; IV — Магеллана; V — Мальвинес. Обращают внимание два седиментационных
бассейна удлиненной формы.
236
Западное побережье Южной Америки
и участок западного побережья Северной Америки
(от Панамского залива до Британской Колумбии)
Большая часть этой материковой окраины считается зоной поддвигания
между перемещающейся в западном направлении Южноамериканской плитой
и плитой, движущейся от Восточно-Тихоокеанского поднятия. Вполне есте-
ственно, что в пределах такой зоны субдукции происходят многочисленные
землетрясения. Вдоль рассматриваемых побережий развиты преимущественно
очень узкие континентальные террасы, внешний склон которых почти на
всем протяжении ограничен глубоководным желобом. Исключение состав-
ляют южная оконечность Южной Америки и побережье Панамы, где желоб
прерывается. В этих районах регистрируется сравнительно небольшое
количество землетрясений.
Рельеф континентального шельфа к северо-западу от м. Горн становится
заметно более неровным, чем у Аргентинского побережья. Шельф расчле-
няется на этом участке многочисленными трогами, причем на глубинах,
сопоставимых с таковыми у берегов Лабрадора и Ньюфаундленда. Эта часть
побережья изрезана глубочайшими (до 1650 м) в мире фиордами. Они про-
слеживаются к северу вплоть до 42° ю. ш., где проходила граница оледене-
ния. Севернее этой широты шельф становится сравнительно ровным, но
достаточно глубоким (преимущественно глубже 100 м) и очень узким. Как
и у берегов Аргентины, внешний край шельфа погружен здесь достаточно
глубоко (в основном до 200 м). От 14 до 6° ю. ш. ширина шельфа увеличи-
вается приблизительно до 55 км, а в зал. Гуаякиль достигает 75 км.
К отличительным особенностям континентальных склонов, расположен-
ных вдоль западного побережья Южной Америки, относятся -их огромные
вертикальные превышения [Zeigler е. а., 1957; Scholl е. а., 1970 Ь]. Многие
склоны уходят на глубину 5000 и даже 8000 м, заканчиваясь в Перуанско-
Чилийском желобе. Вместе с примыкающими к ним на суше склонами Анд
они являются самыми высокими в мире и характеризуются относительными
превышениями до 13 000 м. Однако, несмотря на огромную высоту, крутизна
склонов здесь большей частью незначительна: уклон их в среднем около 5°.
Как было установлено на основании сейсмического профилирования [Scholl
е. a., 1970b], котловины, приуроченные к склоновым террасам, заполнены
отложениями кайнозойского возраста, а полого наклоненные поверхности
склонов имеют маломощный чехол нарушенных кайнозойских осадков.
Нижняя, более крутая часть склонов (с уклоном 10—15°) сложена породами
фундамента, а уступ, приуроченный к подножию, частично погребен под
осадками позднекайнозойского возраста, выполняющими желоб. По данным
промерных галсов, проложенных вдоль континентального склона, он проре-
зан каньонами против устьев крупных рек. Однако до проведения детальной
съемки дать их характеристику не представляется возможным.
О континентальных склонах Южной Америки к северу от Перу известно
очень мало. Вдоль Центральноамериканского побережья, от Коста-Рики до
Калифорнийского залива, крутые склоны обрываются в Центральноамери-
канском желобе [Fisher, 1961]; по своим особенностям они сходны со скло-
нами большей части западного побережья Южной Америки. Дж. Росс и
Г. Шор [Ross, Shor, 19651 обнаружили бенч вдоль склона, в нижней части
которого находится котловина, почти целиком заполненная осадками-
Последние смяты в складки, нарушены сбросами и оползнями. В результате
237
исследований, проведенных у побережья Мексики в районе м. Сан-Блас
(южнее Масатлана), установлено, что осадками, принесенными с суши,
сформирована аккумулятивная терраса, выдвинутая в сторону океана на
несколько километров [Curray, Moore, 1964].
В Панамском заливе шельф расширяется приблизительно до 140 км.
Дно залива плоское, глубина порядка 90 м. Шельф кончается у изобаты
200 м. Особенности дна Панамского залива отражены на детальных гидро-
графических картах [Golik, 1965]. Осадки здесь становятся более грубыми
в направлении к океану. Илы локализуются во внутренней части залива,
а пески и ракуша встречаются чаще по мере удаления от берега и за преде-
лами залива, у подветренной стороны Жемчужных островов. Вблизи края
шельфа в ряде мест дно каменистое. К северу от Панамы и до 11° 15' с. ш.
шельф резко сужается, а иногда исчезает совсем. Севернее он вновь достигает
ширины 55 км и сохраняется в западной части зал. Теуантепек, где его
максимальная ширина составляет 100 км. По данным довольно редких
промеров — это, по-видимому, глубокий шельф, расположенный местами
ниже 200-метровой изобаты. От Пуэрто-Анхель до Пуэрто-Вальярта шельф
практически отсутствует. Дно зал. Бандерас вблизи Пуэрто-Вальярта пере-
секает желоб сбросового происхождения, который прослеживается в глубь
побережья. Непосредственно к югу от Сан-Бласа шельф снова начинает
заметно расширяться. Эта сравнительно широкая шельфовая зона протяги-
вается севернее Масатлана, до Калифорнийского залива.
По современным данным Калифорнийский залив представляет собой
рифтовую долину, по-видимому отвечающую начальной стадии разрастания
океанического дна и являющуюся северным продолжением разрастающегося
Восточно-Тихоокеанского поднятия [Rusnak, Fisher, 1964]. Шельфы Кали-
форнийского залива узкие, особенно вдоль его восточного берега. Склоны,
за исключением устьевой части, лишены подводных каньонов I Rusnak е. а.,
1964]. Шельф у восточного берега залива сформировался главным образом
за счет аккумуляции осадочного материала. Такое же происхождение,
очевидно, имеет и шельф, приуроченный к вершине залива, куда осадки
приносились водами р. Колорадо [van Andel, 1964].
Западное побережье Калифорнийского полу-
острова и штата Калифорния. Севернее района, где Восточно-
Тихоокеанское поднятие подходит к Калифорнийскому заливу, Североаме-
риканский континент, по-видимому, надвигается на океаническое дно. Целый
ряд хребтов и узких блоков, ограниченных разломами, пересекает здесь
континентальную окраину. Некоторые морфоструктуры, характерные для
прилегающих участков суши, обнаружены в пределах континентального
бордерленда (рис. IX-12). Большинство разломов представлено нормальными
сдвигами, но некоторые из них можно, безусловно, отнести к трансформным,
образование которых обусловлено взаимным перемещением плит.
Шельфовая зона Калифорнийского полуострова большей частью узкая,
за исключением шельфа в районе зал. Сан-Кристобаль, где он расширяется
до 80 км, и зал. Себастьян-Вискаино (к северу от о. Седрос), в котором ши-
рина шельфа достигает 100 км.
Шельф западного побережья Калифорнийского полуострова был сравни-
тельно хорошо изучен во время второй мировой войны и в послевоенный
период. К. Эмери с соавторами [Emery е. а., 1957] описал осадки из заливов
Сан-Кристобаль, Себастьян-Вискаино и Тодос-Сантос. В широко открытом
в сторону океана зал. Сан-Кристобаль на шельфе залегают пески, причем
238
E ft{SJ
n± в 5
— ГО го
JS g О
gSgra
239
крупность зерен их почти не зависит от положения осадков относительно
береговой линии. В большинстве образцов шельфовых отложений обнаружены
фосфориты. По данным Б. д’Англежана [D’Anglejan, 1967], исследова-
вшего фосфоритовые конкреции и зерна в зал. Сан-Кристобаль, к краю
шельфа, примыкающего к неглубокой трогообразной долине, приурочены
обширные залежи фосфоритов. В зал. Себастьян-Вискаино, частично огра-
жденном от океана о. Седрос, преобладают осадки, размер зерен которых
несколько уменьшается в направлении к внешней стороне залива. Более
грубые осадки обнаружены в проливе у южной оконечности о. Седрос, где
проходят сильные течения. Зал. Тодос-Сантос у г. Энсенада также огражден
от океана несколькими островами, а в южной части —м. Банда. Шельфовые
осадки с внутренней стороны островов изменяются от чистого тонкозерни-
стого песка у берега до слюдистых глин на глубине, а севернее этих островов
внешняя часть шельфа представлена скальными породами, покрытыми
песчано-гравийными отложениями. Здесь проходят очень сильные течения,
о чем свидетельствуют гигантские рифели, хорошо различимые на подводных
фотографиях. Некоторые пески на внешней глубоководной части шельфа,
несомненно, являются реликтовыми, что устанавливается присутствием
ископаемых форм мелководных фораминифер [Walton, 1955].
Севернее, вдоль западного побережья Калифорнийского полуострова
вплоть до о. Седрос, экспедициями на судах Скриппсовского океанографи-
ческого института, предприятия Хэнкокского фонда и военно-морского
флота США были выполнены промеры по редким галсам. В результате этих
исследований было установлено, что склоны большей частью довольно
ровные, хотя местами они изрезаны подводными каньонами- К югу от о. Сед-
рос находится уступ, спускающийся к небольшому желобу. По данным
К. Эмери и Э. Учупи [Emery, Uchupi, 1965], эти склоны сложены метамор-
фическими породами- Несколько севернее о. Седрос желоб заканчивается,
и далее к м. Консепшен, у Санта-Барбары, протягивается континентальный
бордерленд, представленный системой котловин и возвышенностей. Рельеф
дна здесь сходен с рельефом суши южной части побережья штата Калифор-
ния [Uchupi, Emery, 1963; Krause, 1964а; D. Moore, 1969].
Шельф у Сан-Диего был тщательно изучен во время второй мировой
войны [Emery е. а., 1952]. Ширина шельфа на этом участке не более 20 км,
однако он имеет ряд интересных особенностей (рис. IX-13, IX-14). С внешней
стороны шельфа находится скалистая банка Коронадо, продолжающаяся
к северу в виде подводной вытянутой возвышенности. Южнее банка проре-
зается каньоном, но продолжается далее к югу и, поднимаясь над уровнем
моря, образует о-ва Коронадо, лежащие уже у Мексиканского побережья.
С внутренней стороны банки вдоль прибрежного шельфа протягивается
неглубокая продольная долина. От берега р. Тихуаны, близ границы США
и Мексики, в направлении к океану наблюдается закономерное чередование
грубых и тонких осадков.
Приносимый с суши осадочный материал в некоторых местах распреде-
ляется таким образом: по направлению к внешнему краю шельфа грубые
осадки постепенно сменяются" тонкозернистыми. Реликтовые, предположи-
тельно плейстоценовые, отложения представлены на обширных площадях
(рис. IX-14). Значительные участки валунно-галечных отложений были
встречены на расстоянии 1 км от устья р. Тихуаны; вероятно, подобные
отложения покрывают гораздо большие площади к западу и к востоку от
устья. Далее в сторону открытого океана широко развиты реликтовые бурые
240
среднезернистые пески с обилием гидроокислов железа, имеющие, как и ва-
лунно-галечные отложения, по-видимому, субаэральное происхождение.
Во время второй мировой войны при прокладке нефтепровода из бухты
Сан-Диего драгами было извлечено большое количество грунта, который
был перемещен в прибрежную зону. В результате образовалась сложенная
песчаным илом насыпь, постепенно размывавшаяся подводными течениями.
В настоящее время там сохранился лишь тонкозернистый песок, ничем не
Рис. IX-13. Распределения донных осадков и рельеф шельфа у берегов зал. Сан-Диего.
Отложения: I—алевриты; II— пески и алевриты; III—V—пески (III— мелкозернистые; IV —
крупнозернистые; V—фораминиферовые); VI — алевриты и глины; VII — галька; VIII — валуны;
IX — коренные породы. 1 — границы типов донных осадков; 2 — изобаты, фатомы.
отличающийся от такого же песка на соседних участках. Подобным же
образом после дождевых потоков илы осаждаются поверх более грубых
песчаных осадков, но через короткий период времени они сносятся. В на-
стоящее время на внешней стороне банки аккумуляции сколько-нибудь
заметного количества континентальных осадков не происходит. Наряду
с выходами коренных пород на внешней части шельфа наблюдаются осадоч-
ные образования, состоящие из раковин фораминифер и некоторого количе-
ства реликтового терригенного материала, в том числе алевритового. Многие
раковины заполнены глауконитом. Обнаружены также фосфоритовые конкре-
ции, главным образом в глубокопогруженных участках банки (глубже 140 м).
Д. Инмен [Inman, 1953] исследовал прибрежные осадки к северу от
Ла-Хольи, где узкий шельф рассекается двумя подводными каньопами.
Основная масса осадков на шельфе представлена мелкозернистыми песками,
241
сходными с песчаными отложениями местных пляжей. Этого не наблюдается
в той части шельфа, которая расположена к югу от Ла-Хольи, куда средне-
зернистый песок поступает с так называемых «карманных» пляжей. К. Уим-
берли [Wimberley, 1955] изучал шельфовые отложения к северу от каньона
Рис. IX-14. Типы шельфовых осадков в трех различных районах Южной Калифорнии
[Emery, 1960, рис. 180].
Осадки: 1 — детритовые; 2 — реликтовые; 3 — остаточные; 4 — органогенные; 5 —'аутигенные; 6 —
внешняя кромка шельфа. И — илы; пески: Пи — илистые, Пм — мелкозернистые, Пс — средне-
зернистые, Пк — крупнозернистые; Пс-к — средне-крупнозернистые; ПР — ракушечные; Ф — фора-
мивиферовые.
Скриппса. Он установил, что характер осадков определяется в основном
глубиной их распространения, причем на глубине около 55 м преобладают
илы. Вместе с тем реликтовый пляжевый песок был обнаружен у внешнего
края шельфа на глубине 75 м.
Далее к северу узкий шельф протягивается до района Лонг-Бич, где он
снова расширяется. Здесь Д. Моор [Moore, 1954] обнаружил участки выхо-
дов коренных пород во внешней и средней части шельфа. В пределах послед-
ней они окаймляются плейстоценовыми осадками (рис. IX-14). Там были
16 Заказ 1054
242
встречены как реликтовые, так и остаточные отложения. Выходы коренных
пород миоценового возраста в средней части шельфа окружены зонами
распространения остаточных грубых песков бурого цвета. В юго-западном
направлении широко развиты реликтовые пески. Их реликтовое происхо-
ждение подтверждается наличием плейстоценовой фауны, литологическим
сходством с песками одновозрастных дюн, протягивающихся вдоль берега
зал. Санта-Моника, и присутствием бурых песков, содержащих гидроокислы
железа. Аналогичные пески были встречены у берегов Сан-Диего. В связи
с тектоническими поднятиями, имевшими место в плейстоценовую эпоху,
у холмистой гряды Палое Вердес шельф очень узкий [Woodring е. а., 1946].
Он представлен абразионной террасой с залегающими на ее поверхности
слоистыми грубозернистыми осадками 15-метровой мощности, в ряде мест
перекрываемыми толщей однородных алевритовых песков мощностью 12 м
[Uchupi, Gaal, 1963].
На внешней стороне хорошо изученного в 50-е годы шельфа зал. Санта-
Моника [Terry е. а., 1956; Emery, 1960, с. 200] были обнаружены коренные
породы и грубозернистые реликтовые пески (рис. IX-14), частично окрашен-
ные гидроокислами железа в бурый цвет. Р. Терри с соавторами [Terry
е. а., 1956] сопоставили описание отложений из зал. Санта-Моника, сделан-
ное Ф. Шепардом и Г. Макдональдом [Shepard, Macdonald, 1938], с образ-
цами тех же осадков, полученными 20 лет спустя, и обнаружили, что размер
зерен песка заметно уменьшился. Как считают Р. Терри и его коллеги, это
могло произойти в результате как отвода русла р. Лос-Анджелес, так и дру-
гих искусственных изменений русла, что привело к уменьшению поступле-
ния песчаного материала в залив. В этом районе были обнаружены неболь-
шие естественные выходы нефти и газа. Средняя глубина внешнего края
шельфа в заливе составляет почти 80 м. Эта цифра характерна для глубин
шельфа южной части Калифорнии в целом.
К северу и к западу от зал. Санта-Моника шельф заметно сужается.
Большая часть его представлена выходами скальных пород, иногда покры-
тых тонким слоем осадков. В процессе разведки на нефть у о. Санта-Бар-
бара и на других площадях был выявлен целый ряд структур в коренных
породах, слагающих шельф. В настоящее время здесь на всех перспектив-
ных участках ведется глубокое бурение. Многочисленные битумопроявле-
ния, в том числе выходы жидкой нефти, обнаружены на отрезке шельфа
от Вентуры до м. Консепшеп. Значительные участки поверхности моря
здесь часто покрываются нефтяными пленками. В особенности это заметно
вблизи м. Коул-Ойл, к западу от о. Санта-Барбара. Загрязнение моря
нефтью отмечается и при буровых работах. В ряде мест аквалангистами
наблюдались на дне восходящие потоки нефти высотой до 10 м, а также
асфальтовые купола. По сообщению Р. Дилла, относящемуся к 1960 г.,
асфальтовые купола имеют в поперечнике 15—30 м, высота их 3 м. Такие
купола, сложенные твердыми битумами, были впоследствии описаны Дж.Вер-
ноном и Р. Слейтером [Vernon, Slater, 1964] вблизи берегов Карпинтерия,
Голета и у м. Консепшеп. Менее значительные нефтепроявления встречены
в зал. Санта-Моника и в других местах этой части Калифорнийского побе-
режья [Emery, 1960, рпс. 244].
Близ м. Консепшеп придонные течения бывают настолько сильными,
что большая часть шельфовых осадков оказывается размытой ими. Эти
течения препятствуют также нормальной работе аквалангистов, проводя-
щих здесь подводные наблюдения.
243
Мощность отложений и строение мелководного шельфа у Южно-Калифор-
нийского побережья, были изучены с помощью эхолотных промеров [D. Moore,
I960]. По этим данным было установлено, что ровная, полого наклоненная
поверхность шельфа покрыта сравнительно маломощными линзовидными
скоплениями тонкослоистых осадков. Как правпло, мощность шельфовых
отложений у внешнего края приблизительно соответствует таковой в верхней
части континентального склона. Значительные локальные изменения мощ-
ности осадочного покрова на этих шельфах обусловлены особенностями
донного рельефа и близостью к источникам питания осадков на суше. В сред-
ней части шельфа мощность осадков в большинстве случаев достигает 10—
15 м, за исключением шельфа у берегов Ла-Хольи, где осадки практически
отсутствуют. В отложениях этой части шельфа с помощью сейсмического
профилирования обнаружены антиклинальные и синклинальные структуры.
Область Южно-Калифорнийского бордерленда достигает в ширину
приблизительно 280 км (рис. IX-12). В западной части она ограничена
уступом, сопоставимым по высоте и крутизне с восточным склоном гор
Сьерра-Невада, от которого она, однако, отличается отсутствием крупных
каньонов. Данный район изучался Ф. Шепардом и К. Эмери (Shepard,
Emery, 1941], а позднее К. Эмери [Emery, 1960] и Д. Моором [Moore, 1969],
причем последний проводил сейсмические исследования методом МОВ. Все
котловины бордерленда расположены на значительно меньших глубинах,
чем котловины океанического дна.
По данным К. Эмери [Emery, 1960, с. 52], находящийся к югу от бере-
гов Сан-Диего одноименный желоб, развившийся на месте ранее существовав-
шей котловины, оказался целиком заполненным осадочным материалом.
Другие котловины бордерленда лишь частично заполнены осадками. Разде-
ляющие их возвышенности представляют собой приподнятые блоки, ограни-
ченные разломами, и выступают над уровнем моря в виде высоких островов,
таких как Сан-Клементе и Санта-Каталина. Некоторые из них, менее четко
выраженные в рельефе, образуют мелководные банки, подобные отмелям
Кортез и Таннер. Вблизи краевого уступа банки расположены на глубине
нескольких сотен метров. Согласно исследованиям Д. Моора [Moore, 1969],
банка Таннер соответствует антиклинали. В пределах других тектонических
поднятий, геоморфологическое проявление которых обусловлено перемеще-
ниями по ограничивающим их разломам, внутренняя структура чехла не
соответствует современным формам подводного рельефа. На склонах многих
котловин находятся относительно ровные уступы, связанные со сбросами.
Вблизи материкового побережья и у некоторых островов и банок эти уступы
прорезаются подводными долинами.
Осадки, выполняющие котловины бордерленда и желоб Сан-Диего,
представлены главным образом алевритовыми глинами, но имеются и много-
численные песчаные прослои, особенно в пределах конусов выноса, у ниж-
них окончаний подводных каньонов. Пески в котловинах и на банках внеш-
ней части бордерленда преимущественно известковые [Emery, 1960, с. 210—
227; Gorsline е. а., 1968]; они изобилуют обломками раковин фораминифер
и Других морских организмов. Фораминиферовый песок часто ассоциируется
с глауконитом и фосфоритами [Dietz е. а., 1942]. На банках имеются пло-
щади каменистого дна и участки, покрытые хорошо окатанным гравийно-
галечным материалом, в том числе крупной галькой.
К северу уступ, окаймляющий бордерленд, прерывается и прослежи-
вается вновь несколько западнее гряд широтного простирания, развитых
16*
244
в районе Санта-Барбары. На северном продолжении бордерленда, близ
о. Санта-Барбара, уступ смещается в восточном направлении. Далее к северу
он отсутствует, сменяясь обширным краевым плато, полого (с уклоном 1°)
погружающимся в сторону океана. На глубине 1500 м плато переходит
в склон крутизной 12°. Рельеф этой части дна можно сравнить с таковым
у западных побережий Флориды п Южной Америки, где пологий континен-
тальный склон ограничен крутым внешним уступом.
На значительном протяжении вдоль гористого побережья, от м. Консеп-
шен до зал. Монтерей, шельф очень узкий или почти совсем отсутствует.
В районе Сан-Франциско континентальный шельф снова расширяется,
и ширина его остается почти постоянной вдоль большей части побережья
северных штатов США и Британской Колумбии. У м. Пиджен (приблизи-
тельно в 75 км к югу от Сан-Франциско) Д. Моор и Г. Шамвей [Мооге,
Shumway, 1959] исследовали шельф шириной 28 км. На основании изучения
грунтовых проб и эхолотных промеров они пришли к выводу, что широкий,
плоский внешний шельф врезан в плейстоценовые отложения, в то время
как крутая внутренняя часть шельфа сложена коренными породами, при-
крытыми лишь маломощным слоем современных осадков.
Через Золотые Ворота (вход в зал. Сан-Франциско) проходят очень
сильные течения, в результате эродирующего воздействия которых на дне
имеют место участки скальных пород или гальки. У входа в Золотые Ворота
со стороны океана, приблизительно на глубине 9 м, располагается серпо-
видный песчаный бар с естественными проходами у северной и южной его
оконечностей. Бар постоянно перемещается, при зтом изменяется и его бати-
метрическое положение. За пределами Золотых Ворот шельф имеет в основ-
ном песчаный покров, но вблизи внешнего края со дна поднимается кольце-
вая скалистая гряда, образующая на поверхности моря о-ва Фараллон.
На банке Корделл, расположенной севернее, на глубине 62 м, обнаружена
древняя прибрежная зона с отложениями ракуши. Драгирование показало
присутствие в этом районе пород миоценового возраста [Наппа, 1952].
К северу от прол. Дрейка наблюдается изменение характера осадков по
направлению к океану в последовательности, присущей многим шельфам:
пески —илы — пески.
В районе Сан-Франциско и севернее внешний край шельфа приурочен
главным образом к глубинам 130—145 м, т. е. он находится значительно
глубже, чем шельф у Южнокалпфорнийского побережья. Севернее Сан-
Франциско, у м. Арена, шельф местами сужается до 18 км, причем его вну-
тренняя часть характеризуется значительной крутизной. По данным сейсмо-
акустического зондирования Д. Моор и Г. Шамвей [Мооге, Shumway, 1959]
выявили большую, чем предполагалось ранее, глубину залегания скаль-
ного дна шельфа. Этим исследователям удалось установить, что обнаружен-
ная у м. Пиджен древняя коренная терраса, полого наклоненная от берега,
обрывается на глубине около 165 м, в то время как внешняя граница пере-
крывающей ее аккумулятивной части террасы, сложенной голоценовыми
осадками, расположена на глубине 110 м. Другая коренная терраса закан-
чивается на глубине 90 м, где отмечаются выходы скальных пород. Из при-
веденного примера видно, насколько трудно определить глубину врезания
террас только по геоморфологическим данным.
К северу от м. Сан-Мартин, вдоль гористого побережья хр. Санта-Лусия,
сравнительно близко от берега протягивается континентальный склон,
значительно превышающий по крутизне отрезок склона, расположенный
245
южнее. Вблизи м. Сур склоны изрезаны целым рядом каньонов с многочис-
ленными притоками. Наибольшей величины эти каньоны достигают в зали-
вах Монтерей и Кармел, прослеживаясь с перерывами почти до северной
границы штата Калифорния. Согласно Дж. Карри [Curray, 1965b], в районе
Сан-Франциско породы фундамента обнажаются на континентальном склоне
или залегают вблизи его поверхности. Выходы зтих пород отмечаются и на
внешнем шельфе, у о-вов Фараллон. Как к северу, так и к югу от островов
Дж. Карри была выявлена возвышенность вытянутой формы, сложенная поро-
дами фундамента (рис. IX-15). Между этой возвышенностью и подножием
Рис. IX-15. Хребет, сложенный породами фундамента и протягивающийся вдоль
внешнего края шельфа к северу от Сан-Франциско [Curray, 1965b].
континентального склона расположены котловины, заполненные осадоч-
ными образованиями. Аналогичная картина наблюдается у восточного
побережья США [Drake е. а., 1959]. На профиле, проведенном поперек
склона, отражены сильно нарушенные слои осадочных пород, указывающие
на мощные оползни, имевшие место мористее о-вов Фараллон.
У м. Горда, южнее м. Мендосино, континентальный склон резко изме-
няет направление. Здесь он представлен крутым уступом широтного прости-
рания, который прослеживается в сторону океана более чем на 75 км. Вдоль
этого уступа, как известно, располагаются эпицентры подводных землетря-
сений [Tocher, 1956; Shepard, 1957]. Кроме того, уступ изгибается к юго-
востоку, обращаясь внутренней стороной к г. Шелтер-Ков, где отмечается
самое удаленное на север от эпицентра землетрясений смещение континен-
тального склона, вызванное землетрясением в Сан-Франциско.
Находящийся к югу от уступа подводный каньон Делгадо упирается
в ровные склоны прибрежных гор. Он не имеет продолжения в виде наземной
Долины. Это служит убедительным доказательством крупного горизонталь-
ного смещения, подобного сдвигу вдоль разлома Сан-Андреас, находящегося
южнее (см. также гл. XIII). Позднее данный район был более детально
246
изучен Р. Нейсоном [ [Nason, 1968]. Однако более ранние исследования
Дж. Карри и Р. Нейсона показали, что основной разлом Сан-Андреас может
проходить в нескольких километрах морпстее от срезанной вершины каньона
[Спггау, Nason, 1966]. Строение океанического дна в рассматриваемом
районе осложнено наличием зоны разломов Мендосино, протягивающейся
к западу от сбросового уступа Горда (см. гл. XIII).
Побережье штатов Калифорния (северная
часть), Орегон и Вашингтон. Развитие континентальных
террас к северу от сбросового уступа Мендосино — Горда также обусловлено
процессами, происходящими в зоне субдукции, расположенной между узкой
(в зтом месте) плитой, отступающей от Восточно-Тихоокеанского поднятия,
и движущимся в западном направлении фрагментом Американской плиты.
Несмотря на различие тектонических условий, отрезки шельфа и склона,
расположенные к северу и к югу от большого сбросового уступа, в целом
очень сходны. Узкие шельфы по обе стороны тектонической границы глубоко
изрезаны подводными каньонами. Вместе с тем имеется и существенное
различие. Дело в том, что к северу от 41° 20' с. ш. отсутствуют крупные
каньоны и рельеф континентального склона выражен системой котловин
и хребтов меридионального простирания,
срезаемых уступом,
приурочен-
ным к подножию склона приблизительно на глубине 2000 —3000 м. По мне-
нию Дж. Бирна [Byrne, 1966], такой рельеф обусловлен сжатием, вызван-
ным разрастанием океанического дна в направлении от Восточно-Тихоокеан-
ского поднятия.
На всем протяжении побережья от устья р. Колумбии к северу вплоть
до прол. Хуан-де-Фука внешняя часть шельфа прорезана подводными каньо-
нами. Однако, по данным Б. Нельсона с соавторами [Nelson е. а., 1970],
поверхность континентального склона, осложненная продольно ориентиро-
ванными хребтами и котловинами, более пологая по сравнению с его участ-
ками, расположенными южнее. Каньоны и подводные долины конусов вы-
носа в этом районе описаны в многочисленных статьях и в нескольких док-
торских диссертациях учеными океанографического факультета Орегон-
ского университета (см. также гл. XI).
Против устья р. Кламат Г. Моор и Э. Сильвер [Moore, Silver, 1968]
обнаружили дельтовые отложения мощностью 60 м, перекрывающие склад-
чатые породы плиоцена. Ширина шельфа у северной части Калифорний-
ского побережья не более 15 км, но вдоль берегов штатов Орегон и Вашинг-
тон он неравномерно разрастается, достигая 50 км — максимальной ширины
для шельфа всего западного побережья США. Небольшие гряды и котловины
характерны для внешнего шельфа к югу от р. Колумбии, но редко встре-
чаются к северу от нее. Внешний край шельфа у побережья штатов Орегон
и Вашингтон находится вблизи изобаты 180 м. Такая глубина шельфа не-
обычайно велика для областей, не испытавших оледенения. К северу от
р. Колумбии внутренний шельф заметно круче внешнего. Южнее этой реки
крутизна всей поверхности шельфа становится более или менее постоянной.
В пределах внутренней части шельфа развиты преимущественно песча-
ные осадки, в то время как вдоль его внешнего края локализованы крупно-
зернистые алевриты [Gross е. а., 1967]. На внутреннем шельфе обнаружены
также современные отложения, большая часть которых поступает из эстуа-
рия р. Колумбии [White, 1970]. Вдольбереговыми течениями эти осадки
разносятся по шельфу преимущественно в северном направлении. Во многих
донных пробах, полученных с внешнего края шельфа, обнаружены реликто-
247
вые осадки. Приблизительно в 150 м мористее среди шельфовых отложений
в изобилии встречен глауконит. Образцы осадочных пород миоценового
и плиоценового возраста были собраны как на шельфе, так и на континен-
тальном склоне у побережья штата Орегон [Вугне е. а., 1966]. В некоторых
образцах встречены глубоководные фораминиферы, свидетельствующие о том,
что осадконакопление происходило приблизительно на 1000 м батиметри-
чески ниже современной глубины отбора образцов. Это, безусловно, довольно
редкое явление, так как опущенные террасы встречаются значительно чаще
поднятых. Вместе с тем, судя по геофизическим данным [Byrne е. а., 1966],
в пределах континентального шельфа центральной части побережья штата
Орегон накопилась осадочная толща мощностью 6000 м. Эти данные несо-
мненно подтверждают, что наряду с поднятиями рассматриваемый район
испытал также значительное погружение.
Побережье Британской Колумбии и Аляски
В рельефе континентального шельфа вдоль северо-западной части побе-
режья штата Вашингтон наблюдаются резкие изменения, свойственные
большинству шельфов, приуроченных к границам ледниковых областей
с областями, не испытавшими оледенения. На всем протяжении северного
и западного побережий Алеутского полуострова встречаются глубокие
троги и мелководные банки; последние, как правило, приурочены к внешнему
краю шельфа. Самый южный трог проходит в прол. Хуан-де-Фука, отделя-
ющем северное побережье штата Вашингтон от о. Ванкувер. Трог глубоко
проникает в сушу, соединяясь с целой сетью трогов и фиордов, а также
с зал. Пьюджет-Саунд на юге и прол. Джорджия на севере. Лежащие у юго-
западного побережья о. Ванкувер банки Лаперуз и Свифтчур сходны с боль-
шинством банок близ побережий Новой Англии и Юго-Восточной Канады.
Шельф, достигающий 75-километровой ширины в районе устьевой части
прол. Хуан-де-Фука, сужается в северном направлении, протягиваясь вдоль
юго-западного берега о. Ванкувер, и, наконец, почти совсем исчезает у вы-
ступающего м. Кука (п-ов Брукс). К северу от о. Ванкувер, в зал. Коро-
левы Шарлотты, развит широкий (порядка 130 км) глубоководный шельф.
Еще немного севернее, вдоль внешнего края шельфа или вблизи него, про-
тягиваются о-ва Королевы Шарлотты. С внутренней стороны этих островов
имеется широкая мелководная шельфовая зона, получившая название
прол. Хекате.
Шельф и острова в этом районе исследовались нефтяными компаниями
[Shouldice, 1970]. По данным сейсмических профилей здесь развиты много-
численные складки, зоны разломов и крупные несогласия. Мощность четвер-
тичных отложений достигает 4500 м. В районе прол. Диксон-Энтранс также
установлен широкий шельф. Здесь ледниками выпахан широкий трог, раз-
деляющий острова у входа в узкий прол. Инсайд. Все зти троги и фиорды
прослеживаются вплоть до большого изгиба побережья Аляски в районе
гор Св. Ильи, у подножия которых находится обширная прибрежная рав-
нина.
Вдоль центральной части южного побережья Аляски шельф расши-
ряется до 170 км. Его рельеф осложнен ледниковыми трогами и формируется
в результате современных импульсных тектонических подвижек. Одно из
наиболее сильных землетрясений в мире произошло вблизи этого побережья
в 1964 г. Оно сопровождалось ощутимыми колебательными движениями как
248
на суше, так и на дне океана [Plafker, 1969]. При атом юго-восточнее о. Ко-
диа поверхность шельфа поднялась на 15 м [Malloy, 1964]. Это самое зна-
чительное из всех зарегистрированных на земном шаре поднятий, обуслов-
ленных землетрясениями. Расположенная близ м. Св. Ильи подводная
гряда Памплона находится в настоящее время на глубине не менее 130 м.
По данным Г. Джордана [Jordan, 1958], она представляет собой, возможно,
затопленный скалистый риф, о который в XVII] столетии разбивались па-
русные суда. Если зто так, то опускание данного участка дна было, по-види-
мому, связано с повторными смещениями.
Шельфовые осадки этой гляциальной области представлены обычным
чередованием грубо- и тонкозернистого материала. Среди иловых отложений
часто встречаются обломки гравийной размерности. Застойные условия
в глубоких котловинах некоторых фиордов способствовали сохранению
ленточных глин, поскольку в этих условиях не могли существовать роющие
бентосные организмы [Gross е. а., 1963]. Осадконакопление в заливах Аляс-
кинского побережья, к вершинам которых спускаются ледники, происходит
обычно с очень большой скоростью [Jordan, 1962]. Основная масса осадоч-
ного материала поступает из флювиогляциальных отложений, а части осад-
ков аккумулируется за счет оползней с крутых береговых склонов.
Относительно узкий континентальный склон, тянущийся вдоль побере-
жий Британской Колумбии и юго-восточной части Аляски, заканчивается,
как правило, на глубине 2000 —2500 м, что значительно меньше средней
глубины подножий континентальных склонов земного шара. За изгибом
побережья Аляски в районе гор Св. Ильи характер континентального склона
резко изменяется. Алеутский желоб, восточное окончание которого приуро-
чено к зал. Якутат, углубляется в западном направлении: в районе Алеут-
ских островов глубина его достигает 7000 м.
Континентальный склон, примыкающий к Алеутскому желобу, в верх-
ней части довольно пологий. С глубиной он становится круче, причем у под-
ножия уклон его местами составляет 30°. формирование как желоба, так
и склона связано, по-видимому, с разрастанием океанического дна и пере-
мещением Тихоокеанской плиты в общем северо-западном направлении.
Согласно отчету по программе ДЖОИДЕС от 26 июля 1971 г. бурением в пре-
делах склона вскрыты деформированные плейстоценовые отложения. Наибо-
лее примечательной особенностью обращенной к югу части Аляскинского
побережья является значительная ширина континентального шельфа, не
совсем обычная для побережий, приуроченных к зонам субдукции.
Берингово море и восточное побережье Азии
Начиная с Аляски и Алеутских островов мы сталкиваемся с типами
побережий, не встречавшимися нам ранее, при рассмотрении континенталь-
ных террас Северной и Южной Америки. Вдоль восточного и юго-восточного
побережий Азии протягивается система островных дуг. Со стороны конти-
нента к ним примыкают глубоководные котловины, частично заполненные
осадками. На внешней стороне этих дуг расположены краевые берега суб-
дукционного типа (см. также гл. VI). Своеобразие континентальных террас
этого региона в значительной мере обусловлено структурно-тектоническими
особенностями. Шельфы за пределами островных дуг очень узкие, а под-
ножия континентальных склонов ограничены желобами.
Континентальный шельф Аляскинского побережья Берингова моря
шириной 600 км — один из широчайших шельфов земного шара. Он был
249
детально изучен сотрудниками Геологической службы США, различных
лабораторий военно-морского флота США и геологами Советского Союза.
Поверхность шельфа поражает почти полным отсутствием каких-либо
неровностей; на многочисленных промерных профилях отмечено практически
плоское дно [Bufflington е. а., 1950]. Эта область почти не испытала плейсто-
ценового оледенения, поэтому на шельфе Берингова моря не встречается
ледниковых трогов и котловин, характерных для шельфа у южного побе-
режья Аляски. Над уровнем моря возвышается несколько крупных остро-
вов: в южной части, ближе к краю шельфа, находятся о-ва Прибылова
(острова вулканического происхождения), а в северной — расположенные
ближе к берегу о-ва Св. Матвея и Св. Лаврентия (последние сложены как
вулканическими, так и осадочными образованиями). По данным сейсмо-
профплирования МОВ на дне Берингова моря залегает мощная (в среднем
1 км) толща слоистых осадков кайнозоя, наличие которой определяет плоский
рельеф на большей части его территории и которая подстилается породами
фундамента, характеризующегося неровной поверхностью [Scholl, Hopkins,
1969]. На схематической карте (рис. IX-16), построенной по данным сейсмо-
профилирования МОВ, показан ряд котловин Берингова моря, разделен-
ных антиклинальными поднятиями и заполненных кайнозойскими осадками.
Состав донных отложений Берингова моря изучен слабо, за исключением
района Берингова пролива. В расположенном к юго-востоку от последнего
зал. Нортон-Саунд развиты большей частью алевритовые и песчаные осадки
[Creager, McManus, 1967]. Отложения шельфов со стороны Сибири исследо-
вались А. П. Лисицыным (1966, 1969).
Континентальный склон, окаймляющий юго-западную границу шельфа
Берингова моря, с относительным превышением над уровнем океанического
ложа более 3000 м, характеризуется весьма неровным рельефом [Scholl е. а.,
1968]. Этот склон прорезается самыми крупными и протяженными в мире
каньонами, развивавшимися главным образом вдоль зон разломов (см.
гл. XI). Стенки каньонов сложены меловыми породами, выходы которых
отмечаются также на континентальном склоне. В некоторых местах послед-
ний перекрыт маломощным чехлом кайнозойских осадков. К юго-восточному
окончанию склона приурочены плато или бордерленд. Очень сложный рельеф
склонов у южной окраины Алеутской островной дуги обусловлен совокуп-
ным воздействием целого ряда процессов: складкообразующих тектониче-
ских движений, морской абразии и вулканизма [Nichols, Perry, 1966;
Marlow е. а., 1970]. Склоны, окаймляющие с севера зту островную дугу,
характеризуются не менее пересеченным рельефом, обусловленным крутыми
сбросовыми уступами и крупными подводными каньонами с густой сетью
притоков.
Охотское море детально исследовано учеными Советского Союза [Bezru-
kov, 1960]. Согласно их данным, в пределах широкого шельфа у северного
побережья моря отсутствуют типичные ледниковые троги. Рельеф континен-
тального склона очень неровный. Он представляет собой тип континенталь-
ного бордерленда с различными котловинами и возвышенностями, причем
глубина первых достигает 3000 м. По данным П. Л. Безрукова [1960],
большая часть занимаемой бордерлендом площади покрыта илами с высо-
ким содержанием диатомовых водорослей. На некоторых возвышенных уча-
стках дна обнаружены песчаные и гравийно-галечные отложения.
Вытянутый в меридиональном направлении широкий Татарский пролив
представляет собой шельфовое море, дно которого выстлано илами, принесен-
250
ными, по всей вероятности, водами Амура. Шельф, поверхность которого
наклонена к югу, обрывается на глубинах более 200 м. В Японском море
у Владивостока шельф расширяется почти до 55 км. На дне его наблюдаются
Рис. IX-16. Схематическая карта поверхности фундамента шельфа Берин-
гова моря по данным сейсмоакустических исследований [Scholl, Hopkins,
1969].
различные по площади ареалы распространения песков и илов, а также
выходы коренных пород. Илы залегают главным образом в заливах, в то
время как пески преобладают на открытом шельфе. Участки скалистого
дна обычно приурочены к выступающим береговым мысам. К югу от Влади-
востока вплоть до Корейского (Цусимского) пролива тянется узкий шельф.
251
В северной части дно его покрыто преимущественно песчаными осадками, но
по мере приближенна к проливу все большую роль играют илы. Весь Корей-
ский пролив относится к области шельфа, хотя вдоль западных берегов
о. Цусима прослеживается относительно глубоководная зона. Донные
осадки в проливе представлены главным образом песками, но в западной его
части встречаются илы. Выходы коренных пород окаймляют острова, п, по
данным ряда исследователей, они обнаружены под банками.
Прп изученип шельфов Японского моря особое внимание было обращено
на узкий прол. Цугару (разделяющий о-ва Хонсю и Хоккайдо), что связано
с проектом сооружения тоннеля между указанными островами, а также
с возможной перспективностью этого района на нефть. По данным сейсми-
ческого профилирования шельф в прол. Цугару и к западу от него имеет
маломощный осадочный чехол, перекрывающий дислоцированные породы
фундамента [Sasa, Izaki, 1962]. Характер осадочных образований на шельфе
и склонах вокруг Японских островов показан на картах донных осадков
Японского моря, выпущенных в 1949 г. Управлением береговой охраны
США. В результате работ, проведенных автором и его коллегами в годы
второй мировой войны, были составлены детальные карты этого района
[Shepard е. а., 1949]. В обоих случаях карты составлены на основе деталь-
ных характеристик донного грунта, разработанных японскими специали-
стами и нанесенных на японские навигационные карты. За исключением
района о. Хоккайдо, здесь практически отсутствуют данные об уменьшении
размера зерен шельфовых осадков в направлении к океану. На открытом
шельфе преобладают пески, в заливах — иловые отложения.
В прол. Бунго имеется впадина глубиной 294 м (рис. IX-17); зто самая
глубокая промоина в мире, образовавшаяся под действием приливных
течений у входа в узкий залив. У вершины зал. Кагосима, глубоко вда-
ющегося в южную часть о. Кюсю, возник активно действующий вулкан,
который в известной мере способствовал накоплению в заливе вулканиче-
ского пепла.
Континентальный склон к востоку от Японских островов развивался
в течение третичного и четвертичного периодов под влиянием интенсивных
тектонических движений и вулканической активности. К северу от Токио
склон обрывается в Японском желобе, а к востоку от Токио в южном направ-
лении протягивается цепочка вулканических островов — подводный хр. Юж-
ный Хонсю. Другой глубоководный желоб, получивший название Нан-
кай, ограничивает континентальный склон у южных берегов Японии; он
в свою очередь прерывается поперечным хребтом. Уклон желоба возрастает
у его основания. На сейсмических профилях, полученных в желобе Нанкай
[Hilde е. а., 1969], отражены сбросовые уступы и смятые в складки слои
осадочных пород, служащие признаками субдукции. Подводные долины,
осложняющие склоны, прослеживаются в сторону суши и, по-видимому,
имеют тектоническое происхождение.
Расположенная южнее группа о-вов Рюкю, образующая островную
дугу Нансей —Сото, протягивается на юго-запад к о-вам Окинава и далее
к о. Тайвань. Весь архипелаг представляет собой естественный барьер,
ограждающий один из крупнейших в мире шельфов в пределах Восточно-
Китайского и Желтого морей, включая их крупные, глубоко вдающиеся
в сушу заливы (рис. IX-18). Детальные исследования с использованием
сейсмопрофилирования МОВ и магнитометрии, осуществленные на этой
обширной территории (за исключением ее самой центральной части) [Emery
252
е. а., 1969; Wageman е. а., 1970], показали, что на дно шельфового моря
существует фактически пять барьеров, окаймляющих различные котловины
(рис. IX-18); мощность осадков в большинстве этих котловин более 1 км.
Согласно классификации М. Кея 1Кау, 1951], внутренние котловины могут
представлять собой зевгогеосинклинали. Здесь, как и в Беринговом море,
на обширных пространствах шельфа осадки аккумулируются в погружа-
ющихся котловинах, разделенных естественными барьерами. Источниками
Рис. IX-17. Глубокая впадина, сформированная сильными приливными течениями у юго-
восточного входа во Внутреннее Японское море. С карты Японского флота.
1— промоины, образованные приливными течениями; 2—4 — направления и скорости, узлы: 2 — те-
чений, 5 — приливов, 4 — отливов. Изобаты проведены через 10 фатомов.
шельфовых отложений, по всей вероятности, служат крупные реки Китая,
выносящие и в настоящее время осадочный материал на шельфы рассматри-
ваемого района.
Глубины этих огромных шельфовых морей постепенно возрастают
с запада на восток, от мелководного зал. Бохайвань (глубина которого не
достигает 20 м) до Корейского побережья Желтого моря, вдоль которого
тянется относительно глубокая (свыше 80 м) шельфовая зона, и до внешнего
края шельфа в Южно-Китайском море, погруженного на глубину 150 и.
Обширные мелководные площади дна локализованы вдоль восточного побе-
режья Китая у древнего устья р. Хуанхэ и современного р. Янцзы. У Корей-
ского побережья широкие отмели приурочены к месту впадения в океан
р. Ялу (вблизи границы Китая и КНДР), а также к району Сеула (Южная
Корея). Вдоль побережий шельфового моря, развивающихся в условиях
253
высокоамплитудных приливов и интенсивного поступления осадков с суши,
протягивается целый ряд баров и трогообразных долин, ориентированных
перпендикулярно к береговой линии. Протяженность этих баров составляет
Рис. IX-18. Расположение подводных хребтов и депрессий па дне Восточ-
но-Китайского и Желтого морей [Emery е. а., 1969].
десятки при ширине в несколько километров. Против древнего устья р. Ху-
анхэ бары располагаются параллельно берегу, что связано, по всей вероят-
ности, с отсутствием в настоящее время стока речных вод на этом участке
побережья.
255
Характер распределения донных осадков в пределах обширной шельфо-
вой зоны изучался X. Ниино и К. Эмери [Niino, Emery, 1961]. Их исследо-
ваниями подтвердились данные, полученные еще в конце 40-х годов [She-
pard е. а., 1949], о том, что у восточного побережья Китая преобладают
мелкозернистые осадкп, а вдоль западного побережья Корейского полу-
острова и вблизи внешнего края шельфа — преимущественно грубозернистые
(рис. IX-19, о). Илы, покрывающие области внутреннего шельфа, прино-
сятся с водами великих рек Китая —- Хуанхэ и Янцзы, в то время как песча-
ные зоны внешнего шельфа сложены преимущественно реликтовыми песками
с высоким содержанием аутигенных компонентов, главным образом глауко-
нита, и органического вещества. Такой характер распределения шельфовых
отложений до некоторой степени связан с влиянием северного течения Ку-
росио (одна из ветвей которого проходит по Корейскому проливу, а другая
вдоль восточной окраины Желтого моря) и противотечения (идущего в юж-
ном направлении) вблизи восточного побережья Китая [Emery е. а., 1969].
У восточного побережья о. Тайвань очень узкий шельф окаймляется
крутым неровным склоном. В Тайваньском проливе донные осадки пред-
ставлены главным образом реликтовыми песками (рис. IX-19, б). С юго-
восточной стороны о. Тайвань в шельфовые отложения глубоко врезан
крупный подводный каньон. С запада Тайваньский шельф окаймляется
многочисленными банками и небольшими островами, в том числе коралловыми
рифами. Вдоль юго-восточного побережья Китая вплоть до Гонконга шель-
фовые отложения представлены преимущественно реликтовыми песками.
За Гонконгом поверхность шельфа почти полностью покрыта илами, поступа-
ющими из крупных рек, и только на участках, где проходящее вблизи побе-
режья течение Куросио препятствует отложению современных наносов,
выделяются узкие зоны, сложенные песками.
Вдоль побережий Китая и Вьетнама, в пределах зал. Бакбо (Тонкин-
ского), протянулся широкий шельф. К югу от залива он резко сужается
и у восточных берегов южной части Вьетнама характеризуется очень неров-
ным рельефом. Внешний край шельфа, в юго-западном направлении от Тай-
ваня, выражен очень неясно. По-видимому, он представлен довольно глу-
боко погруженными террасами, сопровождающимися небольшими коралло-
выми рифами и отмелями, почти достигающими поверхности океана. К внеш-
ней границе шельфа в районе о. Хайнань приурочена желобообразная депрес-
сия глубиной около 1500 м. Мористее последней (к югу от о. Хайнань) нахо-
дится огромное скопление коралловых банок. В отличие от крутых уступов,
окаймляющих шельфы более северных областей, континентальные склоны
побережий Южного Китая и Индокитая полого наклонены в сторону океана
и обладают относительно ровным рельефом.
Один из наиболее широких в мире шельфов развит в Сиамском заливе.
Это обширное шельфовое море было также исследовано К. Эмери и X. Ниино
[Emery, Niino, 19бЗ]. Они пришли к выводу, что северная часть залива
представляет собой выраженную в рельефе отрицательную структуру,
Рис. IX-19. Карта донных осадков, демонстрирующая развитие мощных песчаных зон
[Niino, Emery, 1961] вдоль побережья Китая к северу (а) и к юго-западу (б) от о. Тайвань.
По данным 53 000 промеров дна, выполненных частично Ф. Шепардом и др. [Shepard е. а.,
1949].
1 илы; г — илистые пески; 3 — пески; 4 — гравийно-галечные отложения; 5 — кораллы; 6 — ко-
ренные породы.
256
сформированную в позднетретичное время; в связи с зтим ее тоже можно
считать зевгогеосинклиналью. В заливе распространены преимущественно
иловые отложения, но за его пределами, на внешнем шельфе, выявлена
широкая зона реликтовых песков с холмами одиночных рифов. В распреде-
лении осадков существенную роль играют поверхностные течения, идущие
к северу. Одна из ветвей Куросио омывает восточное побережье залива,
возвращаясь в виде южного противотечения вдоль его западных берегов.
В центральной части Сиамского залива находится обширная замкнутая
котловина глубиной более 80 м. Согласно данным сейсмопрофилирования,
полученным М. Парком и его коллегами [Parke е. а., 1971], эта депрессия
отделена от моря погребенным под осадками поднятием, сложенным корен-
ными породами- Еще две котловины, заполненные осадками, были обнару-
жены той же исследовательской группой в Южно-Китайском море. Одна из
котловин протягивается от южных берегов Вьетнама вдоль его восточного
побережья к северо-востоку, где отделяется подводным скальным порогом от
второй, более крупной котловины, простирающейся в северо-западном
направлении от восточного берега о. Калимантан (Борнео). Осадки, выпол-
няющие впадины, смяты в складки и нарушены диапировыми структурами;
мощность их во всех случаях не менее 2 км.
Обширный континентальный шельф, развитый у побережий Таиланда
и Малайзии, прослеживается на юг до о-вов Суматра и Калимантан, где одна
из его ветвей шириной более 400 км резко поворачивает к востоку и заходит
в пределы Яванского моря. Карта донных осадков этого района была соста-
влена К- Эмери [Emery, 1969а]. В северо-западной части это шельфовое море
окружено огромным количеством рифов и небольших островов. Далее к югу,
между Суматрой и Калимантаном, расположены о-ва Банка, Белитунг
(Биллитон) и Каримата, оставляющие лишь несколько проходов, наиболее
широким из которых является прол. Каримата. На дне этого суженного
участка шельфа обнаружены реликтовые пески, выходы коренных пород
и коралловые рифы. Как к северу, так и к югу от пролива развиты обширные
шельфовые зоны, поверхность которых сложена иловыми наносами, постав-
ляемыми многочисленными реками с прилегающих островов, особенно
в периоды тропических ливней.
Естественной восточной границей шельфа Яванского моря служит,
барьер, образованный активно растущими коралловыми рифами, поднима-
ющимися к поверхности океана. Осадки этого моря были изучены Ф. ван Ба-
реном и Т. Килем [van Baren, Kiel. 19501, выделившими в этом районе
несколько литологических провинций, в том числе: 1) Яванскую, окаймля-
ющую северное побережье Яванского моря без западной его части (где про-
винция Кракатау испытывает влияние одноименного вулкана; 2) Калиман-
тана, довольно обширную, осадками которой покрыта почти половина Яван-
ского моря; 3) Малаккскучо, характерную для отложений п-ова Малакка;
4) Южно-Китайского моря.
Как считает Дж. Амбгров [Umbgrove, 1949], шельфы Южно-Китай-Ж
ского и Яванского морей расчленены множеством подводных долин с раз-
ветвленной сетью притоков, являющихся продолжением речных систем
близлежащих островов. Однако проведенные автором и Р. Диллом [She-
pard, Dill, 1966, с. 285 ] гидрографические исследования позволили в настоящее
время опровергнуть это утверждение. Согласно полученным ими данным,
возможность существования этих подводных долин не отрицается, но уста-
новлено, что опи должны иметь весьма ограниченную протяженность. Наи-
257
более отчетливо выраженная долина такого типа протягивается на северо-
восток в Восточно-Китайском море между о-вами Бунгуран-Селатан (Бол.
Натуна) и Бунгуран-Утара (Сев. Натуна). Даже если сейсмопрофилирова-
ние высокой точности подтвердит в будущем наличие частично заполненных
осадками подводных долин, то все же представляется совершенно неоправ-
данным рассматривать этот регион в качестве типичного примера развития
долин, образованных при понижениях уровня Мирового океана. По данным
А. Пима [Pimm, 1964], подводная долина Прото-Лупар у северо-западного
побережья о. Калимантан лишь частично заполнилась осадочным матери-
алом со времени плейстоценовых понижений уровня Мирового океана.
Прослеживая шельф Южно-Китайского моря вдоль северо-восточного
побережья о. Калимантан, легко замечаем, что он сужается приблизительно
до 100 км. Еще уже он становится у берегов о. Палаван (Филиппины). Эти
узкие шельфы несут на своей поверхности множество мелководных коралло-
вых рифов. По данным нескольких образцов, полученных А. Пимом [Pimm,
1964], в некоторых местах присутствуют осадки голоценового возраста мощ-
ностью порядка 90 м.
Шельф, окаймляющий Филиппинские острова, как правило, очень
узкий, он расширяется только у небольших заливов и бухт. На поверхности
шельфа отмечаются многочисленные коралловые отмели. Склон вдоль
побережий Филиппинских островов на всем протяжении необычайно крутой
(со средним уклоном 11°) и прослеживается до глубины 2000 м. Склоны
вокруг о. Самар и вблизи восточного берега о. Минданао опускаются на боль-
шую глубину, но при этом по мере погружения они не становятся круче.
Высота подводных склонов у о. Минданао — 9200, а с учетом высоты бере-
говых склонов (600 м) составляет в целом 9800 м. Это высочайшие склоны
восточного полушария Земли. Склоны вокруг восточного и северного побе-
режий о. Лусон расчленены многочисленными каньонами, хотя в других
местах подводные долины не обнаружены. Вдоль западных берегов о. Буген-
виль склоны опускаются до 9000 м, однако по данным немногочисленных
промеров крутизна их не превышает 12°.
Австралия
К востоку от шельфа Яванского моря расположены две глубоководные
котловины морей Флорес и Банда, а за ними, у северных берегов Австралий-
ского континента, простирается необычайно обширная область развития
шельфа, охватывающая Тиморское и Арафурское моря. Эта шельфовая
зона протягивается с севера на юг (от о-вов Ару до вершины широкого зал.
Карпентария) на 1300 км и приблизительно на такое же расстояние с запада
на восток (от внешнего края шельфа в Тиморском море до Торресова про-
лива, разделяющего Австралию и о. Новая Гвинея). Таким образом, ширина
рассматриваемой шельфовой зоны соответствует ширине Желтого и Южно-
Китайского морей вместе взятых. Здесь у Торресова пролива заканчиваются
широкие шельфы, частично огражденные островами со стороны океана,
с которыми мы часто встречались в нашем «путешествии» от Берингова моря
До северного побережья Австралии.
Несмотря на то что Австралия относится к довольно стабильным в тек-
тоническом отношении областям земного шара и не претерпела мезозойского
или кайнозойского горообразования, отложения окружающего ее континен-
тального шельфа, согласно данным К. Фипса [Phipps, 1967 ], были интенсивно
17 Заказ 1054
258
смяты и нарушены в результате голоценовых и современных смещений по
разломам. Структуры шельфа, геоморфологически выраженные котловинами
и вытянутыми возвышенностями, прослеживаются до самого континента.
Как правило, широкие шельфы развиваются в тех районах, где они глубоко
вдаются в сушу. В пределах северного побережья Австралии шельф расши-
ряется за счет котловины Арафурского моря и зал. Карпентария, а также
депрессии Жозеф-Бонапарт, расположенной к западу от г. Дарвин [van
Andel, Veevers, 1967].
По данным К. Фипса, зал. Карпентария представляет собой грабен.
Шельф Квинсленда, протягивающийся вдоль северо-восточного побережья
Австралии и изобилующий многочисленными коралловыми рифами (см.
гл. XII), характеризуется наличием в рельефе неструктурно обусловленных
депрессий. Одна из них, приуроченная к прол. Каприкорн, расположена
с внутренней стороны рифов Суэйн. Бассов пролив, отделяющий от Австра-
лии о. Тасмания, приурочен к структурной котловине. Этот район играет
важную роль в добыче нефти. Шельфовая зона западного побережья Австра-
лии окаймляется геосинклиналью, протягивающейся на север в пределы
Тиморского моря [van Andel, Veevers, 1967]. Узкий шельф в районе Сиднея
имеет погруженную террасу, расположенную с внешней стороны Сиднейской
структурной котловины, приуроченной к континентальной окраине.
Широкий шельф Сахул и примыкающий к нему шельф Тиморского моря
(рис. IX-20) исследовались Т. ван Анделом и Дж. Биверсом [van Andel,
Veevers, 1967; van Andel e. a., 1967]. Примечательной особенностью этого
района является подводная депрессия Жозеф-Бонапарт, расположенная
вблизи входа в одноименный залив. В периоды низкого стояния уровня Ми-
рового океана последний представлял собой лагуну. В результате изучения
колонок донных осадков удалось установить, что в течение этого времени
в лагуне сохранялась повышенная соленость, обусловленная более засушли-
вым по сравнению с современным климатом соседних областей суши. Тонкий
слой современных осадков в исследованном районе представлен главным об-
разом калькаренитами и известковыми лютитами. Приблизительно 85% пло-
щади шельфа (включая многочисленные банки у его внешнего края) покрыто
осадочным материалом песчаной размерности. Более глубокие части под-
водной депрессии Жозеф-Бонапарт выстланы осадками алевритовой размер-
ности. Далее к востоку, вдоль северного побережья Австралии, развиты
терригенные зеленоцветные алевриты, залегающие на большей части пло-
ского дна зал. Карпентария [Phipps, 1966].
В последнее время широкий шельф вдоль побережья штата Квинсленд
вызывает большой интерес у нефтяных компаний, но независимо от этого
он уже длительное время привлекает внимание ученых благодаря своим
крупнейшим в мире коралловым рифам. Наиболее подробно они охарактери-
зованы У. Максузллом в его «Атласе Большого Барьерного рифа» [Max-
well, 1968]. Квинслендский шельф почти наполовину покрыт развива-
ющимися коралловыми образованиями, благодаря чему его внутренняя часть
резко сужается. При этом ширина некоторых рифовых зон достигает 130 км.
В упомянутой выше работе У. Максуэлл приводит описание судоходного
пролива, который протягивается к югу от 15° 45' ю. ш. между прибрежным
мелководьем и сплошным барьерным рифом, приуроченным к внешнем!
краю шельфа. Затем зтот естественный канал, поворачивая в направлении
к океану, огибает с внутренней стороны рифы Суэйн, где глубина его состав-
ляет 150 м. Почти на всем протяжении дно пролива покрыто илом. В север-
259
ной части побережья рифовые постройки распространены почти по всей
ширине шельфа. Скважины, пробуренные на Большом Барьерном рифе,
вскрыли мощную толщу третичных известняков, на поверхности которой
под современными коралловыми нарастаниями были обнаружены отложения
Рис. IX-20. Распределение допных осадков Тиморского моря у северо-западного побе-
режья Австралии [van Andel, Veevers, 1967].
1—2 — глины: 1 — песчанистые. 2 — алевритовые; 3—5 — пески, 3 — глинистые, 4 — алевритовые,
5 — алеврито-глинистые; 6 — песчаные алевриты; 7 — места взятия образцов; 8—9 — обогащение
материалом: 8 — грубым, .9 — тонким; 10 —- глубины, фатомы. На треугольной диаграмме представлены
типы осадков, сложенных обломками скелетных остатков морских организмов.
терригенных песков с примесью гравийпо-галечного материала (Richards,
К югу от области развития коралловых рифов, у юго-восточного побе-
режья Австралии, шельф сужается приблизительно до 40 км. Донные отло-
жения представлены в основном обломочными и органогенно-обломочными
осадками [Maxwell, Maiklem, 1964]. Поверхность шельфа вдоль юго-восточ-
ного побережья материка преимущественно покрыта осадками песчаной
размерности, хотя в некоторых местах обнаружены гравийно-галечные отло-
жения и участки скального грунта. Отдельные скалы у внешнего края
17*
260
шельфа возвышаются в настоящее время над уровнем океана. Бровка шельфа
расположена на глубине около 110 м.
Шельф у южных берегов Австралии, как правило, шире 100, а в восточ-
ной части Бассова пролива он расширяется до 200 км. За исключением ило-
вых зон, обнаруженных в Бассовом проливе, вблизи подветренного берега
о. Тасмания, дпо шельфа вдоль южного побережья Австралии покрыто
преимущественно известковыми песками [Wass е. а., 1970]. состоящими боль-
шей частью из обломков мшанок, моллюсков, водорослей и фораминифер
[Conolly, von der Borch, 1967]. Часть песчаных осадков содержит пере-
отложенный раковинный детрит третичного и плейстоценового возраста.
Согласно М. Карриги и Р. Фейрбриджу [Carrigy, Fairbridge, 1954],
шельфовые отложения у западного побережья Австралии представлены,
как правило, теми же известковыми песками, которые развиты вдоль его
южного побережья. Обломочные нерастворимые компоненты представлены
в основном кварцевыми зернами. Низкое содержание глинистого материала
в осадках связано с аридными условиями па суше. Глубина шельфа вдоль
западных берегов Австралии варьирует в довольно широких пределах.
У юго-восточного побережья внешний край шельфа находится на уровне
изобаты 150 м JPhipps, 1963], но к северу от 20е ю. ш. он погружается до
200 м и более; там, где шельф ограничен краевым плато, как у берегов Квин-
сленда, глубина бровки шельфа около 450 м. Над поверхностью некоторых
довольно глубоких участков внешнего края шельфа возвышаются отдельные
коралловые биогермы.
Континентальные склоны, окружающие Австралию, поражают своей
крутизной. В особенности это относится к склонам у юго-западного и юго-
восточного побережий, где уклоны дна составляют 27 и 20° соответственно.
К югу от берегов штата Виктория (юго-восточная оконечность материка)
склон опускается на глубину более 2000 м, причем крутизна его постепенно
нарастает. Установлено, что верхняя часть континентального склона пред-
ставляет собой аккумулятивный выступ, сложенный третичными и четвертич-
ными образованиями [Conolly, 1969]. Вдоль южного побережья Австралии
протягивается более отлогий склон, включающий в себя плато, расположен-
ные с внешней стороны бровки шельфа [Conolly, von der Borch, 1967; Co-
nolly e. a., 1970; von der Borch e. a., 1970]. На склоне отмечаются выходы
докембрийских пород. По данным сейсмопрофилирования с того времени,
когда в результате разрастания океанического дна произошло отделение
Австралии от Антарктиды, имело место лишь незначительное выдвижение
континентального склона в сторону океана. Поверхность склона расчленена
каньонами. У его подножия расположены конусы выноса, содержащие,
по-видимому, осадочный материал, переносимый по этим каньонам.
Южное побережье Азии
Малаккский пролив менаду о. Суматра и п-овом Малакка очень мелко-
воден, глубина его большей частью не достигает 75 м. Донные осадки пред-
ставлены главным образом разнородной смесью песка и ила [Keller, Ric-
hards, 1967]. На внешнем шельфе и в центральной части пролива обнаружены
пески с примесью гравийно-галечного материала и ракуши. По направлению
к внешнему краю шельфа в песках, по-видимому, возрастает содержание •
известковых компонентов.
Андаманское море ограждено от Индийского океана Андаманскими I
и Никобарскими островами [Weeks е. а., 1967], образующими островные.
261
дуги, подобные окаймляющим восточное побережье Азии. По данным К. Ро-
долфо [Rodolfo, 1969], в Андаманском море наблюдаются котловины ромбо-
видной формы, образовавшиеся в процессе растяжения коры, обусловлен-
ного движением юго-восточной части Азиатского материка в южном направ-
лении. Это разрастание океанического дна привело, в частности, к формиро-
ванию сбросовых террас, приуроченных к внешней границе шельфа.
К северу от Малаккского пролива, вблизи о. Пукет, шельф довольно
узкий, но в зал. Моутама (Мартабан) он расширяется до 280 км. Западнее
этот широкий шельф в значительной мере перекрывается дельтой р. Ира-
вади. Обширная плоская отмель в зал. Моутама с глубинами от 18 до 30 м
представляет собой, по всей вероятности, поверхности затопленной древней
дельты. Шельф зал. Моутама, подобно другим шельфам, развитым перед
устьями больших рек, характеризуется приуроченностью иловых осадков
к прибрежной зоне, в то время как песни почти сплошь покрывают дно
внешнего шельфа. Отложению здесь илов препятствуют течения, проходя-
щие вблизи бровки шельфа, находящейся на глубине 110—130 м. Вдоль
западного побережья Малаккского полуострова прибрежная зона шельфа
изобилует многочисленными островами, образующими архипелаг Мьей
(Мергуи). У внешней границы шельфа обнаружен целый ряд коралловых
отмелей и банок, сложенных скальными породами.
Севернее дельты р. Иравади, вдоль западного побережья Бирмы, шельф
сужается до 40 км; среди его донных осадков преобладают илы. Шельф,
протягивающийся в широтном направлении вдоль вершины Бенгальского
залива, окаймляет дельту Ганга — Брахмапутры. В ее восточной части
имеется небольшой, глубоко вдающийся в сушу залив, представляющий со-
бой краевую депрессию, характерную для многих крупных дельт. В заливе
отмечаются подводные бары и неглубокие котловины, сформированные при-
ливно-отливными течениями. Подобные формы донного рельефа встречаются
у всех побережий, подвергающихся воздействию мощных приливов. Перед
устьем Ганга шельф покрыт преимущественно иловыми донными осадками,
хотя вдоль берега часто встречается и мелкий песок, прослеживающийся
в виде песчаного языка во внешней части основного устья реки. Пески обна-
ружены и среди осадков на удлиненных отмелях в западной части дельты
Ганга. Здесь отмечаются депрессии, связанные, по-видимому, с образованием
молодых сбросов [Morgan, McIntire, 1959]. Перед средней частью дельты
шельф прорезается трогообразной подводной долиной (см. также гл. XI).
Континентальный склон, подобно внешним склонам большинства крупных
дельт, относительно пологий. К востоку от трогообразной долины Ганга
крутизна склона до глубины 1000 м составляет 3°, но к западу от нее уклон
не превышает 2°.
Вдоль восточного побережья п-ова Индостан тянется узкий шельф
с типичным распределением осадков на поверхности: терригенные пески со
слойками естественного шлиха у берега сменяются на глубине 55 м илами,
а на внешнем шельфе, на глубине свыше 70 м,— известковыми песками
[Mahadevan, Rao, 1954; Rao, Mahadevan, 1959]. В терригенных песках
встречаются прослои оолитовых, сходных с обнаруженными у побережья
п-ова Флорида. По сообщению Ф. Флегера и Р. Лэнкфорда, фораминиферы,
найденные в оолитовых песках, относятся к мелководным формам, распро-
страненным приблизительно до глубины 180 м, из чего следует, что аккуму-
ляция этих осадков происходила в условиях низкого стояния уровня океана
и прекратилась с его повышением. Узкий шельф в районе дельт рек Годавари
262
и Кришна (Кистна) почти полностью перекрывается их дельтами, но несмотря
на это его внешний край относительно прямолинейный. Он расположен на
глубине от 90 до 130 м, и только перед дельтами бровка шельфа поднимается
до глубины 40 м. Ширина большей части шельфа 40 км, но близ г. Понди-
шери, у южной оконечности п-ова Индостан, 200-метровая изобата местами
подходит к берегу вплотную.
Крутизна континентального склона вдоль восточного побережья п-ова
Индостан увеличивается по сравнению с таковой внешних склонов дельты
Ганга и достигает 4, а местами 6°. Ширина Полкского пролива, отделяющего
Индию от о. Шри Ланка, составляет 75 км, а глубина его почти па всем
протяжении колеблется в пределах 9 —13 км, за исключением наиболее мел-
ководных участков дна, над которыми возвышаются коралловые рифы. Это
особенно характерно для юго-западной части пролива, где его пересекает
гряда о-вов Адамов Мост. Судя по наблюдениям с воздуха, последний яв-
ляется коралловым рифом, фактически отделяющим пролив от океана с юга.
Вдоль побережья о. Шри Ланка тянется шельф шириной 20 км, местами
расчлененный вершинами подводных каньонов. Средняя глубина его внеш-
него края 65 км. Каньон зал. Тринкомали глубоко проникает в эстуарий
и прорезает гряды, сложенные кварцитами. Дно шельфа у о. Шри Ланка
покрыто в основном песками и коралловыми отложениями. Остров окружают
большей частью крутые, рассеченные многочисленными каньонами континен-
тальные склоны. В среднем уклон их составляет 10°, но в районе зал. Трин-
комали обнаружен склон, падающий под углом 43° 32' [Stewart е. а., 1964].
Если не считать стенок подводных каньонов, это наиболее крутой континен-
тальный склон, известный в настоящее время.
У южной оконечности п-ова Индостан шельф расширяется до 110 км
и погружается на глубину 220 м. К северу он становится уже, и у 11° с. ш.
его ширина не превышает 55 км, однако далее, в северном направлении,
он снова становится более широким, достигая 350 км в Камбейском
заливе.
У западпого побережья Индии внешний край шельфа находится в основ-
ном на глубинах 90'—110, а между 17 и 20° с. ш. на глубине 90 м протяги-
вается широкая плоская терраса. В. Шотт и У. фон Штакельберг [Schott,
von Stackelberg, 1965] выявили зональный характер распределения шельфо-
вых осадков у западного побережья Индии: пески прибрежной зоны по
направлению к внешнему краю шельфа последовательно сменяются илами
и известковыми песками. При этом зона илов прослеживается только на
отдельных участках побережья. В период действия юго-западных муссопов
в воду попадает такое количество взмученного ила, что волновая система
фактически нарушается: волны намывают нечто вроде иловой банки. К обра-
зовавшемуся естественному волнолому могут причаливать небольшие лодки
[Hiranandani, Gole, 1959]. Явление это, по-видимому, единственное в своем
роде. У западного побережья Индии крутизна континентального склона
большей частью равна 2—3°. В некоторых местах на поверхности склонов
образуются коралловые холмы.
На северо-западном побережье Индии имеются два глубоко вдающихся
в сушу залива — Камбейский и Кач. Трудно установить, относятся ли они
к краевым депрессиям, образующимся вблизи многих крупных дельт.
Зал. Кач и его восточное продолжение — обширный соляной маршРанн, по-ви-
димому, связаны с развитием дельты Инда. На дне Камбейского залива, как
и в Бенгальском у дельты Ганга, обнаружены узкие песчаные отмели, сходя-
263
щиеся у вершины залива. Сильное землетрясение 1819 г. в районе зал. Кач
и марша Ранна резко изменило характер окружающей местности, поскольку
в результате опускания этого участка дна морские воды залили огромную
прибрежную низменность.
На внешней части шельфа Камбейского залива на глубине почти 90 м
находится плоская терраса, протягивающаяся на расстояние 130 км при
ширине 70 км. Это крупнейшая шельфовая терраса на земном шаре. Север-
нее зал. Кач расположена более мелководная терраса — Большая банка
Кори, глубина которой 27 м. Ио всей вероятности, она представляет собой
далеко выдвинутую в океан затопленную часть дельты Инда. Эта банка
примыкает к южному борту подводного желоба Инд, пересекающего почти
весь шельф. У северного борта желоба, где глубина шельфа довольно значи-
тельна, эта терраса отсутствует. От Камбейского залива до г. Карачи ширина
шельфа 140 км, но у г. Карачи шельф резко сужается и изменяет свое напра-
вление, хотя бровка его находится, очевидно, на значительной глу-
бине.
У берегов провинции Белуджистан ширина шельфа равна в среднем
37 км, но к западу она постепенно уменьшается. Судя по редким пробам
донных осадков, дно шельфа, простирающегося здесь в широтном направле-
нии, выстлано илами. Внешний край его расположен на глубине около 37 м.
Далее к западу, вдоль побережья Ирана, шельф еще более сужается, до
18—30 км, и его бровка погружается на глубину 110 м.
Во внутренней части Оманского залива проходит широкий шельф,
продолжающийся в мелководной зоне Персидского залива. Дно Оманского
залива, так же как в северной и северо-восточной частях Персидского, по-
крыто илами, приносимыми водами Тигра и Евфрата [Emery, 1956с]. Эти
реки образуют общую дельту, которая с 325 г. до н. э. выдвинулась в залив
на расстояние 305 км. В развитии этого района важную роль играют колеба-
тельные движения, обусловившие периодические трансгрессии моря [Berry
е. а., 1970]. Градиент верхней части фронтального склона дельты находится
в пределах 50"—1' 40".
В южной и западной частях Персидского залива преобладают песчаные
осадки, представленные большей частью калькаренитами [Houbolt, 1957].
В отличие от этого на шельфе побережья вдоль Аравийской пустыни зале-
гают преимущественно терригенные пески эолового происхождения. У бере-
гов п-ова Катар местами наблюдаются небольшие коралловые рифы. К. Эмери
(Emery, 1956с] установил относительно высокое содержание органического
вещества в осадках, особенно вблизи внешней части залива, где в Ормузском
проливе наблюдаются скопления растительного планктона в результате
перемешивания водных масс Аравийского моря с более тяжелыми солеными
водами Персидского залива. Воды, смешиваясь, поступают в залив, благо-
даря чему планктон опускается на дно. Часто происходит осаждение карбо-
ната кальция, обусловливающее замутнение вод на отдельных участках
I Wells, Illing, 1964]. В южной части залива имеются многочисленные холмы
и острова, приуроченные к солянокупольным структурам.
У Аравийского побережья отложения ила исчезают и па большей частью
узком шельфе преобладают участки каменистого дна. Внешний край шельфа
здесь относительно прямолинейный, но вдоль побережья наблюдается мно-
жество береговых выступов и островов, возле которых шельф совсем отсут-
ствует; на подводных склонах не отмечается сколько-нибудь заметного пере-
гиба. На подходе к Красному морю ширина шельфа становится более
264
постоянной и составляет в среднем около 38 км при глубине бровки шельфа
до 75 м. У входа в Красное море протягивается подводная долина с погру-
жением по тальвегу от 230 до 340 м. Это одна из рифтовых долин.
Восточное побережье Африки
Согласно классификации Д. Инмена и К. Нордстрома [Inman, Nord-
strom, 1971], восточное побережье Африки относится к тыловым побережьям
африканского типа. Побережье Аденского залива, находящегося в северо-
восточной части Африканского материка, отнесено ими к новообразованным
тыловым побережьям, возникшим в связи со сравнительно недавним разделе-
нием Африканской и Аравийской плит.
Вдоль восточного побережья Африки протягивается узкий шельф,
изученный еще недостаточно детально. На участках сбросовых побережий,
характеризующихся относительной прямолинейностью береговой линии
(см. гл. VI), шельф совершенно исчезает. Как и у Аравийского побережья,
вогнутости береговой линии соответствуют расширениям шельфа, а узкие
его отрезки приурочены к мысообразным выступам берега и прибрежным
островам. Покрытый коралловыми образованиями шельф окаймляет о-ва
Занзибар и Мафия. От устья р. Замбези, одной из самых крупных рек Аф-
рики, шельф расширяется по направлению к югу, достигая 130 км у 20° ю. ш.,
в районе г. Бейра. Шельф в основном мелководный, глубина его внешнего
края не более 55 м. Прослеживаясь в виде узкой полосы, шельф затем вновь
расширяется. На отрезке между 25 и 26° ю. ш. ширина его увеличивается
почти до 130 км, главным образом за счет краевого плато, внешняя граница
которого соответствует глубинам 380.—550 м. Далее к югу шельф снова
становится узким, и только к северу от г. Накала наблюдается его резкое
локальное расширение. Здесь вйешняя часть шельфа представлена необы-
чайно ровной террасой, которая обрывается на глубине 90 м.
Отложения Восточно-Африканского шельфа изучены очень слабо.
В нескольких образцах донных осадков, полученных у берегов Кении и Со-
мали, обнаружены известковые пески [Schott, von Stackelberg, 1965; Mul-
ler, 1966]. К северу от этого района на гидрографических картах отмечены
ракушечные и коралловые пески. По имеющимся данным (при отсутствии
детального промера) можно предположить, что крутизна континентального
склона у восточного побережья Африки в основном не превышает 3°. Более
крутые склоны расположены у берегов Сомали и к югу от г. Дурбана. Очень
пологий континентальный склон протягивается вдоль побережий Кении
и Танзании. Подножие склона редко опускается глубже 3000 м.
У южной оконечности Африканского материка шельф образует значи-
тельный выступ и достигает ширины 240 км. В этом районе крутой склон
прослеживается до глубины 75 м. Судя по немногочисленным промерам,
бровка шельфа расположена значительно глубже 200 м. К внешнему шельфу
приурочена обширная банка Агульяс, изобилующая многочисленными
впадинами и холмами. Внешний край ее большей частью ограничен глубинами
130—180 м. Неровности дна на этом участке шельфа обусловлены воздей-
ствием мощных западных течений. Преобладают песчаные осадки со значи-
тельной примесью ракуши. Западнее находятся небольшие площади, покры-
тые илами. Во многих местах, особенно вдоль внешнего края шельфа, встре-
чаются участки скального грунта. К западу от банки Агульяс Р. Дингл
[Dingle, 1970] обнаружил выходы пород фундамента. По его данным, в районе
265
банок Альфард (восточнее банки Агульяс) на породах фундамента залегают
меловые отложения, перекрытые в свою очередь известняками третичного
возраста. На последних во многих местах наблюдается покров современных
рыхлых осадков.
Западное побережье Африки
Так же как и восточное, западное побережье этого континента относится
к тыловым побережьям африканского типа. Течения, проходящие вдоль него,
в северном направлении, достигают м. Лопес, расположенного вблизи
экватора.
К западу от м. Доброй Надежды на незначительном по протяженности
отрезке шельф сужается, но при этом погружается на большую глубину.
На отрезке от 32 до 28° ю. ш. ширина шельфа составляет 180 км, а его внеш-
ний край, согласно данным Т. ван Андела и С. Калверта [van Andel, Cal-
vert, 1971], находится на глубине около 400 м. Во многих местах крутой
склон прослеживается сразу от берега. Судя по редким опробованиям дон-
ных осадков, внутренняя часть шельфа покрыта илами, а в пределах глубоко-
погруженного внешнего шельфа распространены пески, среди которых
встречаются выходы коренных пород.
За исключением Антарктики и плато Блейк, шельф западного побе-
режья Африки, по-видимому, самый глубокий в мире; глубина его на всем
протяжении превышает условно установленный предел глубины континен-
тальных шельфов, соответствующий 550 м. Севернее 28° ю. ш. шельф су-
жается до 90 км, и ширина его не изменяется на протяжении более 1000 км
к северу. На всем этом огромном отрезке поверхность прибрежной зоны
шельфа довольно крутая, хотя приблизительно на глубине 130 м встре-
чаются плоские площадки — террасы. Точную глубину бровки шельфа
в этом районе установить трудно.
Далее к северу шельф местами становится уже, а на участке от 16 до
13° ю. ш. исчезает совсем. С приближением к экватору он, однако, вновь
расширяется, и в районе устья р. Конго достигает ширины 90 км. На этом
участке побережья шельф пересекается подводным каньоном Конго, который
проникает в глубокий эстуарий. Здесь подводные террасы часто находятся
на значительных глубинах, иногда превышающих 200 м, но внешний край
шельфа, примыкающий к подводному каньону Конго, расположен не глубже
180 м. Отложения шельфа, окаймляющего устье р. Конго, представлены
главным образом илами, но южнее преобладают пески. К северу шельф
становится более мелководным (при ширине 55:—70 км) вплоть до дельты
р. Нигера, за исключением участка у м. Лопес (1° ю. ш.), где он полностью
перекрывается. На большей части шельфа между устьями рек Конго и Ни-
гера отмечены главным образом отложения илов.
Вдольбереговые течения, идущие в восточном направлении, омывают
весь огромный выступ западного побережья Африки вплоть до дельты Ни-
гера. Шельф против этой дельты образует широчайший изгиб, повторяющий
очертания ее дугообразной фронтальной части (рис. IX-21). Как сама дельта,
так и примыкающая к ней континентальная терраса были исследованы
Дж. Алленом [Allen, 1964, 1965b ]. По его мнению, несмотря на наличие не-
больших эрозионных долин, частично пересекающих внешние склоны, шельф
представляет собой аккумулятивную террасу. Выдвижение шельфа после
отделения Южной Америки от Африки объясняет некоторое перекрытие,
266
Рис. IX-21. Фациальные типы осадков и морфологические особенности района дельтй
Нигера [Allen, 1965а]. См. также рис. VIII-4.
а — донные осадки; б — древние пески шельфов, террас и подводных возвышенностей; в — древние
пески шельфа и микроформы рельефа; г — строение промежуточной толщи; д — промежуточная толща.
1—з — осадки: 1 — песчаные, г — алевритовые, з — глинистые; 4 — выходы древних песков; S—' —
получаемое при попытке совместить контуры противолежащих окраин этих
континентов [Bullard, 1969].
Дж. Аллен установил зональный характер расположения подводных
террас и ареалов распространения осадков разного типа, окаймляющих суб-
аэральную часть авандельты. Последнее обусловлено, по всей вероятности,
повышением уровня Мирового океана в голоцене. Более древние песчаные
отложения залегают на внешнем шельфе и в периферических частях дуги,
образуемой дельтой. Вдоль внешнего края встречаются коралловые банки,
частично погребенные под современными осадками [Allen, Wells, 1962].
По данным радиоуглеродного метода дельта Нигера, подобно дельтам
других крупных рек, в том числе Миссисипи, испытывает погружение. Однако
по сравнению с последней многочисленные рукава Нигера выносят на шельф
значительно большую массу осадочного материала. Устье Нигера может
служить классическим примером развития осадочных формаций концентри-
чески-зонального строения, связанного с аккумулятивным ростом дельты.
В настоящее время можно считать установленным, что широтный изгиб
побережья Африки за пределами дельты Нигера обусловлен влиянием одной
из крупнейших зон разломов Романш, пересекающей Срединно-Атлантиче-
ский хребет [Fail е. а., 1970] (см. также гл. ХШ). К западу от дельты Ни-
гера прослеживается узкий заиленный шельф, но западнее устья р. Вольты
он расширяется и у м. Три-Пойнтс образует выступ шириной 90 км.
Широкая континентальная терраса, протягивающаяся вдоль побережий
Сьерра-Леоне и Гвинеи, изучалась двумя группами специалистов [Sheri-
dan е. а., 1969а; McMaster е. а., 1970а, 1970b, 1971]. В результате проведен-
ных ими геофизических исследований установлено, что значительная ши-
рина шельфа в этом районе, достигающая 250 км, определяется разрастанием
речных дельт, особенно в периоды низкого стояния уровня Мирового океана.
Частично погруженная под воду дельта Бисау перекрывает 3/4 всей ширины
шельфа, однако при этом его внешняя граница не образует выступающего
изгиба, обычно наблюдаемого перед дельтами крупных рек. К юго-востоку
от дельты Бисау, у внешнего края шельфа, обнаружены два затопленных
останца древних плейстоценовых дельт [McMaster-е. а., 1970а].
Упомянутые выше исследователи выявили в прибрежной зоне шельфа
и другие признаки понижения уровня Мирового океана, в том числе наличие
реликтовых ракушечных песков, коралловых рифов (абсолютный возраст
которых равен 19 тыс. лет), диагонально ориентированной к берегу отмели
(являющейся, по их мнению, затопленной косой), а также многочисленных,
ныне погруженных под воду рукавов устья реки. По данным сейсмопрофили-
рования были обнаружены три участка, где имело место перекрытие ранее
отложившихся слоев дельты более молодыми (на опускающемся дне шельфа).
В районе параллели 12,5° с. ш. под современными осадками в дислоцирован-
ных третичных отложениях была выявлена антиклинальная структура,
осложненная 12 соляными куполами [Ауте, 1965]. Далее к северу шельфо-
вые отложения представлены органогенными песками [McMaster, LaChance,
террасы шельфа: 5 — внутреннего, 6 — промежуточной части, 7 — внешнего края; 8 — возвы-
шенности на внутренней части шельфа; 9 — то же, на внешней; 10 — каньоны; 11 — морские
долины; 12 — неровности рельефа; 13— уступы, обрывы; 14—ниннакли; 15—изопахиты, фа-
томы: а — 3, б — 6, в — 12, г — 24; 16 — Гранина песчаного покрова; 17 — береговая террасаJ
is — устьевой речной бар. D — перерывы в строении промежуточной толщи; G—8 — склоны!
G — расчлененный, S — ровный. Глубины даны в фатомах.
268
1969]. Севернее Гвинеи ширина шельфа уменьшается и у о-вов Зеленого
Мыса составляет всего 8 км. На его оконечности возвышается древний вул-
кан, связанный с сушей посредством томболо (см. гл. VII).
Вдоль северо-западного побережья Африки прослеживается довольно
узкая континентальная терраса, ширина которой редко превышает 65 км.
Глубина внешнего края шельфа у 28° с. ш. равна 105 м; к северу, по напра-
влению к Гибралтарскому проливу, она увеличивается до 150 м. Течения
вдоль этого отрезка побережья направлены в южную сторону, и только
в пределах широкого залива севернее м. Зеленого наблюдается противо-
течение. Шельф в основном покрыт песчаными осадками с незначительной
примесью алеврита, содержание которого возрастает к внешнему краю.
Пески преимущественно карбонатные. Часто встречается глауконит, в изо-
билии представленный в верхней части континентального склона. Среди
осадков нередко наблюдаются выходы коренных пород. Сейсмические про-
фили отражают наличие складок и разломов в пределах северной части
шельфа рассматриваемого побережья; степень дислоцированности умень-
шается к югу (McMaster, LaChance, 1968].
П. Рона [Попа, 1970а] обнаружил соответствие континентальных ок-
раин в районах м. Хаттерас и м. Кап-Блан, свидетельствующее о том, что
эти участки побережий некогда составляли одно целое. Это обстоятельство
служит еще одним доказательством в пользу гипотезы разрастания океани-
ческого дна. Отлогие континентальные склоны, окаймляющие шельф се-
веро-западного побережья Африки, наклонены большей частью под углом
не свыше 2°. Склон, расположенный с внутренней стороны Канарских остро-
вов, может быть отнесен к континентальному бордерленду, хотя в отличие
от южного побережья Калифорнии особенности его рельефа контролируются
преимущественно вулканическими процессами.
Побережье Средиземного моря
Согласно результатам глубоководного бурения по программе ДЖОИДЕС
на март 1972 г. Средиземное море может быть отнесено к особому тину кол-
лизионных зон (или зон столкновения), образовавшихся в результате перио-
дических перемещений огромной Африканской плиты навстречу Евразиат-
ской (см. гл. XIII и XIV). Гибралтарский пролив, отделяющий Средиземное
море от Атлантического океана, имеет 286-метровый порог, над которым
проносятся мощные течения. Средиземное море окаймляется узкими шель-
фами, а в глубоководной части его дна расположены желоба и котловины
[Giermann, 1961]. Со стороны Африки вдоль Атласских гор узкий шельф
окаймлен континентальным склоном, падающим к морю в среднем под углом
6° и расчлененным многочисленными неглубокими каньонами (Rosfelder,
1955].
Шельфовые осадки изучались Л. Леклером и его коллегами [LeClaire
е. а., 1965]. Они проследили вплоть до Алжира многочисленные участки дна,
покрытые гравийно-галечными отложениямп, и обнаружили выходы корен-
ных пород, приуроченные главным образом к выступающим береговым
мысам. Внутри небольших заливов дно выстлано илами с примесью органо-
генно-обломочного материала. У Туниса шельф расширяется почти до 150 км,
а Тунисский пролив, по глубине очень незначительно уступающий Гибрал-
тарскому, по существу, делит Средиземное море на две части. На дне Тунис-
ского залива залегают преимущественно илы, но по обеим сторонам одноимен-
269
ного пролива имеются обширные площади с песчаным покровом. Ж. Блан
[Blanc, 1954] установил, что пески в Тунисских заливе и проливе —преиму-
щественно известковые, с обилием раковин моллюсков, фораминпфер и мша-
нок. К югу от пролива, в зал. Габес, шельф расширяется до 300 км. Глубина
его внешнего края определяется недостаточно четко, но, по-видимому,
в большей части этого района она составляет 370 м. Шельф, окаймляющий
зал. Габес, на значительной площадп покрыт песками, но в более глубоко-
водных участках залегают илы и глины.
К востоку от зал. Габес, вдоль пустынного побережья Ливии, шельф
протягивается в виде полосы шириной 20—40 км. Осадки в соответствии
с источником поступления материала представлены в основном песками.
Впервые илы были обнаружены у 28° в. д. В районе дельты Нила иловые
осадки преобладают, но вблизи Александрии внутренняя часть шельфа
также покрыта песками. Восточнее пески сменяются песчанистыми илами,
переходящими ближе к впешнему краю шельфа в собственно илы. В районе
устьев основных рукавов дельты Нила Розетта и Дамиетта (вблизи одно-
именных портов) отлагаются исключительно илы, однако па внешнем крае
шельфа протягиваются зоны песчаных осадков [d'Arrigo, 1936]. Внешний
край шельфа окаймляет дельту Нила, образуя широкий выступ в море
(так же, как и в районе дельты Нигера). Шельф от берега круто падает до
глубины 10 м, после чего, выполаживаясь, прослеживается до глубины 30 м;
затем крутизна его вновь несколько повышается до глубины 95 м, приблизи-
тельно соответствующей бровке шельфа. Характер континентального склона
отражен на многочисленных профилях [Emery е. а., 1966]. Типичный уклон
его составляет всего лишь 20', т. е. меньше, чем таковой склонов большин-
ства крупных дельт.
Шельф вдоль побережья Израиля был исследован К. Эмери и И. Бенто-
ром [Emery, Bentor, I960]. Шельф у берега довольно крутой до глубины
20 м. К северу глубина внешнего края уменьшается от 120 до 75 м; плоские
террасы в пределах шельфа в этом направлении также становятся более мел-
ководными. Это наводит на мысль о том, что под воздействием массы дельто-
вых осадков Нила южная часть шельфа несколько прогибается. Шельфовые
осадки приносятся большей частью Нилом, хотя распределение их, как и на
многих других шельфах, довольно неравномерное. В прибрежной полосе
преобладают пески, на внешнем шельфе —илы, но между этими двумя
зонами осадков часто встречаются площади скального дна с ракушей и ко-
раллами.
Такой же узкий, в большинстве своем заиленный шельф продолжается
далее на север, окаймляя побережье Ливана, а затем протягивается вдоль
южных берегов Турции. Континентальные склоны вдоль южной части побе-
режья Израиля сравнительно пологие, с уклоном 1,5°, но севернее их кру-
тизна возрастает до 5°. Они изрезаны многочисленными подводными
долинами. У берегов Ливана и Сирии континентальный склон падает
в среднем под углом 10°. Этот крутой склон тянется вдоль побережья Тур-
пин с многочисленными неровностями рельефа, возможно связанными
с грабенами.
Вдоль большей части северного побережья Средиземного моря просле-
живается узкий шельф. Исключением может служить Адриатическое море.
Ширина шельфовой зоны, приуроченной к его северной части, — 550 км
(при общей ширине бассейна 900 км). Шельф Адриатического моря был изу-
чен Л. ван Стратеном [van Straaten, 1965b] и Б. Пигорини [Pigorini, 1968].
270
Внешний край шельфа в этом районе недостаточно четко выражен, по, по
всей вероятности, расположен у 200-метровой изобаты, проходящей вблизи
М. Карьяно у побережья Италии. Несколько небольших островов возвы-
шается над покрытой осадками поверхностью внешнего края шельфа. На до-
вольно значительном расстоянии от него по направлению к берегу обнару-
жена поперечная впадина глубиной 270 м, по-видимому приуроченная к гра-
бену. Основным источником современных шельфовых осадков в этом районе
служит дельта р. По, впадающей в залив к югу от Венепии. Илы, обнаружен-
ные в изобилии вблизи дельты, разносятся вдоль побережья Италии. В «кар-
манообразном» заливе, расположенном к северо-востоку от дельты р. По,
у берегов Югославии, а также в небольшой котловине за пределами внешней
границы Югославского шельфа преобладают пески, иногда содержащие при-
месь ила. Древняя дельта По была выявлена по особенностям минерального
состава песков на внешнем шельфе. Согласно Л. ван Стратену Ivan Slraa-
ten, 1965b], большая часть песков значительно переработана. По его мнению,
имеющиеся неровности внешнего края шельфа обусловлены оползанием, но
вершина континентального склона сложена в основном осадками фронталь-
ной части древней дельты.
Остальное побережье Апеннинского полуострова окаймлено узким
шельфом. Южная часть его была закартирована А. д'Арриго [d'Arrigo,
1959], а шельф у берегов Неаполя был описан Г. Мюллером [Muller, 1958].
Узкий шельф наблюдается и вдоль побережья Французской Ривьеры (Ла-
зурный берег), хотя, как указывает Ж. Буркар [Bourcart, 1954а, с. 31],
в некоторых местах шельф полностью отсутствует. Согласно В. Д. Несте-
рову INesteroff, 1959], па отрезке шельфа от границы Италпп и Франции
до Марселя выделяются следующие четыре эоны (itо направлению к внешнему
краю): 1) терригенных песков и гравийно-галечпых отложений, локализо-
ванных вблизи берега; 2) посидониевых слоев (les herbiers), приуроченных
к интервалу глубин 5—45 м; в пределах этой зоны терригенные осадки
встречаются редко; 3) ракушечных песков на глубинах 28—55 м; 4) илов,
выстилающих большую часть дна шельфа ниже изобаты 55 м, за исключе-
нием участков развития песчаных и гравийно-галечных отложений, приуро-
ченных к подводным каньонам.
К западу от Марселя шельф расширяется в районе дельты р. Роны до
75 км. Следует отметить, что внешний край шельфа здесь не выступает
в сторону моря в отличие от шельфа перед дельтой Нила на противополож-
ном берегу Средиземного моря. Слоистость отложений выдвинутого подвод-
ного склона дельты Роны обусловлена колебаниями речного стока и просле-
живается до глубины 75 м, т. е. значительно глубже по сравнению с фрон-
тальной частью дельты Миссисипи. Внешний шельф в районе дельты Роны
покрыт иловыми наносами па обширной площади. Слоистость осадков здесь
практически не наблюдается. По данным исследований К. Крюн [Kruit,
1955], Т. ван Андела [van Andel, 1955] и К. Дюбул-Разаве IDuboul-Ra-
zavet, 1956], осадки вблизи дельты Роны характеризуются большим по срав-
нению с дельтой Миссисипи содержанием песчаного материала. Континенталь- j
ный склон вокруг Апеннинского полуострова в основном отлогий, но кру-
тизна возрастает у берегов Итальянской Ривьеры и Лазурного берега [Bour-
cart, 1959], прорезанных многочисленными каньонами и трогообразпымм
подводными долинами. Поверхность этих склонов большей частью покрыта
илами [Bourcart, 1954b], Несколько более пологий склон тянется вдоль
сравнительно широкого шельфа Лионского залива.
271
У восточного побережья Пиренейского полуострова наблюдается преиму-
щественно узкий шельф, но вблизи дельты р. Эбро и на протяжении 110 км
к югу от нее ширина шельфа составляет 85 км, т. е. значительно больше, чем
па остальной части побережья. Вблизи дельты р. Эбро протягиваются зоны
иловых наносов, а ближе к внешнему краю отмечаются также гравий и
галька, частично принесенные с небольшой группы о-вов Колумбретес. Кру-
тизна континентального склона у восточного и южного побережий Пиреней-
ского полуострова местами достигает 10°; этот уклон прослеживается
ниже изобаты 2000 м. Склоны расчленены многочисленными подводными
каньонами.
Побережье Западной Европы
Вдоль Атлантического побережья Пиренейского полуострова располо-
жены узкие (редко более 50 км) континентальные шельфы. Характерные осо-
бенности поверхности шельфа у берегов Португалии отражены на литологи-
ческой карте морского дна, на которой показаны обширные неправильной
формы участки скального дна и гравийно-галечных отложений. По данным
донного опробования выходы коренных пород встречаются и вдоль север-
ного побережья Испании.
В Кадисском заливе глубину бровки шельфа установить трудно, так как
шельф здесь окаймлен очень пологим континентальным склоном (с уклонами
не более 1°), изобилующим холмами и грядами, которые прослеживаются по
крайне мере до глубины 1000 м. Далее к западу, вдоль южного побережья
Португалии, протянулся почти столь же пологий склон, покрытый чехлом
слоистых осадков, смятых в многочисленные складки. При этом антикли-
нали выражены в подводном рельефе возвышенностями, а синклинали —
впадинами [Roberts, Stride, 1968]. Как считают Д. Робертс и А. Страйд,
эти структуры образовались в результате сползания отложенных на склоне
осадков на жесткую глыбу сравнительно древних пород, получившую назва-
ние блок Бетик [Roberts, 1970].
По данным гидрографического промера, проведенного Л. Бертуа с со-
авторами IBerthois е. a., 1965b], континентальный склон у западного побе-
режья Пиренейского полуострова заметно круче. Бровка шельфа постепенно
погружается к северу. Если на юге глубина ее равна приблизительно 200,
то севернее испано-португальской границы она возрастает почти до 400 м.
Несмотря на аккумуляцию осадков в желобообразной котловине, приурочен-
ной, по-видимому, к континентальному бордерленду у подножия склона,
на сейсмических профилях [Stride е. а., 1969] вдоль западного побережья
Пиренейского полуострова не отразилось сколько-нибудь заметного выдви-
жения континентальной террасы в сторону океана.
На банке Галисия, расположенной мористее упомянутой выше желобо-
образной котловины, обнажаются меловые породы [Black е. а., 1964].
Из четырех сейсмических профилей, полученных А. Страйдом и его колле-
гами [Stride е. а., 1969] у северного побережья Испании, три западных
также показали отсутствие разрастания склона за счет аккумуляции третич-
ных и четвертичных осадков. Вместе с тем, по данным Ж. Буало и Л. д'Озу-
виля [Boillot, d'Ozouville, 1970], на одном профиле фиксируется некоторое
выдвижение склона по направлению к океану (см. рис. Х-2, а). Вблизи
подножия уступа, приуроченного к нижней части склона, имеются выходы
древних коренных пород. Согласно результатам сейсмопрофилирования
272
поверхность внешнего шельфа имеет маломощный чехол меловых (?) и тре-
тичных осадков. На профиле, полученном восточнее, в районе г. Сантандера,
отмечен склон, выдвинувшийся в сторону океана за счет накопления третич-
ных осадков, нарушенных оползнями и разломами. Последние приурочены
главным образом к участку склона, подножие которого обрывается в каньоне
Кап-Бретон.
Вдоль западного побережья Франции континентальный шельф почти
непрерывно расширяется от 55 км у г. Биаррица до 180 км в районе г. Бре-
ста. Таким образом, западное побережье Франции характеризуется более
широким шельфом по сравнению с побережьем Пиренейского полуострова.
Это обусловлено обширными водосборными площадями рек, впадающих
в океан на западном побережье Франции, в отличие от гористых берегов
большей части Пиренейского полуострова. В южной части рассматриваемого
побережья внешний край шельфа находится на глубине почти 120 м, но по
направлению к северу он погружается до 200 м. В этой части побережья
100-метровая изобата проходит ближе к береговой линии, чем к 200-метро-
вой изобате. Это совершенно необычное для шельфа явление.
Осадки вдоль западного побережья Франции представлены чередова-
нием илов, ракуши и гравия с некоторым преобладанием более грубого мате-
риала на внешнем шельфе по сравнению с прибрежной зоной [Berthois,
LeCalvez, 1959]. Тонкий слой илов в некоторых местах покрывает песчаные
осадки, часть из которых представлена реликтовыми песками, формировав-
шими, по-видимому, в период понижения уровня Мирового океана широкую
зону дюн, подобную прибрежным дюнам Гаскони. В послеледниковое время
на шельфе западного побережья Франции существенной аккумуляции осад-
ков, очевидно, не происходило.
Крутизна континентального склона, окаймляющего западное побережье
Франции, оценивается в среднем 5°, но севернее, у берегов Ла-Манша, оца
уменьшается до 2°. Склон расчленен многочисленными каньонами, но вер-
шина лишь одного из них — известного каньона Кап-Бретон — врезается
в отложения шельфа [Berthois, Brenot, 1960; Berthois е. а., 1965а].
Аккумуляция меловых осадков, приведшая к разрастанию склонов,
сменилась эрозией, в результате которой оказалась размытой большая часть
континентального шельфа в этом районе. Затем, после опускания морского
дна, здесь имело место интенсивное накопление третичных осадков. Впослед-
ствии под воздействием абразии, тектонических пропессов и оползней по-
верхность склонов претерпела значительные изменения.
Континентальный шельф, расширяющийся к северу от западного побе-
режья Франции, максимально развит в пределах Ла-Манша и Ирландского
моря. Эта обширная шельфовая зона, получившая название Кельтского
моря, у м. Лэндс-Энд (крайняя юго-западная точка Великобритании)
достигает ширины 300, а с учетом расположенных вблизи проливов (Св.
Георга и др.) — 600 км. Глубина внешнего края шельфа составляет почти
200 м. Как и у западных берегов Франции, большая часть дна Кельтского
шельфового моря находится на глубине ниже 100 м.
В проливах Ла-Манш и Св. Георга имеются вытянутые долинообразные
понижения. Одно из них —подводная долина Хард-Дин, обнаруженная
вблизи п-ова Котантен, — врезано в скальное дно у подножия более чем
на 50 м. Первое сообщение о выходах коренных пород на дне Ла-Машпа
было сделано Л. Данжером (Dangeard, 1928). Эти породы палеозойского,
мезозойского и третичного возраста были впоследствии описаны целым
273
рядом исследователей [Hill, King, 1954; Curray е. а., 1965; A. Smith е. а.,
1965]. Детальное изучение пород было связано, в частности, с разработкой
проекта сооружения подводного тоннеля между Англией и Францией в прол.
Па-де-Кале (Дуврском).
Среди донных осадков Ла-Манша распространены пески, гравий и ра-
куша, илы встречены в незначительном количестве (рис. IX-22). Небольшая
мощность осадочного чехла и преобладание грубозернистого материала
обусловлены воздействием сильных приливно-отливных течений. Вдоль
южного побережья Ирландии и в западной части Ирландского моря
влияние приливов ощущается в меньшей степени. Об этом свидетельствует
более заметное (по сравнению с Ла-Маншем) присутствие иловых частиц
в донных осадках этих участков шельфа [Stride, 1963b; (Belderson,
1964)].
Наиболее характерной особенностью Кельтского шельфового моря
является присутствие на его дне многочисленных песчаных отмелей, вытяну-
тых в северо-восточном направлении и возвышающихся над поверхностью
дна приблизительно на 30 м. Самое значительное их скопление наблюдается
на внешнем шельфе Ирландского моря, за пределами 100-метровой изобаты.
Наиболее крупная из этих отмелей —банка Грейт-Сол. Она достигает почти
150 км в длину и 10 км в ширину. А. Страйд [Stride, 1963а] сопоставил
песчаные гряды рассматриваемой шельфовой зоны с аналогичными образова-
ниями, возникшими под воздействием приливов в различных районах зем-
ного шара, как у входа в эстуарии, так.и вблизи крупных речных дельт.
Ему удалось установить, что простирание песчаных гряд в рассматриваемой
шельфовой зоне свидетельствует о том. что их формирование обусловлено
приливными волнами в Ирландском море и Ла-Манше. При этом выяснилось,
что гряды Кельтской шельфовой зоны отличаются от песчаных образований
в других районах, созданных действиями приливов, как большими разме-
рами (в длину и в высоту), так и приуроченностью к относительно большим
глубинам. Кроме того, по данным А. Страйда, скорость приливных течений,
способствовавших формированию этих образований, ве менее 1 узла. Ско-
рость же приливных течений в других районах колеблется в пределах 1 —5
узлов [Off, 1963]. Как считают Л. Бертуа и И. Ле Кальвец [Berthois,
LeCalvez, 1959], песчаные гряды Кельтской шельфовой зоны образовались
под воздействием более сильных приливных течений в периоды понижений
уровня Мирового океана.
В пределах так называемого Кельтского моря и прилегающих эстуариев
развиты многочисленные песчаные валы, впервые описанные ван Вейном
[van Veen, 1936]. Впоследствии они изучались различными исследователями,
в том числе английскими геологами А. Страйдом и Н. Кеньоном [Stride,
1963b; Kenyon, Stride, 1968]. Эти песчаные валы, подобно песчаным телам
в районах Багамских банок и банки Джорджес, ориентированы перпендику-
лярно к простиранию песчаных гряд и обязаны своим происхождением при-
донным течениям. Последнее подтверждается их асимметричным строением:
склоны, обращенные к течению, более пологие, чем противоположные. Пес-
чаные валы, расположенные вблизи побережья Великобритании, выявлены
отчасти с помощью метода бокового сканирования, однако они столь же
отчетливо распознаются и на обычных эхолотных профилях. Картирование
этих форм донного рельефа способствует установлению преобладающих
направлений течений в различных районах Кельтской шельфовой зоны
[Stride, 1963b ].
18 Заказ 1054
274
О
О
CD
Рис. IX-22. Типы донных осадков Северного и Балтийского морей [Pratje, 1949].
Осадки: 1 — грубозернистые (пески, гравий, галька, обломки и глыбы пород); 2 — пески (за исключением грубозернистых раз-
ностей); 3 — илистые.
275
У западного побережья Ирландии вдоль части континентального склона
развит бордерленд. Бровка шельфа, находящаяся, по-видимому, не выше
отметки —200 м, выражена недостаточно ясно. Банка Поркьюпайн, возвы-
шающаяся на дне бордерленда, по данным изучавших ее Л. Бертуаи А. Гиль-
шера [Berthois, Guilcher, 1961], а также А. Страйда с соавторами [Stride
е. а., 1969], сложена с поверхности предположительно третичными осад-
ками, а в ее центральной части обнажаются, по всей вероятности, извержен-
ные породы. Согласно предположению упомянутых выше исследователей,
эта банка приурочена к участку коры континентального типа. Далее к северу
на глубине 2000 м обнаружена подводная долина, отделяющая от континен-
тального склона банку Роколл. Предполагается, что последняя является
блоком, отколовшимся от материка.
Северное море с его богатыми запасами нефти и природного газа иссле-
довалось многими морскими геологами. Дно южной части моря было очень
подробно изучено Т. Стоксом и Дж. Хубольтом [Stocks, 1956; Houbolt,
1968]. Кроме того, были составлены многочисленные карты донных осад-
ков [Pratje, 1949; Jarke, 1956; Houbolt, 1968]. Среди осадков преобладает
песчаный материал, однако встречаются и илы, главным образом в северной
части бассейна — в глубоком прол. Скагеррак, разделяющем Данию и Нор-
вегию.
На развитие дна Северного моря оказали влияние многие факторы.
В периоды оледенений ледниковые щиты, спускавшиеся с Норвегии и Бри-
танских островов, распространялись по поверхности шельфа Северного
моря и достигали 53° с. ш. Такое воздействие ледников привело, в частности,
к формированию крупной морены, получившей название банки Доггер
[Valentin, 1955; Stride, 1959а]. Некогда (после частичного отступления лед-
ников) банка Доггер осталась посреди океана, возвышаясь над его поверх-
ностью в виде острова, который был заселен древним человеком (остатки до-
машней утвари наряду с костями млекопитающих обнаружены па банке
драгированием). Образовавшиеся во время оледенения флювиогляциальные
отложения были вынесены за пределы южной границы распространения лед-
ников. В результате огромное количество песчаного материала отложилось
в южной части Северного моря и далее в пределах Ла-Манша, покрыв значи-
тельные площади, которые впоследствии оказались залитыми морскими
водами. После окончательного отступления ледников песчаные осадки были
перенесены приливными течениями в обратном направлении через прол.
Па-де-Кале и транспортировались вдоль обоих (западного и восточного)
побережий Северного моря [Houbolt, 1968].
Песчаные гряды и валы, приуроченные к южной части Северного моря,
исследовались целым рядом геологов [Guilcher, 1951; Stride, 1963b; Robin-
son, 1966; Houbolt, 1968]. Во время особенно сильных штормов эти песчаные
возвышенности мигрируют по дну [Stride, 1965а; Robinson, 1966]. Дж. Ху-
больт установил, что эти гряды образованы косослоистыми песками, залега-
ющими на плоской поверхности дна. Их происхождение связано скорее всего
с плейстоценовыми морскими осадками, нежели с голоценовыми отложениями
речных русел.
Результаты воздействия процессов оледенения на континентальный
шельф проявляются у берегов Скандинавского полуострова отчетливее, чем
в пределах Северного моря. Глубокий желоб прол. Скагеррак, огибающий
южное побережье Норвегии и приуроченный к внешнему краю шельфа
(несмотря на то что последний ориентирован перпендикулярно к границе
18*
276
Скандинавского ледникового щита), очень сходен с трогами, обнаружен-
ными в пределах побережий различных гляциальных областей. Вначале его
происхождение связывалось с тектоническими процессами [О. Holtedahl,
1940; 1964; Н. Holtedahl, 1955], что характерно для многих трогов, разви-
тых в областях, испытавпшх оледенение. Однако впоследствии на основании
данных сейсмопрофилирования более вероятной причиной образования трога
Скагеррак стали считать воздействие ледниковой эрозии. Он простирается
вдоль контакта древних пород Норвегии и более молодых осадочных образо-
ваний, залегающих на дне [О. Holtedahl, 1970].
Севернее Норвежский шельф рассечен множеством ледниковых трогов,
что отражено на превосходных картах, составленных О. Холтедалем
[О. Holtedahl, 1970]. Ширина шельфа у берегов Норвегии в среднем около
160 км, внешний край его на значительном расстоянии проходит глубже
200 м. Во внешней части шельфа банки располагаются на гораздо большей
глубине, чем банки других ледниковых областей, но рельеф тех и других
сходен. Шельфовые осадки в этом районе плохо отсортированы [Н. Hol-
tedahl, 1955] и содержат много обломков пород, указывающих на их ледово-
морское происхождение.
Континентальные склоны вдоль северного побережья Шотландии и
у Шотландских островов, подобно склонам вблизи Ирландского побережья,
изрезаны подводными долинами, по-видимому, неледникового происхожде-
ния [Stride е. а., 1967]. С внешней стороны континентальный склон окай-
млен банками и островами, такими как Фарерские. Очевидно, они представ-
ляют собой останцы континентальной окраины, отколовшейся от Европей-
ского материка (см. гл. XIV). Вдоль побережья Норвегии поверхность кон-
тинентального склона имеет очень пологий угол наклона, равный в сред-
нем 1°, до глубины 2000 м, однако к северу от 67° с. ш. уклон увеличивается,
достигая 4° вблизи Лофотенских островов.
Побережья Арктики и Антарктики
Вдоль северного побережья Европы, в районе Баренцева моря, протя-
гивается очень широкий и глубокий шельф (рис. IX-23). По ширине, равной
1300 км, его можно сопоставить с шельфами, окаймляющими побережья
Китая и Австралии. Глубина шельфа Баренцева моря колеблется в преде-
лах 200 —400 м; она превосходит глубину погружения всех известных шель-
фов. На дне моря обнаружены многочисленные троги. С севера шельф
ограничен двумя большими группами островов, включающих Шпицберген
и Землю Франца-Иосифа. Баренцево море тщательно исследовано советскими
геологами, в частности М. В. Кленовой [1940, 1960]. Донные осадки здесь
представлены главным образом илами, но, так же как и в других глубоко-
водных районах у ледниковых побережий, встречаются и многочисленные
участки каменистого дна [Bissett, 1930].
В Карском море, у восточных берегов о. Новая Земля, находится глу-
бокий трог, идущий вдоль всего островного побережья. В восточной части
Карского моря шельф претерпевает значительные изменения. За исключением
некоторых глубоких трогов у берегов ряда островов, покрытых в настоящее
время льдом и расположенных к северо-востоку от архипелага Новая Земля
(100° в. д.), шельф Сибирского и Аляскинского побережий очень плоский,
а глубина его погружения не превышает 75 м. Наиболее мелководные уча-
стки шельфа приурочены к устьям больших рек севера Сибири. Шельф
277
становится значительно уже в районе о-вов Северная Земля, перекрыва-
ющих часть его поверхности, и вновь расширяется почти до 550 км у северо-
восточного побережья Сибири. В Чукотском море, у берегов Аляски, он снова
10° 20° 30° 40° 50° 60° 70° 80°
Рис. IX-23. Ледниково-эрозионный рельеф дна Баренцева моря к северу от СССР и Нор-
вегии [Klenova, 1960].
сужается приблизительно до 100 км, сохраняя, однако, на всем протяжении
плоскую поверхность, за исключением того места, где западнее м. Барроу
в отложения шельфа врезается подводная долина Барроу.
В других районах, севернее Берингова пролива, сглаженный рельеф
шельфа соответствует таковому Берингова моря к югу от пролива. Согласно
278
эхолотным промерам в обоих указанных районах дно шельфа, по-видимому,
столь же плоское, как и у других промеренных шельфов подобного типа.
Вместе с тем в ряде мест здесь были обнаружены небольшие холмы (высотой
2—4 м), локализованные близ берега на глубине около 28 м [Вех, 1955].
На более значительной глубине такие холмы были встречены вдоль берегов
подводных долин, пересекающих шельф [Carsola, 1954b].
Среди осадков на дне Чукотского моря [Carsola, 1954а] преобладают
илы, поступающие, очевидно, в основном с водами р. Маккензи. Наряду
с илами в большом количестве встречаются песчаные и гравийно-галечные
отложения, переносимые дрейфующими льдами. В результате воздействия
двух факторов образуются ледово-морские осадки, характерные для всех
высокоширотных шельфов как гляциальных, так и негляциальных областей.
Бурая окраска осадков в Чукотском море наводит на мысль об окислитель-
ных условиях осадконакопления. В донных осадках присутствует 1,5—2%
разложившегося органического вещества. Видимо, эти осадки сходны по
составу с описанными О. Бёггильдом [Boggild, 1916] у северо-восточного
побережья Сибири.
В восточной части моря Бофорта обнаружено несколько глубоких тро-
гов, и далее к востоку вдоль всего побережья прослеживаются острова
и троги, такие же как и у берегов прочих областей оледенений. Насколько
известно, глубина проходов между островами не превышает таковой у бере-
гов Норвегии и п-ова Ньюфаундленд. Гудзонов залив, очевидно, очень
близок к такому типу глубоководных впадин; Мы располагаем небольшим
количеством данных об осадках этих впадин, так же как и о неправильных
очертаниях внешнего края шельфа.
Исследования континентального склона Северного Ледовитого океана
сопряжены с большими трудностями в связи со сложными ледовыми усло-
виями. На Аляске, севернее м. Барроу, были выявлены отдельные под-
водные хребты, свидетельствующие о наличии здесь континентального бор-
дерленда [Fisher е. а., 1958]. К востоку от него расположен пологий (с укло-
ном всего 1,5° до изобаты 2000 м) континентальный склон, расчлененный
множеством подводных каньонов [Carsola е. а., 1961].
Несмотря на интенсивные исследования континентальных террас вокруг
Антарктиды в течение двух последних десятилетий, их природа во многом
еще остается неясной. Из обобщающих работ, посвященных изучению океани-
ческого дна в районе Антарктиды, лучшие, безусловно, принадлежат перу
А. В. Живаго [Zivago, 1962, 1964]. Однако в этих работах автор, к сожале-
нию, уделяет слишком мало внимания континентальным террасам.
По имеющимся данным, шельф Антарктиды погружен значительно
глубже 200 м. На основании изучения эхограмм промерных галсов этот
шельф характеризуется относительно менее расчлененным рельефом по
сравнению со многими шельфами других ледниковых областей, однако его
поверхность, несомненно, осложнена многочисленными глубокими трогами
и котловинами. Поверхность континентального склона большей частью
падает под очень пологими углами, как правило не превышающими 0,5°.
Пока еще мы не располагаем данными о наличии в пределах континентального
склона подводных каньонов. Большинство промерных галсов, выполненных
экспедиционными судами, пересекает континентальный склон Антарктиды
вкрест простирания, поэтому характер его рельефа до сих пор недостаточно
изучен. В районе моря Девиса советскими геологами обнаружен склон
с уклоном 5°.
ГЛАВА
X
ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ
КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ТЕРРАС
В предыдущей самой большой по объему главе довольно подробно
охарактеризованы континентальные террасы земного шара; происхождение
и история их развития рассмотрены в ней кратко. В настоящей главе автор
пытается дать определение различных морфогенетических типов террас,
окаймляющих континенты пашей планеты. Кроме того, здесь будет пока-
зано, каким образом такие факторы, как эрозия и осадконакопление, во
взаимодействии с тектоническими движениями и понижениями уровня Ми-
рового океана сформировали современный рельеф континентальных террас.
Характеристике главных эрозионных образований на континентальных
склонах — подводным коньонам — посвящена следующая глава книги.
После выхода в свет второго издания «Морской геологии» появилось
много новых гипотез о происхождении шельфов и континентальных террас,
подкрепленных результатами обширных исследований в различных районах
земного шара. Целый ряд теоретических представлений в этой области,
казавшихся вполне обоснованными 10 лет назад, в настоящее время под-
лежит пересмотру. При характеристике различных аспектов проблемы
происхождения континентальных террас автором широко использовались
опубликованные работы Дж. Карри, К. Эмери, Г. Хедберга, Д. Моора,
А. Страйда, Д. Свифта и Э. Учупи.
1. ХАРАКТЕРИСТИКА КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ШЕЛЬФОВ
Особенности рельефа
Из описания континентальных шельфов в гл. IX совершенно очевидно,
что поперечный профиль типичного шельфа весьма далек по конфигурации
от плавного изгиба, отражающего прежнее представление об абразионной
террасе, которая во внешней части переходит в аккумулятивную. Если так
называемый профиль равновесия хорошо выражен в верхней части шельфа,
в зоне прибрежного мелководья, примыкающей ко многим пляжам, то
представления о таком профиле вряд ли применимы для шельфа в целом.
На тех участках шельфа, где удалось провести достаточно детальные про-
меры, было установлено, что его поверхность обычно осложняется много-
численными террасами, возвышенностями и впадинами.
К сожалению, мы не располагаем современными данными по шельфам
в целом, которые дали бы нам возможность провести надежный стати-
стический анализ его основных элементов: глубины и ширины, уклона
280
поверхности и характера рельефа. За неимением такого материала приходится
ограничиваться старыми статистическими сведениями, полученными авто-
ром с помощью его студентов более 30 лет назад. Приводимые ниже характе-
ристики составлены на основании изучения батиметрических карт и профи-
лей по всем районам земного шара с использованием данных гидрографиче-
ского промера, проведенного приблизительно через каждые 18 км вдоль
континентальных шельфов:
1. Средняя ширина континентального шельфа 75 км.
2. Средняя глубина внешнего края шельфа в месте наиболее резкого перегиба склона
130, а в наиболее плоской части шельфа — около 60 м.
3. На 60% поперечных профилей шельфов, составленных по данным гидрографиче-
ского промера, было зафиксировано наличие возвышенностей с относительными высотами
20 м и более.
4. Впадины с относительными глубинами 20 м и более отражены на 35% профилей.
Многие из них являются замкнутыми, а иные представляют собой линейно вытянутые
долины.
5. Средний уклон поверхности шельфа 7', причем во внутренней части он несколько
круче, чем во внешней. По данным М. Хайеса [Hayes, 1964 ], за пределами 60-метровой
изобаты средний уклон увеличивается до 12,4'.
На основании того же статистического материала устанавливается сла-
бая зависимость глубины внешнего края от ширины шельфа. Хотя узкие
(шириной меньше 40 км) шельфы характеризуются сравнительно мелковод-
ными границами, рост ширины шельфа не ведет к возрастанию глубины его
внешнего края. Кроме того, сравнительно узкие шельфы с неглубоко зале-
гающим внешним краем, как правило, встречаются в областях распростра-
нения растущих коралловых рифов. В некоторых случаях уменьшение
глубины шельфа обусловлено его локальным сужением, связанным с раз-
витием дельт или вдающихся в море крупных аккумулятивных образо-
ваний.
Обращает внимание тот факт, что внешний край шельфов вдоль восточ-
ного побережья США приурочен к меньшим глубинам по сравнению с тако-
вым шельфов западного побережья Северной Америки (к северу от Сап-Фран-
циско). Это противоречит полученным из разных источников данным о том,
что восточное побережье США испытывает погружение, в то время как за-
падное формируется в условиях тектонического поднятия. Относительно
большие глубины шельфов западного побережья США могут быть обусло-
влены более эффективным действием волновой абразии при понижении
уровня Мирового океана в период последнего оледенения. Однако при сопо-
ставлении глубин внешнего края шельфа всех побережий, где преобладают
ветры, направленные с моря па сушу, с батиметрическим положением бровки
шельфа на побережьях, характеризующихся господством ветров, направлен-
ных с суши на море (за исключением глубоких ледниковых шельфов), вы-
яснилось, что глубины на побережьях, подверженных морским ветрам,
составляют в среднем 109, а на «подветренных» побережьях — 132 м.
Исходя из приведенных выше, а также других данных сравнительного
изучения шельфов представляется очевидным, что их глубина определяется
влиянием более мощных факторов, нежели экспозиция побережий по отно-
шению к преобладающим ветрам и фронту волны. Несомненно, что глубина
внешнего'края шельфов находится в прямой зависимости от мощности осадоч-
ного покрова, поскольку уровень Мирового океана повысился после того,
как внешняя часть шельфа подверглась волновой абразии в висконсинскую
281
стадию оледенения. Внешний край шельфов испытывает также влияние
океанических течений, например Гольфстрима, так как эти течения либо
препятствуют отложению осадочного материала, либо эродируют поверх-
ность шельфа. Кроме того, со времени последнего понижения уровня Миро-
вого океана в пределах континентальных окраин происходили как эпейро-
генические, так и резко дифференцированные движения, приведшие к обра-
зованию складок.
Донные осадки континентальных шельфов
До 30-х годов нашего столетия, с которых начались систематические
геологические исследования шельфов, некой геологической догмой являлось
представление о том, что осадки, выстилающие их поверхность, хорошо
отсортированы и изменяются последовательно от грубых близ берега до тон-
ких у внешнего края шельфа. Однако изучение обширных коллекций образ-
цов шельфовых отложений, проведенное в настоящее время, подтвердило
высказанное автором в 1932 г. предположение [Shepard, 1932], основанное
только на анализе характеристик грунтов гидрографических карт: последо-
вательная сортировка осадков на шельфах по направлению к их внешнему
краю является исключением и характерна лишь для узких зон, располо-
женных вблизи пляжей. Теперь нам известно, что распределение осадков
различного гранулометрического состава па шельфе очень мало связано
с удаленностью того или иного участка шельфа от берега. К внешнему краю
шельфов приурочены главным образом грубые осадки, песчаные зоны окай-
мляют участки внутреннего шельфа, покрытые иловыми отложениями.
На внешнем шельфе, кроме того, обильно представлены гравийно-галечный
материал и выходы скальных пород. Распределение шельфовых отложений
очень напоминает лоскутное одеяло.
Несмотря на отсутствие последовательного уменьшения зернистости
осадков к открытому морю, на распределении отложений в пределах шельфа
все же сказывается влияние таких факторов, как геолого-геоморфологиче-
ские особенности прилегающих районов суши, конфигурация береговой
линии, мощность вдольбереговых течений и рельеф самого шельфа. Все эти
факторы играют существенную роль в строении его дна. Ниже будет дана
обобщенная характеристика донных шельфовых осадков в зависимости от
различных условий.
Пески, являющиеся наиболее распространенным типом шельфовых
осадков, отлагаются главным образом на открытых шельфах, характеризу-
ющихся сглаженным рельефом; вдоль песчаных пляжей значительной про-
тяженности; па вытянутых отмелях; вблизи песчаных мысов; с внешней
стороны узких заливов; на банках в районах развития ледниковых форм
рельефа (в последнем случае песчаные осадки обычно перемешаны с гравийно-
галечным материалом и каменными глыбами).
Преобладание илов среди донных осадков отмечается па участках шельфа,
приуроченных к устьям крупных рек и их подводным продолжениям; в пре-
делах защищенных от воздействия волн бухт и заливов; в депрессиях внеш-
ней части шельфов.
Скальное дно, на поверхности которого часто присутствуют скопления
гравия, гальки или глыб различных пород, представлено главным образом
в проливах; вблизи скалистых мысов; вдоль побережий, где развиты клифы,
сложенные коренными породами; на открытом шельфе, подвергающемся
282
воздействию сильных течений на возвышенностях (за исключением шельфов
с ледниковым рельефом).
М. Хайес [Hayes, 1967], изучив имеющиеся пробы донных осадков,
развитых во внутренней (до глубины 60 м) части шельфов земного шара, за
исключением арктических побережий, выявил следующие зависимости
образования различных типов осадков от климатических особенностей
соответствующих районов.
1. Илы наиболее обильны на шельфах в районах с жарким климатом и значительным
количеством атмосферных осадков (влажные тропики).
2. Пески широко распространены на шельфах всего земного шара, но максималь-
ное их количество приурочено к зонам умеренных температур и среднего количества ат-
мосферных осадков; они развиты у побережий всех пустынных областей, за исключением
районов с особенно низкими температурами.
3. Коралловые рифы нарастают на поверхности шельфа главным образом в тропиче-
ских районах.
4. Гравий и галька чаще встречаются среди шельфовых отложений в районах низ-
ких температур (полярных и приполярных зонах).
5. Коренные породы на дне шельфов характерны в основном для районов с холодным
климатом, но их развитие достаточно четко ограничено внутренней зоной шельфа, где ими
сложены преимущественно наиболее крутые склоны.
6. Распределение ракушечных отложений на шельфах не имеет видимой связи с кли-
матическими условиями; тем не менее эти образования более характерны для самых засуш-
ливых областей земного шара.
Использование навигационных карт и содержащихся на них данных
о грунтах только внутренней части шельфа позволяет получить достаточно
полное представление о характере современных осадков, перекрывающих
здесь значительную часть более древних отложений. Однако выходы послед-
них довольно часто встречаются и па внешнем шельфе.
2. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ СКЛОНОВ
Континентальные склоны изучены значительно хуже шельфов. Частично
это можно объяснить тем обстоятельством, что континентальные склоны,
обладающие большими уклонами, на эхограммах звуковых геолокаторов не
фиксируются. Однако в результате применения сейсмоакустического зонди-
рования в сочетании с сейсмопрофилированием были выявлены структурные
формы осадочной толщи. Сейчас можно уверенно говорить о том, что мы
получили значительно более полное представление о континентальных
склонах по сравнению с тем, что о них было известно в прошедшем десяти-
летии .
До сего времени не была сделана попытка получить новые среднестати-
стические характеристики этих образований, поэтому приходится использо-
вать сведения, изложенные в предыдущих изданиях книги. По данным
проанализированных тогда эхограмм было установлено, что средний уклон
типичного континентального склона составляет 4° 17' до глубины 1800 м.
На больших глубинах континентальные склоны, как правило, выполажи-
ваются, однако многие склоны Тихого океана становятся круче по мере
приближения к их основанию. Это отмечается не только там, где склоны
резко обрываются в желобах, но и в тех районах, где желоба вообще отсут-
ствуют, например вдоль большей части западного побережья США и вблизи
юго-восточного побережья Австралии. С обеих сторон п-ова Флорида мак-
283
симальной крутизной характеризуется нижняя часть континентального
склона, окаймляющая плато Блейк на востоке и подстилающая верхнюю,
пологую, часть склона на западе.
Глубины подножия континентальных склонов варьируют в широких
пределах. Наиболее значительны они в Тихом океане (в среднем более
4000 м). В западной части океана, где склоны выдвинуты в пределы глубо-
чайших желобов, глубина подножий достигает 10 000 м. С другой стороны,
вдоль западного побережья Северной Америки и к северу от берегов Кали-
форнии основание континентальных склонов находится, как правило, на
глубине менее 3000 м, причем вблизи зал. Якутат (Аляска) простирание
склонов заметно изменяется. В пределах этой зоны современные желоба
отсутствуют. Большинство континентальных склонов Атлантики обрывается
на глубине, не превышающей 3000 м. но здесь они окаймляются континен-
тальными подножиями, которые продолжают полого опускаться до глубины
более 4000 м. Склоны внутренних морей прерываются в основном на глуби-
нах, меньших 3000 м;тоже наблюдается и в крупных океанических заливах,
таких как Бенгальский или Аравийское море.
Типичные отложения континентальных склонов представлены более
тонкозернистым материалом по сравнению с шельфами. Согласно данным
о грунтах на изданных гидрографических картах около 60% осадков со-
ставляют илы, 25% пески, 10% коренные породы и галька, на ракушечник
и оозы приходятся остальные 5% осадков. По результатам опробования,
проведенного вкрест простирания бровки шельфа, отмечается переход от пес-
чаных осадков внешнего края шельфа к илам верхней части склона. Вместе
с тем в пределах последнего наблюдается пятнистое распределение участков
более грубозернистого материала; их ареалы приурочены большей частью
к возвышенностям и грядам па склоне. Скальное дно обнажается вдоль
большинства крутых склонов, а также в местах, подвергающихся воздей-
ствию сильных придонных течений. Скальные выходы представлены либо
оползневыми глыбами, либо коренными породами, обнажившимися в ре-
зультате воздействия течений.
3. ОСНОВНЫЕ ТИПЫ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ТЕРРАС
Новые данные, полученные при сейсмическом профилировании, позво-
лили нам разработать классификацию континентальных террас земного
шара по структурным признакам. Основные типы континентальных террас,
вошедшие в классификацию, представлены на схеме (рис. Х-1), частично
заимствованной из работ Д. Моора и Дж. Карри (Мооге, Снггау, 1963),
К. Эмери [Emery, 1968с, 1969b] и Г. Хедберга [Hedberg, 1970]. В этой клас-
сификации мы не пытались отразить специфическое влияние оледенений на
развитие шельфов, а также своеобразное воздействие па них колебаний
уровня Мирового океана в плейстоценовую эпоху. За пределами классифи-
кации остались террасы, формирование которых связано как с изменениями,
вызванными течениями в пределах шельфа, так и с преобразованием поверх-
ности континентальных склонов под воздействием оползневых и эрозионных
(обусловленных различными течениями) процессов.
Первые два типа континентальных террас, внешние склоны которых
приурочены к сбросам, являются, по всей вероятности, наиболее распро-
страненными по сравнению с другими, однако ограничивающие их сбросовые
уступы в основном претерпели существенные изменения, обусловленные
284
оползанием пород и эрозионным воздействием течений. При этом впадины,
возникшие вследствие перемещения оползней вниз по склону, так же как
и депрессии, образовавшиеся за счет опущенных блоков ступенчатых сбро-
сов, оказались заполненными осадочным материалом. К этому типу относятся
главным образом континентальные террасы, окаймленные глубоководными
желобами. К. Эмери [Emery, 1969bJ все шельфы западного побережья США
к югу от Канады объединяет в один классификационный тип, характеризу-
ющийся наличием тектонических барьеров, ограничивающих внешнюю
Рис. Х-1. Основные типы континентальных террас.
1 — породы фундамента; 2 — соляные купола, 3 — коралловый риф; 4 — вулканическая постройка.
часть шельфов. Однако иллюстрация этого типа континентальных террас,
приведенная в работе К. Эмери [Emery, 1969b], отвечает, по-видимому, схеме
(см рис. IX-15), на которой изображен внешний край континентальной
террасы, образованный сбросовыми уступами, со следами оползней под
верхним блоком. Он мог бы также соответствовать типу, изображенному
на рис. Х-1, б.
Совершенно очевидно, что образование сброса должно быть приурочено
главным образом к пограничной зоне между тяжелыми океаническими
и более легкими континентальными блоками земной коры. Правильность
представления о том, что сбросовые явления оказали значительное воздей-
ствие даже на те континентальные склоны, в основании которых желоба
отсутствуют, подтверждается наличием очагов землетрясений, приуроченных
к склонам подобного типа; увеличением в целом ряде мест крутизны нижней
части склонов; срезанием относительно прямыми, (в плане) границами скло-
нов прибрежных структур, подходящих к склону под тем или иным углом
285
(случай весьма распространенный); частыми изменениями простирания кон-
тинентальных склонов.
Шельфы, ограниченные сбросовыми уступами, могут иметь различное
происхождение. В случае, изображенном на рис. Х-1, а, предполагается,
что шельф подвергся абразии, в результате чего сформировалась континен-
тальная терраса абразионного типа, положение которой только отчасти
соответствует современному уровню океана. Разумеется, осадочный материал,
образующийся при абразии шельфа, мог аккумулироваться на континенталь-
ном склоне. Однако если склон был настолько крутым, что массы осадков
сползали к его подножию, сбросовый уступ в основном сохранялся в перво-
начальном виде.
На рис. Х-1, б показан тип шельфа, формирование которого осущест-
влялось путем нарастания вверх за счет интенсивного осадконакопления
в его пределах по мере погружения соответствующего блока земной коры.
В данном случае предстоит ответить на довольно сложный вопрос: каким
образом осадки могли нарастать на внешнем крае шельфа, не сползая по
примыкающему крутому уступу. Вероятно, вдоль границы шельфа происхо-
дит значительное оползание осадков, за исключением тех случаев, когда
шельфовые отложения на внешнем крае представлены коралловыми или
другими органогенными рифами либо когда приподнятые тектонические
блоки образуют у бровки шельфа своеобразный барьер (как показано на
рис. Х-2, а) и когда слои твердых пород наклонены в сторону суши [Hed-
berg, 1970, фиг. 18, с].
Тип, показанный на рис. Х-1, в, объединяет выдвинутые в сторону океана
участки шельфа и соответствующие им склоны. Он известен под названием
аккумулятивной, или намывной, террасы. Ранее считалось, что террасы
именно такого типа отвечают начальной стадии развития контипептальпого
склона. В предыдущих изданиях «Морской геологии» я опровергал эту точку
зрения па основании, во-первых, наличия обширных выходов коренных
пород на внешней части шельфов и даже па континентальных склонах;
во-вторых, неровного характера рельефа склонов и, в-третьих, часто на-
блюдаемого увеличения крутизны континентальных склонов вблизи
их подножий. Однако приведенные выше соображения свидетель-
ствуют лишь о том, что образование аккумулятивных террас — не един-
ственно возможная начальная стадия формирования континентальных
склонов.
Изучение многочисленных сейсмических профилей в настоящее время
подтвердило важную роль аккумуляции осадков в выдвижении континен-
тальных террас (рис. Х-3). Несомненно, что в результате этого процесса
произошло расширение многих шельфов, особенно вдоль побережий Атлан-
тического океана. Однако даже хорошо развитые шельфы Атлантики имеют
в своей внешней части обнажения скальных пород либо выходы древних
формаций, прикрытые тонким слоем осадков, как это наблюдается на банке
Джорджес или вблизи берегов Ла-Манша. В большинстве случаев в про-
цессе аккумуляции осадков просто произошел некоторый подъем поверх-
ности внешнего края уже сформировавшегося шельфа. Однако шельфы,
окаймляющие дельты многих крупных рек, оказались выдвинутыми на мно-
гие десятки километров в сторону глубоководной части океана. Это почти
несомненно установлено для дельт Нигера (см. рис. IX-21) и Нила. Вполне
вероятно, что здесь, скорее всего, имело место разрастание фронтальных
склрнов дельты, а не формирование настоящей аккумулятивной террасы.
286
Окончательно решить этот вопрос можно только после получения длинных
колонок донных осадков.
Тип континентальной террасы, изображенный на рис. Х-1, г, представ-
ляет собой результат совокупного воздействия двух факторов: накопления
отложений на погружающемся шельфе и нарастапия склона за пределами
Рис. Х-2. Сейсмические профили у побережья Северной Калифорнии, на которых показан
блок сбросового происхождения (а), ограничивающий внешний край шельфа [Silver,
1971], и в районе плато Блейк (б), где шельф ограничен коралловым рифом [Uchupi,
1970].
287
шельфа в результате аккумуляции осадков. Это довольно обычный тип
континентальной террасы. В настоящее время точно установлено, что узкий
внутренний шельф Флориды (рис. IX-3) сформировался именно таким обра-
зом. Еще один пример террасы, относящейся к этому типу, обнаружен вблизи
побережья Найарита в Мексике, к югу от Калифорнийского залива [Спггау,
Мооге, 1964].
Целый ряд авторов подчеркивали важность образования барьеров вдоль
внешнего края континентальных шельфов как основного фактора их форми-
Рис. Х-3. Сейсмические профили восточного побережья США, которые отражают размы-
тую континентальную террасу, образованную частичной денудацией склона и оползне-
выми явлениями [Emery, 1968а].
рования. Характерный профиль этого типа показан на рис. Х-1, д. Во вто-
ром издании книги приведенное выше объяснение проиллюстрировано на
рис. 125, В *. Там представлен участок шельфа в районе Сан-Франциско,
где на внешнем крае были размыты породы основания, а в виде эрозионных
останцов сохранились о-ва Фараллон. С внутренней стороны этого
жесткого скального барьера имело место осадконакопление, в результате
которого заполнились ранее существовавшие котловины (см. рис. IX-15).
К. Эмери предложил называть такие образования, ограничивающие внеш-
ний край шельфа, тектоническими барьерами (tectonic dams) [Emery,
1969b], а Г. Хедберг [Hedberg, 1970] классифицировал их как краевые
гряды. Согласно К. Эмери, шельфы этого типа развиты вдоль побережий
Северной и Южной Америк, от Британской Колумбии до Чили. Разумеется,
К. Эмери допустил слишком широкое обобщение, так как по целому ряду
сейсмических профилей видно, что далеко не все террасы здесь имеют ука-
занное выше происхождение.
* См. русский перевод [Шепард, 1969, с. 230, фиг. 2-IX, ж]. — Прим. пер.
288
Другой тип барьера показан на рис. Х-1, е. В данном случае его роль
выполняет коралловая постройка, нарастающая на внешнем крае шельфа.
Расположенный за его пределами континентальный склон может целиком
представлять собой рифовое образование, но значительно чаще он имеет
сбросовое происхождение. Ведь редко случается, чтобы мелководные рифы
погружались до подножия континентального склона. Барьеры, образован-
ные коралловыми рифами, обнаружены у восточного побережья п-ова Фло-
рида, предположительно вблизи плато Блейк (рис. Х-2, б), а также па шель-
фах Яванского моря. В результате драгирования и гидрографического
промера в пределах сбросового уступа у западного побережья Флориды
выяснилось, что внешняя часть шельфа, представленная коралловым ри-
фом, нарастала вверх, в то время как континентальный склон погружался.
Это в свою очередь создавало условия для аккумуляции других отложений
на внутреннем шельфе.
За последнее десятилетие стало очевидным, что тин континентальных
террас, показанный на рис. Х-1, ж, при котором барьер на внешнем крае
шельфа образован за счет внедрений диапиров, играет весьма важную роль.
В качестве примера можно привести террасы близ северо-западного побе-
режья Мексиканского залива. Считается, что диапировые структуры в этом
районе связаны главным образом с формированием соляных куполов [Leh-
ner, 1969]. Однако целый ряд возвышенностей другого типа на внешнем
шельфе, так же как, возможно, некоторые гряды и антиклинальные купола,
возник, по всей вероятности, за счет грязевых диапировых внедрений.
До изучения этих возвышенностей с помощью геофизических методов их,
как правило, считали биогермами, так как на их поверхности наблюдаются
нарастания кораллов и известковых водорослей. Даже использовав данные
сейсмических профилей и гравитационных измерений, трудно окончательно
установить природу этих образований.
В число барьеров, ограничивающих внешние края шельфов, Г. Хед-
берг включил также вулканические купола (рис. Х-1, з). В качестве примера
он выбрал о-ва Рюкю, дугой обрамляющие сравнительно глубоководную
котловину Охотского моря. Вероятно, более удачным примером служат
о-ва Прибылова, окаймляющие южную окраину Алеутского шельфа.
Очевидно, существует много районов, где в будущем могут развиться
континентальные террасы. Например, все краевые узкие бассейны, располо-
женные вдоль восточного и юго-восточного побережий Азии, окаймляются
островными дугами, что создает условия для образования шельфов за счет
осадконакопления. Вершины островов могут оказаться срезанными под
воздействием волновой абразии, что приведет к созданию подводного барьера
на внешнем крае новообразованного шельфа.
4. ПРОЦЕССЫ, ФОРМИРУЮЩИЕ РЕЛЬЕФ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ
ШЕЛЬФОВ
Рельеф шельфов сформировался в значительной степени под влиянием
материковых оледенений в четвертичный период. Косвенное влияние их
проявляется в колебаниях уровня Мирового океана, сопровождавших как
разрастание, так и деградацию гигантских ледниковых покровов. Кроме
того, на характере рельефа шельфов сказались такие факторы, как волновая
абразия, придонные течения и рост коралловых рифов. Ширина шельфов
уменьшалась в результате как перекрытия их дельтами и аккумулятивными
289
выступами берега, так и (в меньшей степени) образования краевых барьеров.
В ряде мест морфологические особенности шельфа были обусловлены текто-
ническими движениями, а также внедрениями диапиров.
Оледенение на шельфах. Шельфы, некогда покрытые
ледниками, в большинстве случаев резко отличаются по рельефу от шельфов,
не испытавших оледенения. Первые характеризуются глубокими трогами,
частично или полностью пересекающими их поверхность. Некоторые троги
развиваются по зонам разрывных нарушений, ориентированных по прости-
ранию шельфа. Имеются также котловины, особенно вблизи берега, глу-
бина которых обычно превышает 200 м. Для этого типа шельфов характерны
многочисленные банки, протягивающиеся вдоль его внешнего края; некото-
рые из них поднимаются выше общего уровня поверхности внутреннего
шельфа. Такими банками являются или гряды конечных морен, образован-
ных в результате разгрузки материала у границ ледников, или конусы
водно-ледниковых отложений, формирующихся обычно вдоль ледниковых
языков. Флювиогляциальные отложения, маскируя в целом ряде мест ледни-
ковые осадки, слагают участки с ровной поверхностью, обнаруженные,
например, с внешней стороны банок Джорджес, Банкеро и Сейбл-Айленд.
В прошлом формирование рельефа морского дна в областях, испытавших
оледенение, трактовалось зачастую неверно, поскольку не учитывалась
роль ледников в возникновении различных форм рельефа. Чаще всего ошибка
состояла в том, что сравнительно прямые стенки ледниковых трогов прини-
мали за сбросовые уступы, а сами троги считали грабенами. К счастью,
теперь данные сейсмопрофилирования избавляют нас от подобных
ошибок. Вместе с тем иногда троги действительно образуются вдоль древних
разломов, признаки которых можно обнаружить па сейсмических
профилях.
Внутренний край шельфов, испытавших оледенение, также характе-
ризуется своеобразным рельефом. Побережье вдоль шельфов этого типа
изрезано глубоко вдающимися в сушу бассейнами, такими как заливы
Св. Лаврентия, Гудзонов, Диксоп-Энтранс и проливы Хуан-де-Фука и Магел-
ланов. В пределах Антарктиды имеются заливы еще больших размеров,
но большинство из них полностью или частично скрыто под покровом льдов.
Колебания уровня Мирового океана. В периоды
оледенений уровень Мирового океана понижался и речные потоки протекали
по обнаженному дну шельфов, оставляя на его поверхности неглубокие
долины. При последующих же повышениях уровня океана большинство этих
долин оказывалось полностью или частично заполненным осадками. Нагляд-
ным примером может служить подводная долина, пересекающая шельф
у побережья вблизи Нью-Йорка. Там, где уровень океана оставался более
или менее постоянным в течение достаточно длительного времени, па внешнем
шельфе возникали абразионные террасы. Такое явление наблюдается,
например, в районе берега Франклина.
Речные дельты формировались также в периоды низкого стояния уровня
океана; несомненно, что их реликты сохранились в виде широких плоских
террас па участках внешнего шельфа, окаймляющих современные дельты
крупных рек. В областях развития карбонатных формаций, например у побе-
режья п-ова Флорида, при понижениях уровня океана развивались карсто-
вые воронки, ныне затопленные морем.
Постоянные океанские течения препятствуют нормальному осадко-
накоплению, а в целом ряде случаев эродируют морское дно. Несомненно,
19 Заказ 1054
290
что нахождение плато Блейк на большей глубине относительно расположен-
ных севернее участков шельфа объясняется воздействием проходящего над
ним Гольфстрима, смывавшего отлагавшиеся здесь осадки, после того как
плато оказалось затопленным при последующем подъеме уровня океана.
На плато Блейк в отличие от мелководного внутреннего шельфа с олигоце-
нового времени имело место лишь незначительное осадконакопление. На от-
дельных участках его дна обнажаются коренные породы эоценового воз-
раста — признак того, что олигоценовые отложения здесь были полностью
эродированы. Южнее, где Гольфстрим подходит вплотную к побережью
Флориды, шельф практически отсутствует. Менее сильное воздействие
оказывает Северное Пассатное течение (вблизи северного побережья Южной
Америки) на шельф у дельты р. Ориноко. Вместе с тем оно препятствует
выдвижению дельты на всю ширину шельфа. Отсутствие заметно выражен-
ного шельфа вдоль восточного побережья п-ова Юкатан можно отчасти
объяснить влиянием Аляскинского течения. Предполагается, что наличие
глубоко погруженного шельфа у северо-западного побережья Африки
[van Andel, Calvert, 1971] и отсутствие его вблизи западных берегов Анголы
может быть обусловлено проходящим здесь Бенгельским течением, хотя
данных по этому району мы имеем мало.
Воздействие как постоянных океанических, так и приливно-отливных
течений наблюдается также в устьевых частях заливов, в результате чего
на дне их образуются очень глубокие вымоины (см. гл. III). Наиболее зна-
чительные из них отмечаются в проливах Внутреннего Японского моря
(см. рис. IX-17). Впадины такого типа обнаружены также в заливах, где
практически отсутствуют приливно-отливные явления, например у входа
в зал. Баратария (район Мексиканского залива), где глубина депрессии
достигает 50 м. Еще более эффективно действие сильных океанских
течений в проливах. Глубина Флоридского пролива, составляющая 1750 м,
по всей вероятности, обусловлена проходящим между Кубой и Флоридой
мощным течением Гольфстрим.
Нарастания кораллов на шельфах. Во всех тропиче-
ских областях, где морская вода не замутнена речными потоками, шельфы
изобилуют коралловыми рифами. Они рассеяны на огромной территории
в виде многочисленных мелководных банок, многие из которых достигают
поверхности океана. Наиболее характерны в этом отношении шельфы на
восточной стороне материков в тропических районах. Ярким примером
может служить Квинслендский шельф (Австралия), где находится Большой
Барьерный риф (см. гл. XII).
Песчаные гряды на шельфах. Одна из наиболее примеча-
тельных особенностей континентальных шельфов — наличие различных
песчаных гряд, как правило возвышающихся лишь на несколько метров над
поверхностью дна. Эти гряды приурочены главным образом к прибрежному
мелководью, но встречаются также в средней части шельфа и на его внешнем
крае (см. рис. IX-2). В районах со значительной амплитудой прилива гряды
(известные также под названием песчаных банок) чаще всего протягиваются
по направлению к входам в заливы и проливы, где они сливаются друг
с другом. Наиболее характерно это явление для Ла-Манша и южной части
Северного моря. Вблизи аккумулятивных выступов берега, таких как
м. Хаттерас на восточном побережье США и м. Сан-Блас в Мексиканском
заливе, зоны песчаных гряд протягиваются в сторону моря, причем отдель-
ные группы их располагаются как параллельно основному направлению
291
этих зон, так и перпендикулярно к нему. На относительно прямолинейных
участках низких берегов, окаймленных барами, наблюдается отчетливая
тенденция приближения песчаных гряд к берегу по диагонали — справа
налево (рис. Х-4). Это устанавливается в центральной части восточного
побережья США, у побережья п-ова Флорида и вблизи о. Падре (Южный
Техас). Некоторые гряды, представленные на рис. IX-2, ориентированы
почти перпендикулярно к береговой линии, у других заметна тенденция
группироваться по направлению к входу в заливы (рис. Х-5).
Рис. Х-4. Песчаные гряды, диагонально ориентированные относительно береговой
линии, у северо-западного побережья Флориды [Hyne, Goodell, 1967].
Изобаты проведены через 10 футов.
Песчаные гряды, располагающиеся на внутренней части шельфа парал-
лельно берегу, а у внешнего края параллельно бровке (см. рис. IX-2), по-ви-
димому, являются затопленными барьерными островами. Некоторые песча-
ные отмели, простирающиеся к берегу по диагонали, считали затопленными
пляжевыми дюнами [Sanders, 1963]. Однако Д. Свифт [Swift, 1969], сопоста-
вив данные различных промеров, заметил, что некоторые гряды во время недав-
них штормов перемещались в юго-восточном направлении. По мнению этого
автора, рассматриваемые формы рельефа связаны с воздействием современ-
ных гидродинамических процессов. Представление о том, что они являются
древними дюнами затопленных аккумулятивных мысов, продолжающими
мигрировать и в наши дни, в общем-то не лишено основания. Формирование
этой разновидности песчаных гряд можно связывать с периодом относительно
низкого уровня океана. Возможно, что преобладающее течение во всех трех
районах развития гряд, ориентированных влево относительно береговой
19*
293
линии, было направлено вдоль берега, в ту же сторону. Это способствовало
уничтожению гряд, расположенных в правой части мысов и сохранению —
в левой.
Гряды, направленные к устьям заливов (рис. VIII-6 и Х-5), сформиро-
ваны под влиянием приливов [Off, 1963]. Некоторые из песчаных гряд,
пересекающих внешний шельф, также образовались в результате воздействия
приливных течений, направленных к устьям заливов в периоды понижений
уровня океана. Следует напомнить, что именно таким образом объясняли
возникновение песчаных гряд в Ла-Манше и Ирландском море.
Образование на шельфах площадей, лишенных
современных отложений и участков скального
грунта. Особенности строения шельфов в целом ряде районов указывают
на то, что после значительного подъема уровня моря в конце последнего
ледникового периода осадконакопление на этих площадях было слабым или
отсутствовало совсем. Обширные участки скального грунта, представляющие
собой абразионные поверхности, возникшие при низком уровне океана,
обнаружены на глубинах, исключающих возможность воздействия современ-
ной абразии. Еще чаще встречаются выходы древних осадочных пород,
которые явно не могли сформироваться в современных условиях. Тот факт,
что огромные площади дна, сложенные песчаными осадками, расположены
мористее участков распространения иловых отложений, позволяет утверж-
дать, что эти пески являются реликтовыми. Детальные литологические иссле-
дования на обширной территории, особенно у восточного побережья США,
подтвердили реликтовый характер песков внешней части шельфа, так как
было установлено, что эти отложения местами охарактеризованы фауной
прибрежных и отчасти эстуарийных видов. Кроме того, на этих участках
широко распространен пресноводный торф. Известны случаи, когда там
находили ископаемые остатки наземных млекопитающих.
В районах, испытавших оледенение, встречаются моренные и флювио-
гляциальные отложения древних ледников, не перекрытые современными
осадками. Разумеется, на осадки, сформированные в субаэральной обста-
новке, оказало воздействие последующее изменение окружающих условий:
вначале морские воды залили шельфы, а затем по мере повышения уровня вод
осадочные образования постепенно погружались на большую глубину.
Иначе говоря, в то время, когда рассматриваемые осадки находились в пре-
делах прибрежной зоны, они подверглись волновому воздействию, вслед-
ствие чего наиболее легкий тонкозернистый материал оказался вымытым,
и произошло их относительное обогащение грубыми и тяжелыми компонен-
тами. По мере возрастания глубин в этих осадках могли накапливаться
планктонные фораминиферы и другие микроорганизмы. Одним из следствий
неоднократной переработки морскими водами реликтовых образований можно
считать возникновение полимодальных осадков [Спггау, 1960].
Приблизительно 70% осадков, покрывающих континентальные шельфы
Мира, относят к реликтовым образованиям [Emery, 1968b ]. В число их
входит большая часть шельфовых отложений восточного побережья США
(рис. Х-6). Другие примеры представлены на рис. IX-19 (в зонах, отмеченных
условными знаками, соответствующими определениям «песок» и «гравий»),
а также на рис. IX-8 (зоны песков и ракушечника на внешнем шельфе).
Рис. Х-5. Песчаные гряды в бухте Корейского залива. С карты ВМС США [Off, 1963].
Стрелками показано направление приливного течения.
294
Как считает К. Эмери, в результате совокупного воздействия донных тече-
ний, идущих в средней части шельфа к берегу, и течений у его внешнего
края, направленных в открытый океан, на реликтовых отложениях отсут-
ствует современный осадочный покров.
Рис. Х-6. Зона доголоце-
новых осадков (заштрихо-
вана слева направо) у вос-
точного побережья США
[Emery, 1968b ].
Кроме того, в результате послеледникового повышения уровня Миро-
вого океана оказалось затопленным большое количество устьев рек, а речные
осадки отложились преимущественно в пределах эстуариев. Поэтому тече-
ниям открытого шельфа не приходится перемещать значительные массы
осадочного материала, и они вполне могут удерживать во взвешенном состо-
янии тот объем тонкозернистых осадков, который время от времени поступает
на шельфы. Постоянные сильные течения, такие как Куросио у восточного
побережья Азии или Северное Пассатное, в значительной степени способ-
ствуют этому процессу.
В ряде районов шельфовые осадки формируются за счет разрушения
пород при выветривании in situ [Swift, 1969, DS-5]. Например, отложения
295
фосфоритов, обнаруженные на шельфе к югу от м. Хаттерас, образовались,
как выяснилось, в процессе выветривания миоценовых пород, а включения
глауконита были прослежены вплоть до подстилающих слоев вблизи побе-
режья штатов Северная и Южная Каролина. Д. Свифт подчеркнул значение
этого явления, названного им «эффектом несмешивания» шельфовых отложе-
ний. В качестве примера можно привести воздействие волн и течений на плохо
отсортированные моренные отложения у побережья п-ова Новая Шотландия
в тот период, когда эти отложения были затоплены морскими водами и нахо-
дились в прибрежной зоне. В результате промывки волнами тонкозернистый
материал был вынесен, а более грубый остался на месте. В конечном итоге
образовались хорошо отсортированные осадки.
Подобная сортировка осадочного материала может происходить и на
относительно больших глубинах во время действия ураганов, на что особое
внимание обращал Дж. Карри [Снггау, 1960]. При получении колонок
донного грунта с шельфа у побережья штата Нью-Джерси (США) в поверх-
ностном слое были обнаружены хорошо отсортированные тонкие осадки;
подстилающие отложения представлены несортированным материалом, со-
держащим зерна самой различной размерности [Donahue е. а., 1966]. В Север-
ном море сильные северные и южные течения аналогичным образом перерабо-
тали плохо отсортированные плейстоценовые моренные и флювиогляциаль-
ные отложения.
5. ПРИЧИНЫ ОБРАЗОВАНИЯ ШИРОКИХ ШЕЛЬФОВ
Самые широкие шельфы на земном шаре расположены с внутренней
стороны островных дуг, окаймляющих побережья Восточной Азии и Арк-
тики. История формирования шельфов вдоль Восточно-Азиатского побережья
представляется достаточно ясной. Благодаря наличию островных дуг —
краевых барьеров как вулканического, так и тектонического происхожде-
ния — произошло заполнение осадками котловин, расположенных во вну-
тренней части шельфа. В результате на всем пространстве от Берингова моря
до северных берегов Австралии протянулась широкая зона шельфа. Осадоч-
ный материал, заполнивший котловины, приносился главным образом во-
дами крупных рек.
Труднее объяснить, почему многие из этих котловин не были заполнены
осадками до современного уровня моря. Отчасти это, вероятно, можно
объяснить разрастанием дельт в периоды низкого уровня Мирового океана
и последующим их погружением. Быть может, некоторые из таких шельфов
в доледниковое время были более мелководными, чем современные. Однако
в эпохи оледенений они были частично эродированы, а затем их поверхность
не успела подняться (в ‘результате осадконакопления) до уровня океана за
сравнительно короткий отрезок геологического времени от последнего
этапа оледенения до наших дней.
Формирование широких арктических шельфов, развитых вдоль побе-
режья Сибири, вероятно, также связано с накоплением осадков, приноси-
мых крупными реками. Хотя на протяжении большей части года Арктиче-
ское побережье сковано льдами, некоторые реки выносят осадочный мате-
риал под толщей пакового льда, как это наблюдается вблизи устьев текущих
на север рек Аляски или р. Маккензи на северном побережье Канады [Lef-
ii ng well, 1919]. Эти осадки могут переноситься течениями, циркулирующими
под ледяным покровом. На широкий шельф Баренцева моря в сильной
296
степени сказалось воздействие оледенения. Его значительная ширина отчасти
обусловлена эродированием обширных участков, ранее возвышавшихся над
поверхностью океана. Заметное расширение шельфа зал. Мэн почти несо-
мненно произошло за счет выпахивания ледниками его дна в периоды оле-
денений.
В своих рассуждениях о происхождении широких шельфов я не упомя-
нул еще о выдвигающихся в сторону океана шельфах, которые отражены
в приведенной выше классификации (рис. Х-1, в, г). Как уже отмечалось
ранее, процесс аккумуляции приводит лишь к незначительному приросту
массы шельфа на внешнем крае. Согласно данным сейсмического профилиро-
вания образование наиболее широких шельфов, например шельфов Желтого
и Берингова морей, обусловлено заполнением осадками пониженных участ-
ков с внутренней стороны барьеров, за пределы которых шельфы почти не
распространяются. Вероятно, этот процесс типичен для большинства
шельфов.
6. МАКСИМАЛЬНАЯ РЕГРЕССИЯ МИРОВОГО ОКЕАНА,
ВЫЗВАННАЯ ОЛЕДЕНЕНИЕМ
К весьма интересным, но еще не решенным проблемам относится размах
регрессий в разные эпохи оледенения. Один из путей решения этого вопроса
состоит в изучении средней глубины бровки наиболее глубоких абразионных
террас на континентальных шельфах. Для надежного распознания этих
террас необходимо использовать данные сейсмопрофилирования, без которых
нам трудно отличить абразионные террасы от аккумулятивных, образование
которых не соответствует уровню океана, в то время как положение тылового
шва каждой абразионной террасы в период ее формирования близко к сред-
нему уровню океана. Однако, если древний береговой склон был сложен
рыхлыми или неуплотненными породами, выработанная в нем терраса могла
быть расположена на 2 м и более ниже среднего приливно-отливного уровня
[Jordan, 1961 ]. При отступании клифов абразионные террасы под ними вообще
могли не сформироваться, как это имеет место в районе м. Кейп-Код (рис. Х-7).
Подобно террасам, фронтальные склоны дельт, образовавшиеся при макси-
мальных понижениях уровня Мирового океана, могут фиксировать его
средний уровень в этот период. Впоследствии дельты могли погрузиться на
большие глубины за счет уплотнения осадков; в некоторых случаях они
формировались на несколько метров ниже уровня океана, при его максималь-
ных понижениях [Thompson, 1955].
Несмотря на все неясности, представляется вполне вероятным, что
глубина поверхности абразионных террас у внешнего края шельфа или
в непосредственной близости от него в большей или меньшей степени соответ-
ствует наиболее низкому уровню Мирового океана, который оставался
таким в течение нескольких десятилетий, а может быть и веков. По данным,
полученным для большинства хорошо изученных районов, глубина внешнего
края шельфа лежит между 130 и 150 м, так что в качестве среднего уровня
Мирового океана в период максимальной регрессии можно принять отметку
130 м. Вполне вероятно, что такое положение его сохранялось в течение
достаточно длительного времени. Это допущение отчасти подтверждается
наличием террасы глубиной 145 м в районе центральной части Атлантического
побережья США [J. Ewing е. а., 1960]. Установлено, что наиболее узкие
шельфы характеризуются меньшими глубинами на внешнем крае. По всей
297
вероятности, это обуслов-
лено их поднятием, тем бо-
лее что большинство таких
шельфов приурочено к тек-
тонически неустойчивым
районам.
В течение очень корот-
ких периодов времени уро-
вень Мирового океана, воз-
можно, находился на 130—
150 м ниже современного,
что подтверждается имеющи-
мися данными. Использова-
ние метода бокового обзора
у Австралийского побережья
позволило Р. Диллу [Dill,
1969а] обнаружить многочис-
ленные узкие террасы и ко-
ралловые рифы па глубинах
от 175 до 238 м. Эти формы
рельефа невозможно было
выявить при обычном эхоло-
тировании. Во время глубо-
ководных погружений вблизи
берегов Сан-Диего (Кали-
форния) Р. Диллу удалось
наблюдать узкие террасы
(бенчи), покрытые окатанной
галькой и раковинами мел-
ководных организмов, на
глубине 180—230 м вдоль
верхней части континенталь-
ного склона. Сходные эле-
менты рельефа отмечались
им также в районе п-ова Ка-
лифорния. По данным Р. Дил-
ла, абсолютный возраст ра
ковин, собранных им с одной
из террас, составляет при-
близительно 14 380 лет.
Г. Вейх и Дж. Вивере [Veeh,
Veevers, 1970] установили,
что возраст террасы, нахо-
дящейся па глубине 175 м
в пределах Австралийского
шельфа, равен 17 000 лет.
Согласно Б. Колдевайну
[Koldewijn, 1958], возраст
известковых водорослей, под-
нятых с глубины 187 м
у дельты Ориноко, не менее
.=§
С- ф
о 10
И й
я S О
к ° ь
с и
298
14 200 лет. Возможно, что глубины участков подводных террас, смещенных
в результате дифференцированных тектонических движений, не отвечают
характеру изменений уровня океана, однако большинство данных получено
для террас, расположенных в тектонически более или менее стабильных рай-
онах, инам приходится предположить, что в течение коротких промежутков
времени уровень моря мог опускаться до указанных выше отметок. Если
уровень Мирового океана действительно находился ниже современного
приблизительно на 200 м, то из этого следует, что объем льда, образовав-
шегося в висконсинскую эпоху, по данным общепринятых подсчетов оказы-
вается явно заниженным *. Причина этого заключается в недооценке роста
ледникового щита Антарктиды. К тому же не учтены как возможность за-
полнения водами многих ранее не заполненных отрицательных форм рельефа
на материках, так и значительное повышение уровня грунтовых вод в арид-
ных областях [Dill, 1969а].
С другой стороны, следует отметить, что в пашем распоряжении имеется
все еще недостаточное количество фактов, подтверждающих столь значитель-
ное понижение уровня Мирового океана. Решение этой проблемы, безусловно,
потребует дополнительных исследований, особенно с применением глубоко-
водных погружаемых аппаратов.
7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ФОРМ РЕЛЬЕФА КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ СКЛОНОВ
Изучение поперечных профилей континентальных склонов показало,
что они осложняются контрастными формами рельефа. Можно выделить три
основных фактора, обусловливающие особенности рельефа континентальных
склонов: 1) перемещение осадков по склону, способствующее образованию
оползневых глыб (аналогичные явления наблюдаются и на суше); 2) образо-
вание сбросовых уступов и 3) преимущественно подводная эрозия, сочета-
ющаяся с надводной в регрессивные периоды. К тому же создание тех или
иных неровностей на поверхности склонов может быть обусловлено теми же
причинами, с которыми связано возникновение барьеров на внешнем крае
шельфов: образование диапировых структур, вулканическая активность
и нарастание коралловых рифов на погружающихся основаниях. В некото-
рых районах причиной образования тех или иных форм рельефа континен-
тальных склонов может быть также складчатость, в том числе и связанная
с оползневыми процессами.
Перемещение осадков по континентальному
склону. При рассмотрении этого вопроса мы, по-видимому, сталкиваемся
с двумя принципиально различными взглядами на рельеф континентальных
склонов. Одни исследователи, отстаивающие точку зрения об устойчивом
характере склонов, стремятся подтвердить ее измерениями таких парамет-
ров, как сопротивление сдвигу, пределы Этерберга, а также характеристики
уплотнения осадков на склоне [D. Moore, 1961а; Inderbitzen, 1964; More-
lock, 1969]. Другие исходят из данных сейсмического профилирования,
* Автор не принимает во внимание другой не менее важный возможный фактор,
определяющий колебания уровня моря: изменение объемов океанических виадин в ре-
зультате значительных по амплитуде тектонических подвижек океанического дна, которые
могут вызвать перемещения уровня океана с размахом по вертикали до 1 км [Менард,
1966]. Не исключено и влияние на эвстатические колебания уровня океана ускорения и за-
медления разрастания океанического дна в пределах срединно-океанических хребтов
[Rona, 1973], а также гпдро- и гляциоизостатическпх процессов. — Прим. ред.
299
свидетельствующих о том, что большая
часть структур на подводных склонах
связала с оползнями и иными переме-
щениями материала.
Опыты с использованием разра-
ботанных в механике грунтов методов,
проведенные на образцах осадков
с континентальных склонов в различ-
ных районах, показали, что эти склоны
сохраняют устойчивость к смещениям
при крутизне до 15°. Однако на сей-
смических профилях склонов, уклон
поверхности которых не достигает 1°,
фиксируются структуры, напомина-
ющие оползни. Сейсмические профили
у о. Лонг-Айленд и вблизи Новой
Шотландии (рис. Х-8) подтвердили на-
личие оползших масс осадков на очень
пологих склонах. С другой стороны,
на пологих склонах быстрорастущих
дельт, сложенных находящимися в со-
стоянии метастабильпого равновесия
осадками, следует ожидать их опол-
зания [Terzaghi, 1956]. Подводные
долины небольшой протяженности
с аккумулятивными положительными
формами у их «устьев», пересекающие
фронтальные склоны некоторых дельт
[Mathews, Shepard, 1962], почти несо-
мненно связаны с оползневыми процес-
сами.
Однако крупные формы рельефа на
склонах у берегов Техаса и Западной
Луизианы, которые Б. Гили [Gealy,
1955] ранее считала оползневыми глы-
бами, в настоящее время трактуются
как диапировые структуры. Испытание
образцов грунта на сдвиг подтвердили
достаточную стабильность осадков
этого склона, при которой вряд ли
могли иметь место оползневые явления
[Morelock, 1969]. В то же время ус-
тановлено, что речные дельты, сфор-
мированные в периоды плейстоценовых
понижений уровня океана, па внешнем
крае шельфа оказались перегружен-
ными осадочным материалом. Это при-
вело к образованию целого ряда ополз-
ней, следы которых сохранились
в верхней части континентальных
склонов [Lehner, 1969, фиг. 41].
язз '/iHifog gmisahrnngas огздоШшои unadq
300
Сбросы и складчатые структуры в рельефе
склонов. Многие из форм рельефа на континентальных склонах, по всей
вероятности, обязаны своим происхожением активному развитию сбросов.
Вместе с тем диагностика сбросов даже на сейсмических профилях сопряжена
Глубина, морские сажени
Рпс. Х-9. Образование сбросов и складок в пределах континентального бордерлепда у юж-
ного побережья Калифорнии [D. Moore, 1969].
Поперечные профили: а — желоба Сан-Диего, на котором отражены сбросы и русла боковых долин
(А и Б — погребенные русла): б — центральной части бордерлепда у побережья Южной Калифорнии,
где складки большей частью ограничены разломами.
со значительными трудностями. Несомненно, что сложно расчлененный
рельеф континентального бордерлепда у южного побережья Калифорпии
в значительной мере обусловлен разрывными нарушениями (рис. Х-9).
Другой пример формирования рельефа склона под воздействием дизъюнктив-
ных дислокаций — подводный склон у берегов Северной Калифорпии
(рис. Х-2, а). Сбросовые явления, приведшие к значительным смещениям
301
пород, отмечаются па сейсмических профилях, полученных в районе Ла-
Манша. В некоторых местах складки на континентальных склонах, по-ви-
димому, контролируются рельефом склона, что подчеркивает их недавнее
образование (см. рис. IX-9). Довольно трудно установить, однако, в какой
мере эта складчатость обязана своим возникновением перемещению пород
па склоне под действием собственной тяжести.
Эрозия континентальных склонов. Значение процес-
сов подводной эрозии в развитии форм рельефа континентальных склонов
стало очевидным при исследованиях подводных каньонов. Детальное изу-
чение континентальных склонов вдоль северо-восточного побережья США
подтвердило важную роль эрозионных процессов, особенно в периоды низ-
кого стояния уровня океана. По некоторым данным можно выделить два
основных этапа в истории развития континентальных склонов, окаймля-
ющих побережья Западной Европы: первый длился в течение позднемело-
вого и рапнетретичного периодов, а второй охватывал позднетретичную
и четвертичную эпохи [Stride е. а., 1969].
Другой тип эрозии подводпых склопов связап с воздействием сильных
придонных течений (см. гл. III), противоположно направленных по отноше-
нию к постоянным океаническим. В работе Б. Хизена с соавторами показана
важная рельефообразующая роль придонных течений у восточного побе-
режья США и в море Скоша [Heezen е. а., 1966]. Эродирование дна этими
течениями уверенно объясняет наличие выходов коренных пород на многих
континептальных склонах. Согласно П. Рона с соавторами, именно благо-
даря воздействию течений такого типа произошло врезание подводных
долин в склоны близ м. Хаттерас [Bona е. а., 1967].
8. ГЛУБИННЫЕ ПРИЧИНЫ ПРОИСХОЖДЕНИЯ
КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ СКЛОНОВ
Невозможно до конца разобраться в происхождении континентальных
склонов в отрыве от проблемы распределения различных слоев земной коры,
иными словами, без понимания того, почему легкая континентальная кора
покрывает всего 35% поверхности земного шара. Вместе с тем представляется
вполне естественным, что эти специфические морфоструктурпые образования
отделяют материки, сложенные легкой континентальной корой, от котло-
вин, подстилаемых тяжелой корой океанического типа. Можно предполо-
жить, что континентальные склоны на обеих окраинах Атлантики сформи-
ровались в течение юрского или триасового периодов, когда «раскололись»
западное и восточное полушария, а в развивающиеся разломы, возникшие
между двумя жесткими континентальными плитами, стало снизу внедряться
тяжелое расплавленное вещество мантии.
Согласно данным глубоководного бурения по программе ДЖОИДЕС
установлено, что по мере того как материки начали раздвигаться, произошло
погружение глубоководного океанического дна. В результате этого увели-
чилась высота уступов, разделяющих континенты и океаническую впадину.
Кроме того, благодаря многочисленным разрывным нарушениям па окраи-
нах континентов отколовшиеся глыбы пород опускались на дно океана,
частично вовлекая в погружение континентальные склоны. Такие глыбы
были обнаружены у побережий как о. Ньюфаундленд, так и Португалии
и Великобритании.
Эрозионные процессы на континентах приводили к перемещению осад-
ков вниз по континентальному склону. Скапливаясь у основания склопов,
302
Рис. Х-10. Распределение континентальных подножий, наиболее хорошо развитых в краевых частях Атлантического
Индийского океанов и в меньшей степени в Тихом океане [Emery, 1969].
Г — континентальные подножия; 2 — островные дуги.
303
эти осадки давали начало формированию крупных конусов выноса, которые
стали называть континентальными подножиями (continental rises). Послед-
ние значительно более отчетливо представлены вдоль побережий Атлантиче-
ского океана (рис. Х-10). Развитие этих образований привело к созданию
своеобразных переходных зон, соединяющих жесткие блоки; в некоторых
случаях этот процесс сопровождался разрывными нарушениями. Возможно,
что возникновение обнаруженной на сейсмопрофиле МОВ эвгеосинклинали,
приуроченной к континентальному подножию у восточного побережья ОПТА
(рис. Х-11), по крайней мере частично связано с аккумуляцией осадков
в основании континентального склона.
На некоторых участках краевые зоны континентов надстраиваются над
океаническими котловинами Атлантики. Например, выступающий в океан
внешний край шельфа у дельты Нигера проходит по ее фронтальному склону,
сформированному в субаэральных условиях. Все склоны подобного рода
являются пологими. По мнению В. Дица с соавторами [Dietz е. а., 1970],
Багамский блок представляет собой еще один результат аккумуляции сне-
сенного с континента материала на океаническом субстрате. Они высказали
предположение, что возникшая в результате первого раскрытия Атлантиче-
ского рифта сравнительно узкая котловина в районе Багамских островов
заполнилась до уровня моря турбидитами, приносимыми с обоих континен-
тов. Вспоследствии, по мере погружения Багамского блока, на поверхности
турбидитов стали нарастать коралловые рифы. Этим можно объяснить суще-
ствование мелководного морского бассейна в течение всего послемелового
304 f
времени, когда накопилось не менее 4400 м осадков. Такое устойчивое опу-
скание может быть связано с прогибанием геосинклинали, хотя присут-
ствие последней не установлено. По-видимому, основная причина заклю-
чается в том, что фундамент здесь сложен океанической корой.
Согласно гипотезе тектоники плит и разрастания океанического дна
большинство континентальных склонов Тихого океана имеет другое проис-
хождение. Они связаны главным образом с зонами столкновения и прогиба-
ния крупных океанических желобов, а также с поддвиганием океанических
плит под континентальные окраины (см. гл. V). Как и следовало ожидать,
основания этих склонов более крутые по сравнению с верхней частью, что
обусловлено поглощением их желобами. Верхняя часть склонов представ-
лена сбросовыми уступами, частично покрытыми слоем осадков, принесен-
ных с суши.
9. ЭВОЛЮЦИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ПОДНОЖИЙ
И ПЕРСПЕКТИВЫ ИХ РАЗВИТИЯ
Если предположение о том, что большинство континентальных склонов
развилось в результате разрастания океанического дна соответствует дей-
ствительности, то склоны., сформировавшиеся при разделении Атлантики на
две части, должны были зародиться в мезозое. С этого времени крутизна их
увеличивалась лишь в незначительной степени вследствие постепенного
погружения океанической коры по мере ее удаления в направлении от актив-
ного рифта Срединно-Атлантического хребта и восстановления изостатиче-
ского равновесия, обусловленного наращиванием континентальных подно-
жий. Однако континентальные склоны, расположенные вдоль большинства
окраин Тихого океана, должны развиваться более активно, поскольку они
подвергаются постоянному обновлению в результате столкновения конти-
нентальных и океанических плит и поддвигания океанической коры под
материки или островные дуги.
На сейсмических профилях отчетливо выявляется существенное раз-
личие между континентальными склонами этих двух типов, выраженное
прежде всего в почти полном отсутствии континентальных подножий вдоль
тихоокеанских окраин и их широком развитии в Атлантике. Вполне можно
себе представить, что если бы основные рифты сместились к новым центрам
разрастания, например в пределах Красного моря и рифтовых долин Африки,
то поддвигающиеся побережья должны были стабилизироватьси, а прекра-
тившие в связи с этим свое развитие желоба Тихого океана — заполняться
осадками, что привело бы к формированию там континентальных подножий.
По-видимому, именно такой процесс имел место в далеком прошлом вдоль
окраин Атлантики (рис. Х-11), о чем свидетельствует наличие погребенных
эвгеосинклиналей, обнаруженных при сейсмопрофилировапии MOB [Drake
е. а., 1959].
Если менее активные склоны Атлантики сохранятся без существенных
изменений в течение достаточно длительного времени, то представляется
очевидным, согласно предположению Р. Дица [Dietz, 1952, 1963], что они
окажутся погребенными под осадками, а в процессе продолжающегося осад-
конакопления континентальное подножие разрастется и, в конечном итоге,
перекроет шельф. Однако, как выяснилось из данных сейсмопрофилирова-
пия, в построениях Р. Дица не учтен в должной мере процесс нарастания
внешних краев шельфа. По мнению этого исследователя, выдвижение внеш-
305
него шельфа в сторону океана может быть обусловлено только параличе-
ским, в основном дельтовым, осадконакоплением, локализованным в мелко-
водной зоне.
Судя по некоторым данным сейсмопрофилироваппя, в настоящее время
происходит разрастание внешнего края шельфа за счет осадков, переносимых
по его поверхности и отлагаемых на верхней части склона. Анализ длинных
колонок, поднятых со склонов, показывает, что осадконакопление проходило
там с тех пор, когда уровень океана поднялся до такой степени, что край
шельфа оказался достаточно глубоко затопленным. Вероятно, более актив-
ное осадконакопление па континентальных склонах будет происходить после
заполнения современных эстуариев, куда сейчас поступает большая часть
осадков, приносимых реками.
Тонкозернистый материал легко переносится и через широкие шельфы.
При сильных штормах взмучиваются и переходят во взвешенное состояние
осадки, залегающие на глубине МОм (и несколько глубже) [Снггау, 1960;
Lyall е. а., 1971]. А илы, приносимые реками при наводнениях, оседают на
дно. Вследствие большой плотности осадков и общего наклона дна в сторону
океана в придонных слоях образуются оттоки в сторону берега. Поэтому
отложения, сформированные за счет нарастания континентальной террасы,
могут чередоваться с осадками, образованными при выдвижении континен-
тального склона. Во всех случаях, когда фронтальные склоны речных дельт
достигнут внешнего края шельфа, осадконакопление па склонах будет
развито в наибольшей степени, как это имело место при низком уровне
океана в плейстоценовую эпоху.
10. ПРОМЫШЛЕННЫЕ РЕСУРСЫ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ТЕРРАС
Последнее десятилетие ознаменовалось бурным ростом выявления по-
тенциальных ресурсов континентальных шельфов. К концу 1969 г. различ-
ные нефтяные компании проводили добычу нефти в прибрежных зонах Мекси-
канского и Персидского заливов, Северного моря, зал. Кука, а также на
шельфах у побережий Нигерии, Австралии, Новой Гвинеи, Венесуэлы,
Тринидадаи Калифорнии (США) (Ocean Industry, 1970, Jan.). Площадь аквато-
рий, па которых добывается нефть, — около 700 тыс. км2. Бурение, прово-
димое в перспективных районах без специальной систематической подго-
товки, получившее название «метода дикой кошки» (wildcat drilling), до-
стигло значительно большего размаха по сравнению с предыдущими годами.
С его помощью был освоен целый ряд участков на шельфе у различных
побережий Западной Африки, Японии, в пределах Яванского и Южно-Ки-
тайского морей.
Большинство шельфов и континентальных склонов земного шара отно-
сится к перспективным районам на нефть и газ, поскольку в их пределах
развиты мощные осадочные толщи. В то же время почти половина террито-
рии, занятой материками, является бесперспективной, так как там обна-
жаются или залегают вблизи от поверхности изверженные и метаморфиче-
ские породы. Согласно современным данным около 20% потенциальных
мировых запасов нефти находится в пределах акваторий.
Фактически все количество нефти и газа, добываемое со дна морей
и океанов, получено из шельфовых зон; в настоящее время уже делаются
попытки разбуривания верхней части континентальных склонов различных
областей земного шара, в первую очередь вблизи Техасского побережья
Мексиканского залива.
20 Заказ 1054
306
Как шельфы, так и
склоны сверху сложены
преимущественно третич-
ными породами, в которых
и выявлены многочислен-
ные структуры — потен-
циальные ловушки для
нефти и газа. В пределах
Мексиканского и Персид-
ского заливов оказались
перспективными на нефть
и газ соляные купола;
аналогичные структуры
разбурены вдоль Восточ-
но-Африканского под-
нятия.
В пределах шельфов
обнаружены россыпи
(рис. Х-12) как тяжелых
металлов (золота, плати-
ны, олова), так и менее
тяжелых рудных минера-
лов (ильменита, рутила,
циркона и монацита).
Большинство россыпных
месторождений приуро-
чено к тем участкам шель-
фа, которые служат про-
должением речных долин
и пляжей, затопленных
ныне морскими водами.
Например, россыпи оло-
ва, обнаруженные вдоль
побережий Таиланда, Ма-
лайзии и Индонезии,
приурочены к затоплен-
ным аллювиальным нано-
сам. Разрабатываются
участки пляжей у побе-
режья Нома в Аляске
[Tagg, Greene, 1971].
Вблизи побережья Юж-
ной Африки из отложе-
ний древних речных русел
добывают алмазы.
В результате интен-
сивных исследований вос-
точного побережья США
выявлена перспективность
этого района и определена
возможность эксплуатации
307
в будущем целого ряда месторождений полезных ископаемых (рис. Х-13).
Например, существует реальная возможность добычи нефти на внешнем
шельфе вдоль побережий о-вов Новая Британия, Ньюфаундленд, п-ова
Рис. Х-13. Схема потенциальных ресурсов полезных ископаемых
шельфа у восточного побережья США [Emery, 1968b].
1 — пески; 2 — нефть; 3 — фосфориты; 4 — марганцевые конкреции.
Новая Шотландия и вблизим. Кейп-Фир (Северная Каролина) [Emery, 1968аL
В пределах континентального склона, расположенного между шельфом
восточного побережья Флориды и плато Блейк, в изобилии обнаружены
фосфориты. На плато Блейк широко распространены марганцевые конкре-
ции. Потребность в песке и гравии заставила выделить на обширных участках
20*
308
шельфа у восточного побережья США, покрытых грубыми осадками
перспективные площади, содержащие значительные запасы этих строитель-
ных материалов. В настоящее время они в довольно большом количестве
добываются драгировапием, особенно в райопе Нью-Йорка. Вблизи побе-
режья Флориды зтим же способом добывают ракушечники, которые исполь-
зуют в качестве покрытия второстепенных дорог небольшой протяженности.
На мелководных банках у побережья Южной Калифорнии имеются
обширные залежи фосфоритовых конкреций. Некоторые компании собира-
лись эксплуатировать эти залежи, однако столкнулись со значительными
трудностями, вызванными отчасти относительно глубоким (более 200 м от
уровня моря) залеганием фосфоритов. Изучение залежей па банке Форти-
майл у берегов Сан-Диего показало, что взрывчатые вещества, захороня-
вшиеся здесь во время второй мировой войны и в послевоенный период,
сделали этот район опасным для проведения работ.
Добыча железных руд на шельфах очень ограниченна. Незначительное
количество железной руды добывается у о. Белл в зал. Консепшеп (невдалеке
от северо-восточного побережья о. Ныофаупдленд). В этом райопе установ-
лены залежи гематитовых оолитов значительной мощности [Trumbull е. а.,
1958, с. 52].
ГЛАВА
XI
ПОДВОДНЫЕ КАНЬОНЫ
И ДРУГИЕ МОРСКИЕ ДОЛИНЫ
Уже более столетия геологии знают о существовании долин на морском
дне, но только в последнее время было установлено, что эти долины служат
путями транспортировки осадков в глубоководные части океанических
бассейнов. Важность изучения этой функции подводных долин стала очевид-
ной в наши дни, когда выяснилось, что многие древние образования, особенно
турбидиты и граувакки, по-видимому, отлагались в глубоководных котлови-
нах. За последние 10 лет существенно пополнились данные о морских доли-
нах. Многочисленные глубоководные погружения сделали возможным
проведение непосредственных наблюдений на глубинах, недоступных для
аквалангистов. Фотографии, полученные с использованием «саней», букси-
руемых вдоль оси каньона, и фотокамер, устанавливаемых при помощи
электронной автоматики на определенной высоте по отношению к дну и стен-
кам капьопа, дают представление о тех участках каньонов, куда человеку
еще не удалось добраться в погружаемых аппаратах.
Детальное картирование морского дна, проводимое в последнее время
зачастую с использованием погруженных на большие глубины буксируемых
приборов, является также важным способом пополнения наших знаний об
особенностях этих примечательных в морфологическом отношении структур
подводного рельефа. Данные сейсмического профилирования свидетель-
ствуют о выходах различных пород в бортах каньонов. Таким образом, вся
полученная информация помогла объяснить происхождение подводных
долин разных типов. Однако еще далеко не все проблемы, связанные с этими
загадочными образованиями, могут считаться полностью разрешенными.
1. ТИПЫ МОРСКИХ долив
Подобно долинам па суше, морские долины, по-видимому, также могут
иметь разное происхождение, в зависимости от которого они группируются
в ряд категорий. Поэтому неправильно именовать все морские долины «под-
водными каньонами», как это до сих пор практикуется некоторыми геоло-
гами и океанографами. Ниже приведена характеристика основных типов
морских долин, графически представленных на рис. XI-1. Они были уста-
новлены в основном в результате подводных исследований, проведенных
на обширных пространствах морей и океанов.
1. И одводные каньоны (submarine canyons). В пашей классификации
термин «подводный каньон» используется ограниченно, лишь для обозначе-
ния долин с высокими крутыми склонами, сравнительно извилистыми
310
очертаниями и V-образпым поперечным профилем. Тальвеги их, так же каки
подводных речных долин, наклонены под более или менее постоянным углом
в сторону моря. По рельефу подводные каньоны сходны с наиболее крупными
каньонами суши. Большинство подводных каньонов имеет многочисленные
притоки, а на склонах обнажаются самые различные породы.
2. Трогообрагные домны у внешних склонов дельт (delta-front troughs).
По происхождению они, очевидно, весьма близки к подводным каньонам»
Рис. XI-1. Типы морских долин.
а — подводный каньон; б — трогообразная долина внешних склонов дельт; в — долина
подводных конусов выноса; г — долина на склоне; д — сбросовая долина.
но отличаются от них U-образпым поперечным профилем, относительной
прямолинейностью, небольшим количеством или полным отсутствием при-
токов. Эти долины локализованы исключительно на внешних склонах дельт,
от которых они протягиваются в сторону шельфа или континентального
склона. Па стенках долин выходы коренных пород до сих пор не установлены.
3. Домны подводных конусов выноса (fan valleys). Они являются непо-
средственным продолжением в сторону моря подводных каньонов, а также
долин внешних склонов дельт и протягиваются через конусы выноса, распо-
ложенные у основания континентальных склонов. Многие долины этого типа
окаймляются прирусловыми валами, нарастающими на конусах выноса,
и образуют рукава (distributaries), но лишь очень немногие долины имеют
притоки (tributaries). Их борта иногда довольно круты. Долины этого типа
врезаны в рыхлые осадочные образования конусов выноса.
4. Долины на подводных склонах (slope gullies). Они представляют собой
прерывистые, слабоврезанные долины с немногочисленными боковыми
притоками, рассекающие склоны, например фронтальные склоны дельт.
311
5. Долины сбросового типа (fault valleys}. Это трогообразные широкие
долины с небольшим количеством или полным отсутствием боковых прито-
ков. Как правило, в них развиты глубокие котловиноподобпые углубления.
Направление зтих долин обычно совпадает с простираниями тектонических
структур, вдоль которых они развиваются.
6. Долины., пересекающие континентальные шельфы (shelf valleys).
7. Глубоководные долины (deep-sea channels). Долины двух последних
типов не рассматриваются, поскольку они описаны соответственно в гл. IX
и XIII.
Не для всех подводных долин оказалось возможным установить их
принадлежность к какому-либо типу. Существует много переходных разно-
видностей, и возможно, что такие типы, как долины подводных склонов
или сбросовые долины, могут постепенно превращаться в подводные каньоны
2. ПОДВОДНЫЕ КАНЬОНЫ И СВЯЗАННЫЕ С НИМИ
ДОЛИНЫ КОНУСОВ ВЫНОСА
Наиболее изученные каньоны могут оказаться нетипичными. Если мы
ограничимся их описавшем, это может привести к превратным представле-
ниям о генезисе подводных капьонов. Вместе с тем при детальных исследо-
ваниях необходимо отдавать предпочтение наиболее полным источникам
информации. Поэтому в данной монографии рассматриваются каньоны
самых различных типов, например подводные долины вблизи п-ова Кали-
форния, северо-восточного побережья США, побережья Французской
Ривьеры. Ниже приведено описание и других, менее изученных каньонов,
имеющих весьма своеобразное строевше.
Каньоны Ла-Холья иСкриппса. Эти каньоны, включая
долину конуса выноса Ла-Холья, являются наиболее изученными. Подроб-
ные сведения о них были получены на основании визуальных наблюдений
и фотосъемок, выполненных аквалангистами [Dill, 1964], а также в резуль-
тате 30 погружений в батискафе «Триест», в аппаратах «Ныряющее блюдце»
Ж. Кусто и «Дип Стар» [Shepard е. а., 1969]. Детальные карты капьонов
с нанесенными на них батиметрическими данными составлены главным обра-
зом с использованием электронной аппаратуры [Shepard, Buffington, 1968].
Крутостенные каньоны (рис. XI-2) до глубины 300 м промерялись с по-
мощью лота, поскольку закартировать их крутые борта методом эхолотиро-
вапия было невозможно. Изученные вначале с помощью лота вертикальные
стенки каньонов в настоящее время детально исследованы при многочислен-
ных погружениях (как аквалангистов, так и различных глубоководных
аппаратов). Оказалось, что в каньоне Скриппса борта часто представлены
нависающими обрывами с обратным падением. Во время одного из погруже-
ний «Ныряющее блюдце», диаметр которого 2,7 м, не смогло достичь дна,
так как расстояние между стенками каньона оказалось в этом месте значи-
тельно уже. Поверхности вертикальных стенок покрыты в основном расти-
тельными и животными организмами, многие из которых защищают борта
долины от эродирования, в то время как сверлящие организмы разрушают
породы, которыми сложены стенки каньонов [Warme, Marshall, 1969;
Warme е. а., 1971]. Нарушения сплошности органического покрова отме-
чаются там, где недавно произошло обрушение пород на дно каньона. Вблизи
подножия склонов под воздействием эрозионных процессов стенки каньона
часто остаются без растительного покрова. В результате на поверхности
312
Рис. XI 2. Вершина каньона Ла-Холья с притоком — каньоном Скриппса
313
скальных пород, ранее покрытых слоем осадков, остаются борозды и другие
следы эрозии.
Две вершины каньона Скриппса являются по существу заполненными
песком, слабо выраженными в рельефе впадинами, осложненными подвод-
ными склонами. После удаления водной струей песка из этих впадин Т. Чем-
берлен [Chamberlain, 1960] обнаружил, что под песчаными паносами скрыто
скалистое ущелье, которое прослеживается почти до берега, заканчиваясь
в 60 м от уровня максимального отлива. У внешней границы этих впадин,
приблизительно в 100 м мористее, наблюдаются сложенные коренными
породами узкие крутостенные ущелья, протягивающиеся почти по всей
длине каньона, на расстояние 1,5 км, вплоть до слияния с каньоном Ла-
Холья. Песчаное дно каньона Скриппса местами покрыто водорослями,
принесенной прибоем морской травой и другими растительными остатками.
Здесь отмечено несколько террас, уклон которых заметно возрастает из-за
валунов, образующих небольшие перемычки. В результате этого осадки
аккумулировались главным образом в верхней части каньона. Иногда на
дне его обнажаются коренные породы. Исследования, впервые начатые
Р. Диллом [Dill, 1964], показали, что глыбы сцементированных пород
и даже древние хемогенные отложения, ранее залегавшие на дне каньона,
исчезали в основном вследствие оползания и оседания, но, возможно, от-
части и под воздействием песчаных и мутьевых потоков.
В результате неоднократно проведенных промеров вдоль профилей
через вершины каньона Скриппса [Shepard, 1951] установлено, что осадко-
накопление здесь происходит достаточно быстро. Время от времени вдоль
каньона в сторону моря проносятся стремительные потоки, возникновение
которых, как правило, связано со штормовыми волнами [Dill, 1969b]. Такие
«промывки» каньона иногда могут быть обусловлены и очень сильными
землетрясениями.
В отличие от каньона Скриппса верхняя часть каньона Ла-Холья ха-
рактеризуется менее крутыми склонами и более широким днищем, расширя-
ющимся иногда до 70 м. Эта часть каньона осложнена многочисленными
небольшими притоками, в долинах которых отмечены выходы горизонтально
залегающих лагунных глин. При сравнении с выполненными ранее промер-
ными профилями выяснилось, что вершина каньона Ла-Холья отступает
со средней скоростью 0,7 м/год. Начиная с глубины около 40 м стенки каньона
сложены коренными породами, большей частью покрытыми морскими орга-
низмами, что весьма затрудняет их распознавание. Выходы коренных пород
отмечаются и на дне каньона. Часть каньона проходит вдоль разлома, по
тектоническому контакту между зоценовыми (к северу от каньона) и мело-
выми (к югу) отложениями [Emery, Shepard, 1945]. Во время погружения
в «Ныряющем блюдце» мы имели возможность наблюдать целый ряд уступов
или террас, образованных оползшими глыбами. Расположение этих террас
периодически изменяется, что отмечалось нами при повторных (после полу-
годового перерыва) погружениях [Shepard, 1965]. Почти на всем протяже-
нии каньона Ла-Холья от его стенок отваливаются крупные глыбы и обломки
пород. Скатываясь вниз, некоторые из них оставляют борозды на поверх-
ности нижней, осыпной, части борта каньона. По сообщению Г. Палмера,
во время погружения «Дип Стар» па глубине 316 м он наблюдал нависающую
скалу, сложенную алевролитами, на поверхности которой развито огромное
количество сверлящих организмов. В результате их жизнедеятельности,
очевидно, произошло отслоение плиты от основной части скалы. Это,
314
безусловно, очень интересный пример, демонстрирующий важную роль ор-
ганизмов как разрушающего фактора в развитии каньонов.
По направлению к морю характер строения каньона Ла-Холья посте-
пенно изменяется (рис. XI-2). На глубине около 365 м (по оси каньона)
дно его несколько расширяется, а еще глубже, невысоко над дном каньона,
фиксируется краевая терраса, пересекаемая извилистой долиной. На глубине
550 м стенки каньона, еще достаточно крутые, сложены слабосцементирован-
пым осадочным материалом конуса выноса. Постепенное нарастание прирус-
ловых валов па северном борту каньона приводит к тому, что они несколько
выступают над основным склоном. На глубине 658 м прирусловые валы окайм-
ляют подводную долину с обеих сторон, а по направлению к морю внешний
склон долины приобретает характерную для копуса выноса форму. Так,
в нижпей части подводная долипа может быть представлена настоящей доли-
ной конуса выноса. Трудно установить границу, где эта долина делится на
отрезки, которые можно отнести к двум типам долин. Врез внешней долины
относительно окружающей поверхности уменьшается с глубиной, и на глу-
бине 1100 м дно долины сливается с плоским дном желоба Сан-Диего.
Геологи Скриппсовского института и Центра подводных исследований
ВМС США в Сан-Диего отобрали несколько сотен образцов пород по прости-
ранию каньона Ла-Холья и примыкающей долины копуса выноса, в том
числе 98 проб с помощью коробчатого пробоотборника. В последних сохра-
нились ненарушенные текстуры и слоистость донных осадков долины, бо-
ковых террас и прирусловых валов [Shepard е. а., 1969]. Осадочный
материал в большинстве поднятых колонок представлен алевритовыми гли-
нами, залегающими на песчаных и гравийно-галечных отложениях. В ко-
лонках 26 % составляют отсортированные пески с градационной слоистостью;
59% песчаных прослоев характеризуется тонкой параллельной слоистостью,,
а в 41 % песчаного материала обнаружены следы ряби и косая слоистость.
Наблюдаемые текстурные особенности осадков служат индикаторами
условий аккумуляции. Изменение текстур по разрезу определяется пульса-
ционным характером донных течений, обусловливающим несогласное зале-
гание глинистых слоев па подстилающих песчаных осадках и появление
линзочек естественного шлиха. Однако несогласие может быть вызвано
и биотурбацией, а образование тонкослоистых текстур — воздействием
мутьевых потоков. Вместе с тем если бы осадконакопление было обусловлено
мутьевыми потоками, осадки подводной долины по мере приближения к же-
лобу Сап-Диего становились бы менее грубозернистыми; в действительности
их зернистость в этом направлении возрастает. Однако Д. Пайпер [Piper,
1970] объясняет это влиянием мощного мутьевого потока, который препят-
ствовал осадконакоплению на отрезке долины вплоть до ее нижнего оконча-
ния, где конус выноса начинает расширяться. Этим можно оправдать присут-
ствие некоторого количества крупнозернистого материала в отложениях
копуса выноса за пределами нижнего окончания долины. Кроме того, в раз-
резе прирусловых валов встречены многочисленные песчаные прослойки, что
свидетельствует о довольно быстром поступлении в долину вод, насыщенных
наносами. Это имело место даже там, где дно долины па 91 м ниже гребней
прирусловых валов. Д. Пайпер обнаружил, что осадки, залегающие в кровле
копуса выноса, представлены сортированным материалом, зернистость кото-
рого уменьшается в направлении от прирусловых валов. Такое явление
можно ожидать, если мутьевые потоки, идущие по долине, настолько мощные,
что проносятся над прирусловыми валами.
315
Песчаные осадки на дпе долины, как правило, покрыты топким слоем
ила. Д. Пайпер установил, что содержание песка в некоторых поверхност-
ных иловых отложениях, не претерпевших биотурбации, возрастает сверху
вниз по разрезу. Это должно означать, что илы — не что иное, как шлейф
(«хвосты») отложений мутьевого потока, скорость которого постепенно сни-
жается. Кроме того, в песчаной фракции многих иловых прослоев присут-
ствуют мелководные форамипиферы, что подтверждает перенос осадков
мутьевыми потоками или другими придонными течениями вниз по каньону.
Согласно показаниям самописца, буксируемого на значительной глу-
бине над террасами долины копуса выноса, последние образуются па месте
выхода па поверхность сравнительно более устойчивых слоев, обнажа-
ющихся на склонах долины. Кроме того, формирование подводной долины
связано с врезанием в отложения копуса выноса, а не с перерывом в осадко-
накоплении при возникновении прирусловых валов.
Каньон Сан-Лукас. Вблизи южной оконечности п-ова Калифор-
ния обнаружен целый ряд подводных каньонов, протягивающихся от берега
до глубин порядка 2400 м (рис. XI-3). Эти каньоны в течение многих лет
изучались специалистами Скриппсовского океанографического института
I Shepard, 1964] и Центра подводных исследований ВМС США в Сап-Диего
fDill, 1966; Shepard, Dill, 1966, с. 101—130]. В этом райопе, особенно
в каньоне Сап-Лукас, проводились многочисленные подводные наблюдения
при погружениях как аквалангистов, так и глубоководных аппаратов.
Вершины капьопа Сап-Лукас находятся почти у самого берега, причем
одна из его ветвей подходит вплотную к волнолому рыбного завода. Как по-
казали подводные наблюдения, осадки в верхней части капьопа Сап-Лукас
представлены мягкими глинами и не несут следов придонных течений,
подобно осадкам в каньонах Ла-Холья. Вместе с тем Р. Дилл обнаружил,
что вешки, вбитые в дно капьопа Сап-Лукас, были наклонены течением в сто-
рону моря. В отложениях этого каньона па глубине 100 м появляется песок.
Мористее па поверхности песчаного слоя отмечены многочисленные рифели,
а также угловатые обломки гранита и других изверженных пород, обвалив-
шихся с южпой стенки капьопа, хорошо известной своими песчаными пото-
ками и обвалами. Эти явления наблюдались после намыва крупными вол-
нами песка па небольшие пляжи-томболо (см. гл. VII), соединяющие берег
полуострова с огромными скалистыми утесами. Обе степки каньона сложены
интрузивными кристаллическими породамп, однако степки, особенно южная,
интенсивно разрушаются, о чем свидетельствуют обвалы пород и песчаные
потоки.
При погружениях глубоководного аппарата «Дип Стар» капьон мето-
дично обследовался до глубины 1220 м. Было обнаружено, что одна из сте-
нок капьопа почти отвесна, а вторая наклонена под углом около 45°. Дно
каньона (шириной 30 м) покрыто илами и в значительно большей степени
песчаными папосами. Поверхность дна, сложенного песками, изменяется от
гладкой до шероховатой, испещрена многочисленными рифелями, возникно-
вение которых обусловлено идущим вниз по каньону течением. На некоторых
участках дна гранитные глыбы окаймлены со стороны вершины каньона
небольшими впадинами, а со стороны низовьев — песчаными дюнообразными
формами. Вниз по оси капьопа (в верхней его части) наблюдается изменение
состава донных осадков: чередование грубозернистых песков и илов. Соз-
дается впечатление, что дно претерпело воздействие прерывистых потоков,
подобных ураганам торнадо, которые обрушиваются па какой-то участок
316
земной поверхности, а затем «перескакивают» через значительную террито-
рию, чтобы вновь направить куда-то свой сокрушающий удар.
Дно каньона Сан-Лукас опробовалось вплоть до максимальных глубин.
Грубозернистые пески и гравий были обнаружены как в устьевой, так
и в верхней части каньона. При этом па участках, сложенных песчано-гра-
вийным материалом, использование поршневых трубок представляло значи-
тельные трудности. По данным колонок, полученных с помощью коробчатых
Рис. XI-3. Каньоны вблизи южного побережья п-ова Калифорния, частично врезанные
в граниты, а в некоторых местах следующие вдоль контакта гранитов и осадочных пород
[Shepard, Dill, 1966].
Каньон Вигия, по-видимому, перехвачен головной частью каньона Сан-Лукас. Обращают внимание
конусы выноса на внешних окончаниях каньонов и небольшая долина, пересекающая конус выноса
у каньона Сан-Хосе. Глубины даны в метрах.
г
317
318
пробоотборников, здесь, как и в каньоне Ла-Холья, последовательного
уменьшения зернистости осадков вниз по оси каньона не устанавливается.
Долины конуса выноса в устье каньона, вблизи м. Сан-Лукас, развиты
слабо. По данным сейсмического профилирования, проведенного У. Нор-
марком и Дж. Карри [Normark, Curray, 1968], они, по-видимому, были
заполнены осадками. Мористее расположена короткая долина конуса вы-
носа, отделенная от каньона Сан-Лукас.
Каньон Монтерей. Вершина наиболее внушительного каньона
Калифорнийского побережья расположена в зал. Монтерей, а вершина его
главного притока в бухте Кармел (рис. XI-4). Описываемый каньон по
строению поперечного профиля хорошо сопоставляется с Большим каньоном
р. Колорадо, в недавнем прошлом он считался крупнейшим в мире подвод-
ным каньоном. Однако в результате современных исследований выяснилось,
что по глубине вреза он значительно уступает каньону в районе Багамских
островов, а по протяженности — двум каньонам Берингова моря. Кроме
относительно высоких бортов каньон Монтерей примечателен разветвленной
сетью притоков (обусловленной отчасти тектоническими нарушениями),
что делает его очень похожим на многие наземные каньоны. На ряде участ-
ков основное русло каньона следует простиранию контакта между грани-
тами, обнажающимися на его южном борту, и третичными отложениями,
выходы которых установлены на северном борту [Martin, Emery, 1967;
Greene, 1970b]. Хотя каньон Монтерей и не служит продолжением русла
какой-либо современной реки, принято считать, что он связан с древней
речной сетью Грейт-Валли в Калифорнии. Согласно Г. Старку и А. Го-
варду [Starke, Howard, 1968], ось погребенного наземного каньона, сформи-
ровавшегося в миоцене, расположена на одной линии с осью рассматриваемого
каньона. По мнению исследователей, современный подводный каньон сфор-
мировался за счет повторного удаления из древнего ущелья осадков, мощ-
ность которых местами достигала 1500 м.
Верхняя часть каньона врезана в рыхлые отложения. Борта его сложены
плотными породами только там, где его ось опускается глубже 500 м. Осадоч-
ный материал в вершине каньона очень нестабилен. Оползни дважды разру-
шали волнолом Мосс-Лэндинг, возведенный у южного притока каньона,
а часть дамбы в гавани Мосс-Лэндинг под воздействием оползня перемести-
лась к другому притоку каньона.
Мористее стенки каньона, высота которых достигает почти 1500 м,
•сложены коренными породами. Дно каньона было детально опробовано,
причем в большинстве колонок получен песчаный материал, а в нескольких
гравий. Узкое днище каньона на глубине 1900 м расширяется до 5 км,
а у отметки 2700 м ширина его достигает почти 6 км. Отсюда в юго-восточном
направлении прослеживается подводная долина, окаймляемая с северо-
востока гребнем, возвышающимся над дном на 400 м. Очевидно, он является
прирусловым валом. При драгировании одного из склонов этого гребня был
поднят гравийно-галечный материал; коренные породы не были обнаружены.
Широкая долина продолжается к юго-востоку на расстояние до 20 км,
•сменяясь затем узкой долиной конуса выноса, окаймленной прирусловыми
валами. В этом месте долина образует крупную меандру (рис. XI-5).
Ранее ее принимали за три рукава основного русла долины, но в резуль-
тате детальных промеров была точно установлена истинная природа подоб-
ной формы рельефа. Далее в сторону моря дно подводной долины становится
еще более плоским, прослеживаясь на расстояние по крайней мере 400 км.
319
Б результате сейсмопрофилирования долины конуса выноса Монтерей (мето-
дом МОВ и с использованием воздушной пушки как источника звуковых
сигналов) У. Нормарк установил, что, после того как соседняя долина
Рис. XI-5. Меандра, образуемая подводной долиной конуса выноса Монтерей.
Обращает внимание размыв прируслового вала, образованный в том месте, где долина, вероятно, частич-
но подвергалась эрозии со стороны проходящего над ней мутьевого потока. Изобаты проведены автором
через 50 м. Штриховая линия — тальвег долины.
Асенсьон подверглась интенсивной эрозии вследствие возобновившегося
эрозионного процесса, рассматриваемая долина углубилась на 200 м. До-
лина же Асенсьон сохранилась в качестве висячей (hanging valley). Осадки
внешней части долины, пересекающей конус выноса, представлены песча-
ными слоями с галькой, диаметр которой достигает 10 см. В одном месте
Г. Менард [Menard, 1964] обнаружил плоскую окатанную гальку, окруженную
320
илистой массой. Такие образования, по всей вероятности, связаны
с грязевыми потоками.
Каньон Астория*. Это один из двух крупнейших каньонов,
расположеных близ побережья штатов Орегон и Вашингтон. Вершина его
расположена на глубине 100 м, в 17 км мористее устья р. Колумбии. Каньон
исследовался геологами Орегонского университета [Carlson, 1967; С. Nelson,
1968; Carlson, Nelson, 1969; С. Nelson е. а., 1968, 1970]. Он простирается в сто-
рону моря на 120 км, где на глубине около 2000 м сменяется одноименной
долиной, пересекающей конус выноса. Последняя прослеживается еще на
протяжении 170 км, причем переход от каньона к долине конуса выноса
достаточно резкий.
По данным сейсмопрофилирования от вершины каньона к берегу тя-
нутся погребенные долины, примыкающие к эстуарию, развитому в устье
р. Колумбии [С. Nelsonе. а., 1970]. Поперечный профиль каньона прибли-
жается к U-образному, но по мере возрастания глубины он становится
V-образпым. По бортам каньон сопровождается многочисленными мелкими
притоками. Выпуклый продольный профиль меридионального простирания
характеризуется пологим уклоном (в среднем 1°). Внешняя часть каньона
пересекает на континентальном склоне несколько скалистых гряд. Стенки
каньона достигают высоты 900 м и падают под углом 30°.
Подводная долина Астория является крупнейшим ответвлением каньона,
пересекающим за пределами его нижнего окончания конус выноса. Наибо-
лее молодые долины, несомненно, приурочены к южному склону конуса,
что было отмечено Г. Менардом [Menard, 1955], который объяснял переме-
щение долин влево действием закона Кориолиса в северном полушарии.
Эта гипотеза подтверждается относительно большей высотой прирусловых
валов, расположенных с правого борта долины, а также наличием последо-
вательного ряда древних долин, по-видимому мигрировавших влево на про-
тяжении всей истории развития конуса выноса [С. Nelson е. а., 1970]. В колон-
ках, поднятых со дна каньона вдоль его осевой линии, обычно отмечаются
как поздне-, так и послеледниковые отложения. Последние представлены
главным образом относительно глубоководными алевритовыми глинами,
хотя как в каньоне, так и в долине Астория обнаружены более грубозер-
нистые отложения мутьевых потоков, переслаивающиеся с раннеголоцено-
выми осадками. Последнее по времени значительное поступление осадочного
материала с мутьевыми потоками в системе каньон — конус выноса было
связано с мощным извержением вулканаМазаме 6600 лет назад [С. Nelson е. а.,
1968].
В состав ледниковых отложений каньона и конуса выноса входят тонко-
слоистые алевритовые глины, чередующиеся с турбидитами, сложенными
алевритами, песками и гравийно-галечным материалом. Турбидиты из до-
лины конуса выноса представлены мощными слоями грубозернистых песков,
гравийным материалом и галькой аргиллитов. Для турбидитов характерны
многочисленные рифели и другие следы течений на поверхности осадков,
сходные с обнаруженными в колонках из подводной долины Ла-Холья.
По данным опробования в осадках каньона Астория больше, чем в долине
* В предыдущих изданиях книги он фигурировал под названием каньон Колумбия.
Оно было изменено Советом по географическим терминам уже после утверждения его Бе-
реговой и Геодезической службой США и появления в печати книги [Shepard, Beard,
1938]. Однако поскольку название «каньон Астория» широко использовалось в публика-
циях и на картах, оно и приводится в настоящем издании. — Прим, автора.
321
конуса выноса, органического вещества, глауконита и чаще наблюдаются
следы оползания. Нижняя часть его сложена относительно более отсорти-
рованными осадками, в которых лучше выражена слоистость. Кроме того,
здесь более обильны турбидиты по сравнению с верхней частью конуса
выноса, где распространены главным образом бесструктурные турбидиты,
представленные несортированным материалом любой размерности.
По данным Б. Нельсона с соавторами [С. Nelson е. а., 1970], как врезание
каньона, так и формирование конуса выноса могло произойти в плейстоце-
новую эпоху при низком уровне океана. Конус выноса формировался за
счет твердого стока р. Колумбии. В результате проведения детальных сейс-
мических исследований [Shor е. а., 1968] были установлены морфология
конуса выноса и характер слагающих его рыхлых отложений.
Каньоны Берингова моря. По-видимому, самые крупные
и протяженные в мире подводные каньоны приурочены к континентальному
склону, тянущемуся вдоль восточного края широкого шельфа Берингова
моря. Вершины всех основных каньонов расположены в десятках километров
от берега. Каньон Беринга, самый длинный на земном шаре, прослеживается
по меньшей мере на 1100 км, а каньон Жемчуг, по данным советских иссле-
дований [Котенев, 1965], обладает, вероятно, наибольшим в мире объемом —
8500 км3 [Scholl е. а., 1970а].
Каньон Беринга, вершина которого находится у входящего в Алеут-
ский архипелаг о. Якутат, сопровождается многочисленными притоками
с юга, берущими начало с Алеутской островной дуги близ ее восточной
оконечности; с севера каньон имеет всего один приток. По данным сейсми-
ческого профилирования [Scholl е. a., 1968b, 1970а] громадные каньоны
в этом районе образовались главным образом в результате движений по
разломам и смятия у континентальной окраины. Формированию каньонов,
по-видимому, предшествовало надвигание плиты в сторону океана. Каньон
Беринга в процессе развития попеременно то углублялся, то заполнялся
осадками. Образование огромного по размерам каньона Жемчуг, очевидно,
связано с обрушением внешнего борта глубоководной впадины, приурочен-
ной к подножию внешнего края шельфа. По данным Д. Шолла с соавторами
[Scholl е. а., 1970а], из этой депрессии было вынесено 4500 км3 осадков
третичного возраста. За пределами внешних окончаний каньонов, по-види-
мому, протягиваются долины конуса выноса. Прирусловые валы, сформиро-
вавшиеся в плейстоцене, возвышаются на 350 м над одним из бортов подвод-
ной долины Беринга (рис. XI-6, а).
Возможно, что в периоды плейстоценовых понижений уровня Миро-
вого океана такие крупные реки, как Юкон и Кускоквим, впадали в вершины
этих каньонов. По мнению Д. Хопкинса [Hopkins, 1967], перенос осадков
через поднятый шельф, вероятно, имел место также на протяжении большей
части третичного периода. Таким образом, процесс формирования этих
гигантских каньонов был достаточно длительным. Вместе с тем, как считают
Д. Шолл с соавторами [Scholl е. а., 1970а], врезание каньонов могло про-
исходить в течение плейстоцена.
Каньон Токио. Этот каньон, расположенный во внешней части
Токийского залива, характеризуется извилистыми очертаниями и имеет
многочисленные притоки с обеих сторон. На глубине 1460 м он переходит
в сбросовый желоб, протягивающийся из зал. Сагами. Рассматриваемый
каньон является наиболее крупным среди других, приуроченных к северо-
восточной части залива. Дно каньона покрыто в основном иловыми
21 Заказ 1054
322
323
отложениями, но в колонках, поднятых из его нижней части, обнаружено
несколько песчаных прослоев. Стенки каньона сложены преимущественно
довольно рыхлыми осадочными образованиями; в верхней части стенок
отмечаются небольшие выходы застывших лав.
Параллельно описываемому каньону, к югу от него, находится узкий,
с крутыми склонами каньон Меро. Ряд фотоснимков свидетельствует о важ-
ной роли подводных течений в этом каньоне; под их воздействием на одних
участках дна обнажаются коренные породы, а на других развиваются
рифели.
Каньон Конго. У впадения крупнейшей на Африканском кон-
тиненте р. Конго в Атлантический океан образуется эстуарий, в который
(на 25 км) проникает крупный подводный каньон (рис. XI-7). Глубина
каньона в устьевой части эстуария около 450 м. Этот факт имеет довольно
существенное значение, так как наносы, намываемые р. Конго, объем кото-
рых для такой большой реки хотя и невелик, могли заполнить эстуарий за
сравнительно короткое время [Veatch, Smith, 1939, с. 27]. По данным
К. Элмендорфа и Б. Хизена [Elmendorf, Heezen, 1957], а также Б. Хизена
с соавторами [Heezen е. a., 1964b], глубина каньона часто изменяется, что
неизбежно приводит к разрыву кабеля, проложенного поперек его дна.
Оползни и мутьевые потоки бывают здесь до 50 раз в году, причем в наиболь-
шей степени они активизируются во время сезона дождей, когда огромные
массы осадков выносятся в верховье каньона. Северное вдольбереговое
течение также поставляет в каньон значительное количество наносов [Veatch,
Smith, 1939].
Каньон Конго пересекает шельф шириной 90 км и продолжается вниз
по континентальному склону до глубины 2560 м (по оси каньона), где
круто поворачивает влево и в этом направлении следует до отметки 3100 м,
после чего отклоняется вправо. Здесь, в 190 км от вершины, на обоих бортах
подводной долины, в которую постепенно переходит каньон, развиты при-
русловые валы — долина пересекает конус выноса. На этом участке от нее
отделяются несколько рукавов, крупнейшие из них прослеживаются в сто-
рону моря на расстояние 500 км. По данным колонок донные осадки каньона
и долины конуса выноса представлены слоями алевритовых песков, изоби-
лующих растительными остатками и чередующихся с илами. Кроме того,
отмечается заметное постоянство размера зерен осадков в направлении от
вершины каньона к его устью.
Каньоны у побережий Корсики и Лазурного
берега (Французской Ривьер ы). В результате проведения
французскими специалистами детальных съемок и опробования морского
дна на участках развития каньонов вдоль Лазурного берега (Французской
Ривьеры) и западного побережья Корсики эти районы стали одними из
наиболее изученных на земном шаре. Корсиканские подводные каньоны
приурочены к западному побережью острова, их начало было положено
эстуариями, возникшими в устьях речных долин. Это единственное место
Рис. XI-6. Геологическая интерпретация сейсмических профилей МОВ в каньонах Бе-
рингова моря [Scholl е. а., 1970а].
а — долина конуса выноса у внешнего края каньона Беринга с прирусловым валом, сложенным поро-
дами плейстоценового возраста; б — сбросы п оползни в каньоне Жемчуг; по данным эхолотирования,
фундамент предположительно представлен породами мелового возраста LScholI е. а., 1968b]; а —
поперечный профиль каньона Прибылова; показаны несогласное залегание слоев и древнее русло,
заполненное осадками.
1 — породы фундамента; 2 — наносы.
21*
324
Рис. XI-7. Каньон Конго и его продолжение — подводная долина конуса выноса [I-Ieezen е. а., 1964Ь].
Жирные линии — подводные кабели, разрушенные впоследствии мутьевыми потоками или оползнями.
325
в мире, где подводные каньоны являются, по всей вероятности, непосред-
ственным продолжением наземных, в недавнее время испытавших частичное
погружение. Возможно, однако, что имел место обратный процесс: в связи
споднятием территории верхняя часть подводных каньонов оказалась на суше.
Подводные каньоны Корсиканского побережья характеризуются не-
сколько более крутым уклоном продольного профиля по сравнению с назем-
ным [Shepard, Dill, 1966, с. 186], однако различия между ними, в общем,
менее контрастные, чем в других известных нам случаях. В устьевых частях
каньонов суши имеются небольшие дельты, формирование которых, по-ви-
димому, соответствует времени разделения каньонов на надводные и подвод-
ные части.
Если проследить особенности донного рельефа к северу и к западу
от Корсики, можно заметить, что каньоны распространяются в обоих направ-
лениях. Они хорошо развиты вдоль всего побережья Лазурного берега
(Французской Ривьеры), но менее отчетливо выражены у низменного, рас-
положенного западнее побережья Франции. Французские подводные каньоны
в отличие от таковых на западном побережье Корсики, как правило, не
протягиваются в пределы эстуариев. Отмечается пе вполне отчетливая
связь каньонов с широкими вогнутыми отрезками береговой линии. Было
проведено детальное опробование и фотографирование подводных каньонов
Французского Средиземноморья. С помощью «тройки» (подводных саней)
Ж. Кусто, которые буксировались вблизи дна многих каньонов, были полу-
чены фотоснимки, запечатлевшие многочисленные знаки ряби и гальку на
поверхности дна [Gennesseaux, 1966].
В стенках каньона, расположенного западнее, вблизи границы с Испа-
нией, обнаружены различные углубления и борозды, сходные с отмеченными
в каньоне Скриппса. При погружениях в «Ныряющем блюдце» на дне каньона
наблюдалось множество обломков и глыб пород [Dangeard, 1962; Dangeard
е. а., 1968]. По данным сейсмического профилирования Л. Данжер устано-
вил также, что глубины врезания каньона в недавнем прошлом превосходили
современные. Каньон был заполнен осадками, а затем последовало вторич-
ное его углубление.
Каньоны северо-восточного побережья США
иНовой Шотландии. Континентальный склон восточного побережья
США к северу от м. Хаттерас прорезан многочисленными каньонами, про-
слеженными в северном направлении по крайней мере до Больших Нью-
фаундлендских банок, где проходит граница детальных эхолотных промеров.
Ни один из этих каньонов не проникает в пределы широкого шельфа более
чем па несколько километров, но все они пересекают континентальный склон
и спускаются к отчетливо выраженному континентальному подножию,
а многие продолжаются за пределами склона в виде долин конусов выноса.
Новые карты, составленные Геологическим управлением США и Гидрогра-
фической службой Канады (при участии Вудсхолского океанографического
института под руководством 3. У чуни), дают достаточно полное представле-
ние о строении морского дна в указанном районе. При ознакомлении с этими
картами становится очевидным, что вряд ли возможно провести четкое
сопоставление подводных каньонов с соответствующими речными долинами
и узкими заливами из-за весьма значительной ширины разделяющих их
шельфовых зон. Вместе с тем в заливы Чесапикский и Делавэр врезаются по
два каньона, приуроченность вершин которых к этим заливам не вызывает
сомнений.
326
Каньон Гудзон соединяется с неглубокой долиной, пересекающей шельф
и протягивающейся в Нью-Йоркский, а оттуда в Гудзонов залив. Каньон
Блок несколько менее отчетливо соединяется с шельфовой долиной в проме-
жутке между о. Блок и расположенным восточнее о. Лонг-Айленд. Три наи-
более крупных каньона вблизи отмелей Нантакет и к юго-востоку от банки
Джорджес не обнаруживают видимой связи с морфологическими элементами
побережья. Два небольших каньона расположены у входа в Северо-Восточ-
ный пролив, однако семь каньонов вблизи банок Сейбл-Айленд и Банкеро
в районе п-ова Новая Шотландия также, по-видимому, не связаны с гео-
морфологическими особенностями побережья, за исключением каньона
Галли — самого большого из этой группы, находящегося непосредственно
к северу от о. Сейбл [Stanley, 1967].
Каньоны восточного побережья США отличаются от большинства дру-
гих каньонов незначительной извилистостью и небольшим количеством
притоков, хотя вершина каньона Галли, например, образована слиянием
трех притоков. Каньон Гудзон также имеет (с обеих сторон) целый ряд
ответвлений — небольших подводных долин. По данным сейсмических
исследований каньоны в восточной части рассматриваемой группы врезаны
в осадочные образования [Uchupi, 1968с].
Согласно работам X. Стетсона [Stetson, 1936, 1949], большинство
каньонов восточного побережья США рассекает осадочные породы от мело-
вого до позднетретичного возраста. Б результате нескольких погружений
глубоководных аппаратов «Алвин» и «Дип Стар» [Dillon, Zimmerman, 1970]
подтвердилось предположение X. Стетсона, что стенки каньона, врезанного
в банку Джорджес, в некоторых местах представляют собой вертикальные
обрывы. Во время одного из погружений были установлены значительные
перемещения осадочного материала, способствующие транспортировке круп-
ных глыб пород вниз по каньону [Trumbull, McCamis, 1967]. Несмотря на
значительную удаленность вершин каньонов от берега, в колонках донных
осадков были обнаружены песчаные прослои, перекрытые отложениями
ила. Некоторое количество песка было, по-видимому, принесено в каньоны
во время межледниковых понижений уровня Мирового океана, а какая-то
часть осадков поступила в каньоны, возможно, совсем недавно. Дж. Росс
[Ross, 1968] обнаружил на дне каньона Корсар песчаные рифели. Важную
роль в эродировании его стенок сыграла деятельность морских организмов.
Долина конуса выноса, продолжающая каньон Гудзон, протягивается
в сторону океана на 280 км. На глубине 3000 м от нее отходит боковая до-
лина, которая в 110 км мористее, очевидно, сливается с основной. По дан-
ным сейсмических профилей в 74 км от вершины долина конуса выноса за-
метно углубляется, образуя довольно крупное ущелье, отличающееся от
большинства подводных долин тем, что стенки его сложены третичными,
а не современными осадками [D. Ericson е. а., 1961].
Каньон Уилмингтон, изученный в самое последнее время [Stanley,
Kelling, 1967, 1970; Stanley, 1971], и расположенные поблизости от него
каньоны являются активными, несмотря на значительную удаленность их
от берега. А. Ляйелу с соавторами, проводившими исследования в районе
каньона Уилмингтон [Lyall е. а., 1971], удалось установить, что осадки
во время сильных штормов в краевой части шельфа вновь переходят во взве-
шенное состояние. Это вторичное взмучивание осадков может быть связано
с придонными течениями, наблюдаемыми в каньоне. Они выносят огромное
количество осадков в глубоководную часть океана.
327
Большой Багамский каньон. Поистине удивительно, что
каньон, имеющий самые высокие в мире борта, расположен между двумя
особенно низкими островами Багамского архипелага. Его максимальная
по высоте стенка (4347 м), очевидно, выше склона любого каньона суши.
Большой Багамский каньон является, кроме того, одним из наиболее про-
тяженных на земном шаре. Общая длина его, включая Северо-Западное
и Северо-Восточное ответвления, составляет 278 км. Его ветви — Северо-
Западная и Тонга, — обладающие V-образным поперечным профилем,
расположены в пределах двух желобообразных депрессий, разобщающих
группу островов Багамского архипелага. Желоб с широким днищем, в кото-
рый врезана вершина подводной долины Тонга, может быть прослежен
в южном направлении на расстояние до 100 км на глубине 1280—1460 м.
При погружениях в каньон Тонга [Gibson, Schlee, 19671 в интервале
глубин 914—1576 м было обнаружено, что оба борта каньона сложены тре-
тичными осадками с глубоководными фораминиферами, в то время как
в керне скважин, пробуренных на островах на тех же глубинах, были най-
дены только мелководные организмы. Эти данные — доказательство того, что
подводные долины существовали по меньшей мере в течение какого-то дли-
тельного отрезка времени, когда Багамские банки испытывали интенсивное
поднятие на фоне общего погружения этого участка морского дна.
Стенки каньона падают под углом, обычно не превышающим нескольких
градусов. По данным глубоководных погружений и на основе подводных
фотоснимков, полученных с помощью подвесных фотокамер (см. гл. II),
в каньоне имеются и крупные обрывы, как правило, небольшой высоты.
На донных фотографиях можно наблюдать многочисленные гальки и знаки
ряби [Andrews е. а., 1970]. По фотоснимкам вдоль оси каньона можно уста-
новить, что образование рифелей связано с придонными течениями, направ-
ленными сверху вниз по каньону. Б колонках, взятых с помощью коробча-
тых пробоотборников, отмечаются слои хорошо отсортированных калькаре-
нитов, причем в одном случае на их поверхности наблюдались рифели.
В стенках каньона, сложенных известняками, кое-где имеются зияющие
пустоты, хорошо различимые с погружаемых аппаратов, а данные эхолотных
промеров подтверждают наличие депрессий на различных глубинах дна
каньона. Эти данные — убедительное доказательство того, что процессы
растворения сыграли в развитии описываемого каньона весьма важную
роль.
Большой Багамский каньон утрачивает характерные черты типичного
каньона несколько мористее того места, где он приближается к поверхности
океана, т. е. в проливе, образованном о-вами Большой Абако и Эльютгра.
За пределами этого участка он, по-видимому, продолжается в виде долины
конуса выноса. Получены данные о миграции высокого прируслового вала,
расположенного на восточном борту долины. Б процессе своего формирова-
ния он перемещается в западном и северном направлениях, в результате
чего долина конуса выноса оказалась сдвинутой к крутому подводному
склону о. Большой Абако.
3. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОДВОДНЫХ КАНЬОНОВ
Проблема происхождения подводных каньонов вызвала активную дис-
куссию. Для того чтобы разобраться в вопросах, связанных с формирова-
нием этих сложных структур морского дна, необходимо учитывать их
328
характерные особенности. Некоторые из них перечислены ниже (см. также
[Shepard, Dill, 1966 *, с. 223-231]).
1. Типичные подводные каньоны, подобно каньонам суши, имеют
V-образный поперечный профиль, извилистые очертания в плане, развет-
вленную, дендритовидную сеть притоков и пологий продольный профиль
с практически постоянным уклоном в сторону моря.
2. Большинство каньонов может быть прослежено до основания конти-
нентальных склонов, хотя многие из них переходят в долины конуса выноса,
окаймленные прирусловыми валами. Эти подводные долины возникают
в нижней части относительно крутых континентальных склонов, сложенных
коренными породами, и пересекают конусы выноса, приуроченные к подно-
жиям этих склонов.
3. Образование каньонов может иметь место в пределах практически
любого коптипентальпого склона, но следует учитывать, что они редко
развиваются в случаях, когда континентальные склоны имеют уклон, мень-
ший 1°, когда они отделены от шельфов бордерлендом или плато и когда
внешний край склона ограничен барьером коралловых рифов.
4. Борта каньонов, как правило, сложены легко размываемыми поро-
дами, например глинистыми сланцами, но иногда в них обнажаются и твер-
дые породы — граниты и даже кварциты.
5. Большинство подводных каньонов является непосредственным про-
должением речных долин, однако последние обладают более широким дном
и характеризуются более пологим уклоном по сравнению со связанными
с ними подводными каньонами.
6. Дно каньонов большей частью покрыто обильными песчаными осад-
ками, содержащими гравийно-галечный материал, однако грубые осадки
зачастую перекрываются иловыми наносами.
7. Рифели течений на дне каньона встречаются почти на любой глубине,
но, где бы они ни были обнаружены, крутая сторона рифеля преимуще-
ственно ориентирована вниз по капьону.
8. Среди органических остатков, встреченных в донных песчаных
осадках как каньона, так и примыкающей долины конуса выноса, найдено
много мелководных форм, а также наземных растений, которые, очевидно,
транспортировались течениями от вершины каньона в его более глубоковод-
ную часть.
9. Как установлено, вершины активных капьонов могут быстро запол-
няться осадками. Эти накопления материала имеют весьма неустойчивый
характер, поскольку осадки периодически выносятся в сторону океана под
воздействием мутьевых потоков, оползней либо внезапно возникающих
течений.
10. Каньоны образуются как у тектонически стабильных, так и у неста-
бильных побережий, однако многие из наиболее крупных каньопов, по-ви-
димому, приурочены к континентальным шельфам, пережившим длительные
периоды опускания и осадконакопления, например шельфы Берингова
моря, Багамских островов и побережья Западной Европы.
* Монография Ф. Шепарда и Р. Дилла издана на русском языке [Шепард, Дилл,
1972]. — Прим. ред.
329
Несостоятельные гипотезы
Ко времени выхода в свет первого издания этой книги было известно
множество гипотез, которые использовались геологами для объяснения
происхождения капьонов. Как отмечалось во втором издании, почти все эти
концепции были постепепно отвергнуты. Наиболее широкое распростране-
ние получила гипотеза о формировании каньонов под воздействием мутье-
вых потоков, однако ученые, серьезно занимающиеся изучением каньонов,
ясно представляют себе, что эта гипотеза еще не может считаться доказан-
ной. Сущность других гипотез происхождения каньонов, о которых целе-
сообразно упомянуть, сводится к следующему:
1) каньоны образуются в результате затопления речных долин, но их
сохранение в прежних размерах, а также расширение и углубление связаны
с различными морскими процессами, папример с перемещениями осадочного
материала или с мутьевыми потоками;
2) основным фактором формирования каньонов являются морские
процессы, а весьма значительная глубина их поперечных профилей обуслов-
лена «нарастанием вверх», связанным с накоплением осадков на прилега-
ющих участках морского дна.
Существовала гипотеза, с помощью которой пытались объяснить обра-
зование каньонов восточного побережья США подводными излияниями
артезианских источников на континентальных склонах [Johnson, 1939].
Считалось, что капьоны приурочены к отложениям прибрежных равнин,
падающим в сторону океана и представляющим собой водоносные гори-
зонты. Разумеется, с точки зрения этой гипотезы невозможно объяснить
происхождение капьонов, врезанных в гранит и другие крепкие коренные
породы. Кроме того, нет данных, свидетельствующих в пользу существова-
ния подземной циркуляции, достаточной для того чтобы за пределами широ-
кого шельфа восточного побережья США могли образоваться каньоны.
Отсутствие карстовых воронок и других углублений в дне каньонов, за исклю-
чением, пожалуй, Багамского, еще более затрудняет возможность объяснить
формирование каньонов с помощью этой гипотезы.
В. Бучер [Bucher, 1940] считал, что цунами вполне могут служить
причиной возникновения подводных каньонов. Он обосновывал свое утвер-
ждение тем, что эти огромные длиннопериодные волны способны передать
часть своей энергии океаническому дну на больших глубинах. Однако течения,
вызываемые цунами, бывают в действительности значительными лишь в пре-
делах мелководной зоны. Кроме того, действие этих'волн на дне должны ис-
пытывать в первую очередь возвышенности, но не впадины. Наконец, каньоны
практически не встречаются в тех районах, где обычно действуют цунами.
Происхождение каньонов объясняли также диастрофическими движе-
ниями земной коры [Wegener, 1924, с. 177]. Б результате сбросовых процес-
сов и складкообразования, безусловно, могут возникать каньоноподобные
углубления на континентальном склоне. Извилистый рисунок и V-образный
поперечный профиль подводных каньонов, однако, говорят о том, что каньоны
в большинстве своем не могут быть тектонического происхождения. Долины
сбросового типа не имели бы столь извилистых очертаний и депдритовидных
ответвлений, характерных для большинства подводных каньонов. Кроме того,
нет никаких указаний на то, что каньоны встречаются главным образом
в тектонически нестабильных районах, хотя они часто бывают приурочены
к древним зонам разломов.
330
Вплоть до послевоенного периода, когда были осуществлены детальные
исследования морского дна, большинство геологов, в том числе и автор
этой книги [Shepard, 1948, с. 241—248], считали затопление речных долин
основным фактором, обусловливающим возникновение подводных каньонов.
Эта гипотеза, однако, была отвергнута, когда мы получили новую подроб-
ную информацию об активном характере современного эрозионного процесса
в каньонах. Резкое несходство большинства подводных каньонов и примыка-
ющих к ним речных долин еще более пошатнуло эту гипотезу, а невозмож-
ность найти какое-либо приемлемое объяснение подверженности континен-
тальных склонов всего земного шара воздействию субаэральной эрозии на-
несло ей сокрушительный удар.
Субаэральная эрозня как фактор,
способствующий развитию каньонов
Сходство подводных каньонов с каньонами на суше, образовавшимися
в результате речной эрозии (как правило, приходится сравнивать подводные
и надводные каньоны, расположенные в различных районах; исключение
представляет каньон западного побережья Корсики), всегда являлось убеди-
тельным аргументом в пользу утверждения, что если не все каньоны, то
хотя бы их верхние части первоначально были образованы речной эрозией.
Понижение уровня Мирового океана в эпоху плейстоценового оледенения
могло способствовать врезанию рек в грунт на 100 или даже 200 м ниже
современного уровня. Кроме того, известно, что некоторые побережья пре-
терпели тектоническое погружение, в результате которого многие каньоны,
образованные в субаэральных условиях, должны были оказаться затоплен-
ными. Согласно этой гипотезе воздействие морских процессов вполне доста-
точно, чтобы предотвратить заполнение осадочным материалом каньонов,
образованных речной эрозией.
При глубоководном бурении по программе ДЖОИДЕС в Средиземном
море были получены убедительные доказательства того, что объем воды в море
несколько уменьшился за счет ее испарения в течение определенных времен-
ных отрезков позднемиоценовой эпохи [Ryan, Hsu е. а., 1970а]. Всякий раз,
когда порог Гибралтарского пролива оказывался закрытым и Средиземное
море сокращалось в объеме, возникали потенциальные возможности вреза-
ния рек, например альпийских, в обнажившиеся склоны и в конечном итоге
формирования ныне подводных каньонов. Вероятно, в результате изучения
колонок, поднятых со дна каньона у южного побережья Франции [Masele,
1968], вблизи Тулона, окажется возможным получить данные о понижении
уровня моря или опускании этого участка морского дна. Дж. Мэскл обнару-
жил здесь литоральные формации, возраст которых датируется от плиоцена
до четвертичного периода. В изученных колонках они залегают в основании
слоев, подстилающих глубоководные отложения. Эти литоральные осадки,
по всей вероятности, не являются турбидитами. Возможно, что при их де-
тальном исследовании удастся выяснить вопрос о понижении уровня Среди-
земного моря. Роль этого фактора в развитии подводных каньонов Среди-
земноморья будет установлена при дальнейшем изучении результатов работ
но программе ДЖОИДЕС.
’С другой стороны, имеются существенные возражения против гипотезы
субаэральной эрозии примепительно к глубоководным каньонам, врезанным
в породы континентальных склонов. Например, если субаэральная эрозия
331
была основным фактором возникновения подводных каньонов, то процесс
их формирования должен быть тесно связан с геологической историей побе-
режий. Это означает, что каньоны должны быть наиболее хорошо развиты
там, где побережья претерпели глубокое погружение и, наоборот, встре-
чаться редко или отсутствовать у побережий, в истории которых преобла-
дают процессы поднятия. Однако изучение карт земного шара показало, что
такая зависимость отсутствует. Например, каньоны столь же часто встре-
чаются вдоль поднимающегося западного побережья США, сколь и у восточ-
ного, испытывающего погружение. К тому же внешние бровки шельфов
отнюдь не оказываются более глубокими там, где каньоны изобилуют, по
сравнению с теми участками, где количество их невелико. Кроме того, если
гипотеза субаэральной эрозии справедлива, мы должны обнаружить не-
сомненные признаки резких изменений в строении каньона на том батиметри-
ческом уровне, ниже которого действие субаэральных факторов не имело
места. Однако такие признаки не были обнаружены. Каньоны не только
протягиваются непрерывно за пределы 100- и 200-метровых отметок глубин,
соответствующих уровням океана в максимальные фазы оледенений, но и
продолжаются без видимых изменений вплоть до подножия континентальных
склопов. Наконец, если подводные каньоны образовались в основном за
счет затопления каньонов суши, они должны были бы иметь более заметное
сходство с расположенными рядом речными каньонами, чем это наблюдается
в действительности.
Образование каньонов под эродирующим
воздействием мутьевых потоков
Мутьевые потоки (см. гл. III) являются общепризнанными «переносчи-
ками» огромных масс осадков вдоль подводных каньонов от вершин к их
внешним окончаниям, где формируются крупные конусы выноса, приурочен-
ные обычно к основаниям континентальных склонов. Установлено, что объем
конусов выноса значительно превышает то количество осадков, которое
могло быть вынесено только за счет врезания каньона. Действием мутьевых
потоков, очевидно, можно объяснить формирование прирусловых валов,
окаймляющих подводные долины, пересекающие большинство конусов
выноса. Поскольку грубозернистый материал обычно встречается в долинах
конусов выноса и в прирусловых валах, возвышающихся над этими доли-
нами на 100 м и более, кажется вероятным, что течения, идущие вниз по
каньону, достаточно мощные, чтобы эродировать континентальный склон.
Вода, насыщенная наносами, значительно тяжелее окружающих ее масс
«чистой» воды, и позтому она опускается к подножию склонов, в то время
как течения другого типа являются следствием незначительных различий
в плотности вод, особенно на больших глубинах. Именно поэтому потоки
«чистой» воды проходят на некотором удалении от дна, где они встречают
водные слои более высокой плотности.
Вполне вероятно, что мутьевые потоки — один из основных факторов
формирования подводных каньонов, несомненно препятствующих заполне-
нию их осадками, однако мы до сих пор не имеем однозначного доказатель-
ства, что именно они являются причиной образования каньонов. Часто
высказывалось предположение, что разрывы телеграфных кабелей после
землетрясения 1929 г. на Большой Ньюфаундлендской банке обусловлены
мутьевыми потоками, передвигавшимися со скоростью до 92 км/ч (59 узлов)
332
[Heezen, Ewing, 1952]. Однако, как сообщалось ранее [Shepard, 1963,
с. 339—343*], согласно данным телеграфной компании столь высокая ско-
рость сомнительна. В действительности мутьевой поток, очевидно, двигался
со скоростью 28 км/ч (15 узлов). Кроме того, изучение образцов донных
осадков в этом районе не дало каких-либо сведений о мощном потоке, про-
несшемся вниз по склону. По-видимому, землетрясение на Большой Нью-
фаундлендской банке послужило причиной оползания огромной массы
пород [Heezen, Drake, 1964]. По мере развития этого процесса серия ополз-
ней могла разрушить кабели в той последовательности, которая была зафик-
сирована.
Вряд ли можно найти данные, подтверждающие гипотезу мощной эрозии
под воздействием мутьевых потоков, и среди других особенностей осадков
каньонов. В песчаных и гравийных слоях, обнаруженных в каньонах и до-
линах конусов выноса, в изобилии представлены хрупкие фораминиферы,
в том числе песчаные формы, раковинки которых неминуемо должны были
разрушиться под воздействием высокоскоростных потоков.
Характер слоистости и явления несогласного залегания слоев донных
осадков в подводных долинах часто свидетельствуют скорее в пользу воло-
чения материала по дну, нежели их перемещения мутьевыми потоками
[Shepard е. а., 1969]. Часто наблюдаемое полное отсутствие отсортирован-
ного тонкозернистого материала в кровле песчаных осадков также довольно
трудно объяснить перемещением песков мутьевыми потоками. Наконец,
нередко отмечаемое возрастание размеров зерен осадка по направлению
к устьевой части подводной долины представляется малопонятным, если
попытаться объяснить это явление действием мутьевого потока. В качестве
исключения можно привести долину Мазаме-Аш в системе каньона Астория
[С. Nelson е. а., 1968]. Целый ряд других возражений против гипотезы мутье-
вых потоков приведен в работе Г. ван-дер-Лингена [van der Lingen,
1969].
Возможно, что все эти возражения недостаточно обоснованны. Большин-
ство теоретических дискуссий о роли мутьевых потоков в формировании
подводных каньонов основано на лабораторных данных гидродинамических
экспериментов, подтверждающих высокие скорости перемещения этих пото-
ков. Эти данпые приведены Д. Инменом во втором издании «Морской геоло-
гии» **, а также в трудах других исследователей [Кпепеп, 1965; Middleton,
1966; Komar, 1969]. Если мутьевые потоки распространялись по подводной
долине, а не по открытому склону, как полагали вначале, скорость в 15
узлов, вызвавшая разрывы кабелей на Большой Ньюфаундлендской банке
(рис. XI-8), может считаться вполне обычной. Согласно вычислениям
II. Комар [Komar, 1969], скорости мутьевых потоков, обусловивших за-
полнение рукавов подводной долины Монтерей наносами, должны были
составлять 8—20 м/сек (16—40 узлов). К сожалению, мы еще не располагаем
достаточно надежными данными, могущими подтвердить либо опровергнуть
эти теоретические представления.
Нам еще очень мало известно о действии мутьевых потоков вне лабора-
торных стен [Kuenen, 1965, 1967]. Может быть, единственным мутьевым
потоком, наблюденным в естественных условиях, был описанный Э. Реймни-
цем [Reimnitz, 1971] поток в каньоне Рио-Бальзас у западного побережья
* См. Ф. Шепард. Морская геология. Л., «Недра», 1969, с. 291—295. — Прим. пер.
** См. Ф. Шепард. Морская геология. Л., «Недра», 1969, с. 125—132. — Прим. пер.
333
Мексики. Здесь во время сильного прибоя Э. Реймницу удалось наблюдать
пульсирующее течение, идущее вниз по боковой ветви каньона. Это течение,
скорость которого, по подсчетам исследователя, составляла 4 км/ч, транспор-
тировало большое количество песка и оказывало эродирующее воздействие
Рис. XI-8. Район Больших Ньюфаундлендских банок.
1 — зпицентр землетрясения 1929 г.; 2 — места разрывов кабелей; 3 — станции опробова-
ния во время рейса А-180 и их номера; 4 —дуга радиусом 100 миль, очерчивающая уча-
сток, где разрывы кабелей произошли одновременно с землетрясением; 5—в — кабели:
5 — фирмы «Вестерн Юнион», е — французский.
на степки капьопа. В других случаях приходилось наблюдать мутьевые
потоки только очень малой скорости, возникающие в результате перехода
глинистых осадков во взвешенное состояние [D. Moore, 1969]. Попытки
искусственно вызвать мутьевой поток, даже с применением взрывчатых
веществ, пока еще не увенчались успехом [Buffington, 1961; Inman, 1968;
Dill, 1969b],
334
Образование каньонов, обусловленное морскими процессами
По мере более углубленного изучения каньонов стало создаваться впе-
чатление, что их образование связано с целым рядом факторов, наиболее
важная роль среди которых, возможно, принадлежит морским процессам.
Например, имеется много данных, подтверждающих перемещение масс
осадков, особенно в головной части каньонов [Shepard, Dill, 1966, с. 332—
334]. Возможно, образование различного рода оползней под воздействием
силы тяжести не играет существенной роли, за исключением наиболее крутых
верхних частей каньона. Однако по данным сейсмического профилирования
оползание пород имеет место даже на пологих континентальных подножиях
[Emery е. а., 1970]. Как правило, в результате перемещения осадочного
материала со склонов подводных каньонов образуются недренируемые
(озерные) депрессии; насколько известно, впадины такого типа редко встре-
чаются в подводных каньонах. Кроме того, общий характер очертаний
последних, с дендритовидиой сетью притоков, служит, скорее всего, индика-
тором эрозионного происхождения, причем эта эрозия по целому ряду при-
знаков соответствует речному типу. Такие каньоны могли образоваться и под
воздействием нисходящих донных течений [Reimnitz, Gutierrez-Estrada,
1970].
Б последнее время накапливается все больше данных о том, что в фор-
мировании каньонов помимо мутьевых потоков важную роль играют и тече-
ния других типов. Полученные данные о течениях, направленных вверх
и вниз по каньону (примером могут служить измерения, проведенные
в каньоне Ла-Холья; рис. XI-9), свидетельствуют об их небольших скоро-
стях. Вместе с тем скорость нисходящих течений может возрастать под воз-
действием прибойных волн, вызываемых сильными береговыми ветрами
[Inman, 1970]. В одном случае Д. Инменом была замерена скорость течения
в 160 см/сек (3,6 узлов), обусловленного береговым ветром. Возможно, что
оно достигало большей скорости, так как трос, на котором был закреплен
прибор в месте измерения, лопнул во время проведения этого эксперимента.
Д. Инмен объяснил образование донного течения нагоном воды вдоль
берега и возникновением пульсационного перемещения водных масс сверху
вниз по каньону, обусловленного ритмическим воздействием прибоя. Тече-
ния, идущие в этом направлении, могут сохраняться, несмотря на более
плотные окружающие его массы воды с более низкой температурой, в тех
случаях, когда ими подымаются во взвешенном состоянии осадки в коли-
честве, достаточном для создания мутьевого потока. Меняющиеся по направ-
лению донные течения в каньонах частично связаны с приливно-отливными
явлениями, а возможно, и с внутренними волнами.
В результате погружения в глубоководные участки каньона были полу-
чены многочисленные данные о течениях, идущих вниз по каньону с мини-
мальной скоростью 15 см/сек. По-видимому, эти течения не связаны с во-
дами, насыщенными наносами. Очевидно, процесс, вызывающий образова-
ние нисходящих течений, в этом случае несколько иной, чем при формиро-
вании мутьевых потоков. Воздействием таких течений объясняется образо-
вание асимметричных рифелей на дне каньонов, обращенных крутой стороной
вниз по оси каньона.
На континентальном склоне восточного побережья США был описан
другой тип течения, проходящего по дну и способствующего формированию
подводных долин [Heezen е. а., 1966а; Rona е. а., 1967]. Эти позднейшие
335
данные убеждают нас в том,
что нельзя связывать с муть-
евыми потоками все обуслов-
ленные течениями эрозион-
ные процессы в каньонах.
Возможно, что другие типы
течений, в настоящее время
еще недостаточно изученные,
имеют столь же важное зна-
чение. В некоторых районах
существенную роль играют
каскадные течения, вызван-
ные охлаждением вод вблизи
побережий (см. гл. III).
Нарастание стенок
каньонов
В то время как различ-
ные процессы ведут к фор-
мированию, а затем к пов-
торному углублению перво-
начально выработанных
каньонов, независимо от
того, образуются они на
шельфе или на континенталь-
ном склоне, борта каньона
имеют тенденцию к «нара-
станию вверх». В частности,
такой процесс, по-видимому,
имеет место в Большом
Багамском каньоне, где
известно, что представленные
в нем средне- или верхне-
третичные породы образо-
вались в глубоководных ус-
ловиях [Gibson, Schlee,
1967], тогда как аналогичные
породы, залегающие на над-
водном продолжении Багам-
ских островов, относятся к
мелководным фациям [М. Spe-
ncer, 1967]. По мнению
Ф. Кюнена [Кненен, 1953],
такое соотношение неприме-
нимо к каньонам восточного
побережья США, поскольку
угол наклона этих каньопов
на контакте древних консо-
лидированных пород, в ко-
торые были врезаны каньоны,
Рис. XI-9. Результаты прямой 4-дневной записи по данным двух вертушек, установленных вдоль оси подводного каньона Ла-
Холья на глубине 167 и 206 м [Shepard, Marshall, 1969].
1 — «аписи по данным ст. 5 на глубине 167 м; г — то же, ст. 3 на глубине 206 м; з — кривая приливно-отливных течений.
336
и перекрывающих их более молодых осадков, отложившихся последовательно
на шельфе и континентальном склоне по обеим сторонам
резко измениться. Однако по данным сейсмического
каньона, должен
профилирования
5 :
f \J
уг
~~~ -TniMI «nil 1
Г z. ——
\ I
4
у
J
7<^=-~==гсула5-
и ] 1
Рис.
каньона Гудзон по дан-
ным эхолотных проме-
ров [J. Ewing е. а., 1960].
Видны наклонные слои и
террасы, перекрытые совре-
менными отложениями вдоль
бортов каньона.
XI-10. Профили
отмечается крутой перегиб континентального склона по обоим бортам
каньона Гудзон (рис. XI-10).
Кроме того, в тех районах, где современные формации, окаймляющие
каньопы, представлены коралловыми рифами, быстро нарастающими вверх
по мере погружения морского дна, верхние части склонов могут быть более
крутыми, нежели стенки каньопов, врезанные в более древние породы.
337
Именно это наблюдается в багамских каньонах, где внешние склоны рифов
очень крутые.
Преимущество гипотезы врезания каньонов в сочетании с «нарастанием
вверх» их стенок состоит в том, что она согласуется с длительным периодом
формирования гигантских каньонов, например каньонов Берингова моря
и Багамских островов. Рассматриваемая гипотеза оказывается значительно
убедительнее неоднократно высказываемого предположения о том, что все
подводные каньоны возникли под воздействием мутьевых потоков в периоды
плейстоценовых понижений уровня Мирового океана (Kuenen, 1950, с. 503).
Обнаружение древних погребенных каньонов под современными подтверж-
дает новейшую гипотезу, утверждающую, что врезание каньонов могло
время от времени чередоваться с заполнением их осадочным материалом.
Б настоящее время обнаружен целый ряд современных заполненных осад-
ками капьонов, что также свидетельствует о закономерном чередовании
процессов, обусловливающих формирование каньона — врезания и запол-
нения его осадками.
4. ТРОГООБРАЗНЫЕ ДОЛИНЫ У ВНЕШНИХ СКЛОНОВ ДЕЛЬТ
От внешних склонов некоторых крупных дельт в сторону моря просле-
живаются трогообразные долины. Не следует резко отделять их от подвод-
ных капьонов. Как будет показано ниже, эти долины обладают некоторыми
специфическими чертами.
Долина у дельты Ганга. Трогообразная морская долина
Суотч, расположенная па внешнем продолжении дельты Ганга — Брахма-
путры (рис. XI-11), имеющей ширину 450 км, рассекает шельф по диагонали,
протягиваясь в юго-западном направлении. В устье рек Ганга и Брахма-
путры имеются бары и рукава, залегающие в направлении трогообразной
подводной долины. Это, несомненно, способствует поступлению в пее наносов
с водами речного стока, особенно во время наводнений. На основании этих
данных становится понятным, почему дельта и песчаные бары не выдвигаются
в сторону моря, несмотря па огромное количество осадков, выносимых
реками на этом участке побережья.
Трогообразная долина характеризуется довольно плоским днищем
шириной 5—7 км и бортами, падающими под углом 12°. Судя по всему,
продольный профиль долины полого наклонен от берега. На внешнем крае
шельфа глубина долины около 1200 м. Склоны ее, как правило, прямые.
В результате детальных промеров, проведенных ВМС Пакистана, устано-
влено наличие лишь нескольких небольших притоков. На границе с шельфом
часто наблюдается удивительное явление: цвет воды изменяется от коричне-
вого до светло-голубого; здесь же в прозрачной воде видны и сликки (см.
гл. VIII), развитые по обоим бортам долины. Они свидетельствуют о нали-
чии апвеллинга либо об отклонениях течений, вызванных особенностями
подводного рельефа. По данным сейсмического профилирования рассматри-
ваемая долина в значительной мере заполнена осадочным материалом, а на
внешнем ее крае фиксируется проявление оползневых процессов или сме-
щений по сбросам.
Трогообразная долина Ганга прослеживается в сторону моря почти
на 2000 км, продолжаясь в пределах Бенгальского залива в виде долин
конуса выноса, окаймленных прирусловыми валами [Curray е. а., 1970].
Последние можно даже встретить к югу от о. Шри Ланка (см. рис. Х1П-9).
22 Заказ 1054
338
6
Рис. XI-11. Трогообразная долина Суотч, протягивающаяся по диаго-
нали от внешних склонов дельты Ганга через внешнюю часть шельфа
(а), и сейсмический профиль через долину (б).
Изобаты проведены по данным эхолотных промеров, выполненных ВМС Пакистана.
339
Подводные долины с многочисленными притоками, извиваясь, пересекают
крупный конус выноса. На некоторых участках притоки долин образуют
разветвленную сеть. Огромное количество осадков, заполняющих Бенгаль-
ский залив, выносится туда в основном во-
дами Ганга и Брахмапутры.
Долина у дельты Инда. Сход-
ная с трогообразной долиной у внешних
склонов дельты Ганга долина расположена
напротив основного устья р. Инда (рис.
XI-12). Глубина ее на внешнем краю шельфа
составляет ИЗО м. Она также продолжается
в сторону моря в виде долины конуса
выноса, но в отличие от такой же долины
у дельты Ганга закартирована менее де-
тально. Согласно данным ВМС Пакистана
направления течений ориентированы вдоль
трогообразной долины. Она имеет более
узкое дно по сравнению с долиной у дельты
Ганга, а ее поперечный профиль характе-
ризуется более пологим уклоном в отличие
от V-образного профиля типичных каньонов.
Долина у дельты Миссиси-
пи. К западу от дельты р. Миссисипи обна-
ружена трогообразная подводная долина,
вершина которой отстоит от берега на 55 км
(рис. XI-13). Она относится к типу долин,
описанных выше, но в отличие от них запол-
нена в верхней части осадочным материалом.
Согласно данным бурения и сейсмопрофили-
рования погребенный под осадками отрезок
долины прослеживается почти до береговой
линии. Ширина дна ее на внешнем шельфе
достигает 19 км, по в прибрежной, погребен-
ной, части вблизи субаэральных склонов
дельты долина значительно сужается.
Склоны в нижней части долины менее ровные,
чем в долинах того же типа вблизи берегов
п-ова Индостан. Возможно, неровности
рельефа склонов долины обусловлены нали-
чием соляных куполов или грязевых диа-
пиров. Трогообразная долина Миссисипи
тянется вниз по континентальному склону
приблизительно до глубины 1460 м, где
Рис. XI-12. Трогообразная под-
водная долина у дельты Инда.
Изобаты (в фатомах) ' проведены по
данным эхолотных промеров, 'выпол-
ненных ВМС Пакистана.
она, вероятно, скрывается
в крупном конусе выноса, выдвинутом в Мексиканский залив. Возможно,
следует отнести к случайным совпадениям тот факт, что при пересечении
трогообразными долинами континентального шельфа их продольный про-
филь обычно приобретает уклон, равный 8—10 м/км. Такой уклон свой-
ствен типичным фронтальным склонам некоторых крупных дельт, выдви-
нутых за пределы внешнего края шельфов.
Происхождение трогообразных долин. О долинах
этого типа мы располагаем неизмеримо меньшим количеством данных, чем
22*
340
о подводных каньонах. Поэтому выводы, касающиеся трогообразных долин,
носят, в общем, предварительный характер. Три описанные выше долины
вполне сопоставимы по протяженности с наиболее длинными каньонами.
Относительная глубина их вреза достигает нескольких сотен метров. Соб-
ственно говоря, эти образования представляют собой огромные естественные
каналы, по которым транспортируются осадки.
Рис. XI-13. Подводная
трогообразная долина и
конус выноса к западу
от дельты Миссисипи
[М. Ewing е. а., 1958].
Изобаты проведены через
100 фатомов до отметки
1400 м, ниже — через 10 фа-
томов. Черные кружки —
места взятия образцов.
Судя по данным сейсмопрофилировапия, трогообразные долины вреза-
лись в шельфовые отложения, однако точно это не установлено. Тем не менее
осадки в них могут полностью отсутствовать, если они образовались под
воздействием течений в период формирования шельфа. В ряде случаев на дне
трогообразных долин, как и в некоторых каньонах, присутствуют мощные
осадочные образования. Возможно, что для долин данного типа характерно
также чередование этапов врезания и аккумуляции осадков. Несмотря на
существенные отличия от подводных каньонов, они, по-видимому, имеют
сходную историю развития.
5. ДОЛИНЫ, ПРИУРОЧЕННЫЕ К ПОДВОДНЫМ СКЛОНАМ, И ИХ
ПРОИСХОЖДЕНИЕ
Многие подводные склоны, падающие под более или менее постоянным
углом, рассечены небольшими, короткими долинами. Они, как правило,
образуются на выдвинутых склонах дельт, опускающихся в сравнительно
341
глубоководные участки моря, например в фиорды [Mathews, Shepard, 1962].
Эти долины встречаются также на склонах дельт, пересекающих внешний
край шельфа. Наиболее известный подводный склон такого типа располо-
жен в районе трех рукавов дельты р. Миссисипи: Саут-Вест-Пасс, Саут-Пасс
и Пасс-а-Лутр. Описываемые долины резко отличаются от типичных подвод-
ных каньонов. Их протяженность всегда ограничена пределами одного
склона, при этом они сопровождаются небольшим количеством притоков,
которые иногда вообще отсутствуют. У нижнего окончания этих долин
обычно расположены небольшие холмы. Изучение долин подводных склонов
вблизи дельты Миссисипи подтвердило представления об их недолговеч-
ности, которая проявляется в заполнении осадками старых долин и в обра-
зовании новых [Shepard, 1955].
Долины рассматриваемого типа приурочены также к сбросовым уступам.
Примеры таких долин обнаружены у побережья Калифорнии и в Калифор-
нийском заливе, вдоль нарушенной сбросами краевой части о. Церальбо.
Очевидно, эти подводпые склоны были сформированы в результате аккуму-
ляции осадков, поступавших с острова после того, как сбросообразователь-
ные процессы были в основном закончены. В качестве другого примера можно
привести долину вдоль сбросового уступа на подводных склонах о-вов Палое
Вердес в Южной Калифорнии [Emery, Terry, 1956].
Образование долин рассматриваемых типов, несомненно, связано в пер-
вую очередь с оползнями или другого рода перемещениями масс осадочного
материала. Согласно К. Терцаги |Terzaghi, 1956], несмотря на очепь поло-
гий склон дельты Миссисипи, быстрое осадконакопление приводит к мета-
стабильности осадков, что способствует их внезапному оползанию, в ре-
зультате чего образуются небольшие открытые долины. Подобные формы
рельефа на суше возникают под воздействием грязевых потоков.
6. ПОДВОДНЫЕ ДОЛИНЫ ПРОМЕЖУТОЧНОГО ТИПА
Некоторые морские долины могут быть отнесены к промежуточному
типу (между долинами па склонах и подводными каньонами). Наиболее
удачным примером таких образований может служить долина, приурочен-
ная к дельтовому побережью в северо-западной части о. Лусон из группы
Филиппинских островов (рис. XI-14). Подводный склон в этом районе
буквально изрезан относительно неглубокими долинами. В отличие от рас-
смотренных выше долин на склонах они имеют целый ряд притоков и могут
протягиваться до самого подножия склона.
К промежуточному типу можно отнести и долины вблизи дельты р. Рио-
Бальзас у западного побережья Мексики. Здесь отсутствует шельф и верхняя
часть континентального склона сформирована исключительно дельтовыми
отложениями. Подводные долины вплотную подходят к береговой линии как
у современного активно действующего устья р. Рио-Бальзас, так и на тех
участках побережья, где заканчиваются старые ее устья. Эти долины имеют
множество притоков. Э. Реймниц и М. Гутиэрес-Эстрада [Reimnitz, Gut-
ierrez-Estrada, 1970] убедительно доказали, что в самое недавнее время
произошло углубление этих долин.
Долины промежуточного типа, приуроченные исключительно к склонам,
сложенные осадочными породами, могли развиться из древних склоновых
долин, образовавшихся под воздействием оползания масс осадков, а впо-
следствии эродированных подводными течениями. В результате такие
342
подводные долины приобрели некоторые эрозионные черты, характерные для
типичных каньонов.
По-видимому, наиболее целесообразно включать эти долины в систему
классификации обычных каньонов, хотя, как правило, они приурочены
Рис. XI-14. Долины на под-
водном склоне у дельты се-
веро-западной части о. Лу-
сон Филиппинского архи-
пелага [Shepard, Dill,
1966].
к неустойчивым внешним склонам дельт. Следует отметить, что врезание
различных притоков описываемых долин из-за рыхлости дельтовых отложе-
ний может происходить очень быстро.
7. ПОДВОДНЫЕ ДОЛИНЫ СБРОСОВОГО ТИПА
• Многие долины на суше имеют сбросовое происхождение. Другие типы
субаэральных долин возникли под совместным воздействием движений
по сбросам и эрозионных процессов. Так как подводные землетрясения часто
происходят вблизи континентальных окраин, а разломы, прослеженные на
материках, часто продолжаются на дне океанов, представляется очевидным,
что многие подводные долины развивались также по разрывным нарушениям.
Наземные приразломные долины, например Долина Смерти, характери-
зуются прямыми склонами, отсутствием притоков, трогообразным попереч-
343
ным профилем; обычно они закапчиваются котловиноподобными углубле-
ниями. Их тектоническое происхождение в ряде случаев подтверждается
подвижками, происходящими во время землетрясений вдоль сбросовых усту-
пов. Иа морском дне эти признаки распознаются не столь отчетливо. Некото-
рые подводные долины, расположенные к югу от Алеутских островов,
по-видимому, отвечают перечисленным выше условиям, поскольку они имеют
относительно прямые склоны, трогообразный поперечный профиль, котло-
виноподобные углубления у нижнего окончания и, кроме того, у них прак-
тически отсутствуют притоки.
Подводные долины сбросового типа ориентированы в соответствии с зо-
нами разломов, установленных на прилегающих участках суши. Простира-
ющаяся в меридиональном направлении долина в зал. Сагами (Япония)
изгибается к востоку, образуя большую дугу. Она характеризуется полого
наклоненным в сторону моря продольным профилем и поперечным профилем
скорее V-образной, чем трогообразной формы. По-видимому, она соединяется
со сбросовой долиной, расположенной во внутренней части залива, где имело
место значительное смещение в результате землетрясения 1923 г. [Yama-
saki, 1926; Shepard е. а., 1964]. По-видимому, структурнообусловленные
особенности этой приразломной долины были значительно изменены абра-
зионными процессами, что и определило ее современный облик.
Аналогичным образом долина близ юго-западной части п-ова Калифор-
ния простирается почти параллельно берегу, заканчиваясь севернее в том
месте, где обнаружена крупная зона разломов на суше. В этом случае вер-
шина каньона отчетливо смещается относительно его нижней части, которая
первоначально пересекала сбросовую долину [Shepard, 1964]. Долина имеет
V-образный поперечный профиль и характеризуется отсутствием котловино-
подобных углублений, что еще раз свидетельствует о важной роли в ее раз-
витии абразионных процессов. Крупные желоба на морском дне также
относятся к одному из типов подводных долин и имеют, несомненно, тектони-
ческое происхождение. По некоторым данным эти структуры также подверг-
лись изменениям под влиянием морской абразии.
8. ДОЛИНЫ, СВЯЗАННЫЕ СО СКЛАДЧАТЫМИ СТРУКТУРАМИ
Судя по всему, долины, происхождение которых связано со складко-
образованием, существуют и на суше, хотя большинство геологов не реша-
лось отнести их к этому типу. Проведенное недавно сейсмическое профили-
рование обширных площадей морского дна выявило много участков, где
в основании подводных долин и хребтов обнаружены прямо выраженные на
поверхности дна складки. Нельзя, однако, быть вполне уверенным, что на
профилях обозначены подводные долины и хребты, связанные со складча-
тостью, поскольку методом сейсмопрофилирования такие структуры не
всегда можно распознать. Например, некоторые складки, показанные на
этих профилях, могут в действительности оказаться разломами.
Долины этого типа, по всей вероятности, наиболее хорошо выражены
в Карибском море, к востоку от дельты р. Магдалены (Колумбия), вблизи
некоторых участков Калифорнийского побережья [Спггау, 1966] и у берегов
Западной Европы [Stride е. а., 1969]. Так как эти структурные образования
известны нам только по данным отдельных промерных профилей, трудно
судить об их протяженности. Возможно, что в них, как и в сбросовых доли-
нах, развиты котловиноподобные углубления.
344
9. ПОДВОДНЫЕ КАНЬОНЫ
Если допустить, что подводные каньоны в ряде случаев представляют
собой затопленные речные долины, то с тем же основанием можно предполо-
жить, что некоторые наземные долины были первоначально образованы
в морских условиях, а впоследствии подняты над уровнем моря. Такая
гипотеза была высказана Дж. Уинслоу в 1966 г. [Winslow, 1966], а в 1968 г.
Дж. Суне [Soons, 1968] выступила с рядом критических замечаний по по-
воду гипотезы Дж. Уинслоу [Winslow., 1968]. Она не задавалась целью
опровергнуть гипотезу Дж. Уинслоу в целом, но со многими его примерами
она не могла согласиться, особенно когда речь шла о новозеландских
каньонах, хорошо ею изученных.
К сожалению, согласно одному из основных аргументов Дж. Уинслоу,
фиорды представляют собой приподнятые подводные каньоны, подвергшиеся
незначительному видоизменению в результате ледниковой эрозии и заполнен-
ные осадками в своей нижней части. Как было показано в гл. VI, фиорды
и ледниковые троги на шельфе в охваченных оледенением районах встре-
чаются чрезвычайно редко и обладают теми же характерными чертами, что
котловины и желоба, обнаруженные на значительном удалении от моря,
в таких континентальных областях, где влияние абразии исключается.
Фиорды и троги столь же хорошо развиты как вблизи сравнительно устой-
чивых побережий, например у Канады и Норвегии, где единственными
диастрофическими изменениями являются гляциоизостатические поднятия,
связанные с отступанием ледниковых языков, так и вдоль молодых горных
побережий, где можно было ожидать поднятия подводных каньонов.
С другой стороны, некоторый интерес представляют описанные Дж. Уин-
слоу короткие суходолы, врезанные в краевые части поднятых террас,
приведенные им в качестве примеров поднятых вершин подводных каньонов.
К последним может быть отнесена и несколько необычная долина, вершина
которой расположена у п-ова Пойнт-Райес, к северу от Сан-Франциско.
Однако в настоящее время нет никаких данных, подтверждающих продолже-
ние этой долины на дне океана. Небольшие подводные каньопы у берегов
Ла-Хольи в Калифорнии продолжаются в ряде мест на суше в виде долин,
которые, возможно, также представляют собой поднятые морские каньоны.
Однако многие наземные каньоны того же типа, расположенные севернее,
не имеют продолжения на морском дне. К тому же отсутствуют данные
о том, что мористее надводных каньонов, на шельфе и континентальном
склоне, существуют какие-либо признаки погребенных каньонов.
Наверное, лучшим примером возможной взаимосвязи наземных и под-
водных каньонов может служить район к северу от о. Молокаи [Shepard,
Dill, 1966, фиг. 104]. Но в любом случае мы не можем согласиться с утверж-
дением о том, что прибрежные долины на суше являются поднятыми морскими
каньонами, до тех пор, пока это не подтвердится новыми данными, получен-
ными в результате полевых исследований.
ГЛАВА
XII
КОРАЛЛОВЫЕ РИФЫ
За минувшее десятилетие были достигнуты значительные успехи в изуче-
нии коралловых рифов. Среди опубликованных работ особого внимания
заслуживают следующие: очерк, посвященный Большому Барьерному рифу
[Maxwell, 1968], отчет о бурении в лагуне атолла Мидуэй [Ladd е. а., 1970],
статьи о рифах во Французской Океании [Guilcher, 1965b; Guilcher е. а.,
1965, 1969], монография о фациальных обстановках и экологии атоллов
[Wiens, 1962], материалы дискуссии о коралловых рифах у о-вов Флорида-
Кис [Hoffmeister, Multer, 1968], сообщение о результатах изучения атолла
Ифалук [Tracey е. а., 1961], обзор истории развития рифов [Newell, 1971].
Большой интерес представляют также материалы симпозиума по работам
экспедиции к Каролинским и Маршалловым островам [Спггау е. а., 1970].
Первое серьезное исследование коралловых рифов осуществил Ч. Дар-
вин [Darwin, 1842] во время кругосветного путешествия па корабле «Бигль».
Нашедшие отражение в книге Ч. Дарвина идеи о росте рифов по мере по-
гружения их вулканических оснований подтверждались и дополнялись
в течение полувека многими исследователями, в том числе Дж. Дэна [Dana,
1885] и У. Дэвисом [Davis, 1928]. Эта гипотеза подверглась и достаточно
строгой критике со стороны А. Агассиза [Agassiz, 1903] и Р. Дэли [Daly,
1910, 1915], но правильность представлений Ч. Дарвина подтвердилась
данными глубокого бурения на атоллах Эниветоки Бикини [Emery е. а., 1954].
Дискуссии о происхождении коралловых рифов между У. Девисом и Р. Дэли
возбудили значительный интерес, однако ни одним из этих известных геоло-
гов не были проведены тщательные полевые наблюдения, которые отличают
работы Г. Ледда и Дж. Хофмейстера [Ladd, Hoffmeister, 1936], К. Янга
[Yonge, 1940, 1963], Дж. Уэлса [Wells, 1954], Н. Ньюэлла [Newell, 1956,
1959] и Т. Горо [Goreau, 1961]. Кроме того, лабораторные исследования
роста кораллов, осуществленные Т. Воганом [Vaughan, 1916] и А. Мэнором
[Mayor, 1924], были также использованы при решении многих вопросов,
связанных с проблемой происхождения коралловых рифов. После поста-
новки буровых работ на Маршалловых островах были получены важнейшие
геологические данные об органогенных рифах, не утратившие своего значе-
ния до настоящего времени.
1. ОСНОВНЫЕ ДАННЫЕ ОБ ОРГАНОГЕННЫХ РИФАХ
Определение понятия «органогенные рифы»
Органогенные рифы, обобщенно называемые коралловыми, представляют
собой созданные организмами постройки, каркас которых достаточно про-
чен, чтобы эффективно противостоять действию обычных волн [Ladd, 1961].
346
Более сильные волны выламывают обломки и глыбы коралловых рифов,
масса которых достигает иногда тонны и более. Часто в результате нагро-
мождения этих обломков образуются островки, выступающие над поверх-
ностью океана. Активно растущие рифы быстро восстанавливаются после
шторма, наращивая поврежденный остов.
К наиболее распространенным из современных рифостроящих организ-
мов относятся герматипные кораллы, кораллиповые водоросли, гидроко-
раллы, а также форамипиферы. В отдаленном прошлом в образовании рифов
помимо кораллов и водорослей принимали активное участие губки
и мшанки*.
К. Эмери с соавторами [Emery е. а., 1954] было подсчитано, что на
Маршалловых островах на долю каркаса приходится приблизительно 30%
всей рифовой массы. Остов и цемент совместно образуют прочную устойчи-
вую постройку, изобилующую, однако, многочисленными крупными по-
лостями и пустотами. Например, как подсчитал Н. Ньюэлл [Newell, 1956],
пористость коралловых образований о. Рарориа достигает 25—30%. По мере
роста рифа его пустоты сообщаются с окружающей водной средой и в них
заносятся рифовые обломки. К. Каллис [Cullis, 1904, с. 396] высказал
предположение, что при нарастании коралловой толщи мощностью приблизи-
тельно 6 м полости в теле рифа заполняются продуктами химического осаж-
дения из циркулирующей морской воды. По мере роста рифа могут разви-
ваться также и процессы растворения, что обусловливает разрушение рифо-
вого каркаса. Таким образом, оставшийся материал, заполнивший пустоты,
играет роль нового каркаса. Поэтому и после глубокого захоронения корал-
ловые рифы сохраняют первоначальную высокую пористость.
С другой стороны, чередование процессов растворения и осаждения
может быть результатом периодических поднятий рифа па фоне постепенного
длительного погружения рифового плато. Эти явления были изучены Г. Лед-
дом и С. Шлангером [Ladd, Schlangor, 1960] по данным бурения на атолле
Эниветок. Знание этих процессов имеет, несомненно, большое значение при
поисках пефти в древних рифах.
Типы рифов
В современных морях наиболее распространены рифы:
1) окаймляющие (fringing reefs), которые формируются у берегов
и часто бывают соединены с сушей;
2) барьерные (barrier reefs), большей частью отделенные от коренного
берега коралловыми лагунами;
3) атоллы (atolls) — образования округло-овальной, часто неправиль-
ной формы, растущие обычно на глубоководном основании и окаймляющие
лагуны, внутри которых, как правило, нет или почти нет участков суши;
4) фаро (faros) — кольцевые, приуроченные к банкам или к материко-
вым отмелям;
5) столовые рифы (table reefs) или коралловые банки (coral banks), воз-
вышающиеся над дном в виде плато без отчетливо выраженного кораллового
кольца;
* Обзор комплексов рифостроящпх организмов п их эволюции в ходе геологической
истории приводится в статье Ф. X. Геккеля (Heckel F. Reefs in time and space, 1974).—
Прим. ped.
347
6) коралловые холмы (coral knolls), называемые также пятнистыми
и одиночными (patch reefs) или островерхими рифами, пиннаклями (pin-
nacles),— небольшие рифовые постройки на дне лагун, атоллов и барьер-
ных рифов.
Экология рифов
Бытует представление, что коралловые рифы формируются только
на небольших глубинах и в теплых водах, а поэтому присутствие древних
рифов служит индикатором теплого климата. Однако эта точка зрения рас-
ходится с фактическими данными. Современные кораллы (склерактинии)
представлены герматипными и агерматипными разновидностями. К первым
относятся симбиотические жгутиковые (Zooxanthellae), которые могут суще-
ствовать только в теплой воде на мелководье. Вторые (без зооксантелл) встре-
чаются на любой глубине при температурах до —1,1° С [Vaughan, Wells,
1943]. Рифы, построенные агерматипными кораллами, разрастаются значи-
тельно медленнее герматипных рифов, однако они образуются во многих
районах земного шара. Постройки агерматипных кораллов особенно харак-
терны для глубокой части шельфа и континентального склона Норвегии
[Teichert, 1958], глубоководного плато Блейк [Squires, 1963] и материко-
вого склона вдоль западного побережья Франции.
Наиболее распространенные герматипные кораллы и кораллиновые водо-
росли обитают в основном в пределах тропического пояса. Там, где условия
существования более благоприятны, они захватывают небольшие территории
к югу и к северу от тропиков. Интенсивный рост коралловых рифов происхо-
дит на глубинах, как правило не превышающих 45 м, хотя отдельные пред-
ставители этих кораллов были обнаружены на глубине 165 м. Температура
воды в районе распространения рифов зимой редко опускается ниже +18° С.
Вместе с тем в Персидском заливе известны небольшие рифы, существующие
летом при +30, а в короткий зимний период при +13, +14° С. * Температура
выше +35° С для большинства кораллов является смертельной, однако
такой высокий температурный предел не характерен для современных морей,
за исключением наиболее мелководных участков с ничтожной циркуляцией
водных масс.
Симбиоз жгутиковых и кораллов легко объясним: жгутиковые извле-
кают из кораллов фосфор и азот, а кораллы защищают их от врагов. Не сов-
сем ясно, какую пользу получают кораллы от этого сосуществования.
Во всяком случае вряд ли жгутиковые обеспечивают кораллы пищей. Уже
в результате ранних исследований было установлено, что кораллы — хищ-
ники, питаются исключительно зоопланктоном, в то время как жгутико-
вые — растительные организмы. Т. Горо [Goreau, 1961] показал, что при
удалении зооксантелл из кораллов скорость обызвествления их каркаса
значительно снизилась. Жгутиковые также могут обеспечивать кораллы
продуктами фотосинтеза, которые идут на формирование хитиновой органи-
ческой компоненты кораллового скелета.
Жизнедеятельность кораллов в большой степени зависит и от солености
воды. Нормальное существование кораллов возможно в воде соленостью
27—40°/00. Мощные паводковые потоки пресной воды могут погубить корал-
ловые рифы. По свидетельству А. Мэйора [Mayor, 1924], в бухте Паго-Паго
* Из отчетов Арабско-Американской нефтяной компании в Дахране, Саудовская
Аравия. — Прим, автора.
348
у о. Самоа тропический ливень за 4 дня затопил всю округу (выпало 92,5 см
осадков), что привело к гибели кораллов.
Работами Т. Вогана [Vaughan, 1916], Дж. Хофмейстера и Г. Ледда
[Hoffmeister, Ladd, 1935] было установлено, что субстрат для растущих
коралловых рифов может быть самым различным, хотя Т. Воган считает,
что кораллы не могут развиваться на мягком илистом грунте. Отсутствие
рифов на заиленных участках дна объясняется вредным влиянием иловых
взвесей па процесс рифообразования. Вместе с тем бурением в западной
части о. Суматра были вскрыты рифовые постройки, перекрывающие илистые
осадки [Umbgrove, 1947].
При изучении кораллового рифа Вайкики (о. Оаху) К. Эдмондсон
[Edmondson, 1928] пришел к выводу, что рост рифа приостановился в ре-
зультате поступления ила, принесенного потоком, некогда впадавшим в море
вблизи рифа. По экспериментальным данным этого исследователя, боль-
шинство рифообразующих кораллов может без ущерба вынести погребение
под илом только в течение очень короткого периода. Отсутствие рифов на
побережье южной оконечности Большого Барьерного рифа в Квинсленде
обусловлено, по-видимому, приносом ила с прилегающей суши. В целом
присутствие илистой взвеси само по себе не оказывает решающего влияния
на рифообразование. Так, Г. Ледд и Дж. Хофмейстер [Ladd, Hoffmeister,
1936, с. 82] указывают на наличие рифов вблизи устья р. Рева (о-ва Фиджи),
«несмотря на громадные количества ила, выносимого в море в этом районе».
Ф. Кюнен [Kuenen, 1933, с. 65] отмечал, что при паводках рифы покры-
ваются слоем ила, но это не приносит кораллам заметного вреда. Так, из-
вестны рифы на южном побережье о. Молокаи (Гавайские острова), существо-
вавшие несмотря на замутненность вод, омывающих остров. По данным
А. Максуэлла [Maxwell, 1970], покрытые коралловыми рифами площади
морского дна у берегов Квинсленда (Австралия) приурочены главным обра-
зом к районам, имевшим раньше характер подводных возвышенностей.
По его мнению, это обусловлено воздействием волн и течений на мелко-
водные участки дна, откуда выносились тонкие илистые частицы и где на-
капливался более грубый песчаный материал.
Создается впечатление, что более интенсивный рост кораллов и водо-
рослей происходит на внешнем крае рифа и, как правило, с наветренной
стороны, так как условия питания кораллов здесь наиболее благоприятны
и вода значительно чище. Остается однако невыясненным, является ли это
результатом обилия пищи или вызвано какими-либо другими причинами.
Г. Одэм и И. Одэм [Odum, Odum, 1955], изучавшие атолл Эниветок, пришли
к выводу, что крупные планктонные организмы, проплывающие над внешним
краем рифа, вряд ли значительно способствуют его нарастанию.
В распределении различных родов рифообразующих кораллов в на-
правлении от внешнего края к внутренней лагуне наблюдается отчетливая
зональность [Wells, 1954]. По данным А. Мэйора [Mayor, 1924], кораллы
Асгорога преобладают на внешнем крае рифа,' а массивные Porites, так же
как и кораллы некоторых других родов, успешно развиваются вдоль бере-
гов, омываемых довольно мутными водами, вдали от зоны прибоя. Благо-
даря использованию в районах распространения коралловых рифов сетей
для ловли планктона установлено, что копеподы (основная пища кораллов)
более обильны в лагунах, нежели вблизи краевых частей рифов. Некоторые
из наиболее активно растущих рифов встречены также и в лагунах. Там,
где пища для кораллов поступает в достаточном количестве, например в ла-
349
гунах внутри барьерных рифов, окаймляющие рифы нарастают настолько
активно, что заполняют всю лагуну. Кроме того, интенсивно растущие
коралловые холмы, или пиннакли, внутри лагун многих атоллов в течение
нескольких тысячелетий могут заполнить лагуны, если условия их сущест-
вования в течение этого времени не изменятся. На*рис. ХП-1 показан атолл
неправильной формы с
почти нацело заполнен-
ной лагуной.
Интересные исследо-
вания биогенной продук-
тивности карбоната каль-
ция в коралловых рифах
были проведены К. Чей-
вом, С. Смитом и К. Роем
[Chave, Smith, Roy, 1972].
Прежде чем перейти к из-
ложению полученных эти-
ми авторами результатов,
целесообразно дать неко-
торые пояснения. За по-
тенциальную продуктив-
ность принимают количе-
ство карбоната кальция
(СаСО3), аккумулируемое
отдельным кораллом, на
единицу площади рифа,
занимаемую этим орга-
низмом, а за общую —
количество СаСО3, проду-
цируемое кораллами на
единицу площади мор-
ского дна. Суммарная по-
тенциальная продуктив-
ность каждого организма
определяется пропорцио-
нально занимаемой им
площади. Фактическая
продуктивность — это ско-
рость роста, отнесенная
к количеству карбоната
170° 05'
Рис. ХП-1. Атолл Бикар (Маршалловы острова) с ла-
гуной, почти целиком выполненной растущими корал-
ловыми постройками.
Неправильная, с остроугольными выступами форма этого атолла
более типична, чем округлая форма атолла Эниветок.
кальция, фоссилизированного в рифе. Очень
важно иметь возможность оценить общую продуктивность для различ-
ных фациальных обстановок рифов. К. Чейв, С. Смит и К. Рой
установили, что «песчаные отмели с покровами зеленых водорослей проду-
цировали за год 4-10’2; коралловые колонии на песках — 104, сплошной
покров кораллов — 6-104; гряды известковых водорослей — 9- 10s г/м2 кар-
боната кальция». Общая продуктивность с учетом площадей распространения
перечисленных образований составила для разных фациальных обстановок,
103 (г/м2)/год: «лагуны — 7; рифовые плато — 4; водорослевые гряды — 9;
нпжняя часть рифовых склонов — 8; верхняя — 6-104. К. Чейв с соавто-
рами пришли к выводу о том, что «обычно общая продуктивность коралло-
вых рифов около 103 (г/м2)/год».
350
Если подъем уровня Мирового океана согласно данным записей марео-
графов происходит со скоростью около 1 мм/год, то казалось бы, что поверх-
ность рифов в связи с высокой продуктивностью кораллов должна была
бы уже находиться выше уровня моря, в субаэральных условиях. По мнению
К. Чейва с соавторами, при максимальной скорости подъема уровня Миро-
вого океана в голоцене около 1 см/год структура сообществ рифостроящих
организмов должна была измениться таким образом, чтобы скорость роста
рифов не отставала от подъема уровня океана; это спасало бы рифы от за-
топления.
Т. Воган [Vaughan, 1916] и А. Мэйор [Mayor, 1924], основываясь на
лабораторных исследованиях, рассчитали скорость роста кораллов. По их
данным, кораллы могут нарастать вверх со скоростью 5—10 см/год. Как
показали К. Чейв, С. Смит и К. Рой, эти данные, возможно, завышены.
Вместе с тем скорость роста кораллов, равная 1 см/год, представляется ве-
роятной там, где имеется хорошо развитый коралловый покров и где необ-
ходимые питательные вещества для кораллов поступают в достаточных
количествах.
2. АТОЛЛЫ
Общая характеристика
Атоллы — наиболее распространенный тип коралловых рифов. Боль-
шинство столовых рифов и коралловых банок может быть отнесено к атол-
лам, так как они обычно окаймляются выступающими, но не достигающими
поверхности моря рифовыми кольцами. По данным Э. Брайена [Bryan,
1953], в мире насчитывается 400 атоллов, включая рифы с затопленным
обрамлением. П. Клауд [Cloud, 1958] полагает, что на земном шаре сущест-
вует 330 атоллов, не считая растущих на банках и столовых рифах. Более
половины из них находится в тропической части Тихого и Индийского
океанов: на о-вах Туамоту (62 атолла), Восточной Индонезии (37), Каро-
линских (32), Маршалловых (29), Фиджи (25). Только около 10 современных
атоллов расположено за пределами этой области: Мидуэй в северной части
Гавайского архипелага, 2 атолла в Красном море, о-ва Драй-Тортугас
в Мексиканском заливе и Хогсти-Риф на Багамских островах. Возможно,
к последней группе следует отнести Бермудские острова с окаймляющими
рифами.
В течение многих лет господствовало представление о том, что атоллы—
это рифовые плато, обрамленные рифовыми островами с расположенной
в центре плоскодонной лагуной. Такое определение, однако, вряд ли может
соответствовать хотя бы одному из сотен известных атоллов. Действительно,
большинство атоллов характеризуется кольцом рифов вытянутой, эллипсо-
идальной, прямоугольной, треугольной или просто неправильной формы
с несколькими острыми выступами по краям. На многочисленных картах
видно, что такие выступы образуются чаще всего с юго-восточной стороны
атолла (рис. ХП-2), хотя они возникают и в северо-восточной его части.
Если налицо оба выступа, между ними обычно располагается относительно
прямолинейная часть рифа, обращенная к господствующим ветрам.
Краевые рифы в основном скрыты под водой, и вершины их обнажаются
только при самых низких отливах. Невысокие коралловые острова обычно
возвышаются над большинством окружающих рифов. Эти острова концен-
351
Рис. ХП-2. Восточная часть крупнейшего в мире атолла Квайалейн (Маршалловы
острова). Из карты № 6027 Океанографической службы США.
1 — интервал глубин 30—60 м; 2 — коралловые холмы.
S52
трируются в юго-восточной части атолла, где локализованы многочислен-
ные колонии кораллов. Такая картина наблюдается, например, на атолле
Квайалейн (рис. ХП-2). На подветренной стороне атоллов островов значи-
тельно меньше. Рифы несколько расширяются по направлению к паветроп-
ной стороне (рис. ХП-З).
Большинство хорошо изученных атоллов имеет неровное дно с много-
численными коралловыми холмами-отмелями, разделенными впадинами.
Средняя глубина лагун по современным данным составляет 45 м, лишь
изредка встречаются лагуны глубиной более 100 м. Есть и совсем мелкие,
например, глубина некоторых лагун в юго-западной части Тихого океана
не превышает 5—5,5 м.
Рис. XII-3. Схематический профиль типичного атолла. По Дж. Трэси, мл. (Геологическая
служба США), П. Клауду (Калифорнийский университет, Санта-Барбара) и К. Эмери
(Вудсхолский океанографический институт).
1 —внешний склон атолла; 2—волнолом (наружная сторона рифа); 3 — рифовая площадка, 4—
склоны лагуны; 5 —дно лагуны; 6 —пляж со стороны лагуны; 7 — пляж со стороны океана; 8 —
литотамнвевый гребень; 9 — коралловый остров; 10 — уровень отлива; 11 — уровень прилива.
Поперечный разрез типичного атолла показан на рис. ХП-З. Крутая
склоновая осыпь окружена растущим рифом, часто окаймленным водоросле-
вым гребнем (рис. ХП-4), который неправильно называют литотамниевым
гребнем. На внешнем крае растущего рифа в изобилии представлены кораллы
Лсгорога. Далее располагается плоский участок рифа, частично сложенный
отмершими кораллами и окаймляемый ближайшей к острову прибрежной
зоной, где представлены в основном кораллы Porites. Пляж, сложенный
известковым песком и гравием, окаймляет остров, образованный коралло-
выми обломками и глыбами, над которыми кое-где возвышаются сохранив-
шиеся древние рифы.
Изучение внутреннего строения кораллового острова, расположенного
с наветренной стороны атолла Эниветок [Odum, Odum, 1955], показало, что
по направлению от океана к лагуне здесь отчетливо выделяются шесть зон:
1) волноломная, состоящая из отмирающих кораллов; 2) гребень известко-
вых водорослей; 3) нарастающих кораллов; 4, 5) мелких и крупных корал-
ловых обломков; 6) песка и гальки, намытых волнами. На обращенной
к лагуне стороне атолла тянется другое плоское рифовое плато, за ним —
склон с живыми кораллами, затем мелководная терраса, переходящая после
небольшого понижения в дно лагуны, покрытое слоем осадков.
Атоллы Мальдивских островов отличаются от большинства других
наличием многочисленных фаро — небольших кольцевых рифовых образо-
ваний, развивающихся как в самой лагуне, так и на внешнем крае окаймля-
ющего ее рифа (рис. ХП-5). Мальдивские атоллы характеризуются, кроме
353
того, сравнительно округлыми очертаниями. Остров Кантон архипелага
Феникс, расположенный в южной части Тихого океана, имеет еще одну
отличительную особенность: его лагуну пересекает серия коралловых гряд,
перпендикулярных к общему широтному простиранию атолла. Западная
часть этой мелководной лагуны, глубина которой в основном не превышает
5 м, заполнена коралловыми обломками.
Ш. Ханзава [Hanzawa, 1940] выявил интересную особенность, характер-
ную для внешнего края атоллов. Впоследствии это отмечали многие геологи,
Рис. ХП-4. Блок-диаграмма, отражающая характерные особенности нарастания кораллов
и эрозии с наружной стороны рифа [Munk, Sargent, 1948].
1 —- преимущественное нарастание кораллов; 2 — борозды волновой абразии; 3 — рвы; 4 — литотам-
ниевый гребень; 5 — остроугольные выступы рифа.
проводившие аэровизуальные наблюдения над атоллами. Как оказалось,
внешний край атоллов, особенно с наветренной стороны, покрыт многочи-
сленными рвами или бороздами (рис. ХП-4). По мнению У. Монка и М. Сар-
джента [Munk, Sargent, 1948], наличие этих рвов, возможно прорезанных
волнами, ослабляет дальнейшее разрушающее воздействие волн на тело
рифа. Некоторые из этих углублений, однако, вновь зарастают кораллами.
Образование рвов в процессе роста коралловой гряды было детально опи-
сано Т. Горо [Goreau, 1959] при изучении рифов Ямайки. Во многих слу-
чаях аквалангист может проплыть по каналу, прорезанному волнами в ри-
фовом плато, и сквозь естественный тоннель выплыть на фронтальный склоп
рифа, оказавшись в одном из таких рвов. Описанные выше образования
наиболее характерны для атоллов, хотя встречаются на внешней стороне
и других типов рифов [Shinn, 1963].
В середине текущего столетия было выполнено детальное опробование
лагун [Ешегу е. а., 1954; McKee, 1958]. Этими исследователями установлена
определенная зональность в распределении лагунных отложений. К внутрен-
нему краю основания рифа примыкает зона с преобладанием коралловых
23 Заказ 1054
354
Рис. XII-5. Атолл Мале из группы Мальдивских островов в Тихом океане. Из карты
№ 5604 Океанографической службы США.
В лагуне и по краям атолла раввиты многочисленные кольцевые рифы (фаро).
355
обломков либо фораминиферовых песков. Далее к центру лагуны наиболее
распространены обломки известковых водорослей халимед (Halimeda),
за ними расположена зона с большим количеством остатков фораминифер.
В более глубокой части лагуны отлагается тонкозернистый осадок, называ-
емый обычно коралловым илом. Описанная последовательность осадкона-
копления, однако, часто нарушается из-за неровности дна лагун. В лагуну
Канехое о. Оаху, по сообщению К. Чейва, с внешнего края рифа обломки
кораллов не поступают.
Необычные атоллы
Острова Бермудские и Джонстона, расположенные на океанических
островных платформах, весьма напоминают атоллы, хотя чаще всего их не
относят к этой категории. Платформа Бермудских островов, поднимающаяся
из глубин Атлантики, имеет мелководную лагуну с затопленным кольцевым
рифом, дно которой с трех сторон устлано известковым песком. В юго-восточ-
ной части лагуны расположена группа песчаных островков. Остров Джон-
стона, лежащий к юго-западу от Гавайского архипелага, имеет треугольное
основание с приподнятым кольцевым рифом, которое хорошо развито только
на северо-западе, а в других краевых частях острова о его присутствии
можно судить лишь по отдельным коралловым отмелям [Emery, 1956b].
По мнению К. Эмери, отсутствие непрерывного рифового обрамления плат-
формы о. Джонстона может быть обусловлено либо абразией части окаймля-
ющего рифа при понижениях уровня океана в ледниковую эпоху, либо
тектоническими движениями, вызвавшими опускание южной и северо-восточ-
ной частей кораллового кольца. Необычна также приуроченность острова
и рифа к подветренной части островной платформы.
gsi Бермудские острова расположены на наветренной стороне островной
платформы. Геологическое строение этого района было детально изучено
рядом исследователей [Sayles, 1931; Land е. а., 1967; (Mackenzie, 1969)].
Острова являются идеальным местом для изучения эвстатических колебаний
уровня Мирового океана, поскольку на этом участке морского дна отсут-
ствуют какие-либо признаки плейстоценовых тектонических движений
[Land е. а., 1967]. Полученные для Бермудских островов данные хорошо
коррелируются с эвстатическими кривыми колебаний уровня моря (см.
рис. VI-3, а). Известные на Бермудах относительно высокие (до 78 м) холмы
сложены эолианитами и согласно новейшим данным образовались во время
высокого стояния уровня моря в межледниковые периоды. Это противоречит
ранее высказанной гипотезе [Sayles, 1931] о том, что эолианиты сформирова-
лись во время понижений уровня моря, связанных с оледенением. Однако
Д. Стенли и Д. Свифт [Stanley, Swift, 1967] обнаружили на глубине 18 м
затопленную дюну, расположенную в пределах рифового кольца. Красные
почвы на Бермудских островах [Bricker, Mackenzie, 1970] образовались
в результате свободной циркуляции вод при низком уровне моря.
.Все бермудские лагуны мелководны (обычно не глубже 15 м) и частично
заняты отмелями, сложенными известковыми песками и коралловыми хол-
мами. По данным Д. Стенли и Д. Свифта, здесь на краевых рифах развиты
известковые песчаники. Эти исследователи полагают, что рифы и 18-метровая
терраса на их фронтальном склоне представляют собой, вероятно, затоплен-
ные гряды эоловых песков, а не настоящие коралловые рифы [Stanley, 1970].
23*
356
Погруженные и поднятые атоллы
Как и следовало ожидать, в тектонически неустойчивых областях зем-
ного шара некоторые атоллы испытали поднятие, в результате чего их ла-
гуны оказались приподнятыми над уровнем моря, наподобие чаши с высту-
пающим ободком. Примерами могут служить о. Тиниан из Марианского
архипелага и некоторые из о-вов Лау, расположенные в юго-восточной части
архипелага Фиджи [Davis, 1917]. Как известно, к затопленным атоллам
относят также некоторые глубоководные гайоты (см. с. 366), хотя среди них
почти или совсем не встречаются платформы с приподнятым рифовым краем.
Банка Маклсфилд в Южно-Китайском море представляет собой полностью
затопленное рифовое кольцо на глубине от 12 до 25 м, центральная часть
которого погружена в среднем до 75 м, т. е. значительно глубже, чем типич-
ные лагуны атоллов. На основании этого можно полагать, что в данном
случае мы имеем дело с погруженным атоллом.
Однако некоторые коралловые банки с полностью скрытыми под водой
кольцевыми рифами, по всей вероятности, не являются погруженными
атоллами, так как глубина их центральной части соответствует глубине
типичной атолловой лагуны. В связи с этим представляется наиболее вероят-
ным, что такое положение данной группы атоллов связано не с их погруже-
нием, а с отставанием нарастания внешнего края рифа от подъема уровня
океана в послеледниковое время. В качестве примеров можно привести
банки Могами и Грей-Федер Каролинских островов [Shepard, 1970]. Дру-
гим примером затопленного атолла [Fairbridge, Stewart, 1960] может слу-
жить банка Алекса в северо-западной части о-вов Фиджи. Однако глубина
ее лагуны значительно меньше, чем средние глубины атолловых лагун.
Внешние склоны атоллов
На внешних, обращенных к океану склонах наветренной стороны
атоллов обычно располагаются узкие террасы. Внешние склоны подветрен-
ной стороны атолла нередко бывают крутыми, а иногда почти отвесными.
Склоны атоллов Маршалловых островов падают под углом 35° до глубины
450 м; на больших глубинах угол падения постепенно выполаживается.
Наиболее крутые склоны продолжаются под острыми выступами краевых
частей атоллов. Ф. Кюнен [Киепеп, 1933, с. 96] обратил внимание на то,
что крутизна склонов практически всех индонезийских атоллов до глубины
200 м превышает 45°. По данным промерных профилей, построенных по ре-
зультатам исследований, которые были выполнены в 1967 г. судном Скрипп-
совского океанографического института «Хоризон», склоны атоллов в Микро-
незии падают приблизительно под углом 30°. Таким образом, создается
впечатление, что почти все внешние склоны атоллов намного круче конти-
нентальных. Последние, сопоставимые по крутизне с внешними наветрен-
ными склонами атоллов, локализованы только у западного побережья Фло-
риды и в восточной части плато Блейк. Возможно, что столь значительная
крутизна этих склонов обусловлена нарастанием на них кораллов.
Склоны многих атоллов продолжают столь же круто падать по направ-
лению к глубоководному океаническому ложу, однако не менее часто на
каких-то промежуточных глубинах они сменяются грядами или плато.
Особенно характерны такого рода склоны для северо-восточного побе-
режья Австралии и атолловых поясов в ю го-западной части Тихого океана.
357
Активно растущие кораллы на внешнем крае рифов прослеживаются,
как правило, до глубины 20 м, а кое-где они встречаются и глубже этой
отметки. Обломочный материал на склонах, погруженных на большую
глубину, состоит из коралловых глыб; обломков халимед, более крупных,
чем типично лагунные; раковинок фораминифер с обильно представленными
мелководными видами и т. д. На глубинах около 1800 м обломочный мате-
риал постепенно сменяется глобигериновыми илами. Крупные обломки
кораллов встречаются главным образом в верхней части склонов и только
изредка обнаруживаются глубже 180 м [Emery е. а., 1954, с. 70—73] *.
Иногда к внешней стороне атоллов бывают приурочены выходы вулка-
нических лав и древних осадочных пород. Возможно, они обнажились в ре-
зультате массового перемещения осадков, оползающих с крутых склонов.
Некоторые исследователи считают, что оползни сыграли важную роль
в образовании зазубрин на внешнем крае атолловых рифов [Fairbridge,
1950а]. Несмотря па то что явления оползания возможны, было установлено,
что многие острые выступы атоллов имеют продолжение на больших глуби-
нах в виде хорошо выраженных гребней, которые едва ли могут быть при-
няты за нагромождения глыб оползших пород. Представляется более вероят-
ным, что парастание атолла вверх сопровождалось образованием остро-
угольных выступов, форма которых определялась строением нижележащего
рифового основания.
Геофизические исследования на атоллах
Сейсморазведка МОБ проводилась на атоллах Бикини, Эниветок,
Квайалейн и Мидуэй. Цель исследований — определение характера пород,
слагающих основание атоллов [Raitt, 1952, 1957; Shor, 1964]. Некоторые
результаты показаны на рис. ХП-6. На атолле Эниветок был отработан
меридиональный профиль, по данным которого слои со скоростью распро-
странения сейсмических волн 4,15 км/сек прослеживаются до глубины
1,6—1,8 км, т. е. несколько ниже глубин (соответственно 1267 и 1405 м),
на которых в пробуренных скважинах были встречены базальты. Такое
расхождение результатов сейсморазведки с данными бурения, по мнению
Р. Райта, может быть вызвано увеличением скорости распространения волн
в нижней части разреза за счет присутствия тонких прослоев уплотненных
пород либо тем, что верхняя часть вулканогенной толщи была настолько
интенсивно разбита трещинами, что скорость сейсмических волн в ее преде-
лах была не выше, чем в перекрывающих рифовых отложениях.
На сейсмическом профиле, выполненном Р. Райтом через подводную
гору Сильвания Симаунт и примыкающий к ней атолл Бикини, четко отра-
жена неровная поверхность толщи, представленной, возможно, пирокласти-
ческими продуктами, скорость распространения волн в которой составляла
3,68—4,13 км/сек. Кроме того, установлена более чем километровая мощ-
ность предположительно коралловых отложений, вполне достаточная, чтобы
объяснить неудачную попытку достичь базальта при бурении на Бикини.
Скорость распространения волн по данным профиля северо-восточного
направления свидетельствует о том, что вулканогенные породы обнажаются
* Интересные данные об осадках внешних склонов коралловых рифов Тихого
океана приводит В. П. Петелин [1973]. Он указывает, в частности, что рифогенные обло-
мочные осадки распространяются до глубины 3000 м. — Прим. ред.
358
на подводном склоне атолла. Последнее подтверждают и результаты драги-
рования.
Геофизическими исследованиями в лагуне Мидуэй [Shor, 1964] было
установлено, что мощность подстилающих рифовых отложений на севере
лагуны больше, чем в ее южной части. Эти данные подтвердились при
Рис. XII-6. Результаты сейсмоисследовапий фундамента атоллов Бикини (а) и Эни-
веток(б) [Raitt, 1952, 1957].
Цифры на диаграмме — скорость распространения сейсмических волн, км/сек.
359
бурении двух скважин. Однако вулканические породы были встречены на зна-
чительно меньших глубинах, чем можно предположить по результатам
сейсморазведочных работ. Приведенный пример дает ясное представление
о трудностях, связанных с получением достаточно точных данных при про-
ведении сейсмических исследований на коралловых рифах.
Бурение на атоллах
Ч. Дарвину первому пришла мысль о постановке буровых работ на
атоллах для выяснения природы огромных коралловых образований, кото-
рые в виде более или менее изолированных построек поднимаются из глубин
океана без признаков фундамента, на котором они, очевидно, сформировались.
Он надеялся, что найдется миллионер, который согласится субсидировать
эти исследования. В действительности большую часть буровых работ финан-
сировали различные правительственные учреждения по рекомендациям
научных центров. К настоящему времени разбурено семь атоллов, из кото-
рых два незначительно возвышаются над уровнем моря (рис. XII-7). Вулка-
ническое основание на атоллах Эниветок и Мидуэй вскрыто в двух, на атолле
Муруроа — в одной, а на Бермудских островах — в целом ряде скважин.
Первые скважины были пройдены в 1897 и 1898 гг. на атолле Фуна-
фути (рис. XII-7), который входит в группу о-вов Эллис. Работы проводи-
лись Британским королевским обществом и правительством провинции
Новый Южный Узльс. Самая глубокая скважина прошла в теле рифа 360 м
и вскрыла, согласно описанию Г. Хинде [Hinde, 1904], следующий разрез
(сверху вниз):
1. Слой нарастающих кораллов в ассоциации с фораминпфе-
рами и другими организмами........................0—45 м
2. Обломочный горизонт, сложенный остатками фораминифер
и скелетным детритом с невысоким содержанием кораллов 45—228 м
3. Коралловый доломитизпрованвый известняк, в целом ана-
логичный первому слою............................. 228- 340 м
Г. Хинде считал, что этот разрез отражает непрерывный процесс фор-
мирования рифа. Последующее изучение керна [Grimsdale, 1952] показало,
что в интервале 171—235 м вскрыты отложения подводного склона.
По данным Г. Хинде, керн другой мелкой скважины глубиной 21 м
полностью состоял из скоплений известковых водорослей халимед (Hali-
meda), родственных современным. Лишь маломощный слой в низах разреза
представлен грубообломочным известняком с остатками кораллов и форами-
нифер, аналогичных встреченным в верхних горизонтах первой скважины.
Возможно, более глубокая скважина вышла за пределы отложений плейсто-
цена, однако твердой уверенности в этом нет, так как провести четкую
границу между плейстоценовыми и плиоценовыми образованиями на основа-
нии определений фораминифер — руководящих ископаемых этого разреза—
вряд ли возможно.
Скважины, пробуренные на Бермудских островах [Pirsson, 1914],
вскрыли верхний слой коралловых известняков мощностью 75 м. В интер-
вале 75—139 м были пройдены выветрелые вулканические породы, а в интер-
вале 139—171 м встречен горизонт вулканического песка и гравия. В по-
дошве последнего обнаружена базальтовая лава.
На выступающем из воды атолле Бородино (Кито-Дайто-Джима) в 330 км
к востоку от о. Окинава была пробурена скважина глубиной 432 м
360
[Hanzawa, 1940]. Она прошла 210 м по плотному известняку, встретив миоце-
новые отложения на глубине 152 м. На небольшом поднятом атолле Маратуа,
расположенном на шельфе северо-восточнее о. Калимантан, скважиной было
200
400
600
800
1000
1200-
1400-
1405м
м
0
Рис. XII-7. Корреляционная схема отложений тихоокеанских атоллов по данным бурения
[Ladd е. а., 1970].
А — литологическая колонка (левая): 1 — рифовые известняки; г — долсмитизпрованные известняки!
карбонатные глины и известняки; 4 — глины и конгломераты, образовавшиеся в результате раз-
рушения вулканических пород; 5 — базальты; Б — свойства пород при бурении (правая колонка):
6 — мягкие породы; 1 — крепкие, устойчивые.
пройдено 427 м по коралловым известнякам, представляющим собой, по
всей вероятности, отложения, выполняющие лагуну [Kuenen, 1947].
Военно-морским флотом совместно с Геологической службой США
в 1947 г. были проведены буровые работы на атолле Бикини [Emery е. а.,
1954, с. 80—85]. Наиболее глубокая из четырех пробуренных скважин
достигла 780 м (рис. ХП-7). Вскрытый разрез представлен в основном
отложениями мелководной лагуны и пририфовыми. Некоторые части раз-
361
реза на разных глубинах отвечают отложениям верхней зоны рифа, близкой
к водной поверхности. По данным Р. Тодд и Р. Поуст [Todd, Post, 1954],
для всего разреза характерны остатки мелководных фораминифер. Не было
обнаружено ни глобигериновых илов, ни каких-либо организмов, свидетель-
ствующих о глубоководных отложениях внешнего края рифа. По данным
бурения на глубине около 259 м были встречены осадки миоцена, а на глу-
бине 610 м скважина достигла отложений олигоцена.
Атолл Эниветок, который также входит в группу Маршалловых остро-
вов, разбурен наиболее детально по сравнению со всеми другими атоллами.
За 1950—1952 гг. на шести коралловых островах было пробурено 17 мелких
и 3 сравнительно глубокие скважины. Две скважины, расположенные
в северной и юго-восточной частях атолла, вошли в базальты на глубине
1267 (скв. Е-1) и 1405 м (скв. F-1). Основная часть разреза осадочного чехла
представлена рыхлым известковым материалом или слабосцементированными
породами и, по всей вероятности, относится к отложениям мелководных
лагун. Однако наиболее глубокая скв. F-1 в интервале 884—1204 м пере-
секла относительно глубоководную толщу глобигериновых известняков.
Одна из скважин на глубине 40 м вскрыла почти непрерывный разрез мас-
сивных плотных известняков, представляющих собой, по-видимому, рифо-
вый каркас. В двух других скважинах отложения миоцена были встречены
на глубине 200, а эоцена вблизи отметки 850 м. Таким образом, получены
доказательства того, что фундамент, вскрытый скв. F-1 в северной части
атолла, погружался быстрее, чем в юго-восточной, где он был подсечен дру-
гой глубокой скважиной. Доломиты наблюдались в керне скважин на самых
различных глубинах. Наличие выветрелых известняков на разных гипсо-
метрических уровнях свидетельствует о периодическом поднятии поверх-
ности рифа над уровнем океана. Это подтверждается находками раковин
наземных моллюсков [Ladd, 1958].
Согласно Г. Ледду с соавторами [Ladd е. а., 1970], две скважины,
пробуренные на атолле Мидуэй, полностью пересекли тело рифа и достигли
подстилающих базальтов. Одна из них, пройденная в лагуне о. Санд-Айленд,
вошла в щелочные базальты на глубине 157 м, а другая, расположенная
с внутренней стороны кромки рифа, встретила породы фундамента только
на глубине 384 м. Судя по данным бурения, древнее вулканическое основа-
ние оказалось разрушенным процессами выветривания и частично абрадиро-
ванным. После погружения вулкана на его поверхности отлагались пере-
работанные глины и конгломераты с галькой вулканических пород. Эти
образования в свою очередь были перекрыты рифовыми известняками.
Погружение острова трижды прерывалось поднятиями. Вероятно, во время
некоторых из них возникли довольно высокие острова. В результате подня-
тий рифовые известняки были выщелочены и перекристаллизованы. Прослои
доломитов распространены по разрезу неравномерно.
Атолл Муруроа из группы о-вов Туамоту был разбурен приблизительно
в то же время, что и атолл Мидуэй [Chauveau е. а., 1967]. Базальты были
вскрыты здесь на глубине около 400 м. Абсолютный возраст известняков
с глубины 7 м более 100 тыс. лет, а с глубины 19 м варьирует от 200 тыс.
до 500 тыс. лет.
При разбуривании атоллов Бикини, Эниветок и Мидуэй, так же как
и атолла Фунафути, в большом количестве были встречены рыхлые отложе-
ния, представленные главным образом слабосцементированными коралло-
выми песками. Крупные каверны в известняках часто обусловливают потери
362
бурового инструмента. Распространение доломитов, вскрытых на различных
глубинах (рис. ХП-7), не обнаруживает какой-либо отчетливой закономер-
ности.
3. ОСТРОВНЫЕ БАРЬЕРНЫЕ РИФЫ
Многие вулканические острова, расположенные в пределах тропиче-
ского пояса в юго-западной части Тихого океана, полностью или частично
окаймлены барьерными рифами, отделенными от этих островов лагунами.
Лучше всего изучены о-ва Таити и Moopea [Crossland, 1928], Тутуила и Самоа
[Chamberlin, 1924; Bramlette, 1926], Трук (из группы Каролинских остро-
вов) [Снггау е. а., 1970; Shepard, 1970] и Бора-Бора [Davis, 1925; Guilcher
е. а., 1969]. Материковый о. Новая Каледония также почти полностью окру-
жен барьерным рифом [Guilcher, 1965b].
Наиболее детально исследована огражденная барьером лагуна о-вов
Трук. Основная часть промеров глубин была выполнена здесь японцами
в годы второй мировой войны. В дополнение к этому экспедицией КАР-
МАРСЕЛ Скриппсовского океанографического института па наиболее важ-
ных участках было проведено эхолотное профилирование [Shepard, 1970].
О-ва Трук — древние, интенсивно абрадированные вулканические сооруже-
ния, а объединяющая их лагуна очень сходна с лагунами других типичных
атоллов. Глубина ее, составляющая 45 м, близка к средней глубине атолло-
вых лагун, а дно изобилует такими же коралловыми холмами с разделя-
ющими их впадинами. Насколько известно, отложепия здесь представлены
главным образом обломочками халимед и кораллов, заполняющими углуб-
ления между холмами и образующими скопления у края рифа. Разбросанные
по всей площади лагупы рифовые островки, возвышающиеся над коралло-
выми отмелями и локализованные преимущественно в восточной части
барьерного рифа, также характерны для атоллов.
Барьерный риф Новой Каледонии окаймляет высокий материковый
остров. В этих условиях можно было ожидать, что в лагуне будет накапли-
ваться в довольно значительных количествах терригенный материал. Однако,
по данным М. Гилыпера [Guilcher. 1965b], лагунные осадки по меньшей мере
на 87% сложены карбонатом кальция. Ширина лагуны в среднем 15 км;
глубина ее в северо-восточной части соответствует глубинам атолловых
лагун. На юго-западе лагуна в общем более мелководна, во многих местах
заполнена обломочным материалом, в результате чего образовалась обшир-
ная рифовая отмель.
Лагуны внутри барьерных рифов Таити и Моореа в основном имеют
ширину не более 1 км и очень мелководны, за исключением восточной части
о. Таити, где глубины типичны для атоллов.
Лагуна на вулканическом о. Бора-Бора, огражденная барьерным рифом,
имеет ширину в среднем 2 км и глубину, обычную для атоллов. На дне
лагупы наблюдается меньшее количество различных неровностей. Коралло-
вые островки локализованы главным образом в восточной части, но рифовое
плато расширяется к югу и юго-западу. Б лагунных отложениях отмечается
незначительная примесь терригенного материала. Наряду с ним в осадках
лагупы о. Таити довольно высокое содержание обломков вулканических
пород [Guilcher е. а., 1969].
363
4. ТЕРРАСЫ И ЛАГУНЫ АТОЛЛОВ. ЛАГУНЫ
БАРЬЕРНЫХ ОСТРОВОВ
Аквалангисты СКУБА отметили присутствие террас как с внутренней,
так и с внешней стороны атоллов и барьерных рифов. Террасы обычно на-
блюдаются на глубине 15—18 м [Ladd е. а., 1950]. Развитие террас на этой
глубине характерно для континентальных
шельфов. В ходе работ экспедиции КАРМАРСЕЛ
были предприняты попытки обнаружить тер-
расы в коралловых лагунах. Однако па эхолот-
ных профилях на указанной глубине такие
террасы отсутствуют [Shepard, 1970]. Анало-
гичны результаты интерпретации промерных
профилей лагун Бикини и Ронгелап [Emery
е. а., 1954] (рис. ХП-8). Во всяком случае,
судя по полученным эхограммам, так назы-
ваемая «10-фатомная терраса» представляет
собой весьма редкое явлепие. По-видимому,
исследователи принимали за нее террасы,
встреченные на различных, но весьма незна-
чительных глубинах. Кажется сомнительным,
что террасы, сформировавшиеся в то время,
когда уровень моря был ниже современного на
15—18 м, не были покрыты кораллами в течение
последних 7000 лет (см. рис. VI-3).
Вероятнее всего, интенсивный рост корал-
лов на глубине 15—18 м, характерный для
современной эпохи, обусловил некоторое вы-
полаживапие обращенных к океану склонов
приблизительно на этом уровне. Таким обра-
зом, прежде чем выдвигать какие-либо обоб-
щающие гипотезы, необходимо более детально
изучить рифовые террасы. Важно точно устано-
вить, в результате чего сформировалась тер-
раса: за счет роста рифа, скопления обломоч-
ного материала или под воздействием волновой
абразии. Как показывают дапные экспедиции
КАРМАРСЕЛ, все три перечисленных выше
типа террас существуют в действительности.
При этом по простиранию террас наблюда-
ются значительные изменения их гипсометри-
ческого положения.
Многочисленные впадины округлой и
овальной формы, встречающиеся в болыпип-
180
275
365к
Рис. ХП-8. Уровни глубин,
на которых расположены под-
водные террасы в коралловых
лагунах (Микронезия), подан-
ным Ф. Шепарда [Shepard,
1970] (а) и К. Эмери с соав-
торами [Emery е. а., 1954] (б).
Достоверность данных: 1 — на-
дёжные; 2 — сомнительные.
стве коралловых лагун, могут иметь разное происхождение. Малове-
роятно, чтобы их образование определялось в основном ростом кораллов
на плоском фундаменте. Если бы это было так, дно лагунных впадин
оставалось бы на одном и том же уровне, а этого не наблюдается ни па одном
из многочисленных эхолотных профилей, полученных при пересечениях
лагуны. Разная глубина, равно как и округло-овальная форма впадин
свидетельствуют, скорее всего, о том, что последние представляют собой
364
пустоты выщелачивания, образовавшиеся в теле рифа в периоды низкого
стояния уровня моря. Важная роль процессов растворения при возникно-
вении таких полостей отмечается целым рядом исследователей [MacNeil,
1954].
5. ПРОИСХОЖДЕНИЕ АТОЛЛОВ И БАРЬЕРНЫХ РИФОВ
Проблема происхождения атоллов и барьерных рифов вызывала живей-
ший интерес биологов и геологов начиная со времен Ч. Дарвина. Приурочен-
ность всех коралловых рифов, за исключением нетипичных образований,
построенных агерматипными кораллами, к мелководной зоне свидетельст-
вует о том, что практически все рифовые сооружения начинали формиро-
ваться на мелководных плато. Фундаментом атоллов служили краевые части
или вершины вулканов. Как известно, все острова в открытом океане вулка-
нического происхождения. Только Новая Зеландия, Новая Каледония,
Фиджи и некоторые другие острова в этом районе являются материковыми.
Б связи с этим трудно объяснить существование более 100 атоллов, образу-
ющих несколько сближенных групп в юго-восточной части Тихого океана,
где нет вулканических сооружений.
Ч. Дарвин [Darwin, 1842] во время своего длительного путешествия
на английском корабле «Бигль» разработал гипотезу происхождения атол-
лов. Она чрезвычайно проста (рис. XII-9). Во время первой стадии вокруг
какого-нибудь острова, чаще всего вулканического происхождения, испыты-
вающего медленное погружение, формируется окаймляющий риф. По мере
погружения примерно с той же скоростью, с какой совершается опускание
острова, происходит рост рифа. При этом внешний край окаймляющего
рифа выдвигается за пределы внутреннего рифа, образуя барьер и лагуну.
При полном затоплении острова остается лагуна, окруженная рифом, уже
полностью превратившимся в атолл.
Часто забывают высказывание Ч. Дарвина о возможности других
путей образования атоллов. Он первым предположил, что некоторые атоллы
могли сформироваться на плоских, погружающихся платформах, минуя
промежуточную стадию барьерного рифа. Он выдвинул еще более смелую
идею о том, что на мелководной банке только за счет нарастания кораллов,
без всякого погружения, «может возникнуть рифовая постройка, почти не
отличающаяся от настоящего атолла». В настоящее время общепризнанно,
что некоторые атоллы в северной части Маршалловых островов были сфор-
мированы на плосковершинных банках, минуя стадию барьерного рифа.
Ч. Дарвином, таким образом, были предугаданы результаты современных
исследований.
Гипотеза Ч. Дарвина была поддержана Дж. Дэна [Dana, 1885] и У. Дэ-
висом [Davis, 1928]. И тот и другой обратили внимание на многочисленные
бухты у вулканических островов внутри барьерных рифов, свидетельству-
ющие, по их мнению, о процессе погружения. Часть этих небольших зали-
вов, однако, могла возникнуть вследствие разрушения вулканического
аппарата, другие могли образоваться в результате затопления устьев реч-
ных долин в связи с поднятием уровня океана в послеледниковое время.
Р. Дэли [Daly, 1910, 1915] впервые выдвинул гипотезу о решающей
роли оледенений, вызвавших колебания уровня Мирового океана, в разви-
тии коралловых рифов, хотя сама идея о ледниковом контроле принадле-
жала А. Пенку [Penck, 1894]. Согласно гипотезе Р. Дэли, понижение уровня
365
океана в период оледенения сопровождалось гибелью многих рифов от воз-
действия более холодных вод, что в свою очередь обусловило абразию вулка-
нических островов, лишенных защитных барьеров из растущих кораллов.
Он считал также, что понижение уровня океана привело к замутнению воды,
Рис. XII-9. Блок-диаграмма, отражающая гипотезу Дарвина, свя-
зывающую переход окаймляющих рифов в барьерные с процессом
погружения вулканического основания. Рис. Д. Сейнера.
так как илы внешней стороны шельфа и нижней части склонов островов
оказались в зоне волнового поля. Это также должно было замедлить рост
кораллов, приспособленных к жизпи в чистой воде. Р. Дэлн полагал, что
в периоды пониженного уровня океана берега вулканических островов должны
были разрушаться волнами. Особенно интенсивно волновая абразия могла
развиваться на островах, сложенных рыхлыми вулканическими продуктами.
По мнению Р. Дэли, такое объяснение возникновения плоских мелководных
366
коралловых лагун более убедительно, чем гипотеза погружения фунда-
мента рифов. Теперь уже известно, что Р. Дэли в значительной степени
преувеличил плоский характер дна лагун, однако его гипотеза в отличие от
гипотезы Ч. Дарвина может в какой-то степени объяснить сравнительную
мелководность многих коралловых лагун.
По мнению У. Дэвиса, у некоторых островов краевого кораллового
пояса коралловые рифы погибли, вероятно, в результате оледенения. Он
отмечал, однако, что у большинства островов берега внутри лагун не за-
канчиваются клифами, что имело бы место, если бы рифы погибли в резуль-
тате понижения уровня моря. Этот, по-видимому, довольно убедитель-
ный довод У. Дэвиса был направлен против гипотезы ледникового кон-
троля.
По-видимому, ни У. Дэвис, ни Р. Дэли не оцепили в полной мере рифо-
образующей роли известковых водорослей Halimeda, равно как и значения
волновых движений в заполнении лагуны за счет абразии нарастающего
рифового обрамления. Удивительно, однако, что погружение не привело
к образованию глубоких лагун вследствие более быстрого нарастания ко-
раллов по краям рифа. В гипотезе Р. Дэли не были учтены также гигантские
размеры некоторых атоллов. Если для волновой абразии небольшого туфо-
вого конуса и его превращения в абразионную платформу с поперечником
в 1 км требуется немного времени, то абразия крупных вулканических остро-
вов (диаметром до 40—50 км) в течение коротких в геологическом исчисле-
нии периодов оледенения представляется маловероятной. Это равносильно
волновой абразии о. Гавайи за какой-нибудь 1 млн. лет. Каждый, кому зна-
комо относительно слабое волновое воздействие па большинство берегов,
сложенных твердыми породами, вряд ли рискнет отстаивать подобную точку
зрения.
Окончательно решить вопрос о происхождении атоллов в пользу той
или иной гипотезы оказалось возможным только после бурения на рифах.
Как считал Р. Дэли [Daly, 1948], скважины на атоллах Фунафути и даже
на Бикипи не вскрыли вулканического основания, так как попали в корал-
ловый шлейф, окаймляющий тело рифа. Однако после детального изучения
керна скважин в разрезе коралловых отложений было установлено присут-
ствие остатков преимущественно мелководных организмов. Не было обнару-
жено никаких признаков того, что пробуренная толща является коралловой
осыпью. Из данных бурения следовало, что скважинами были вскрыты
скорее всего отложения лагуны, а не краевых частей рифа. Бурение на
атолле Эниветок однозначно подтвердило отсутствие мелководной абразион-
ной платформы под рифовым телом, а сейсмическими исследованиями,
проведенными на ряде атоллов, была доказана значительная мощность
коралловых отложений, что явно противоречит взглядам Р. Дэли.
Таким образом, полученные данные подтвердили правильность гипотезы
Ч. Дарвина. Удивительно, что этот великий ученый предугадал последова-
тельность процессов, в ходе которых возникли такие атоллы, как Эниветок
и Бикини.
Согласно современным представлениям о происхождении атоллов,
в далеком прошлом многие вулканы были абрадированы до того, как про-
изошло их погружение. Гайоты (плосковершинные подводные горы, описание
которых приведено в гл. XIII) служат фундаментом многих атоллов. Ко-
раллы нарастали либо на какой-то части вулканических плато, либо на месте
срезанного абразией вулканического пика (рис. ХП-10).
367
Гипотеза Р. Дэли о возникновении рифовых плато за счет волновой
абразии в периоды оледенений не объясняет происхождение атоллов и барь-
ерных рифов. Однако эвстатические колебания уровня Мирового океана*
несомненно, значительно влияли на коралловые постройки. Воздействие
более холодных вод, возможно, обусловило гибель части кораллов во внеш-
нем рифовом поясе и развитие абразионных процессов. Однако доказатель-
ства влияния похолодания на коралловые рифы в Тихом океане почти
Рис. X11-10. Предпола-
гаемые стадии развития
атолла типа Эниветок.
Высокий ур. моря
— Низкий
ур. моря
Рифовый обломочный материал Совреме„НЬ1й
____________________________________ ур. моря
'''Древний
ур. моря
6
полностью отсутствуют. Наблюдается отчетливое несогласие между коралло-
выми толщами атолла Эниветок, вскрытыми па глубине около 12 м [Thur-
ber е. а., 1965] и сформировавшимися соответственно в межледниковые
периоды и послеледниковую эпоху. Не исключено, однако, что этот перерыв
не является следствием эрозии, а отражает лишь седиментационную паузу.
Вероятно, основным следствием понижепия уровня Мирового океана было
растворение приподнятых рифов атмосферными водами. Впервые эта гипо-
теза была выдвинута Дж. Хофмейстером и Г. Леддом [Hoffmeister, Ladd,
1935], хотя Дж. Мэррей [Murray, 1880] первым высказал предположение
о том, что происхождение лагун связано с процессами растворения. Дж. Мэр-
рей не учитывал, однако, что такие процессы вполне могли развиваться
в результате понижений уровня океана в ледниковую эпоху. Ф. Мак-Нейл
I MacNeil, 1954] обратил внимание на растворение карбонатных пород на
островах, часто обусловливающее формирование «лагуны, окруженной
368
хорошо выраженной кольцевой грядой». По его мнению, этим можно объяснить
некоторые особенности морфологии атоллов *.
Высота послеледникового подъема уровня Мирового океана также
является предметом дискуссии. По мнению некоторых ученых, временами
уровень океана был до 3 м выше современного, например в районе атолла
Мидуэй это превышение составило 1 м [Ladd е. а., 1970]. Основная цель
экспедиции КАРМАРСЕЛ к берегам Микронезии [Снггау е. а., 1970; Ne-
well, Bloom, 1970] заключалась в поисках поднятых рифов на этом предпо-
ложительно стабильном участке Тихого океана. В результате посещения
33 островов не удалось обнаружить рифовых пород, образовавшихся in situ
и выступающих в настоящее время на поверхность при отливах. Вместо
этого были обнаружены плосковерхие банки, состоящие из рыхлых, кое-где
слабосцементировапных масс, находящихся приблизительно на уровне
высокого прилива. Маловероятно, что какие-либо из этих 33 островов испы-
тывали положительное перемещение уровня океана в послеледниковую зпоху.
Возможно, что такие кораллы, как голубые гелипоры (Helipord) и акропоры
(A crop or а), могут существовать в приливно-отливных водоемах, слегка воз-
вышаясь над водой при максимальном отливе. Казалось бы, эти факты опро-
вергают представление о высоком уровне Мирового океана в послеледнико-
вую эпоху. Такому выводу, однако, частично противоречат данные по ряду
районов, например по атоллу Мидуэй и побережью Бразилии [van Andel,
Laborel, 1964]. Для окончательного решения вопроса необходимы дальней-
шие исследования, особенно сейсмические, на рифовых платформах в отно-
сительно стабильных районах.
6. БОЛЬШОЙ БАРЬЕРНЫЙ РИФ КВИНСЛЕНДА
И ДРУГИЕ ШЕЛЬФОВЫЕ РИФЫ
Шельфы и мелководные плато восточного побережья материков в тро-
пических районах изобилуют многочисленными рифами. Наиболее извест-
ные из них — Большой Барьерный риф у побережья Квинсленда (Австра-
лия) и Багамские рифы недалеко от побережья Флориды. Крупный барьер-
ный риф протягивается также почти вдоль всего побережья Британского
Гондураса, а небольшие погруженные одиночные рифы возвышаются на
шельфе к северу от Рио-де-Жанейро.
Большой Барьерный риф — наиболее крупный на земном шаре.
В настоящее время великолепные кораллы этого района на значительной
площади находятся под угрозой истребления их морскими звездами, в осо-
бенности разновидностью «терновый венец» (crown-of-thorns). Этот риф,
подробно описанный У. Максвелом [Maxwell, 1968], протягивается более
чем на 1600 км вдоль северо-восточного побережья Австралии между 10
и 24° ю. ш. Южная часть рифа приурочена в основном к внешней части
шельфа. К северу от 16° ю. ш. рифы разбросаны по всему шельфу и обра-
зуют почти сплошной барьер вдоль его внешнего края. Такие непрерывные
барьерные образования особенно характерны для района о-вов Хзрдлайн-
Рифс (20—21° ю. ш.). Внутри барьеров развиты обычно кольцеобразные
* Идея о формировании современных атоллов в результате субаэрального растворе-
ния рифовых массивов при низком стоянии уровня моря, впервые высказанная япон-
скими геологами, нашла в последние годы эффектное развитие в работах ряда зарубежных
исследователей, в частности Е. Парди (Purdy, 1974) и А. Блума (Bloom, 1974), а также
в книге «Reefs in time and space». — Прим. ped.
369
рифы типа фаро, овальные коралловые банки и окаймляющие рифы вокруг
небольших островков, сложенных обломками кораллов. Разнообразие форм
рифов иллюстрирует рис. XII-11.
Рис. XII-11. Разнообразные формы одиночных рифов, встречающиеся в пределах Боль-
шого Барьерного рифа, Австралия [Maxwell, 1970].
Различные 'типы шельфовых рифов: А — симметричные; Б — линейные; В — сложные. I — начальная
(эмбриональная) колония; II—VII — рифы: II — на плоском основании (плато), III — с внутренней
лагуной, IV — удлиненные на плоском основании, у—валообразные, VI — серповидные. VII—
зубчатые; VIII — рифовая площадка: IX—X— открытые рифы: IX— кольцевые, X — ячеистые;
XI—XII — закрытые рифы: XI — кольцевые, XII — ячеистые; XIII—XVI — рифы: XIII — клино-
видные, XIV — разорванные. XV — валообразные в сочетании с кольцевыми, XVI — сложносостав-
ные закрытые кольцевые; XVII—XVIII — закрытые кольцевые рифы: XVII — с частично заполнен-
ной лагуной, XVIII — ячеистые; XIX — сочетание открытого и закрытого ячеистых рифов. Процессы:
а — радиальное нарастание краевых и отмирание центральной части рифа; б — разрастание в длину;
в — формирование острых мысов по краям рифа; г — формирование зубцов; д — осадконакопление
и разрастание тыльной (обращенной к лагуне) части рифа; е — замыкание остроугольных концов рифа;
ж — формирование ячеистой рифовой структуры; з — образование рифов треугольной формы; и —
разрушение и отмирание краевых частей рнфа; к — развитие вторичных вилообразных рифов на скло-
новых осыпях рифового кольца и разрушение внутренней части рифового кольца; л — образование
остроугольных концов рифа с последующим замыканием; м — заполнение внутренней латуны, раз-
растание рифового плато; и — возобновление роста тыльной части рифа; вторичное формирование
ячеистой структуры лагуны; заполнение лагуны осадками; разрастание рифового плато; о — вторичное
образование остроугольных выступов рифа и ячеистой структуры; частичное разрушение внутренней
части рифа; п — дальнейшее заполнение лагуны осадками; р — разрушение и отмирание краевых
частей рифа; 1 — край рифа; 2 — поверхность рифа; з — лагуна.
Согласно У. Максвелу [Maxwell, 1970], сложная форма рифов отра-
жает «изменчивость условий роста кораллов под влиянием эвстатических
колебаний, вариаций гидрологических условий и батиметрии». Этот же
24 Заказ 1054
370
автор установил, что между рифами формируется приливно-отливная дельта.
Значительная амплитуда приливно-отливных колебаний играет важную
роль в южной части Большого Барьерного рифа, и необычайно сильные тече-
ния переносят здесь значительное количество коралловых обломков. У. Мак-
свел высказал предположение, что некоторые проливы в южной части рифо-
вой зоны являются древними дельтовыми протоками.
Бурение па Большом Барьерном рифе проводилось в пределах о-вов
Майкелмес-Кей, Хирон-Айленд и Рек-Айленд. На о. Майкелмес-Кей корал-
ловая толща была прослежена до глубины 157 м. Ниже вскрыты кварцевые
пески с глауконитом, обломками и раковинами моллюсков и фораминифер.
Рис. XII-12. Блок-диаграмма, отражающая изменения роста рифов в зависимости от коле-
бания уровня моря у о-вов Флорида-Кис [Hoffmeister, Mutter, 1968].
I — известняки рифов Ки-Ларго на различных стадиях роста; 2 — мангры; 5—4 — рифы: 3 — одиноч-
ные, 4 — краевой; 5—в — уровень моря: 5 — первоначальный (во время формирования рифа Ки-Ларго),
6 — современный: 7 — абразионная линия; 8 — известняки, сформировавшиеся на абразионной по-
верхности известняков Ки-Ларго.
На о. Хирон-Айленд толща известковых кораллиповых водорослей была
пробурена до глубины 166 м, после чего скважина вошла в кварцевые пески.
Рифовые образования о. Рек-Айленд были прослежены до отметки 133 м.
Они подстилаются морскими осадками плейстоценового и третичного воз-
раста. Ниже, с глубины 547 м, залегают вулканические туфы. Вся толща
коралловых отложений, по мнению большинства исследователей, имеет
голоценовый возраст. О. Джонс считает, что зто свидетельствует об опуска-
нии шельфа, поскольку активный рост кораллов происходит на глубинах,
меныппх, чем мощность слоя кораллиповых водорослей. Такой вывод,
однако, не является неизбежным, поскольку в течение большей части голо-
ценовой эпохи уровень океана быстро поднимался.
Багамские рифы изучались главным образом Н. Ньюэллом [Newell,
1955; Newell е. а., 1951, 1959] и Дж. Сторром [Store, 1964]. Багамские
банки напоминают атоллы прямоугольной формы. Нарастание кораллов
происходит по краям банок, а в центральной части рифового кольца воз-
никла лагуна. По мнению Н. Ньюэлла и других исследователей, почти вер-
тикальные краевые уступы образовались за счет роста кораллов на внешнем
крае рифовой платформы в процессе ее длительного погружения. По мере
разрушения этих рифов по краям банок происходило нарастание новых
рифов. Осадки внутренних лагуп — это главным образом известковые
371
оолиты и арагонито-пеллетовые илы с очень небольшим количеством
коралловых обломков. Глубоким бурением па о. Андрос были вскрыты
небольшие по мощности отложения, представленные обломочным материа-
лом коралловых рифов. На ряде участков их вообще не обнаружили [Goo-
dell, Garman, 1969].
О-ва Флорида-Кис расположены в нескольких километрах мористее
Флоридской рифовой платформы. Они сложены оолитовыми известняками
или являются приподнятыми коралловыми рифами плейстоценового воз-
раста. Согласно Дж. Хофмейстеру и Г. Мэлтеру [Hoffmeister, Multer, 19681,
опи сформировались как одиночные рифы внутри зоны, защищенной барьер-
ным рифом, который не был разрушен или перекрыт более молодыми рифо-
выми отложениями. Расположенные мористее островов современные рифы
образованы цепочками одиночных рифов (рис. XII-12).
Э. Шинн [Shinn, 1963] занимался изучением выступов и борозд, возни-
кающих на внешних склонах растущих рифов. Он показал, что крупные
ветви кораллов Acropora palraata, развивающиеся на этих выступах, обра-
щены в сторону преобладающего направления волн. Как выяснилось, это
способствует значительному повышению прочности колоний кораллов, вы-
держивающих даже ураганные штормы. Рост кораллов продолжается здесь
до тех пор, пока рифы пе достигнут поверхности моря. После этого опи
частично перекрываются известковыми водорослями и устойчивыми разно-
видностями кораллов рода Millepora.
Рифовые постройки есть и на некоторых участках шельфа у восточного
побережья Мексики, например на о. Исла-де-Лобос вблизи Веракруса
[Rigby, McIntire, 1967]. Алоркан — кольцевой риф (фаро) с мелководной
лагуной на шельфе Кампече, к северу от п-ова Юкатан, — имеет эллипсо-
видную форму и ось протяженностью до 22 км [Kornicker, Boyd, 1962].
Риф па 55 м возвышается над известковым шельфом. Лагуна изобилует не-
большими одиночными рифами. На краевом рифе небольшие песчаные
островки ежегодно разрушаются волнами и столь же быстро возникают
вновь. Быстрое развитие рифостроящих организмов по краям рифа обуслов-
ливает активное нарастание прочного кораллового каркаса. Инкрустиру-
ющие водоросли увеличивают прочность рифовой постройки с наветренной
стороны.
24*
ГЛАВА
XIII
РЕЛЬЕФ ГЛУБОКОВОДНОГО ОКЕАНИЧЕСКОГО ДНА
Глубоководные океанические бассейны отделены от континентальных
террас границей, проходящей в зоне между областями развития континен-
тальной (мощность которой в среднем 35 км) и тонкой океанической коры
(со средней мощностью 6,5 км). В действительности в океанических бассей-
нах существуют небольшие участки, имеющие кору либо континентального,
либо промежуточного (между океанической и континентальной) типов, но
нами зти участки условно отнесены к океаническим провинциям.
В 60-е годы текущего столетия продолжались интенсивные исследования
глубоководных океанических бассейнов. Батиметрическая съемка была
проведена в Индийском океане, что приблизило его по изученности к хо-
рошо закартированным Атлантическому и Тихому океанам. Одним из наи-
более значительных достижений этих лет явилось успешное проведение
геофизических исследований, благодаря которым в настоящее время оказа-
лось возможным дать удовлетворительное объяснение особенностям рельефа
дпа океанов и морей (см. гл. V). Столь же важные данные были получены при
систематическом бурении океапического дна по программе ДЖОИДЕС,
результаты которого обсуждаются в гл. XIV. В ходе выполнения этой про-
граммы пробурены скважины до глубины 1000 м и получена новая информа-
ция о стратиграфии донных отложений. Результаты глубоководного бурения
способствовали коренному пересмотру всех основных положений геологи-
ческой науки и становлению гипотезы разрастания океанического дна и тек-
тоники плит.
Что же касается изучения рельефа глубоководного океанического
ложа, то наиболее крупные успехи за последние 10 лет были достигнуты
в выявлении многочисленных зон разломов, пересекающих подводные
хребты и поднятия в Атлантическом и Индийском океанах. Эти зоны сходны
с зонами разломов северо-восточной части Тихого океана, которые ранее
были обнаружены Г. Менардом и его коллегами, но первоначально рассмат-
ривались вне связи с разрастающимися хребтами. Эти формы рельефа океа-
нического дна наглядно представлены на геоморфологических картах Б. Хи-
зена и М. Тарп, изданных Американским геологическим обществом, а также
в несколько измененном варианте— в журнале «Нешнл джиографик» (Natio-
nal Geographic, 1967, 1968, 1969). При пользовании этими картами необхо-
димо учитывать, что они являются генерализованными, истинное число по-
перечных зон разломов не известно и в действительности может быть не столь
велико, как показано на картах. Более точное представление о зонах разло-
мов дают карты северной части Тихого океана, составленные в 1970 г. Т. Чей-
зом, Г. Менардом и Ж. Маммерикс. Однако и эти карты посят обобщенный
373
характер, особенно в отношении небольших подводных холмов, показанных
очень схематично. В результате детального картирования некоторых хреб-
тов в Индийском океане [Laughton е. a., 1970b; Fisher е. а., 1971] была
получена богатая, чрезвычайно полезная информация. Дополнительные
ценные материалы были опубликованы также в серии «Море» (т. IV) [Max-
well, 1970].
Кроме того, следует упомянуть и о значительном увеличении использо-
вания в эти годы подводного фотографирования при изучении дна морей
и океанов [Hersey, 1967; Heezen, Hollister, 1971]. Среди полученных фото-
графий неожиданно большое количество фотоснимков поверхности морского
дна, покрытой многочисленными рифелями. Особенно хорошо они видны
на вершинах подводных гор, а также в глубоководных каньонах, долинах
и поперечных разломах, пересекающих океанические хребты.
1. ФОРМЫ РЕЛЬЕФА ОКЕАНИЧЕСКОГО ДПА
Международная комиссия по номенклатуре форм океанического дна
[Wiseman, Ovey, 1950] до известной степени регламентировала определения
основных форм рельефа. Впоследствии, одпако, рекомендации комиссии
в ряде случаев игнорировались морскими геологами; некоторые термины,
хотя и не одобренные комиссией, стали почти общеупотребительными.
Определения форм рельефа дна океанов и морей приводятся ниже,
в соответствии с решением Международной комиссии, но в ином по-
рядке *.
Абиссальная равнина {abyssal plain) — очень плоская поверхность,
обнаруженная на дне многих океанических котловин или прилегающих
морей.
Островной шлейф {archipelagic apron) — шлейфоподобный склон, окру-
жающий некоторые океанические острова и отличающийся от глубоководных
конусов выноса отсутствием или слабым развитием осадочного чехла.
Котловина {basin) — депрессия океанического дна, имеющая более или
менее изометрические очертания.
Континентальное подножие {continental rise) — обычно отлогий склон
в основании более крутого континентального.
Пучина {deep) — наиболее глубокая часть какой-либо депрессии океа-
нического дна при глубине последнего более 5500 м.
Глубоководная долина {deep-sea channel) — вытянутая ложбина, не-
глубоко врезанная в поверхность глубоководного конуса выноса и продол-
жающаяся иногда на дне котловины.
Глубоководный шлейф, или конус выноса {deep-sea fan) — слабонаклонная,
покрытая осадками равнина, во многих местах окаймляющая континенталь-
ный склон. Конусы выноса встречаются также в бассейнах с промежуточ-
ными глубинами на континентальном бордерленде.
Глубоководная терраса {deep-sea terrace) — террасовидная ступень,
окаймляющая какое-либо поднятие океанического дна па глубинах, обычно
превышающих 550 м.
Зоны разломов {fracture zones) — гряды и узкие желобообразные впа-
дины, ориентированные перпендикулярно к системам срединно-океанических
* Эта номенклатура, подобно классификации пляжей (см. гл. VII), дается в после-
довательности, соответствующей английскому алфавиту. Как и в том случае, мы не стали
изменять порядок, предложенный автором книги. — Прим. пер.
374
хребтов и смещающие их гребни. Этими зонами смещаются также
пояса магнитных аномалий, ориентированных параллельно срединно-океа-
ническим хребтам.
Ущелье (gap) — крутостенная борозда, рассекающая поперек подвод-
ный хребет или поднятие.
Гайот, или гийо (guyot) — плосковершинная подводная гора, называ-
емая также столовой горой (tablemount).
Срединно-океанический хребет (mid-ocean ridge) — система гряд и под-
нятий, приуроченная к осям разрастания океанического дна. Протягивается
вдоль центральной части Атлантического океана и, изгибаясь, продолжается
в Индийском и Тихом океанах, где разветвляется, а в двух местах подходит
вплотную к побережьям. В этих случаях термин «срединно-океанический
хребет» не вполне удачен.
Плато (plateau) — неудачный термин, обозначающий обширную воз-
вышенность на дне океанов.
Хребет (ridge) — вытянутое поднятие глубоководного дна океана
с относительно крутыми склонами и сложным рельефом.
Поднятие (rise) — вытянутая широкая возвышенность па океаниче-
ском дне с более пологими и сглаженными, чем у хребта, формами.
Подводный уступ (seascarp) — вытянутый и относительно крутой склон
на морском дне.
Порог (sill) — подводный хребет (или поднятие), разделяющий два
частично замкнутых бассейна. Глубина порога (sill depth) — наибольшая
отметка глубины на пороге.
Подводный холм (seaknoll) — холм или возвышенность на дне океана,
уступающие по высоте подводной горе.
Подводная гора (seamount) — изолированное или относительно локали-
зованное поднятие дна океана высотой не менее 900 м, с относительно кру-
тыми склонами и небольшой площадью вершины.
Столовая гора (tablemount) — см. гайот.
Глубоководный желоб (trench) — вытянутая глубокая и узкая депрес-
сия на дне океана, имеющая сравнительно крутые склоны.
Впадина (trough) — удлиненная, но относительно широкая депрессия
океанического дна.
2. ОБЩИЕ ОЧЕРТАНИЯ ОКЕАНИЧЕСКИХ БАССЕЙНОВ
Тот факт, что три крупнейших океана нашей планеты характеризуются
совершенно разными очертаниями, давпо вызывает интерес ученых. Тихий
океан имеет в целом концентрическую форму, он занимает почти половину
поверхности земного шара. Атлантический океан — бассейн удлиненной
формы с изогнутыми, но приблизительно параллельными западной
и восточной границами. Очертания Индийского океана напоминают
неравносторонний треугольник: п-ов Индостан срезает одну из его
вершин.
Все три главных океана планеты связаны между собой, однако подвод-
ный хребет, расположенный между Атлантическим и Тихим океанами, почти
полностью изолирует их друг от друга. Более или менее отчетливо выражен-
ные морфологические барьеры частично отделяют основные океанические
бассейны от многочисленных глубоководных окраинных морей. К послед-
ним относятся Мексиканский залив, Карибское, Средиземное и Черное моря,
375
Северный Ледовитый океан *, а также целый ряд относительно глубоких
краевых бассейнов, расположенных вдоль побережий Азии и восточной
части Австралии, между континентами и фестончатыми островными дугами.
Большинство окраинных морей имеет округлую или овальную форму.
Исключение представляет Средиземное море, состоящее из трех бассейнов
неправильной формы.
3. АТЛАНТИЧЕСКИЙ ОКЕАН
Площадь Атлантического океана 86 [Menard, Smith, 1966]
(92.4млн. км2. —Ред.), а с прилегающими окраинными морями— 94млн. км2.
Средняя глубина океана 3736, а с учетом окраинных морей — 3575 м, что не-
многим меньше средней глубины Мирового океана (3729 м). Дно Атлантического
океана имеет в плане симметричное строение. Вдоль всей его осевой части
проходит Срединно-Атлантический хребет, который вместе с Бермудской
возвышенностью занимает 32% общей площади океана [Menard, Smith,
1966]. С обеих сторон Срединно-Атлантический хребет окаймляется глубо-
ководными котловинами, занимающими 39% площади дна океана; они в свою
очередь ограничены континентальными подножиями (8% площади). Основ-
ная часть оставшейся площади, составляющая 17,7%, приходится на
сравнительно широкий континентальный шельф и склон. Средняя глубина
дна в котловинах 4670, а на Срединно-Атлантическом хребте — 4008 м.
Однако во многих местах относительное превышение этого хребта над
дном котловин составляет 3000 м.
Срединно-Атлантический хребет и рифтовая
долина. О существовании • Срединно-Атлантического хребта в Северной
Атлантике стало известно в результате плавания на «Челлленджере», а про-
должение этого хребта в южной части Атлантического океана было точно
установлено эхолотированием, впервые проведенным во время экспедиции
на «Метеоре» после первой мировой войны [Stocks, 1933]. Истинное значение
осевого положения хребта впервые отметил Б. Хизен [Heezen, 1960], кото-
рый указал, что срединно-океанический хребет, вероятно, продолжается
к югу от Африканского материка и переходит в Индийский океан, а к югу
от Австралии протягивается в Тихий океан. Из Атлантики он заходит также
в пределы Северного Ледовитого океана. По мнению Б. Хизена, центральная
рифтовая долина, впервые обнаруженная на Срединпо-Атлантическом хребте
английскими учеными [НП1, 1956], протягивается вокруг земного шара
вдоль гребня срединпо-океапических хребтов. Когда готовилось к печати
второе издание настоящей книги, трудно было представить себе существова-
ние такой непрерывной «рифтовой долины», поскольку на многих профилях
из числа пересекающих Срединно-Атлаптический хребет она просто отсут-
ствовала. Гипотеза о наличии непрерывной рифтовой долины (хотя в целом
ряде районов она по-прежнему не обнаруживается) поистине оказалась
пророческой. В настоящее время установлено, что в осевой части этого
глобального хребта действуют активные растягивающие силы, которые,
разрывая океаническую кору, открывают путь магме из глубин мантии.
Образующийся разрыв, вероятно, заполняется магмой, причем наиболее
активно в тех местах, где разрастание океанического дна происходит
* В советской географической литературе Северный Ледовитый океан считается
самостоятельным океаном планеты. — Прим. ред.
376
достаточно быстро [Menard, 1967],
а по обеим сторонам хребта развива-
ются локальные трещины, уменьша-
ющие напряжение.
Вдоль гребня хребта либо рифто-
вой долины, сопровождающей его
почти на всем протяжении, обнару-
жены очень четкие магнитные ано-
малии. Впервые они были описаны
для Атлантической рифтовой долины
М. Юингом с соавторами [М. Ewing
е. a., 1959b], которые выявили здесь
сильную положительную аномалию.
При дальнейших исследованиях
[Vine, Matthews, 1963 Vacquier,
Von Herzen, 1964] было установ-
лено, что к рифтовой долине, как
правило, приурочена крупная ано-
малия, которая, однако, может пред-
ставлять собой сочетание положи-
тельных и отрицательных значений
магнитного поля и не всегда совпа-
дать с осью долины. По параллель-
ным полосам аномалий, расположен-
ным по обе стороны от гребня
хребта, определяется скорость раз-
растания. Вдоль гребня хребта
установлены также высокие зна-
чения теплового потока [Vacquier,
Von Herzen, 1964].
Часть рифтовой долины была
детально изучена Т. ван Анделом и
К. Боуэном [van Andel, Bowin,
1968]. Они обнаружили на хребте ряд
субпараллельных долин, однако
только рифтовая долина характери-
зовалась хорошо выраженной линей-
ностью. Составленная этими иссле-
дователями карта донного рельефа
и генерализованный профиль дна дают
ясное представление о характере
рифтовой долины в низких северных
широтах (рис. XIII-1). Со стенок
срединной долины ими были под-
няты метаморфические и глубинные
интрузивные породы. На Срединно-
Атлантическом хребте наиболее рас-
пространены толеитовые базальты
[Engel е. а., 1965]. В центральной
части хребта осадочный чехол имеет
очень малую мощность пли он
377
полностью отсутствует. На многочисленных фотоснимках этих участков
хорошо заметны выходы коренных пород.
Долгое время существовало широко распространенное мнение, что
Срединно-Атлантический хребет, возможно, представляет собой затонувшую
Атлантиду, описанную древнегреческим философом Платоном. В действи-
тельности же единственным указанием на существование погрузившегося
в океанические воды континента могут служить пресноводные диатомеи
в осадочном материале колонки, поднятой из тропической части Срединно-
Атлантического хребта [Kolbe, 1957]. Р. Малез [Malaise, 1969, с. 169] ис-
пользовал этот факт как аргумент в пользу своей гипотезы поднимающегося
хребта, однако более вероятным кажется, что диатомеи были принесены
в океан пассатами из Сахары и на хребте собраны придонными течениями.
Зоны разломов. Зоны разломов, секущие Срединно-Атлантиче-
ский хребет, были выявлены главным образом в прошедшем десятилетии.
Интересно сопоставить геоморфологические схемы Б. Хизена и М. Тарп,
составленные ими в 1959 и 1968 гг. Если судить по их схеме для Южной
Атлантики 1961 г., они в это время уже руководствовались гипотезой транс-
формных разломов и исходя из нее обнаружили в экваториальной области
несколько зон разломов. Сколько их существует в действительности, все еще
неясно: многие из этих трансформных разломов, вероятно, обусловливают
смещение оси Срединно-Атлантического хребта почти на всем его протяжении.
Некоторые из зон разломов были изучены Б. Хизеном с соавторами
[Heezene. а., 1964а, 1964с], Д. Краузе [Krause, 1965], а также Т. ван Анде-
лом и его коллегами [van Andel е. а., 1967, 1969]. К этим трансформным
разломам приурочены эпицентры сильных землетрясений, локализованные
в зоне, расположенной между смещенными отрезками оси хребта [Sykes,
1967]. Направление движений в очагах этих землетрясений таково, каким
оно должно быть согласно гипотезе разрастания океанического дна, т. е.
противоположно видимому направлению смещения Срединно-Атлантиче-
ского хребта (см. рис. V-2).
В зонах разломов, как и на хребтах, имеются глубокие вытянутые
долины; таков, например, желоб Романш с максимальной глубиной 7856 м—
одна из наиболее глубоких впадин Атлантики. Примечательно, что крупные
широтные изгибы побережий Южной Америки и Африки вблизи экватора
связаны с двумя крупнейшими зонами разломов — Вима и Романш. Восточ-
ное продолжение зоны Вима у побережья Сьерра-Леоне получило название
Гвинейской зоны разломов [Krause, 1964b]. Она характеризуется амплиту-
дой смещения 230 км и прослеживается в пределах Африканского континента.
Зоны разломов редко бывают сейсмически активными, за исключением сег-
ментов, смещающих отрезки Срединно-Атлантического хребта, зато связан-
ные с ними формы рельефа в некоторых местах протягиваются в глубь конти-
нентальной окраины [Fail е. а., 1970].
Считается, что цепь подводных гор Новой Англии, где расположены
самые красивые горы Атлантики, приурочена к зоне разломов [Uchupi е. а.,
1970]. Эти подводные горы лежат на продолжении широтного поперечного
разлома, который выходит к берегу на 40° с. ш- и может быть прослежен
в глубь континента на 740 км [Drake, Woodward, 1963]. Однако считают,
что этот разлом на материке имеет девонский или позднепалеозойский воз-
раст. Следовательно, взаимосвязанность этих структур не свидетельствует
об одновременности их образования: подводные горы, несомненно, возникли
в мезозойскую эру.
378
В Южной Атлантике, вблизи юго-восточного побережья Бразилии,
расположены аналогичные цепочки вулканических сооружений, в том числе
подводная возвышенность Риу-Гранди и Тринидадские острова, а со стороны
Африканского континента — подводные хребты Китовый и Гвинейский.
Вероятно, эти образования также могут служить примерами развития
вулканических гор вдоль зон разломов или древних трещин растяжения.
На хр. Китовом обнаружены выходы эоценовых осадочных пород, относя-
щихся к мелководным фациям, что свидетельствует о погружении хребта
более чем на 1 км [М. Ewing е. а., 1966а]. Что же касается Северо-Бразиль-
ского хребта [Hayes, Ewing, 1970], окаймляющего континентальный склон,
то он, по-видимому, сформировался в результате вулканической деятель-
ности в океане в начале раскрытия Атлантики.
Азорские острова расположены вдоль зоны разломов, отходящей к вос-
току от Срединно-Атлантического хребта. Согласно Д. Краузе [Krause,
1965], эта зона может быть прослежена в восточном направлении до Гибрал-
тара. На западе указанная зона разломов может протягиваться от хребта
вплоть до подводных гор Новой Англии, пересекая, таким образом, весь
Атлантический океан *. По-видимому, вдоль этих разломов наблюдаются
крупные смещения, однако их признаки выявлены еще недостаточно от-
четливо.
На подводных фотографиях дна долин в зонах разломов видны знаки
ряби, указывающие на местные, довольно сильные придонные течения
[Heezen, Hollister, 1971]. Д. Мак-Гири [McGeary, 1969] обнаружил в зоне
разлома Бима песчаные слои с растительными остатками, указывающие на
то, что мутьевые потоки проникали далеко в океан, достигая хребта. Источ-
ником их служила, по всей вероятности, р. Амазонка в период понижения
уровня Мирового океана, связанного с последним оледенением.
Глубоководные долины. В гл. XI были описаны подводные
долины конусов выноса, врезанные в осадки, аккумулирующиеся в основа-
нии континентальных склонов. Имеются многочисленные данные о том, что
в ряде мест эти долины частично пересекают абиссальные равнины или что
в процессе эрозии пологое дно таких равнин оказалось расчлененным.
В результате образовались извилистые русла, общее простирание которых,
скорее, параллельно удаленным материковым побережьям, чем перпендику-
лярно к ним. Одна из наиболее известных глубоководных долин — Срединно-
Атлантическая ** — протягивается к югу через море Баффина, огибая осно-
вание Ньюфаундлендского поднятия, а затем уходит в Атлантический океан,
вплоть до пучины Нарес (рис. XIII-2) с уклоном 1 : 2900. Б. Хизен и его
сотрудники [Heezen е. а., 1959] установили, что эта долина непрерывно
погружается в южном направлении. По-видимому, она имеет довольно кру-
тые склоны и плоское дно шириной не менее 2 км. В нескольких колонках,
поднятых со дна глубоководной долины, были обнаружены песчаные осадки,
предположительно турбидиты. На одном из сейсмических профилей обнару-
жен отражающий горизонт, выходящий на стенку долины [ЕтЫеу е. а.,
1970].
* Согласно современным представлениям, зона разломов, к которой приурочена
цепь подводных гор Новая Англия, скорее всего, сопрягается с Канарской зоной разло-
мов. — Прим. ред.
** Она известна под названием Срединно-Океанического каньона, однако не имеет
характерных признаков настоящего подводного каньона. — Прим, автора.
379
По другую сторону Атлантики, между Бискайской и Иберийской абис-
сальными равнинами, была обнаружена еще одна система глубоководных
долин. А. Лаутон [Laughton, 1960, 19681 установил, что вдоль борта этой
долины расположены террасы, хорошо коррелирующиеся со слоями, кото-
рые по сейсмическим данным залегают в этом районе под поверхностью дна.
Рпс. ХШ-2. Глубоководные океанические долины, протягивающиеся
из моря Баффина во впадину Нарес [Heezen е. а., 1959].
Пунктир — липли эхолотных промеров; I—VIII — номера профилей; соот-
ношение вертикального и горизонтального масштабов 100 : 1.
380
Эти террасы сходны с некоторыми особенностями рельефа долины па конусе
выноса Ла-Холья (см. гл. XI), что говорит об их эрозионном происхожде-
нии. Указанное предположение в известной степени подтверждается подвод-
ными фотографиями оползней и эродированных клифов.
У северо-восточного побережья Бразилии между абиссальными равни-
нами Барракуда и Демерара расположена глубоководная долина Видал
[Embley е. а.. 1970]. Ее протяженность 800 км, а уклон 1 : 1100. По-види-
мому, она имеет ответвления в южном направлении. В долине обнаружены
следы эрозии, воздействие которой направлено к ее вершине. Таким обра-
зом, несмотря на очень пологий уклон и значительное расстояние от берега,
течения должны способствовать врезанию долин этого типа в глубоковод-
ное дпо океана или хотя бы их сохранению. Однако до сих пор точно не
установлено, что собой представляют эти течения: мутьевые потоки или
какие-то глубинные течения высокой солености, подобные оконтуривающим
континентальное подножие у восточного побережья США (см. гл. XIV).
Глубоководные желоба. В Атлантическом океане имеются
два желоба, значительно уступающие по размерам глубоководным тихоокеан-
ским желобам. Максимальной глубиной — 9200 м — обладает желоб Пуэрто-
Рико, прослеживаемый вдоль большей части сейсмичной вулканической
островной дуги Вест-Индии, по, ио-видимому, выклинивающийся к востоку
от о. Доминика. Судя по данным сейсмопрофилировапия, этот желоб обра-
зовался в результате поддвигания Северо-Атлантической плиты (Chase,
Bunce, 1969). Крутой северный борт этого желоба, по всей вероятности, пред-
ставляет собой сбросовый уступ [J. Ewing, М. Ewing, 1962]. На нижней
части склона отмечены выходы серпентинизированных базальтов [Bowin
е. а., 1966]. Дно этого желоба плоское и имеет мощный осадочный чехол.
Южпо-Сапдвичев желоб протягивается вдоль дуги Сандвичевых остро-
вов, соединяющей Южную Америку и Антарктиду. К дуге приурочены
сейсмический пояс и активные вулканы. Обзор новейшей информации об
этом желобе составлен Б. Хизеном и Г. Джонсоном [Heezen, Johnson, 1965].
Стенки желоба достаточно круты, ширина его дпа 7 км. Максимальная глу-
бина желоба 8264 м.
Воздействие локализованных придонных те-
чений. Придонные течения, связанные с глубинной циркуляцией океани-
ческих вод (см. гл. III), концентрируются па определенных участках дна
океана. Под их воздействием происходит как перемещение осадков, так
и формирование элементов донного рельефа, например рифелей и даже
волнообразных холмистых форм, сложенных осадочным материалом. Запад-
ное граничное течение (см. рис. III-12) имеет особенно большую скорость
вдоль нижней части континентального подножия у побережья штатов Север-
ная и Южная Каролина [Heezen е. а., 1966а]. П. Рона [Копа, 1969] обнару-
жил па глубине 5000 м вытянутые холмы с гребпями длиной в десятки кило-
метров и превышением над дном до 100 м. Эти холмы формируются течением,
направленным к югу, и поэтому их юго-заиадпые склоны более крутые.
Таким образом, совершенно очевидно, что подобные особенности рельефа
обусловлены течениями.
Расположенный южнее Блейк-Багамский внешний хребет отклоняется
к юго-востоку от подножия уступа Блейк па 32° с. ш. и резко изгибается
в южном направлении, отделяя тем самым Блейк-Багамскую котловину
от абиссальной равнины Хаттерас. Этот хребет, впервые описанный Р. Прат-
том и Б. Хизеном [Pratt, Heezen, 1964], был детально исследован Р. Мэрк-
381
лом с соавторами [Mark! е. а., 1970]. Судя по данным сейсмического профи-
лирования, хребет сложен осадочными породами мощностью более 1 км
(см. гл. XIV). Полагают, что хребет был сформирован Западным граничным
течением. Однако, по данным Р. Маркла с соавторами, история развития
этого хребта представляется сложной. Как предположил Дж. Эндрюс
[Andrews, 1967], структура хребта частично формировалась под влиянием
гравитационно-тектонических процессов, что устанавливается па основе
нарушений слоистости. Р. Марклом и другими [Markl е. а., 1970] на западном
склоне хребта были обнаружены гигантские рифели с длиной волны 2,6 км.
Какова бы пи была истинная картина формирования хребта, не вызывает
сомнений, что глубоководные течения способны перемещать огромные
массы осадочного материала.
Воздействие сильных придонных течений в прол. Дрейка и в море
Скоша, к югу от берегов Южной Америки, зафиксировано на многих под-
водных фотоснимках |Heezen, Hollister, 1964. 1971]. Хотя несомненных при-
знаков эрозии и не обнаружено, рифели и другие следы течений указывают
на вероятную эрозию дна и транспортировку значительных масс осадков в этом
районе. Далее к северу Антарктическое придонное течение также является
важным рельефообразующим фактором, действующем вдоль континенталь-
ного подножия Аргентины и Бразилии. Скорее всего, эрозионные про-
цессы происходят во многих районах Атлантики.
4. ТИХИЙ ОКЕАН
Величайший из океанов нашей планеты занимает площадь 166, а с при-
легающими окраинными морями 181 млн. км2 * [Menard, Smith, 1966].
Это также самый глубокий океан Земли; его средняя глубина составляет
4188, а с учетом окраинных морей — 3940 м.
На батиметрических картах Тихого океана обращает на себя внимание
отсутствие симметрии его дна, которая присуща Атлантике. До некоторой
степени условно Тихий океан можно подразделить на три основных сектора.
Восточный сектор, к северу от Калифорнийского залива, характеризуется
широко развитыми зонами разломов широтного простирания; к югу от
залива основными структурными элементами являются Восточно-Тихоокеан-
ское поднятие и связанные с ним зоны разломов. Далее на юг это поднятие
постепенно изгибается к западу, пересекает южную часть океана. В распо-
ложенном к западу от Восточно-Тихоокеанского поднятия втором секторе
океана в рельефе доминируют хребты северо-западного или северного про-
стирания, увенчанные многочисленными островами, в том числе Гавайским
архипелагом, а также в юго-западной части океана поясами атоллов и корал-
ловыми островами. В тектоническом отношении — это сравнительно ста-
бильный район. Еще западнее находится третий сектор океана, который
с его крупными островными дугами и желобами является весьма неустойчи-
вым. Островные дуги в некоторых местах соприкасаются с континентами
или же с крупными островами.
Другая отличительная черта Тихого океана — наличие целого ряда
глубоководных желобов почти на всем протяжении его границ. Самый
крупный желоб тянется от Британской Колумбии до Калифорнийского
залива.
* По уточненным данным 178,7 млн. км2. — Прим, ред.
382
В прошедшем десятилетии при исследованиях Тихого океана основное
внимание уделялось изучению: 1) островных дуг и бассейнов его юго-запад-
ной части; 2) зал. Аляска; 3) района у побережий штатов Орегон и Вашинг-
тон; 4) северной оконечности Восточно-Тихоокеанского поднятия и 5) района
Гавайских островов.
Восточно-Тихоокеанское поднятие. Оно, очевидно,
представляет собой фрагмент мировой системы срединно-океанических
хребтов (к которой относится и Срединно-Атлантический хребет), имеет
ширину несколько тысяч километров и гребень, возвышающийся на 2—3 км
над окружающим глубоководным ложем океана. Его фланги более пологие,
чем на Срединно-Атлантическом хребте (уклон составляет всего 0,001—
0,002%) [Menard, 1964, с. 121]. Восточно-Тихоокеанскому поднятию при-
писывается такое же происхождение, как и Срединно-Атлантическому
хребту. Однако при детальных исследованиях, проведенных Г. Менардом,
на гребне Восточно-Тихоокеанского поднятия не были обнаружены при-
знаки рифтовой долины, столь характерной для Срединно-Атлантического
хребта. С другой стороны, отмечается ряд невысоких хребтов и неглубоких
впадин, которые, как и обнаруженные здесь магнитные аномалии, ориенти-
рованы параллельно гребню поднятия. На его флангах возвышаются много-
численные вулканы, а на гребне вулканические образования покрыты мало-
мощным осадочным чехлом, который иногда отсутствует вовсе.
На севере Восточно-Тихоокеанское поднятие, несомненно, входит в Ка-
лифорнийский залив [Larson, 1971]. Очевидно, п-ов Калифорния около
6 млн. лет назад был отделен рифтогенезом от материка. Согласно Р. Лар-
сону, скорость разрастания океанического дна у входа в залив 6 см/год,
что соответствует средней скорости разрастания для южной части поднятия
и значительно превышает таковую на Срединно-Атлантическом хребте.
Гребень Восточно-Тихоокеанского поднятия вблизи Калифорнийского за-
лива практически лишен осадочного покрова. Вдоль гребня отмечаются
проявления как вулканогенных, так и тектонических процессов.
Место предполагавшегося продолжения Восточно-Тихоокеанского под-
нятия под Североамериканским континентом точно не установлено, и сама
эта гипотеза оспаривалась Д. Блэкуэллом и Р. Роем [Blackwell, Roy, 1971].
Однако в том месте, близ м. Горда, где разлом Сан-Андреас отходит от мате-
рика, существует еще одна зона разрастания океанического дна на под-
водных хребтах Горда и Хуан-де-Фука [Menard, 1960]. Установлено, что
в промежуточной зоне, от вершины Калифорнийского залива до м. Горда,
происходит смещение по разлому Сан-Андреас со скоростью 6 см/год, кото-
рая сопоставима со скоростью разрастания хребта к югу от устья залива.
Значение этого факта обсуждалось Т. Этуотер [Atwater, 1970]. При иссле-
дованиях хр. Горда [Atwater, Mudie, 1968] выяснилось, что на нем между
двумя горными грядами расположена впадина, представляющая собой
грабен, который сопровождается серией сбросов на обоих его бортах. Со-
гласно данным Г. Моора [Moore, 1970], в последние 700 тыс. лет происхо-
дило активное разрастание хр. Горда *.
Зоны разломов. На старых батиметрических картах Тихого
океана не были обозначены широтные хребты и впадины, оказавшиеся, как
выяснилось впоследствии, весьма важными элементами донного рельефа
* Исследованиями Т. Этуотер и Ж. Мади [Atwater, Mudie, 1973] установлено, что
активное разрастание хр. Горда началось значительно раньше. — Прим. ред.
383
восточной части океана. Г. Менард и Р. Диц [Menard, Dietz, 1952] впервые
установили, что обращенный к северу уступ Горда, расположенный у побе-
режья Северной Калифорнии, продолжается в западном направлении в виде
хр. Мендосино, у которого, однако, большую крутизну имеет северный,
а не южный склон. Это была первая зона разломов, обнаруженная на дне
Мирового океана. Позднее в результате исследований Г. Менарда и его
сотрудников было открыто много других зон разломов. Они были просле-
жены в западном направлении за пределами Восточно-Тихоокеанского под-
нятия и даже западнее Гавайских островов и лежащих в южной части океана
о-вов Феникс. Эти зоны разломов представлены на рис. XIII-3. Хотя перво-
начально предполагалось, что они прямолинейны [Menard, 1964, с. 43],
при дальнейших исследованиях выяснилось, что их простирание неодно-
кратно менялось в результате изменений направления разрастания океани-
ческого дна [Menard, Atwater, 1968]. Кроме того-, эти зоны обычно ориенти-
рованы параллельно друг другу и наиболее крупные из них отстоят друг
от друга на равном расстоянии. На батиметрических картах северной части
Тихого океана видны в большом количестве протяженные депрессии и хребты,
вытянутые вдоль зон разломов (рис. XIII-4).
В настоящее время довольно точно установлена взаимосвязь зон разло-
мов и магнитных аномалий на западном фланге Восточно-Тихоокеанского
поднятия. Смещение магнитных аномалий на несколько сотен километров
вдоль зон разломов (см. рис. V-4) долгое время оставалось непонятным для
геологов-тектонистов. Ныне это явление может быть объяснено с позиций
гипотезы разрастания океанического дна и трансформных разломов. Смеще-
ние изобаты 3500 м по разные стороны разломов Мендосино и Меррей при-
близительно равно смещению магнитных аномалий. Этот факт еще не пол-
ностью объяснен в настоящее время *.
Сложная история перемещения плит вдоль западного побережья Северо-
американского материка изучалась Т. Этуотер [Atwater, 1970], а у берегов
Северной Калифорнии — Э. Сильвером [Silver, 1971]. Согласно этим авто-
рам, правостороннее движение по разлому Сан-Андреас, которое, как пред-
полагается, началось 40 млн. лет назад, связано с океаническими зонами
разломов, невыдержанность которых по простиранию обусловлена резким
изменением направления движения плит, имевшим место в позднем мезозое.
Предполагается, что в среднетретичное время у западного побережья Север-
ной Америки существовал желоб с зоной поддвигания под континентальной
окраиной. На зто указывает характер вулканизма в Южной Калифорнии
и на п-ове Калифорния (Hawkins, Atwater, 1971). По данным этих авторов,
субдукция продолжалась в течение среднего и позднего мезозоя и привела
к образованию андезитовых и дацитовых пород. Процесс поддвигания закон-
чился, когда произошло соприкосновение подводного хребта с материком.
Установившийся позднее современный тектонический режим, характеризу-
ющийся региональным расширением и правосторонними сдвигами, обусло-
влен дифференциальным движением Тихоокеанской и Американской плит.
Зоны разломов сейсмически активны только на участках между смещен-
ными осями Восточно-Тихоокеанского поднятия и хребтов Горда и Хуан-ее-
Фука [Tobin, Sykes, 1968]. Характерным примером может служить участок,
* Модель раздвигающейся от оси и остывающей литосферы, разработанная советски-
ми и зарубежными учеными, полностью объясняет этот факт зависимостью глубины
Дна от его возраста. — Прим. ред.
384
=5 С
385
расположенный на 55° то. ш., где Восточно-Тихоокеанское поднятие ока-
залось смещенным на 1100 км [Sykes, 1963], т. е. на то же расстояние, на
которое сместились пояса магнитных аномалий на хр. Мендосино.
Зона разломов Мендосино была тщательно изучена Д. Краузе с соавто-
рами [Krause е. а., 1964]. Наиболее интересной морфологической особен-
ностью этой зоны является увеличение глубины дна на 1200 м к югу от
Рис. Х1П-4. Глубоководные долины северо-восточной части Тихого океана и дру-
гие формы донного рельефа [Mammerickx, 1970].
1 — Алеутский желоб; г — зоны разломов; 3 — океанические хребты; 4 — континенталь-
ный склон; 5 — долины, русла рек; 6 — подводные горы; 7 — турбидиты.
хр. Мендосино. Высота хребта над окружающей поверхностью достигает
3000 м, а южный склон его падает под углом не менее 30°. При драгировании
были подняты базальты (пироксеновые, оливиновые и стекловатые), а также
брекчии палагонитовых туфов [Nayudu, 1965]. Гальки и валуны зачастую
хорошо окатаны. Судя по литологическим данным, они образовались в ре-
зультате эрозии хребта, а не были принесены туда из какого-либо другого
района [Krause е. а., 1964].
Глубоководные долины и абиссальные рав-
нины. Самое значительное скопление глубоководных долин па океаниче-
25 заказ 1054
386
ском дне приурочено к северо-восточной части Тихого океана (рис. XIЛ-4).
Некоторые из этих долин служат продолжением ледниковых трогов, развитых
па шельфах вдоль побережий Британской Колумбии и Юго-Восточной
Аляски. Другие, очевидно, были отсечены от шельфа в результате развития
Алеутского желоба [Hurley, 1960; Hamilton, 1967; Grim, 1969; Mammerickx,
1970; Horn e. a., 1971]. Согласно Ж. Маммерикс, Алеутская абиссальная
равнина представляет собой совокупность конусов выноса, предположи-
тельно сложенных наносами р. Суситна на Аляске. Эти долины последо-
вательно смещались с запада на восток. Они окаймлены хорошо развитыми
валами, более высокими и мощными с западной правой стороны, сформиро-
вавшимися, по-видимому, в процессе осадконакопления [Hamilton, 1967].
Отложения западной части абиссальной равнины, представленные главным
образом турбидитами, являются, очевидно, ископаемыми, так как источник
мутьевых потоков в настоящее время отрезан желобом, а турбидиты на
абиссальной равнине перекрыты слоем пелагических отложений мощностью
около 270 м (см. материалы по программе ДЖОИДЕС, опубликованные
13/VII 1971г.).
Глубоководная долина Каскадия, по-видимому, соединяется с подвод-
ными каньонами, развитыми на континентальном склоне в районе побе-
режья штата Вашингтон. Эта глубоководная долина тянется в южном напра-
влении на 550 км, затем пересекает «брешь» в зопе разломов Бланко, а оттуда
следует к запад-северо-западу почти через всю абиссальную равнину Тафтс.
Колонки, поднятые со дна этой долины, показывают, что принесенный
с материка гравийный материал был перемещен на большое расстояние, а зна-
чительная крутизна склонов долины, особенно в пределах «бреши» в зопе раз-
ломов, свидетельствует о существенной роли эрозионных процессов в фор-
мировании этих океанических структур [Hurley, 1960].
В Тихом океане выявлено еще несколько глубоководных долин.
П. Уайльд [Wilde, 1966] описал такие долины на хр. Кокос в восточном сек-
торе центральной части Тихого океана. Поскольку в данной части океани-
ческого дна эти долины не могли сформироваться за счет привноса континен-
тального материала, прорезающего осадочный покров, П. Уайльд считает,
что в их образовании, очевидно, приняли участие мутьевые потоки, несущие
вулканический пепел, выброшенный при извержениях подводных вулканов.
Вулканические хребты и гайоты. Подводные горы
и гайоты встречаются на большей части площади дна Тихого океана, однако
наибольшее распространение их отмечается в центральной части океана,
в области развития хребтов, ориентированных преимущественно в северо-
западном направлении. Наиболее значительный из них — Гавайский хре-
бет, протягивающийся к северо-западу от Гавайских островов на 4500 км
и переходящий далее в меридиональную цепь Императорских подводных гор
(см. гл. V). К югу от Гавайской островной цепи находится группа Срединно-
Тихоокеанских подводных гор, которая вместе с хребтом о. Лайн имеет
общее северо-западное простирание. С Гавайским архипелагом она соеди-
няется хр. Неккера, протягивающимся в северо-восточном направлении.
Далее к югу и к западу расположены мощные пояса коралловых рифов,
в том числе о-ва Маршалловы, Каролинские, Гильберта, Эллис и лежащие
юго-восточнее — Туамоту, Самоа и Общества, а также Западно-Австралий-
ского хребта. Острова, венчающие подводные горные хребты, являются
вулканическими. Результаты бурения на атоллах подтвердили, что основа-
нием коралловых рифов служат вулканогенные образования (см. гл. XII).
387
На батиметрической карте Тихого океана, составленной Ж. Маммерикс
и ее сотрудниками, видно, что вулканические хребты, имеющие северо-за-
падное простирание, рассечены глубокой депрессией Нова-Кантон, вытянутой
в запад-юго-западном — восток-северо-восточном направлении. Эта депрес-
сия протягивается от экватора и 165° з. д. до 5° ю. ш. и 177° в. д. Очевидно,
это рифтовая долина того же типа, что и долины срединно-океанических
хребтов, так как, по сообщению Э. Уиптерера, ее с обеих сторон окаймляют
параллельные полосы магнитных аномалий.
Далее к северу зона вулканических хребтов представлена цепью Импе-
раторских подводных гор, которые в отличие от подобных сооружений
более южных частей океана не достигают водной поверхности. Структура,
отходящая от северной оконечности этой горной цепи, получила название
Императорской впадины или Императорской зоны разломов [В. Erickson
е. а., 1970]. Она имеет северо-западное простирание, характерное для юж-
ных хребтов, и, несомненно, пересекает различные многочисленные зоны
разломов, прослеживающиеся далее на восток. Магнитные аномалии, раз-
витые как к востоку, так и к западу от Императорских подводных гор и
Императорской впадины, образуют почти прямой угол с цепью Император-
ских гор (но не со впадиной). Это может означать, что собственно зона раз-
ломов выражена скорее подводными горами, нежели впадиной. Возможно
также, что, несмотря на разную направленность, обе структуры представляют
собой зоны разломов.
Гавайский хребет хорошо изучен из-за наличия в его юго-восточной
части высоких островов. В результате изучения вулканизма Гавайского
хребта было установлено, что зона проявления в его пределах вулканиче-
ской активности перемещалась с северо-запада на юго-восток — от о. Кауаи
к атоллу Мидуэй — со скоростью 14,8 см/год (Jackson е. а., 1972]. Этот
факт можно истолковать как указание на то, что Тихоокеанская плита
в этом районе двигалась с указанной выше скоростью в северо-западном
направлении над горячей точкой в мантии и что вулканическая активность
возникает на все новых участках плиты, когда они проходят над горячей
точкой. Возникнув однажды, вулканическая активность может продол-
жаться и после того, как соответствующий участок коры выйдет за пределы
горячей точки. Возможно, что такое объяснение можно распространить и на
другие вулканические хребты. Полагают, что кора под Гавайскими остро-
вами погрузилась на 2—6 км [Moberly, McCoy, 1966], вследствие чего
в непосредственной близости от островов образовалась депрессия, а Гавай-
ский свод, приблизительно в 200 км северо-восточнее одноименных островов,
оказался приподнятым.
Особый интерес представляют районы, расположенные к югу и к западу
от Гавайского хребта, где сосредоточено большое количество подводных гор,
гайотов и коралловых рифов (последние подробно описаны в гл. XII).
Плосковерхие гайоты привлекли к себе внимание исследователей, после
того как Г. Хесс [Hess, 1946] детально проанализировал огромное коли-
чество трансокеанских промеров, выполненных во время второй мировой
войны. Согласно общепринятой точке зрения, эти структуры возникли под
воздействием волновой абразии, разрушившей древние вулканы в пред-
шествующие периоды поднятий, и благодаря этому характеризуют ампли-
туду их погружения.
На карте Г. Менарда показано, что глубины внешней бровки шельфа
в краевой части гайотов различны. Однако в районе Срединно-Тихоокеан-
25*
388
ских подводных гор средние глубины, по-видимому, превышают 1200 м,
что должно указывать на значительное опускание дна в зтом районе. Г. Ме-
нард высказал предположение, что глубины гайотов наряду с другими дан-
ными, полученными при драгировании и сейсмопрофилировании, могут
быть использованы для оконтуривания морфоструктуры, названной им
«поднятием Дарвина». По его мнению, это поднятие имело северо-западное
простирание в мезозойское время и представляло собой древний разраста-
ющийся хребет.
При бурении в глубокой центральной части котловины, расположенной
между островами Лайн и Гильберта [Winterer, Riedel е. а., 1969], выясни-
лось, что эти участки гипотетического «поднятия Дарвина» не претерпевали
погружения, которое обязательно должно было иметь место, если бы здесь
существовало какое-либо древнее поднятие. Кроме того, нет никаких дан-
ных, указывающих на широкое развитие массы вулканогенного и осадоч-
ного материала, который должен был поступить на дно при наличии такого
крупного поднятия. Приходится даже усомниться в том, что все плоские
вершины гайотов образовались под воздействием выравнивающей волновой
абразии. По-видимому, некоторые плосковерхие гайоты представляют собой
вулканические конусы, кальдеры которых заполнены лавой.
Согласно Г. Менарду [Menard, 1956], многие полого наклоненные
участки дна Тихого океана представляют собой шлейфоподобные склоны
вокруг «групп существующих или бывших островов», особенно в районе
хребтов центральной части Тихого океана. Подобные «шлейфы архипела-
гов», или островные шлейфы, равномерно погружаются от окаймляемых
ими возвышенностей, напоминая конусы выноса. По данным сейсмических
исследований МПВ [Shor, 1960] установлено, что эти шлейфы сложены
в основном потоками лавы и покрыты относительно тонким слоем осадков,
достаточным для создания исключительно ровной поверхности дна. Основ-
ная масса этих осадков, подобно отложениям континентальных подножий
и абиссальных равнин, вероятнее всего, сформирована мутьевыми потоками.
Три возвышенности, ориентированные в северо-западном направлении,
придают своеобразный облик провинции хребтов и подводных гор Тихого
океана: это (с севера на юг) поднятия Шатского, Магеллана и плато Мани-
хики. Каждое из них имеет широкий гребень, возвышающийся на тысячи
метров над окружающим глубоководным дном океана, причем по сейсмиче-
ским данным все три поднятия имеют осадочный покров мощностью не
менее 1000 м. Поднятия Шатского и Магеллана уже разбуривались, в ре-
зультате чего было установлено, что их осадочный чехол представлен исключи-
тельно глубоководными пелагическими отложениями [A. Fisher, Heezen е. а.,
1970; Winterer, Ewing е. а., 1971], и нет указаний на то, что эти крупные
возвышенности располагались когда-либо выше уровня моря. Однако
М. Юингом с сотрудниками [М. Ewing е. a., 1966b] с поднятия Шатского
были извлечены драгой некоторые мелководные формы меловых моллюсков.
По мнению этих исследователей, такие формы могли попасть туда с одного
из крутых пиков, возвышающихся над зтой крупной структурой. Сейсми-
ческие профили через поднятие Шатского приведены на рис. ХП1-5|по
неопубликованным данным Д. Джонсона. Следует отметить, что поверх-
ность фундамента, залегающего под осадочным покровом, — весьма расчле-
ненная, изобилует крутыми пиками, которые могли служить источниками
осадков, отложившихся на более низких участках этого обширного под-
нятия.
389
390
Площадь плато Мапихики, расположенного к югу от экватора, около
600 тыс. км2 [Heezen е. а., 1966Ь]. На подводных фотографиях вершины плато
фиксируются рифели и зоны со следами течений и бороздками вокруг многочис-
ленных марганцевых конкреций. При драгировании были подняты органичес-
кие ископаемые мелового возраста, на основании чего можно предположить,
что выравнивание плато произошло до мелового времени. При более ранних
исследованиях Срединно-Тихоокеанских подводных гор [Е. Hamilton, 1956]
были обнаружены коралловые рифы мелового возраста. Имеются и другие
свидетельства того, что в меловое время гайоты почти достигали уровня моря.
Дугообразные хребты и желоба. Ранее Тихоокеанским
бассейном считали область, расположенную мористее так называемой янде-
зитовой линии. Вулканические породы, расположенные ближе к континен-
там от этой линии, представлены породами преимущественно андезитового
состава [Macdonald, 1949] и, следовательно, сходны с континентальными
вулканогенными образованиями. Г. Менард [Menard, 1964, с. 27—31] убе-
дительно показал, что эту линию не следует считать пограничной. Он обра-
тил внимание на ряд участков с внешней стороны андезитовой линии, где
кора имеет типичную океаническую мощность (менее 6,5 км). Если исполь-
зовать для обоснования этой линии как границы Тихоокеанского бассейна
другие геофизические данные, то путаница только увеличится. Поэтому
более обоснованным представляется определять границу Тихоокеанского
бассейна главным образом по топографическим данным, как это принято
в других океанах. Исходя из такой посылки мы можем считать район раз-
вития дугообразных хребтов, островных дуг и связанных с ними глубоко-
водных желобов частью Тихоокеанского бассейна. Известны случаи, когда
граница проходит в пределах внутренних островных дуг, например таких,
как архипелаги о-вов Японских, Рюкю, Филиппинских и. Индонезийских.
Некоторые из них связаны с континентами.
Система островных дуг западной части Тихого океана, в прошлом
изучавшаяся многими геологами [Vening Meinesz е. а., 1934; Umbgrove,
1945; Hess, 1938, 1948], включает наиболее активные геологические струк-
туры Земли, глубочайшие желоба, крупнейшие гравитационные аномалии
и наиболее сейсмичные зоны [Menard, 1964, с. 97]. Островные дуги, как
правило, обращены выпуклой стороной к центральной части Тихого океана,
точно так же, как и две островные дуги Атлантики. Если начать отсчет с внеш-
ней стороны типичной островной дуги, можно выделить внешний хребет,
желоб, островную (фронтальную) дугу, междуговой бассейн и третий хребет
или дугу (рис. XIII-6). Как уже упоминалось в гл. V, островные дуги окай-
мляются зонами субдукции, где океаническая кора поддвигается под систему
островной дуги. При этом из глубоко погруженной океанической коры могут
подниматься термальные диапиры, приводящие к формированию междуго-
вого бассейна.
Д. Кариг [Karig, 1970а, Ь, 1971] изучал островные дуги с применением
современных методов и выяснил ряд вопросов, касающихся их происхожде-
ния и истории развития. По данным этого автора, вначале образуется же-
лоб, после чего отмечаются проявления вулканической активности на хребте
и растяжение дна позади вулканического хребта, приводящее к формирова-
нию междугового бассейна. На значительной стадии этого процесса про-
исходит значительное погружение третьего хребта. Осадки, заполняющие
бассейн, по современным данным имеют исключительно четвертичный
возраст. Западнее третьего хребта, в районе Марианских островов,
391
у подножия цепи андезитовых вулканов образовался мощный осадочный
шлейф.
Гипотеза о возникновении междуговых бассейнов в результате растя-
жения дна была впервые высказана Р. Дицем [Dietz, 1954]. В настоящее
время его предположение подтверждается данными Д. Карига и частично
Дж. Склейтера с соавторами [Sclater е. а., 1972], исследовавшими котловину
Лау, расположенную между хребтами Тонга и Лау, к северу от Новой Зе-
ландии. Здесь процесс растяжения, очевидно, связан с перемещением по
трансформному разлому между Индийской плитой и находящейся|восточ-
нее плитоп£мепыпих1размеров. Интрузия горячих пород объясняет то обстоя-
Рис. ХШ-6. Схематический разрез через островную дугу Тонга — Кермадек в раннем
плиоцене (/) и в настоящее время (77) [Karig, 1970а].
Схема отражает развитие междугокого бассейна. Смещение слоя норы в восточном направлении показано
векторами в верхней части рисунка. Обращают внимание растяжение структуры между пунктами В
и С, обусловливающее формирование бассейна, и интенсивное сжатие коры в желобе вправо.
тельство, что котловина Лау па 3000 м возвышается над уровнем глубоко-
водного дна Тихого океана, хотя по данным сейсморазведки МПВ и изуче-
ния образцов, поднятых при многочисленных драгированиях, кора здесь
является типично океанической [Sclater е. а., 1972]. Растяжение дна
котловины и внедрение пород продолжались на протяжении последних
10 млн. лет.
Использовав данные об эпицентрах землетрясений, полученные ведом-
ством ЭССА США (ESSA *, ныне NOAA *), а также материалы, предостав-
ленные в его распоряжение М. Кацумата и Л. Сайксом [Katsumata, Sykes,
1969], Д. Кариг [Karig, 1970а] закартировал зоны субдукции (зоны Беньофа)
вдоль системы тихоокеанских островных дуг. Он пришел к выводу, что актив-
ное растяжение междуговых бассейнов происходит позади тех систем остров-
ных дуг, где очаги землетрясений в зоне Беньофа расположены на глубинах,
превышающих 350 м. Междуговые бассейны, расположенные западнее,
также, скорее всего, образовались в результате процесса растяжения. Подан-
ным Дж. Гарднера [Gardner, 1970], бассейн Кораллового моря возник
в результате разрастания океанического дна в раннетретичное время и
* ESSA — Environmental Science Services Administration — Управление по науч-
ной информации об окружающей среде. NOAA — National Oceanic Atmospheric Admini-
stration — Национальное управление по изучению океанов и атмосферы. — Прим,
пер.
392
глубокого погружения, происходившего начиная с миоцена со скоростью 17—
24 см/1000 лет. Дно Кораллового моря подстилается нормальной океаниче-
ской корой [J. Ewing е. а., 1970], однако этот бассейн более мелководный,
чем большинство других океанических бассейнов, так как мощность запол-
няющих его осадков составляет 2,5 км. Мощность коры в бассейне Южно-
Китайского моря еще меньше, чем в среднем для океанических бассейнов
[Ludwig, 1970]. Бассейны Сулавеси (б. Целебес) и Сулу, расположенные
между о-вами Калимантан (б. Борнео) и Филиппинским архипелагом,
изучались Д. Краузе [Krause, 1966], который обнаружил здесь признаки
недавнего интенсивного сбросообразования, обусловившего значительное
погружение океанического дна. Этим исследователем было также установ-
лено, что важную роль в формировании названных выше бассейнов играли
перемещения по сдвигам.
В Беринговом море, с внутренней стороны Алеутской островной дуги,
имеется весьма своеобразная структура — хр. Бауэрс [Ludwig е. а., 1971].
Это дугообразное поднятие, возвышающееся над дном Берингова моря,
пересекает Алеутскую островную дугу у о. Рзт. В противоположность дуге
эта структура не является активной ни в вулканическом, ни в сейсмическом
отношении. По данным Р. Никольса с соавторами [Н. Nichols е. а., 1964], она
представляет собой опрокинутый глыбово-сбросовый блок. Эти исследователи
считают возможным сопоставлять рассматриваемую структуру с дугообраз-
ными горными цепями Биг-Горн в штатах Монтана и Вайоминг.
Глубоководные желоба. Связь тихоокеанских желобов
с континентальными склонами и с разрастанием океанического дна уже
обсуждалась нами. Следует, однако, более детально ознакомиться с этими
окружающими бассейн Тихого океана глубинными структурами, сыграв-
шими важную роль при его формировании.
Желоба, приуроченные к окраинам Северной и Южной Америки, про-
ходят в непосредственной близости от берегов, по их пояс не является
непрерывным. Наиболее значительный перерыв отмечен у западного побе-
режья США и Канады. Это поистине счастливое обстоятельство для амери-
канских городов, расположенных в низинах вдоль западного побережья
континента, потому что подводные желоба являются основным источником
землетрясений и цунами. Разъединение Центральноамериканского и Пе-
руанско-Чилийского желобов, очевидно, связано с существованием Кариб-
ского блока. Последний в свою очередь ограничен желобом, изгибающимся
согласно с островной дугой Вест-Индии. Южное окончание Перуанско-Чи-
лийского желоба связано, по-видимому, со вторым желобом Атлантики,
окаймляющим южную ветвь Южно-Сандвичевой дуги.
Желоба восточной части Тихого океана по глубине лишь незначительно
превосходят атлантические и существенно уступают желобам западной
части Тихого океана. Последние, начинаясь у Камчатского побережья,
образуют серию отделенных друг от друга удлиненных впадин, протягива-
ющихся в основном в южном направлении до о-вов Кермадек, к северу от
Новой Зеландии. Максимальные глубины этих желобов приведены в табл.
XIII-1. Поразительно, что многие из них имеют сходные глубины. Макси-
мальные отметки дна желобов Марианского и Тонга оказались настолько
близкими, что мы и по сей день не знаем, какой же из них является более
глубоким, хотя по некоторым данным — зто Марианский желоб. Пучина
Челленджера (Триест), расположенная в пределах Марианского желоба,
в настоящее время тщательно промерена; ее глубина (10 860 м) установлена
393
ТАБЛИЦА HIM
ГЛУБИНЫ ТИХООКЕАНСКИХ ЖЕЛОБОВ
(по Р. Фишеру, Г. Хессу JFisher, Hess, 1963] и Г. Б. Удпнцеву [1957])
Желоб Глубина, м Желоб Глубина, и
Алеутский Курило-Камчатский Идзу-Бонинский Марианский Филиппинский (Минданао) — 7679 9750 9810 10 865 10 030+10 Новобританский Ново гебридский Тонга Кермадек Чилийский 8320 9165 10 800+100 10 047 8050 + 10
по скорректированным данным эхолотирования и результатам промеров
лотом; кроме того, были использованы уточненные определения давления,
сделанные на дне желоба Ж. Пикаром и лейтенантом ВМС США Д. Уолшем
при погружениях батискафа «Триест» в январе 1960 г.
Некоторые желоба имеют V-образнып поперечный профиль, но чаще
обнаруживается сравнительно узкое (шириной несколько километров),
плоское днище. В том месте, где батискаф опустился на дно Марианского
желоба, залегают диатомовые оозы. Дно такого же типа было описано
В. П. Петелиным [Petelin, 1960] в желобах Яп и Марианском. В пробе,
поднятой со дна Филиппинского (Минданао) желоба (во время рейса экспе-
диции на судне «Галатея»), был обнаружен песчаный и гравийный материал
[Bruun, Kiilerich, 1955]. При драгировании со стенок желобов. Марианского
и Бугенвиль [Petelin, I960] были подняты образцы подушечных лав. В ре-
зультате интенсивного драгирования стенок желоба Тонга [Fisher, Engel,
1969] и дальнейших исследований, проведенных в 1970 г., выяснилось, что
более удаленная от берега стенка сложена базальтами, а прибрежная —
крупнозернистыми серпентинизированными перидотитами и дунитами. Ве-
роятно, выходы этих ультраосповных пород на поверхности дна обусловлены
разрывными нарушениями. По мнению Г. Хесса (Hess, 1964), эти породы
имеют мантийное происхождение.
Дно Алеутского желоба очень полого погружается в западном направле-
нии, вплоть до 180° в. д. Далее к западу уклон дна желоба изменяется на
обратный. Ровный, пологий склон в восточной части желоба служит убеди-
тельным признаком того, что вдоль желоба протекали мутьевые потоки.
Поперечные профили через Центральноамериканский желоб у западного
побережья Центральной Америки и Мексики имеют V-образную форму
в южной и плоское дно в северной части [Fisher, 1961]. По данным сейсми-
ческих исследований МОВ днище желоба, казавшееся плоским из-за осадоч-
ного покрова, в действительности имеет V-образпую форму под осадками.
Как упоминалось ранее, с позиции гипотезы тектоники плит возникно-
вение глубоководных желобов объясняется субдукцией океанической коры
в месте столкновения двух плит. Присутствие ненарушенных горизонтально
залегающих осадков в Чилийском желобе [Scholl е. а., 1968а] и в восточной
части Алеутского [von Huene, Shor, 1969] несколько противоречит этой
концепции. Возможно, дело только в том, что субдукция не была активной
в позднем кайнозое или что поддвигание происходит под заполнившими
желоб осадочными образованиями [Elsasser, 1968].
394
Во многих местах желоба окаймляются вулканами^и дугообразными
цепочками островов, таких как Алеутские, Курильские и Марианские.
Все эти острова располагаются фактически с вогнутой (внутренней) стороны
дугообразных желобов. В непосредственной близости к£желобу очаги земле
Рис. XIII-7. Связь глубоководных желобов краевых частей Тихого океана с землетрясе-
ниями, фокусы которых, расположенные на различных глубинах, группируются вдоль
материковых окраин [Gutenberg, Richter, 1954; Fisher, Revelle, 1955].
1 — желоба; 2—з — землетрясения: 2 — среднефокусные; з — глубокофокусные.
трясений локализованы обычно у поверхности, но по мере приближения
к континенту их обнаруживают на все более значительных глубинах
(рис. XIII-7).
В целом ряде пунктов над глубоководными желобами Атлантического,
Тихого и Индийского океанов проводились гравитационные измерения
[Vening JWeinesz. 1929, 1955; Worzel, Shurbet, 1955]. В результате были
395
обнаружены наиболее сильные отрицательные аномалии силы тяжести,
когда-либо фиксировавшиеся на земном шаре. Совершенно очевидно, что
здесь существует дефицит массы такого рода, который должен иметь место
в случае втягивания коры и сохранения ее в этом положении, вопреки прин-
ципу изостазии, под влиянием бокового давления. Такую гипотезу выска-
зывал Ф. Венинг-Мейнес [Vening Meinesz, 1929]. Одним из признаков вдав-
ливания земной коры является также большая, чем обычно, глубина раздела
Мохоровичича (см. гл. V) под желобами Тонга [Raitt е. а., 1955], Централь-
ноамериканским [Shor, Fisher, 1961], Курило-Камчатским [Sisoev е. а.,
1959] и Пуэрто-Рико [Talwani е. а., 1959].
5. ИНДИЙСКИЙ ОКЕАН
Индийский океан особенно интенсивно исследовался в течение послед-
них 10 лет. Результаты исследований еще находятся в стадии обобщения,
однако уже опубликованы многие батиметрические и геофизические данные
(см., например, работы А. Лаутона и Р. Фишера с соавторами [Laughton е. а.,
1970b; Fisher е. а., 1971]) *. Площадь Индийского океана 73 млн. км2 **,
а средняя глубина 3872 м. Общая структура дна Индийского океана, пока-
занная на схематической карте Б. Хизена и М. Тарп, представлена с уче-
том современных данных на рис. ХШ-8.
Подобно Атлантическому и Тихому, этот океан имеет свои характерные
черты. Наиболее примечательной его особенностью является наличие сре-
динного хребта, имеющего форму перевернутой буквы У и сходного как со
Срединно-Атлантическим хребтом, так и с Восточно-Тихоокеанским подня-
тием. Одна из ветвей перевернутого Y — Западно-Индийский хребет (и его
продолжение Африкаиско-Антарктический хребет) — огибает Африку и соеди-
няется со Срединно-Атлантическим хребтом. Вторая ветвь образована Цен-
тральноиндийским хребтом (и его продолжением — Австрало-Антарктиче-
ским поднятием). Она огибает с юга Австралийский материк и смыкается
с Восточно-Тихоокеанским поднятием. Третья ветвь, получившая название
Аравийско-Индийского (Карлсбергского) хребта, протягивается от места
тройного соединения на север, в направлении Аденского залива. Она изме-
няет свое направление на северо-западное и через Срединно-Аденский хребет
соединяется с рифтами Африки и Красного моря.
Другая отличительная черта Индийского океана — наличие меридио-
нальных хребтов, в том числе Восточно-Индийского, протягивающегося
к югу от восточной части Бенгальского залива, и Чагос-Лаккадивского,
отходящего от западного края п-ова Индостан. В Индийском океане имеется
единственная глубоководная дугообразная депрессия — Яванский (Зонд-
ский) желоб, который, по всей вероятности, представляет собой ответвление
Тихоокеанской системы дугообразных структур.
Еще одна особенность рельефа дна Индийского океана — наличие до
некоторой степени линейно ориентированных, увенчанных рифами плато,
в строении которых принимают участие континентальные породы. Примером
таких сооружений может служить Маскаренское плато с Сейшельскими
островами, сложенными гранитами. Крупнейший на земном шаре конус
* Результаты исследований последнего'десятилетия опубликованы в «Геолого-гео-
физическом атласе Индийского океана». М., 1975. (Междунар. геофиз. экспедиция. АН
СССР и Гл. упр. геодезии и картографии при Совете Министров СССР). — Прим. ред.
** По уточненным данным 76,2 млн. км2. — Прим. ред.
396
Рис. ХШ-8. Структурно-морфологическая карта Индийского океана [Laughton е. а., 1970Ь].
1 — континенты; 2 — континентальный шельф я его части; з — средиило-океанические хребты; 4 — осевая долила или гребень
хребта; 5 — зоны разломов; в — блоки, ограниченные разломами; 7 — желоба; з — вулканические формы рельефа.
397
выноса находится в Индийском океане и приурочен к дельте Ганга; второй
не столь хорошо изученный конус выноса расположен у дельты Инда.
Срединно-океанические хребты. Хребет в форме
перевернутой буквы У — доминирующая структура дна Индийского океана,
характеризуется высокой сейсмичностью. При детальном изучении Сре-
динно-Атлантического хребта выяснилось, что он представляет собой зна-
чительно более сложную структуру, чем предполагали вначале. Точно
так же в результате интенсивных исследований Центральноиндийского
хребта стало очевидным, что на имеющихся схематических картах, например
на карте Б. Хизена и М. Тарп, представлена весьма упрощенная модель
этой сложной океанской структуры. Часть Центральпоиндийского хребта,
расположенная между экватором и 30° ю. ш., была изучена детально [Fi-
sher е. а., 1971]. При этом были обнаружены многочисленные параллельные
хребты и впадины, однако, по крайней мере, в этой зоне не существует не-
прерывной центральной рифтовой долины. Выявленные во время предшест-
вующих исследований признаки существования такой долины, по-видимому,
возникли в результате пересечения хребта в северо-восточном направлении
небольшими впадинами в зонах разломов. Эти зоны частично были обнару-
жены при магнитных съемках.
Широтный хр. Родригес, отличающийся по простиранию от других зон
разломов, образовался совсем недавно. Р. Фишер и его соавторы [Fisher е. а.,
1971] попытались рассмотреть историю развития Карлсбергского и Централь-
ноиндийского хребтов с позиций теории тектоники плит. По мнению иссле-
дователей, 50 млн. лет назад (приблизительно, в эпоху аномалии 21) Карлс-
бергский хребет имел широтное простирание и пересекался крупным мери-
диональным трансформным разломом, который они назвали зоной разломов
Чагос. В интервале 50—10 млн. лет назад происходило очень медленное
разрастание океанического дна, сопровождавшееся излияниями базальтовых
лав. Позднее, около 10 млн. лет назад (эпоха аномалии 6), зта меридио-
нальная зона разломов превратилась в систему меридиональных отрезков
хребта, отделенных друг от друга трансформными разломами северо-восточ-
ного простирания, доминирующими ныне в этой структуре. К началу мио-
цена направление разрастания хребта сменилось с меридионального на се-
веро-восточное — юго-западное. Это в равной мере относится как к Централь-
ноиндийскому, так и к Аравийско-Индийскому (Карлсбергскому) хребту.
Северное окончание последнего смещено по зоне разломов Оуэн относи-
тельно Срединно-Аденского хребта, расположенного в Аденском заливе
[Laughton, Tramontini, 1969]. Зона разломов Оуэн протягивется на не-
сколько сотен километров к северу и к югу; возможно, она связана с некото-
рыми крупными правосторонними сдвигами, расположенными вдоль запад-
ного края Гималаев [Abdel-Gawad, 1971]. В Аденском заливе мы вновь
имеем дело со срединно-океаническим хребтом, пересеченным многочислен-
ными зонами разломов (рис. XIII-8). Однако в противоположность Цен-
тральноиндийскому хребту на ряде участков Срединно-Аденского хорошо
развита рифтовая долина [Laughton е. а., 1970а]. Опа выявлена также в Крас-
ном море, но здесь она не рассечена трансформными разломами. При прове-
дении сейсмопрофилирования МОВ в Красном море [Phillips, Ross, 1970]
вдоль оси впадины были обнаружены сильно нарушенные породы, что ука-
зывает на молодой рифтогенез.
Большое внимание было уделено найденным здесь источникам термаль-
ных рассолов и связанным с ними рудными месторождениями [Degens,
398
Ross, 1969 *]. Во время экспедиции 1971 г. па английском судне «Чейн»
(Ross е. а., 1971) со дна трех впадин Красного моря были подняты колонки
осадков, содержащих богатые руды тяжелых металлов. В этом районе
имеются рудные залежи с большими потенциальными запасами железа
и меди. Полагают, что процессы рудообразования продолжаются и в настоя-
щее время. Согласно Д. Россу, температура горячих рассолов, составляв-
шая 56,2° С в 1966 г., повысилась до 59,2° С в 1971 г. Более того, во время
экспедиции в течение 3 недель было отмечено дальнейшее повышение тем-
пературы. Эти горячие источники рассматриваются как проявления совре-
менного разрастания океанического дна.
Западно-Индийский хребет, очевидно, относится к наименее развитым
разрастающимся срединно-океаническим хребтам; магнитные аномалии,
которые, как правило, приурочены к таким хребтам, в его пределах не об-
наружены [Vine, 1966].
Центральноиндийский хребет имеет осевую магнитную аномалию,
а гребень здесь лишен осадочного покрова [Fisher, 1966]. В пределах
этого хребта пет никаких признаков рифтовой долины [Udintsev, 1966],
однако эпицентры землетрясений локализованы вблизи его гребня. Уста-
новлено, что Центральноиндийский хребет разрастается со значительной
скоростью, составляющей около 6 см/год [Le Pichon, Heirtzler, 1968],
в отличие от Западно-Индийского хребта, где она очень низка.
Среди образцов пород, полученных как в результате драгирования,
так и поднятых в колонках со дна в пределах Цептральноиндийского хребта
[результаты опробования обобщены в работе А. Лаутона с соавторами
(Laughton е. а., 1971)], встречено большое количество толеитовых базальтов,
присутствие которых характерно для глубинных частей океана. На Карле-
бергском хребте обнаружена брекчия ультраосповных пород, частично
замещенных кварцем. В зоне разломов Оуэн отмечается присутствие габбро,
а далее к югу встречены слабометаморфизованные породы. Вблизи места
соединения трех срединно-океанических хребтов Индийского океана имеются
выходы серпентинизированных пород, возможно мантийного происхождения;
в осевой части хребта удалось обнаружить коренные лерцолиты, предполо-
жительно поступившие из верхней мантии [С. Engel, Fisher, 1969].
Асейсмичные хребты и плато. В пределах относитель-
но неглубоких асейсмичных участков дна Индийского океана имеется целый
ряд специфических структур (Laughton е. а., 1971). Вероятно, самой необыч-
ной из них является Маскарепское плато ]Fisher е. а., 1967], протягива-
ющееся на 2300 км к югу от Сейшельских островов до о. Маврикий. В тек-
тоническом отношепии плато характеризуется блоковыми движениями по
разломам. Докембрийские граниты, слагающие Сейшельские острова, а также
банку, расположенную южнее, имеют явно континентальное происхожде-
ние. Однако лежащая далее к югу коралловая банка Сайя-да-Малья под-
стилается уже типично океанической корой. Другие расположенные вблизи
банки и острова имеют вулканические основания, представленные в значи-
тельной мере экструзиями молодых щелочных оливиновых базальтов. Тра-
диционная интерпретация этих фактов состоит в том, что, по крайней мере,
северная часть рассматриваемого плато представляет собой континентальный
блок, образовавшийся в результате раскола древнего материка Пангеи.
♦ См. русский перевод сборника, изданный издательством «Мир» в 1973 г. — Прим,
ред.
399
Рис. ХШ-9. Бенгальский конус выноса и Восточно-Индийский хребет (Curray, 1971).
400
Южнее расположены другие аналогичные плато, в том числе плато Агульяс
вблизи южного побережья Африки.
Протягивающийся в меридиональном направлении Чагос-Лаккадивский
хребет имеет, по всей вероятности, вулканическое происхождение; на неко-
торых участках его поверхность покрывают коралловые рифы. Возможно, что
формирование этого хребта (как и Гавайской островной цепи, см. гл.У)
связано с перемещением литосферы над горячей точкой. Полагают, что Во-
сточно-Индийский хребет представляет собой горст, возможно образованный
блоком океанической коры при столкновении двух жестких плит [Le Pichon,
Heirtzler, 1968].
Рис. XIII-10. Схематический профиль Бенгальского конуса выноса. Состав-
лен Дж. Карри и Д. Моором по данным одной из последних экспедиций
Скриппсовского института.
Конус выноса в Бенгальском заливе. Вряд ли най-
дется другое место в глубоководной части океана, где формирование донного
рельефа было бы столь тесно связано с привносом континентального оса-
дочного материала, как в Бенгальском заливе. Полого наклоненная равнина,
прослеживающаяся на 2000 км от подножия крупной дельты Ганга —
Брахмапутры до 5000-метровой изобаты, значительно южнее о. Шри Ланка,
является поистине уникальной (рис. Х1П-9). Дно конуса выноса имеет
почти постоянный уклон (1,5 м/км) и пересекается разветвленной сетью
подводных долин, окаймленных низкими прирусловыми валами. Наиболее
полное исследование этого огромного конуса выноса принадлежит Дж. Карри
и Д. Моору [Curray, Moore, 1971]. Их профили (рис. XIII-10) показывают,
что подводные долины, независимо от типа создавших их водных потоков,
должны пересекать поверхность конуса выноса на всем протяжении образу-
емой им пологой равнины, не изменяя при этом существенно своей конфи-
гурации.
6. СРЕДИЗЕМНЫЕ МОРЯ
Относительно небольшие, но глубокие бассейны, в значительной степени
окруженные материками или островными дугами, носят название средизем-
ных морей. Их глубины уступают океаническим, однако в пределах этих
401
бассейнов имеются небольшие участки с глубинами свыше 4000 м. Кора под
средиземными морями по мощности занимает промежуточное положение
между континентальной и океанической, но все же ближе к последней [Me-
nard, 1967b ]. К средиземным морям относятся Северный Ледовитый океан *
(площадью 9,5 млн. км2 **), Карибское море и Мексиканский залив (с об-
щей площадью 4,4 млн. км2), Средиземное и Черное моря (с общей пло-
щадью 3 млн. км2) и, наконец, целый ряд разрозненных бассейнов, уже
упоминавшихся ранее, от Берингова до Южно-Китайского моря (общей
площадью около 6 млп. км2).
Арктический бассейн. Это наиболее крупный среди глубо-
ких бассейнов, окруженных со всех сторон сушей. С Атлантическим океаном
он соединяется двумя относительно мелководными участками дна, а с Ти-
хим — еще более мелководной перемычкой. Арктический бассейн имеет
эллипсовидную форму, длинная ось этого эллипса пересекается целым рядом
вытянутых хребтов и котловин (рис. XIII-11). Океаническое дно исследо-
валось эхолотированием с подводных лодок, дрейфующих станций и ледо-
колов. Полученные данные обобщены в работах Р. Дица и Г. Шамвея [Dietz,
Shumway, 1961], Я. Я. Гаккеля и В. Д. Дибнера [Gakkel, Dibner, 1967],
К. Ханкинса [Hunkins, 1968], Р. М. Деменицкой и К. Ханкинса [Deme-
nitskaya, Hunkins, 1970].
Наиболее крупные впадины Арктического бассейна — это Канадская
котловина с максимальной глубиной до 3900 м и котловина Амундсена
в Евразийском суббассейне, глубины которой колеблются от 4090 до 4500 м.
Эти и другие котловины разделяются несколькими крупными хребтами.
Асейсмичный хр. Ломоносова с наименьшей глубиной дна 950 м протяги-
вается параллельно сейсмически активному срединно-океаническому хр. Гак-
келя. Последний, согласно данным Г. Джонсона и Б. Хизена [Johnson,
Heezen, 1967], является продолжением Срединно-Атлантического хребта
на дне Северного Ледовитого океана и пересекается многочисленными зо-
нами разломов ***. Магнитные аномалии, связанные с хр. Гаккеля, простира-
ются параллельно его оси, но амплитуды их незначительны. Хр. Менделеева-
Альфа, представляющий собой крупное поднятие дна между хр. Ломоносова
и Канадской котловиной, является, по-видимому, неактивным срединно-
океаническим хребтом**** [Hunkins, 1969].
Мексиканский залив и Карибское море. Эти два
средиземных бассейна, лежащие между Северной и Южной Америкой, со-
вершенно различны по характеру [J. Ewing е. а., 1970с]. Мексиканский
залив, несмотря на наличие целого ряда диапировых холмов, имеет чрезвы-
чайно плоское дно (см. рис. IX-7) [М. Ewing е. а., 1958]. Овальная котло-
вина в центральной части залива, получившая название абиссальной рав-
нины Сигсби, характеризуется пологим уклоном дна (от бортов к центру),
составляющим 1/6500. Одна из ветвей крупного конуса выноса (так
* В западной географической литературе из Северного Ледовитого океана неправо-
мерно исключается Норвежско-Гренландский бассейн. С учетом последнего площадь Се-
верного Ледовитого океана составляет около 14 млн. км2. Поэтому в данном случае пра-
вильнее говорить об Арктическом бассейне с шельфовыми морями. — Прим. ред.
** По уточненным данным 10 млн. км2. — Прим. ред.
*** Срединно-океанический хребет Северного Ледовитого океана, получивший имя
Я. Я. Гаккеля, открыт советскими гидрографами и геофизиками. — Прим. ред.
**** В последние годы высказывались и другие точки зрения на природу этого хребта,
которые, однако, так или иначе трактуют его в рамках тектоники плит. — Прим. ред.
26 Заказ 1054
402
называемый Миссисипский конус) [Wilhelm, Ewing, 1972] протягивается в цен-
тральную котловину от внешнего склона дельты Миссисипи. Другая ветвь
конуса выноса протягивается вдоль подножия Флоридского уступа. Эти
конусы уступают по размерам только крупнейшему конусу выноса Бенгаль-
ского залива (см. гл. VIII).
Рис. ХШ-И. Геоморфологические провинции Северного Ледовитого океана
[Hunkins, 1969].
Подводные холмы Сигсби, развитые в одноименной абиссальной рав-
нине и возвышающиеся на 330 км над ее дном, по мнению М. Юинга с соав-
торами (М. Ewing е. а., 1962), являются соляными куполами. К этой гипо-
тезе относились с известным недоверием до тех пор, пока одна из первых
скважин, пробуренных по программе ДЖОИДЕС, не вскрыла в этом месте
соляные отложения, перекрывающие скопления жидких углеводородов
IBurk е. а., 1969]. В настоящее время установлена связь этих холмов
408
60 -
26*
Рис. ХШ-12. Рельеф района Карибского моря, в том числе котловины и хребты, характеризующие строение его дна. G карт Ги-
дрографического управления США.
Заштрихованные площади соответствуют глубинам, превышающим 3658 к,
404
с обнаруженными в зал. Кампече диапировыми структурами [Worzel е. а.,
1968]. Толщина коры под дном Мексиканского залива около 19 км [J. Ewing
е. а., 1970с]. История развития этого бассейна хорошо изучена [Wilhelm,
Ewing, 1972].
Дно Карибского моря (рис. XIII-12) тектонически значительно актив-
нее, чем дно Мексиканского залива. Полагают, что большая часть площади
впадины Карибского моря представлена плитой, поддвигающейся в восточном
направлении. Эта плита окаймляется с севера желобом Кайман, с северо-
востока и востока — островной дугой Вест-Индии, с юга — сейсмичной
зоной вдоль северного побережья Южной Америки [Molnar, Sykes, 1969;
Malfait, Dinkelman, 1972].
В Карибском море имеется ряд желобообразных вытянутых депрессий
(рис. XII1-12). В направлении с запада на восток выделяются следующие
депрессии: широтная Юкатанская котловина с максимальной глубиной
4848 м; широтный желоб Кайман, включающий пучину Барлетт с глубиной
6945 м; далее к западу и к югу от о. Ямайка располагаются впадины и хребты
меридионального простирания, в том числе Колумбийская (глубина до
4169 м), Венесуэльская котловины (глубина 5462 м) и Гренадская впадина
(глубиной до 4120 м). Мощность коры под этими котловинами варьирует
от 13 до 20 км [J. Ewing е. а., 1970с]. Судя по породам хр. Беата [Fox
е. а., 1970], расположенного к югу от о. Гаити, этот хребет испытал глубо-
кое погружение в эоценовое время.
К востоку от Малых Антильских островов находится котловина Тобаго,
разделяющая о-ва Гренадины и Барбадос. Считают, что в геологическом
строении последнего принимают участие глубоководные отложения, обна-
жившиеся в результате поднятия. Возможно, что это так, однако обнаружен-
ные в этих отложениях фораминиферы представлены формами, характерными
для глубин не более 1000 м (Beckmann, 1954). Такие глубины отмечаются
в настоящее время в подводной долине Тобаго. Группа островов Вест-Ицдии
отделена от Венесуэлы мелководьем с глубинами около 180 м, а от Ника-
рагуа — более глубокой зоной (приблизительно 1170 м). Последняя со-
поставима по глубине с Флоридским проливом (около 750 м), отделяющим
Багамские острова от п-ова Флорида.
Средиземное и Черное моря. Бассейн Средиземного моря
включает несколько котловин и хребтов. Структуры его, подобно таковым
Карибского моря, тесно связаны с тектоническим строением прилегающих
частей континентов (Северной Африки и Южной Европы). Дно Черного
моря имеет более сглаженный рельеф, по структурным особенностям оно,
в общем, сопоставимо с дном Мексиканского залива. Батиметрическая
характеристика Черного моря дана в работах М. Пфаненштиля (Pfannen-
stiel, 1960], Г. Гирмана [Giermann, 1962] и У. Райана с соавторами [Ryan
е. а., 1970Ь]. Геоморфологическое районирование дна западной части Среди-
земного моря было проведено А. Панекуком [Pannekoek, 1969], восточной —
К. Эмери, а также Г. Вонгом с соавторами [Emery е. а., 1966; Wong е. а.,
1971] (рис. ХШ-13).
Средиземное море отделено от Атлантического океана 284-метровым
порогом, приуроченным к Гибралтарскому проливу; имеется еще один
294-метровый порог в Сицилийском проливе. В глубоководной части Сре-
диземного моря расположены три основные котловины: Ионическая (между
южным побережьем Италии и юго-западным Греции; максимальная глубина
5045 м), Тирренская (к западу от Италии; глубина до 3970 м) и Балеарская
405
Рис. ХШ-13. Геоморфологические провинции восточной части Средиземного моря [Wo'Hg е. а., 1971].
1 — абиссальные равнины; 2 — континентальный шельф; з — континентальный склон; 4 — котловины (Г — Критская, II
Родосская, III — Киликийская, IV — Геродота); 5 — континентальное подножие; 6 — абиссальные холмы.
406
(западнее о-вов Корсика и Сардиния и южнее Балеарских; наибольшая
глубина 2850 м).
Что касается происхождения и истории геологического развития Среди-
земноморского бассейна, то по этому вопросу высказывались самые различ-
ные мнения [Glangeaud, 1968; de Roever, 1969; Caputo e. a., 1970; McKenzie,
1970; Lort, 1971]. Глубоководное бурение по программе ДЖОИДЕС дало
обширный фактический материал, изучение которого, несомненно, сыграет
огромную роль при создании новых гипотез, связанных с рассматриваемым
бассейном. В настоящее время можно утверждать, что имеются убедитель-
ные доказательства присутствия в Средиземном море структур, обусловлен-
ных процессами как сжатия, так и растяжения, причем история их развития
представляется весьма сложной (см. также гл. IX). Особенность Средизем-
номорского бассейна — обилие диапировых структур, обнаруженных на
дне северной части Балеарской котловины и являющихся, по всей вероят-
ности, соляными куполами [Hersey, 1965; Menard е. а., 1965; Alinat е. а.,
1970]. При бурении по программе ДЖОИДЕС были выявлены мощные эва-
поритовые пласты миоценового возраста — возможные источники поступле-
ния солей и ангидрита в диапировые купола.
Восточно-Средиземноморский хребет протяженностью 1600 км
(рис. Х1П-13) подвергается значительной деформации [Giermann, 1969;
Wong е. а., 1971]. По данным сейсмопрофилирования в восточной части моря
осадконакопление всюду, кроме дельты Нила, отставало от тектонической
деятельности. К северу от Восточно-Средиземноморского хребта находятся
два дугообразных желоба, к которым приурочены максимальные глубины
Средиземного моря. По данным бурения здесь имеются все признаки надвига.
Использовав данные о сейсмичности и изучив механизмы в очагах земле-
трясений, Д. Маккензи [McKenzie, 1970] интерпретировал структуру дна
Средиземного моря с позиции теории тектоники плит. Он выделил две не-
большие плиты — Эгейскую, движущуюся в юго-восточном направлении^
и Турецкую, перемещающуюся к западу. Кроме того, огромная Африканская
плита передвигается на север, навстречу Евразиатской. Дж. Лорт [LortT
1971] привел данные в пользу разрушения коры, обусловленного переме-
щением Африканской плиты на север, и значительного сжатия в восточной
части Средиземного моря.
Черное море является почти замкнутым бассейном; лишь мелководные
проливы Босфор и Дарданеллы связывают его со Средиземным. Черное море
изучалось в основном советскими учеными [Goncharov, Neprochnov, 1960].
Сравнительно недавно там проводились исследования Вудсхолским океано-
графическим институтом [Degens, Ross, 1970; Ross, 1971]. Две относительно
плоскодонные котловины этого бассейна имеют глубину приблизительно
2000 м. Дно котловин покрыто мощным слоем преимущественно ненарушен-
ных осадков, в то время как склоны подверглись сильным складчатым и раз-
рывным деформациям.
ГЛАВА
XIV
ГЛУБОКОВОДНЫЕ ОКЕАНИЧЕСКИЕ
ОТЛОЖЕНИЯ
Существует устаревшее представление о том, что процесс глубоковод-
ного осадконакопления носил однообразный характер и что, следовательно,
разрез океанических отложений должен быть монотонным. Это чисто умо-
зрительное утверждение подверглось резкой критике, как только из глубин
океанов были подняты первые колонки донных осадков. Изучение таких
колонок помогло установить существенное различие между голоценовыми
и ледниковыми плейстоценовыми отложениями [Philippi, 1912; Correns,
1939]. Среди ледниковых отложений оказалось возможным выделить обра-
зования различного типа. Кроме того, обнаружилось поразительное разно-
образие содержащихся в них планктонных фораминифер [Schott, 1935;
Phleger, 1939; Bramlette, Bradley, 1940]. Дальнейшее развитие донного
опробования и совершенствование методов получения длинных колонок
позволили уточнить последовательность ледниковых и постледниковых
плейстоценовых эпох [Ericson е. а., 1961]. Получено также значительное
количество кернового материала из третичных отложений, либо перекры-
ваемых тонким слоем четвертичных, либо выходящих на поверхность океа-
нического дна. В последнем случае, очевидно, какие-то причины помешали
дальнейшей седиментации, или же осадки моложе третичного возраста были
размыты придонными течениями [Riedel, 1952].
Разработка программы глубоководного бурения ДЖОИДЕС (см.
гл. II) в 1968 г. сделала возможным изучение стратиграфии глубоководных
осадков всех геологических возрастов, и с этого времени научная литература
стала пополняться очень интересными данными. Буровые скважины про-
никли в толщу океанических пород на глубину 1 км *. Получен керн отложе-
ний разного возраста, вплоть до юрского, а также вскрыты бурением и изу-
чены подстилающие изверженные породы фундамента. Пока что нам при-
ходится ограничиться кратким изложением огромного количества опублико-
ванной информации, но в этой монографии были бы досадные пробелы,
если бы автор не попытался учесть поразительные результаты, полученные
в ходе осуществления поистине обширной программы глубоководных ис-
следований, продолжающейся и в настоящее время.
Другим важным источником информации за последние 10 лет оказалось
сейсмическое профилирование методами МОВ и МПВ. Профили пересекли
глубоководное ложе океанов на протяжении тысяч километров. В результате
изучения сейсмических профилей мы получили более четкое представление
* В настоящее время глубина скважин достигает 1,2—1,5 км. — Прим. ред.
408
о залегающих под поверхностью дна отражающих горизонтах и о слоях,
слагающих океаническую кору. В настоящее время данные глубокого буре-
ния позволили распознать природу многих отражающих горизонтов.
1. ДОННЫЕ ОСАДКИ *
Эту главу мы начнем с обсуждения различных типов осадков, обнару-
женных в глубинах океанов, а также с источников их питания. Впервые стало
очевидным, что отложения глубоководного океанического ложа по своей
природе существенно отличаются от осадков континентальных террас. Это
было установлено при изучении большого количества образцов донного
грунта, собранных во время экспедиции «Челленджера» в 1872—1876 гг. Об-
разцы детально описаны Дж. Мэрреем и А. Ренаром [Murray, Renard,
1891] и до сего времени хранятся в Британском музее естественной истории
в Лондоне. Последующие экспедиции постепенно дополняли наши сведения
о глубоководных осадках, однако фундаментальные исследования, прове-
денные на «Челленджере», до сих пор дают довольно яркое представление
о составе и строении пород, слагающих верхний слой океанического ложа.
Источники питания осадков
Источники питания осадков, залегающих как на глубоководных, так
и на мелководных участках океанического дна, сходны между собой **; раз-
ница состоит в том, что осадки, принесенные в океан с суши, отлагаются, как
правило, сравнительно близко от берега. Вследствие этого основную часть
глубоководных отложений составляют вещества, поступившие в океан
в растворенном состоянии и затем выпавшие в осадок под воздействием жиз-
недеятельности морских организмов либо в результате тех или иных хими-
ческих реакций. Это относится и к коллоидным веществам, поступавшим
в океан с водами материкового стока; попадая в морскую среду, они обычно
осаждаются очень медленно.
Частицы алевритовой размерности приносятся в океан воздушными
потоками. Важным источником океанических осадков служат различные
эруптивные продукты, образующиеся в результате извержений подводных
вулканов, а также поступающие из кратеров вулканических островов. Еще
одним источником глубоководных осадков являются айсберги, насыщенные
обильным разнозернистым осадочным материалом. Согласно А. П. Лисицыну
[Lisitzin, 1970, с. 90], источником большей части терригенных отложений
южной части Тихого океана являются льды Антарктики.
Исходные вещества наиболее типичных океанических отложений и пути
их миграции представлены в табл. XIV-1. Компоненты донных осадков
можно классифицировать в зависимости от того, в какой природной среде
образовались исходные вещества. Литогенными могут быттй названы про-
* Сокращенный вариант одного из разделов гл. XVI, написанной Э. Д. Голдбер-
гом для второго издания «Морской геологии». — Прим, автора.
** Общепринятые представления о преимущественно обломочном происхождении
глубоководных осадков не подтверждаются последними данными [«Минералогия...»,
1975]. Основные компоненты глубоководных глин — ферримонтмориллониты, часть квар-
цевых зерен, цеолиты, хемогенные карбонаты, минералы железа и марганца — имеют
аутигенное происхождение и возникли за счет гальмиролиза пород базальтового слоя,
пирокластического материала или путем непосредственного осаждения из морской воды. —
Прим. ред.
409
ТАБЛИЦА XIV-1
МИГРАЦИЯ РАСТВОРЕННЫХ И ВЗВЕШЕННЫХ ВЕЩЕСТВ В ОКЕАНЕ
Опал
Апатит
Органическое
вещество
минералы
Фосфориты
Барит
Пирит
Полевые шпаты
Глинистые минералы
Слюды
Авгит
ского происхожде-
ния
Филлипсит
В улканическое
Гидромагнезит
Арагонит
Доломит
М онтмориллонит
стекло
дукты выветривания или вещества вулканического происхождения, пре-
терпевшие незначительное изменение (или практически не измененные)
при медленном погружении на дно океана. Биогенные компоненты осадков
извлекаются из растворенных в морской воде веществ животными и расти-
тельными организмами. Гидрогенными являются минеральные вещества,
выпадающие в осадок из морской воды в результате химических реакций.
Наконец, к космогенным относятся частицы внеземного происхождения,
попадающие в океаны в виде метеоритов.
Классификация глубоководных отложений
Широко распространенная классификация морских глубоководных
отложений, предложенная Дж. Марреем и А. Ренаром [Murray, Renard,
1891], в настоящее время в результате новейших достижений частично
пересматривается. Старая классификация включает главным образом крас-
ные глины, различные типы органогенных оозов * и терригенные илы харак-
терного цвета. В первую очередь необходимо упразднить термин «красная
глина» или приводить его в кавычках. Слабокарбонатные глубоководные илы
лишь в немногих случаях имеют красный цвет. Они встречаются довольно
редко в поверхностном слое донных осадков, если не считать красновато-
коричневых алевритовых слойков, отложенных, по всей вероятности, мутье-
выми потоками [Ericson е. а., 1961, с. 203].
Распространение красных глин, по-видимому, ограничено южной частью
Индийского океана. Типичные осадки, которые назывались красными
* Термин «ооз», применяемый американскими геологами, соответствует принятому
в советской литературе термину «органогенный ил» (глобигериновый, диатомовый, радио-
ляриевый и т. д.). — Прим. ред.
410
глинами, имеют обычно коричневый, иногда шоколадный оттенок — индикатор
окислительной обстановки, и поэтому правильнее именовать их коричневыми
глинами. Д. Эриксон с соавторами [Ericson е. а., 1961] предложили назы-
вать их «коричневые лютиты», однако термин «глина» кажется нам наиболее
правильным. Под лютитами обычно понимаются алеврито-глинистые породы,
а в рассматриваемых осадках алевритовые частицы почти полностью от-
сутствуют. Некоторые илы, ранее называвшиеся «красными глинами», в дей-
ствительности являются не глинами, а цеолитовыми породами [Arrhenius,,
1963].
Другим недостатком старой классификации является отсутствие пес-
чаных осадков, относимых к классу турбидитов — отложений мутьевых
потоков. Это упущение было обусловлено как недостаточной длиной колонок,
так и невозможностью вплоть до недавнего времени распознать тонкозер-
нистые отложения мутьевых потоков. До тех пор пока К. Пиго не были
получены колонки донных отложений северной части Атлантики [Bramlette,
Bradley, 1940], нельзя было оценить роль ледового материала в глубо-
ководных осадках. Эти так называемые ледово-морские отложения
развиты главным образом в районах высоких широт, особенно в Антарктике.
До сего времени неблагополучно обстоит дело и с термином «пелаги-
ческие осадки». Поскольку нет надежды прийти к соглашению относительно
этого термина, мы под пелагическими осадками будем понимать глубоковод-
ные отложения открытого океана, выпадающие на значительном расстоянии
от берега при отсутствии сильных течений, представленные главным образом
глинистыми частицами или продуктами их изменения либо остатками расте-
ний и животных. Глинистые частицы транспортируются с суши водой, ветром
или могут иметь вулканическое и метеоритное происхождение.
Нами предлагается следующая классификация морских глубоководных
отложений:
I. Пелагические осадки
1. Коричневые глины (литогенные осадки, содержащие менее 30% биогенных ком-
понентов).
2. Аутигенные (гальмерические) осадки (состоят главным образом из компонентов,
выпавших из морской воды, таких как филлипсит и минералы марганцевых конкреции).
3. Пирокластические осадки (пепловые вулканические продукты).
4. Биогенные осадки (содержат более 30% органогенного материала):
а) фораминиферовые оозы (более 30% кальцитовых биогенных остатков, главным
образом фораминифер), обычно называемые глобигериновым илом;
б) меловые оозы (состоят из остатков нанопланктона);
в) диатомовые оозы (более 30% кремниевых биогенных остатков, преимущественно
диатомей);
г) радиоляриевые оозы (более 30% кремниевых биогенных остатков, преимущест-
венно радиолярий);
д) обломочный материал коралловых рифов (формируется за счет оползания рифо-
вого обломочного материала в глубоководную зону):
— обломочные коралловые известняки,
— коралловые пески,
— коралловые илы (белого цвета).
II. Терригенные осадки
1. Терригенные илы (более 30% алевритовых и песчаных частиц терригенного про-
исхождения).
2. Турбидиты (принесены мутьевыми потоками с суши или с подводных возвышен-
ностей).
411
3. Оползневые отложения (принесены в глубоководную зону в результате оползне-
вых процессов).
4. Ледово-морские отложения (со значительным содержанием обломочного ма-
териала, принесенного айсбергами).
Абиссальные глины
Выпадение коллоидных частиц со средним диаметром 1 мкм происхо-
дит очень медленно из-за низкой скорости осаждения тонких взвесей на дно
океана. Поэтому скорость накопления таких осадков, как правило, соста-
вляет не более нескольких миллиметров в 1000 лет [Arrhenius, 1963]. Для
формирования глубоководных глин необходимо растворение выпадающих
на дно остатков планктонных организмов. Они составляли бы более 30%
донных осадков, если бы этому не препятствовали процессы растворения,
затрагивающие преимущественно карбонат кальция (СаСО3). Ниже так
называемой компенсационной глубины растворение превышает поступле-
ние на дно [Parker, Berger, 1971]. Уровень, которому отвечает резкое возраста-
ние скорости растворения CaCO;i, называется лизоклином. В пробах, отобран-
ных глубже этого уровня, фораминиферы оказываются в значительной сте-
пени растворенными, сохраняются только наименее растворимые раковинки.
В Атлантическом океане, компенсационный уровень и лизоклин нахо-
дятся в основном на значительно больших глубинах, чем в Тихом океане.
Поэтому в Тихом океане глины залегают на относительно меньших глубинах
и развиты на гораздо большей площади, чем в Атлантике. В среднем глины
распространены преимущественно ниже 4400 м в Тихом и 5300 м в Атланти-
ческом океане [Arrhenius, 1963]. Положение лизоклина закартировано в раз-
личных частях Тихого океана [Parker, Berger, 1971]. В результате было
установлено, что в западной части океана вблизи 20° с. ш. лизоклин на-
ходится приблизительно на глубине 4400 м, т. е. значительно глубже, чем
у побережий Южной Америки и Антарктиды, где он располагается выше
3000 м.
Растворению кальцита и арагонита, содержащихся в скелетах морских
организмов, способствует медленное осаждение биогенного материала в со-
четании с высокими гидростатическим и парциальным давлением СО2, обус-
ловленным окислением органического вещества. В этих условиях частично
растворяются даже кремнистые скелеты. В результате на дне океана про-
исходит накопление глин и цеолитов в качестве доминирующих осадков.
Небольшая скорость седиментации обусловливает высокую интенсивность
окислительных процессов, однако поверхностный слой глинистых отложений
редко приобретает красную окраску.
Распределение глинистых минералов в океанических осадках детально
описано в работе Дж. Гриффина с соавторами* [Griffin е. а., 1968]. Здесь
можно встретить хлорит, особенно обильно представленный в относительно
более высоких широтах; монтмориллонит — индикатор подводных вулкани-
ческих источников материала, частично поступающий также и с континента;
иллит, связанный с глинистыми отложениями гидрослюдистого состава
и обогащающий районы вблизи устьев крупных рек; каолинит, источником
которого служат почвы континентальных, главным образом тропических,
районов с интенсивным химическим выветриванием.
• См. также работы П. Биская [Biskaye, 1965], Э. Голдберга и Д. Гриффина [Gold-
berg, Griffin, 1970], 3. Н. Горбуновой [1970], М. А. Ратеева и др. [Rateev е. а., 1969]. —
Прим. ред.
412
Кварц и нолевые шпаты
Кварц является главным породообразующим минералом большинства
магматических пород и весьма устойчив к выветриванию. Поэтому вполне
естественно, что кварцевые частицы алевритовой размерности обнаружены
среди минералов глубоководных океанических осадков. Р. Рекс и Э. Голдберг
[Rex, Goldberg, 1958] выявили отчетливую зависимость между содержанием
кварца в пелагических осадках Тихого океана и географической широтой.
Повышенные концентрации кварца приурочены к районам Тихого океана,
расположенным между 30° с. ш. и 40° ю. ш., т. е. тяготеют к аридному
поясу. Значительные содержания кварцевых зерен отмечены также в Атлан-
тике, в глубоководных осадках котловины Зеленого Мыса, куда они при-
носятся из Сахары. Многие зерна кварца, встреченные в этих осадках, покрыты
красновато-коричневой гематитовой корочкой, что указывает на их пу-
стынное происхождение. На основании этого можно полагать, что большая
часть кварца приносится в океан воздушными потоками.
Полевые шпаты — минералы, несколько менее стойкие к выветриванию
по сравнению с кварцем, но они также достаточно широко представлены
в глубоководных морских осадках, обычно в виде частиц алевритовой раз-
мерности. В некоторых районах полевые шпаты имеют вулканическое про-
исхождение, и их состав является индикатором характера вулканизма
[Peterson, Goldberg, 1962]. В то время как калиевые полевые шпаты приуро-
чены к Восточно-Тихоокеанскому поднятию, кальциевые полевые шпаты
развиты вблизи вулканических хребтов и островов Тихого океана. Тот факт,
что зерна полевых шпатов не концентрируются в тонкие прослои, а рассеяны
в глубоководных осадках, свидетельствует о поступлении этих минералов
в результате многократных проявлений вулканической активности.
Цеолиты (филлипсит)
Аутигенные или гидрогенные продукты, в изобилии встречающиеся
в океанических осадках и представленные главным образом цеолитами,
были впервые определены Дж. Мэрреем и А. Ренаром [Murray, Renard,
1891]. Особенно много цеолита (филлипсита) в осадках Тихого океана [Во-
natti, 1963]. Он является весьма важным компонентом значительной части
глубоководных океанических отложений и распространен так же широко,
как и породообразующие минералы континентальных толщ. Согласно Г. Ар-
рениусу [Arrhenius, 1963], цеолиты формировались на поверхности раздела
фаз вода — осадок за счет элементов, концентрирующихся в интерсти-
циальных водах при разложении вулканического стекла. По мнению Э. Бо-
натти [Bonatti, 1963], размеры п степень сохранности цеолитовых зерен
свидетельствуют об их нахождении in situ или недалеком переносе.
В то время как минералы, сформировавшиеся in situ, в изобилии пред-
ставлены во многих глубоководных осадках Тихого океана, в Атлантике они
встречаются, по-видимому, достаточно редко. II. Бискай [Biscaye, 1965],
изучивший 500 колонок, установил, что источником почти всех глинистых
осадков в океане является принесенный с суши обломочный материал.
Марганцевые конкреции и корки
Многочисленные подводные фотоснимки, количество которых все воз-
растает, свидетельствуют о том, что конкреции, состоящие из водных ми-
нералов марганца и окислов железа, особенно часто встречаются в глубоко-
413
водных областях океанов с замедленной седиментацией. На многих фото-
снимках видны обширные площади океанического дна, буквально вымощен-
ные этими конкрециями. Согласно подсчетам Г. Менарда и К. Шипека
[Menard, Shipek, 1958], марганцевые конкреции покрывают от 20 до 50%
дна в глубокой юго-восточной части Тихого океана. Присутствие марганца
установлено также во вмещающих отложениях, что свидетельствует о фор-
мировании конкреций путем обрастания обломочного ядра или непосред-
ственного выпадения из растворов (Bender е. а., 1970). Скорость образования
железо-марганцевых конкреций около НО мм/млн. лет (Goldberg, 1961;
Bender е. а., 1966). Скорость осаждения глинистых частиц часто превышает
скорость роста конкреций, и поэтому должны существовать какие-то про-
цессы, обусловливающие присутствие конкреций на поверхности осадка,
где они сохраняют способность расти.
По данным Г. Моора и Г. Хита [Moore, Heath, 1966], детально изу-
чивших небольшой участок дна в центральной части Тихого океана, конкре-
ции обогащают в основном поверхностный слой осадка и наиболее часто
встречаются на крутых склонах подводных возвышенностей. Г. Менард
[Menard, 1964, гл. 2] установил, что марганцевые конкреции особенно
характерны для тех районов Тихого океана, где широко развиты бентосные
организмы. Эти данные свидетельствуют о том, что концентрация марганце-
вых конкреций в поверхностном слое осадков, особенно на крутых склонах,
обусловлена жизнедеятельностью морских организмов. Наличие донных
течений также благоприятствует развитию марганцевых конкреций. Напри-
мер, на плато Блейк марганцевые минералы образуют мощную корку на
значительной площади, в том числе и на вершинах подводных возвышенно-
стей. Металлические предметы, попавшие на морское дно, например об-
ломки использованных гильз от снарядов, аккумулируют марганец со ско-
ростью 3 см/50 лет [Goldberg, Arrhenius, 1958].
Состав марганцевых конкреций варьирует в широких пределах*. Кон-
креции, приуроченные к материковым окраинам, обеднены кобальтом, что
свидетельствует о континентальном источнике марганца. Б вулканически
активных районах, таких как центральная часть Тихого океана, распростра-
нены конкреции с высоким содержанием кобальта и никеля. Их формирова-
ние, по-видимому, связано с подводным вулканизмом [Arrhenius, Bonatti,
1965]. По данным целого ряда исследователей (Pettersson, 1956; [Bonatti,
Nayudu, 1965]), вулканогенный источник образования большинства марган-
цевых конкреций не вызывает сомнений.
Возможности промышленного использования марганцевых конкреций
были рассмотрены Дж. Меро [Mero, 1965]. Он полагает, что добычу конкре-
ций можно вести в широких масштабах. По мнению Дж. Меро, если бы вся
потребность США в никеле удовлетворялась за счет марганцевых конкреций,
в качестве сопутствующего сырья удалось бы получить марганца втрое,
кобальта вдвое, а титана, ванадия, циркония и других редких металлов во
много раз больше годового потребления этих элементов.
Космогенные компоненты осадков
Первые данные о том, что в глубоководных морских отложениях содер-
жится метеоритное вещество, были получены Дж. Мэрреем. Во время
* Обзор литературы о составе, распространении и генезисе марганцевых конкреций
дан в работе Д. Хабреда [Hubred, 1975]. — Прим. ред.
414
плавания на «Челленджере» в образцах донного грунта им были обнаружены
сильно намагниченные шарообразные частицы. Более поздние исследования
X. Петерсона и К. Фредриксона [Pettersson, Fredriksson, 1958], а также
А. Смайлса с соавторами [Smales е. а., 1958] подтвердили космическое
происхождение сферических образований. Согласно подсчетам этих авто-
ров, общее количество металлического метеоритного вещества, ежегодно
поступающего на земную поверхность, составляет 2500—5000 т. Эта
цифра, по-видимому, существенно увеличилась бы за счет каменных
метеоритов. Однако их диагностика в глубоководных осадках наталкивается
на значительные трудности. Тем не менее Дж. Мэррей и А. Ренар [Murray,
Renard, 1891], У. Хантер и Д. Паркин [Hunter, Parkin, 1960] описали
в глубоководных отложениях каменные сферические образования предпо-
ложительно космического происхождения.
Глубоководные осадки биогенного происхождения
Биогенные компоненты морских глубоководных отложений, которые
принято называть оозами, более чем на 30% состоят из скелетов морских
организмов. Эти осадки характеризуются, как правило, высоким содержа-
нием глинистых и других литогенных и гидрогенных минералов. В состав
скелетов животных и растительных организмов входят соединения, обра-
зующие основу трех типов биогенных морских осадков: карбонат кальция,
двуокись кремния и фосфаты кальция. Эти соединения извлекаются из
раствора в основном планктонными организмами, обитающими в верхних
слоях океанических вод. Отмирая, планктон медленно опускается на дно,
частично растворяется при погружении и в еще большей степени после
осаждения до того момента, когда он будет захоронен под новым слоем оса-
дочного материала. Карбонат кальция поступает в осадок в первую очередь
за счет фораминифер, в изобилии представленных среди планктона, а также
за счет менее широко распространенных кокколитов и птеропод. Более
мелкие организмы, размером менее 60 мкм, обычно относят к нанопланктону.
У. Бергер (Berger, 1970b) рассматривал Атлантический и Тихий океаны
в качестве краевых бассейнов; первый с глубинным оттоком, второй с глубин-
ным притоком. В бассейнах первого типа создаются условия, благоприят-
ствующие сохранению карбонатных осадков, а в бассейнах второго типа —
сохранению кремнистых осадков. Поэтому Атлантический океан значительно
богаче известковыми оозами по сравнению с Тихим океаном, где содержится
больше двуокиси углерода, повышающей растворяющую способность мор-
ской воды. Согласно Р. М. Питковичу [Pytkowicz, 1965], воды Тихого океана
заметно недонасыщены кальцитом во всей водной колонне, за исключением
самого верхнего слоя мощностью в несколько сотен метров. Это приводит
к разрушению большой части карбонатных осадков на дне Тихого океана,
в особенности залегающих глубже 3500 м (Berger, 1970а).
Кремниевые скелетные остатки представлены главным образом опало-
выми панцирями диатомей и радиолярий [Riedel, 1959]. Остатки диатомовых
в изобилии встречены в глубоководных осадках высоких широт обоих полу-
шарий [Riedel, 1971]. Они обитают в верхнем 200-метровом слое океанов
и наиболее характерны для широкой зоны поднимающихся из глубин хо-
лодных вод в районах конвергенции у 60° ю. ш. Встречены они и в пределах
более узкой зоны в северной части Тихого океана. Радиолярии в отличие от
диатомей более широко развиты в теплых водах, и поэтому радиоляриевые
415
оозы покрывают значительную площадь дна Тихого океана к северу от эк-
ватора. В связи с процессами растворения, происходящими на поверхности
осадка или вблизи нее, радиолярии на огромной территории образуют лишь
топкий (несколько сантиметров) поверхностный слой [Arrhenius, 1952; Rie-
del, Funnell, 1964, с. 361]. В отложениях с пирокластическим материалом
растворение кремниевых скелетных остатков замедляется в связи с выщела-
чиванием кремнезема из вулканического стекла в процессе гальмиролиза.
Фосфаты кальция биогенного происхождения в глубоководных осадках
обычно представлены зубами рыб и отолитами морских млекопитающих,
главным образом китов. Органические остатки часто служат ядрами для
многочисленных железо-марганцевых конкреций. Во многих случаях с этими
фосфатами ассоциируют значительные количества тяжелых металлов.
Вулканические отложения
[Образование пирокластических осадков в глубинах океанов может
быть связано с проявлениями подводного вулканизма либо с мощными
выбросами вулканического пепла при извержениях наземных вулканов.
В некоторых районах по слоям вулканических пеплов в колонках донных
осадков представляется возможным распознавать извержения, имевшие место
в историческом прошлом. В рослой из обломков вулканического стекла
служат индикаторами вулканической активности района. В результате
крупнейшего извержения вулкана Кракатау (Индонезия) в 1883 г. произо-
шло обильное выпадение вулканического пепла, обнаруживаемого и в мно-
гочисленных колонках глубоководных осадков. После извержения вулкана
Катмаи на Аляске в 1912 г. мощные слои пепла были прослежены в донных
отложениях на несколько сотен километров к юго-востоку от центра из-
вержения. Д. Нинковичем и Б. Хизеном [Ninkovich, Heezen, 1967] в вос-
точной части Средиземного моря на значительной площади был прослежен
слой вулканического пепла, возникший после извержения вулкана Санто-
рин, расположенного к северу от о. Крит. В северной части Тихого океана
обнаружены горизонты вулканических пеплов, в основном приуроченных
к зоне шириной 1000—1300 км, окаймляющей островные дуги и континенты
[Horn е. а., 1969].
Слой пепла, обнаруженный Дж. Уорзелом в колонках тихоокеанских
глубоководных отложений [Worzel, 1959], прослеживается на обширной
территории вдоль побережий Центральной и Южной Америки. По мнению
М. Юинга с соавторами [М. Ewing е. а., 1959а], этот слой, возможно, яв-
ляется реликтом пеплового горизонта, покрывавшего весь земной шар.
Однако результаты драгирования, проведенного в широком масштабе,
позволили Г. Менарду [Menard, 1960] выявить на дне восточной части Ти-
хого океана присутствие многочисленных угловатых уплотненных глыб
вулканического пепла, частично покрытых марганцевой коркой. Г. Менард
высказал предположение, что эти пеплы — следствие извержения разных
вулканов, что подтверждается также данными эхолотных промеров, вы-
явивших присутствие прерывистых пепловых горизонтов на различных глу-
бинах. Пеплы, встреченные Й. Нейуду [Nayudu, 1964] в колонках донных
осадков зал. Аляска, очевидно, древнее обнаруженных Дж. Уорзелом.
Таким образом, в свете приведенных данных утверждение об одновременном
выпадении пеплов на всей поверхности земного шара представляется мало-
убедительным .
416
Отложения мутьевых потоков (турбидиты)
и других придонных океанических течений
Под общим названием турбидитов известны широко распространенные
в глубоководных осадках прослои песчаников и крупнозернистых алеври-
тов. Вполне вероятно, что большинство из них связано с мутьевыми пото-
ками, так как в осадках нередко встречаются остатки мелководных орга-
низмов или даже наземных растений, свидетельствующие о континенталь-
ном источнике обломочного материала.
В настоящее время установлено наличие придонных течений другого
типа. Эти течения могут быть настолько быстрыми, что перемещают по
океаническому дну алевритовый и даже песчаный материал на значительные
расстояния. Примером могут служить отложения, локализованные у восточ-
ного побережья США [Heezen е. а., 1966а]. Они представлены главным
образом известковистыми алевролитами, которые переносились течениями
вдоль побережий в южном направлении. Местами на поверхности отложений
образуются намытые течением холмики, на тыльной стороне которых отме-
чаются рифели и промоины. По-видимому, некоторые донные осадки, отно-
сящиеся к так называемым турбидитам, также транспортировались тече-
ниями.
Турбидиты (если использовать этот термин применительно к плохо
отсортированным глубоководным океаническим осадкам) фиксируются во
многих колонках с подводных возвышенностей и из примыкающих к ним
абиссальных равнин, если только эти равнины не отделены от континентов
горными грядами или депрессиями. Широкое развитие турбидитов в За-
падной Атлантике было установлено Д. Эриксоном с соавторами [Ericson
е. а., 1961] и Дж. Хубертом [Hubert, 1964], а в северной части Тихого
океана — Д. Хорном и др. [Horn е. а., 1969,1971 ]. Этими же авторами показан
характер распределения такого типа осадков в районе Гавайских островов.
По данным большей части изученных колонок турбидиты часто залегают
под пелагическими осадками либо терригенными илами, но иногда встре-
чаются и на поверхности океанического дна, что свидетельствует об их не-
давнем переносе мутьевыми потоками.
Присутствие турбидитовых песчаных прослоев можно нередко обна-
ружить при изучении скорости распространения звуковых волн в поверх-
ностной части осадка [Frye, Raitt, 1961]. Типичные глубоководные осадки
характеризуются несколько более низкой, а песчаные прослои — несколько
более высокой скоростью распространения звуковых волн по сравнению
с океаническими водами. Некоторые отражающие горизонты на сейсмиче-
ских профилях интерпретируются как турбидиты, хотя они могут быть пред-
ставлены отложениями другого типа, например кремнистыми осадками,
что отмечалось при исследованиях по программе ДЖОИДЕС.
По-видимому, некоторые мутьевые потоки способны переносить лишь
частицы алевритовой размерности. Такие отложения распознаются по
характерным особенностям, связанным с быстрым осадконакоплением.
Одно из проявлений процесса — практически полное отсутствие в этих
осадках фораминифер, в то время как в соседних слоях они изобилуют. Кроме
того, эти алевритовые слойки характеризуются отсутствием пятнистости,
обусловленной биотурбацией; иногда такая пятнистость отмечается только
в кровле быстро отложившегося слоя турбидитов. В тропических районах
•турбидиты состоят, по-видимому, главным образом из карбоната кальция,
417
источником которого служат мелководные карбонатные отложения. В ко-
лонках, поднятых со дна желоба Пуэрто-Рико, слойки известковых турби-
дитов чередуются с коричневыми глинами [Ericson е. а., 1961, с. 252].
Ледово-морские отложения
В антарктических и арктических морях были обнаружены глубоко-
водные осадки, включающие в изобилии грубый материал и состоящие в ос-
новном из алевритовых, а не из глинистых частиц. Эти отложения, названные
ледово-морскими, по-видимому, принесены айсбергами. Впервые ледо-
во-морские отложения описаны в Антарктике [Philippi, 1912], где они
протягиваются у границы пакового льда, а затем были обнаружены под
диатомовыми оозами значительно севернее, в Южной Атлантике и в южной
части Индийского океана [Hough, 1956]. В районах высоких широт Северной
Атлантики эти отложения подстилают глобигериновые оозы во многих ко-
лонках; особенно часто они встречаются в колонках, отобранных К. Пиго
[Bramlelte, Bradley, 1940]. Ледниковый материал был также драгирован
Г. Менардом [Menard, 1953] с подводных возвышенностей зал. Аляска.
Как и следовало ожидать по данным колонок, поднятых со дна Норвежского
моря, ледово-морские отложения в относительно глубоководных участках
перекрыты более молодыми осадками [Н. Holtedahl, 1959].
Песчаные осадки на подводных возвышенностях
На подводных возвышенностях развит иной тип песчаных осадков. Они
были изучены П. Фоксом и Б. Хизеном [Fox, Heezen, 1965] по данным
колонок, полученных в 24 различных пунктах вдоль Срединно-Атлантиче-
ского хребта, где преобладают вулканические пески. На подводных горах
развиты в основном скопления обломков фораминифер песчаной размерности.
Присутствие песков па этих сравнительно мелководных участках дна обус-
ловлено более сильными течениями, вымывающими тонкозернистый пела-
гический или вулканический материал. Как отмечалось выше, течения на
подводных возвышенностях обладают достаточной энергией для образования
песчаных рифелей.
Глубоководные площади, эродированные и лишенные осадков
Скорости аккумуляции глубоководных осадков чрезвычайно разно-
образны. Имеются обширные площади на дне океана, где замедленная се-
диментация продолжается, по-видимому, с третичного периода. Это пред-
положение было впервые, но без особой уверенности высказано еще во время
экспедиции «Челленджера», когда на подводных возвышенностях обнаружили
только марганцевые конкреции [Murray, Renard, 1891]. Самые крупные
площади, лишенные осадков, известны в настоящее время в Тихом океане.
Третичные отложения, обнажающиеся на дне Тихого океана или залегающие
вблизи от поверхности дна, были впервые обнаружены Шведской глубоко-
водной экспедицией на обширной территории в низких широтах [Riedel,
1952]. Б результате исследований, проведенных экспедициями Скриппсов-
ского океанографического института в период с 1950 по 1971 г., было уста-
новлено, что в 85 из 900 коротких колонок (длиной не более 3 м) присут-
ствуют третичные осадки [Riedel, Funnell, 1964; Saito, Funnell, 1970].
27 Заказ 1054
418
Как правило, в поднятых вблизи экватора колонках были обнаружены
только четвертичные отложения, однако к северу и к югу от экватора фикси-
руются более древние осадки, часто перемешанные с четвертичными. Напри-
мер, эоценовые отложения наблюдались приблизительно на 12° с. ш. и
Рис. XIV-1. Распределение глубоководных осадков. Составлена по данным Г. Аррениуса
и У. Риделя.
I — ледово-морские отложения; 2—3 — оозы: 2 — кремнистые, 3 — известковые; 4 — коричневые
марганцевые конкреции; 8 — вулканические пеплы.
ю. ш.*. В многочисленных колонках, поднятых при исследованиях, прове-
денных Геологической обсерваторией Ламонт-Доэрти в Тихом океане, были
обнаружены формации разного возраста, вплоть до мелового, прикрытые
* При глубоководном бурении по программе ДЖОИДЕС эоценовые отложения в от-
дельных районах Мирового океана обнаружены и вблизи экватора, на 1° с. ш. [Win-
terer е. а., 1971, и др.]. — Прим. ред.
419
лишь тонким слоем современных осадков [Herman, 1963]. В большом ко-
личестве проб, поднятых драгой английского судна «Эгерия», присутство_
вали различные породы третичного возраста, вплоть до эоценовых [Wi_
seman, Riedel, 1960]. Д. Джонсоном, использовавшим погружные букси.
[Arrhenius, 1961] и Й. Нейуду [Nayudu, 1959]’с дополнениями Д. Эриксона, Г. Менарда
глины; 5 — аутигенные осадки; 6 — поля турбидитов с тонким покровом пелагических осадков; 7 —
руемые приборы [Johnson, 1971], были получены доказательства эрозии
глубоководного дна в экваториальной области Тихого океана. На сейсми-
ческих профилях было отмечено угловое несогласие залегающих близ по-
верхности дна отражающих горизонтов.
В результате проведенных работ было установлено, что сотни метров
осадков размыты придонными течениями, что подтвердилось и материалом
колонок, взятых в этом районе. Значительная часть эродированного материала
27*
420
оказалась переотложенной в соседнем бассейне, где осадки достигают
значительно большей мощности, чем на других участках океанского дна.
По-видимому, эрозия началась после отложения верхпетретичных осадков,
и, по мнению Д. Джонсона, она происходила почти исключительно в периоды
оледенений, когда придонные течения были сильнее современных. Мало-
мощный прослой голоценовых отложений, маскирующий несогласие, сви-
детельствует о прекращении эрозии в конце последнего ледникового периода.
При проведении глубоководных исследований по программе ДЖОИДЕС
также была выявлена эрозия океанических осадков на склонах внешнего
барьера Багамских островов.
Распределение глубоководных осадков
Распределение основных типов осадков в океане показано на рис. XIV-1.
Карты такого типа являются еще во многом условными. Пе исключено, что
площади распространения обильных марганцевых конкреций и турбидитов
Рис. XIV-2. Распределение литологических типов донных осадков в северо-восточной части
Тихого океана по результатам изучения верхних 5—10 см колонок Й. Нейуду [Nayudu,
1 — терригенные осадки (от галечников до глин); 2—з — терригенные осадки с различным содержанием
остатков диатомей, %: 2 — с 26, 3 —>20; 4 —- пеплы вулкана Катмаи (1912 г.); 5 — ледово-
морские отложения с остатками диатомей; 6 — глины с остатками радиолярий; 7 — глины и алевриты
с обильными остатками глобигерин; 8—9 — границы распространения: 8 — различных литологических
типов осадков, 9 — пеплового материала вулкана Катмаи.
421
преуменьшены. Границы распространения различных типов осадков могут
существенно изменяться по мере поступления нового материала. По сравне-
нию с широко известной картой, опубликованной в фундаментальной моно-
графии «Океаны...» [Sverdrup е. а., 1942], в нашу карту внесены существен-
ные изменения. На ней значительно сокращена площадь распространения
диатомовых илов в северной части Тихого океана, равно как и территория
к северу от экватора в восточной части Тихого океана, где развиты радио-
ляриевые илы. Резкое уменьшение содержания карбоната кальция в осадках
наблюдаются у 5° с. ш. и почти полное его отсутствие — к северу от 9° с. ш.
[Arrhenius, 1963]. Кроме того, на нашей карте показано широкое распростра-
нение терригенных илов в Атлантическом и Тихом океанах и нанесена зона
ледово-морских осадков, окаймляющих побережье Антарктиды. В юж-
ной части Тихого океана на площади, ранее занятой так называемыми крас-
ными глинами, показаны аутигенные осадки, состоящие, согласно Г. Арре-
ниусу [Arrhenius, 1963], из филлипсита. В северной части Тихого океана
в отличие от южной на площади, также ранее включавшейся в область раз-
вития «красных глин», более широко распространены коричневые глины.
Карта осадков северной части Тихого океана детализирована Й. Нейуду
[Nayudu, 1959]. На этой карте по результатам изучения 150 колонок выде-
лены четко ограниченные зоны (рис. XIV-2): терригенных осадков, окайм-
ляющих континент; вулканических пеплов Катмаи (извержение 1912 г.);
ледово-морских отложений с диатомеями; глин с радиоляриями; глин
и алевритов с глобигеринами и осадков с различным содержанием диато-
мовых.
Советский Союз проводил широкие исследования в районе Антарктиды,
в результате которых карта осадков Тихого океана была значительно по-
полнена данными А. П. Лисицына [Lisitzin, 1970, рис. 9; 1972, рис. 87].
Карты, опубликованные А. П. Лисицыным, дают более детальную по сравне-
нию с нашими картами информацию о процентном содержании организмов
в биогенном материале. Наверное, карты А. П. Лисицына для высоких широт
Тихого океана также более точны, чем карты в нашей монографии.
2. РАЗРЕЗ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
ПО РЕЗУЛЬТАТАМ ИЗУЧЕНИЯ ДЛИННЫХ КОЛОНОК
Еще до осуществления работ по программе глубоководного бурения
ДЖОИДЕС плейстоценовые и даже миоценовые отложения были вскрыты
в большинстве районов Мирового океана колонками длиной 10—30 м. В осад-
ках Атлантического океана по появлению холодноводной фауны фораминифер
были выявлены уровни, соответствующие плейстоценовым оледенениям.
В более высоких широтах в отложениях, формировавшихся в течение лед-
никовых эпох, наряду с изменениями в фаунистическом комплексе по-
является также принесенный айсбергами рассеянный галечный материал.
Первые надежные описания ледниковых осадков были выполнены для
колонок, поднятых во время трансатлантической экспедиции К. Пиго [Вгаш-
lette, Bradley, 1940]. Индикатором осадков ледниковых эпох служит также
изменение направления навивания в раковинах Globorotalia truncatuli-
noides. Значения палеотемператур определяются по отношению изотопов
18О/16О методом, предложенным Г. Юри [Urey, 1947] и широко исполь-
зовавшимся Ч. Эмилиани [Emiliani, 1955, 1966] при стратиграфических
исследованиях глубоководных отложений. Эти палеонтологические и
422
изотопные методы дали хорошие результаты и при изучении осадков Индий-
ского океана [ОЬа, 1969]. В отличие от Атлантического океана и районов высо-
ких широт Тихого океана в колонках отложений из более низких широт Тихого
океана не было обнаружено прослоев ледово-морских осадков и каких-
либо изменений в составе комплексов фораминифер и отношения изотопов
18О/16О, характерных для отложений ледниковых эпох [Wollin е. а., 1971].
Лишь в двух колонках из низких широт Тихого океана были выявлены те
же изменения в фаунистическом комплексе, что и в Атлантическом океане
[Blackman, Somayajulu, 1966]. Как показал Г. Аррениус [Arrhenius, 1952],
чередование теплых и холодных периодов сопровождается изменениями
содержаний карбонатов в осадках. Более высокие концентрации карбонатов
в отложениях ледниковых эпох связаны с усилением ветровых течений и по-
верхностной циркуляции. Это обусловливало интенсивный подток питатель-
ных веществ к поверхности в районах апвеллинга (в зонах подъема глубин-
ных вод). В некоторых слоях с высоким содержанием карбонатов Ч. Эми-
лиани [Emiliani, 1955] обнаружил незначительное уменьшение палеотем-
ператур.
Для определения возраста отложений используется комплекс методов.
Для голоценовых и верхнеплейстоценовых осадков широко применяются
радиоуглеродные датировки. Однако этот метод пригоден только для отло-
жений, формировавшихся не более 30 тыс. лет назад. Максимальные зна-
чения возраста были получены первоначально исходя из предположения
о непрерывном накоплении органических компонентов осадка с неизменной
скоростью. Урано-ториевым методом получены значения около 0,5 млн. лет
[Sackett, 1965; Ku, Broecker, 1966]. Весьма полезным оказалось использо-
вание определений прямой и обратной намагниченности, отражающих перио-
дические изменения направления магнитного поля Земли. Такие изменения
фиксируются по многим длинным колонкам [Opdyke е. а., 1966; Opdyke,
Glass, 1969; (Hays е. а., 1969)]. Общее количество изменений — 130, оно соот-
ветствует временному промежутку в 79 млн. лет [Heirtzler е. а., 1968],
т. е. интервалу от мела и доныне.
В течение долгого времени общая длительность плейстоцена опреде-
лялась 300 тыс. — 1 млн. лет. Теперь после изучения прямой и обратной
намагниченности в колонках глубоководных отложений мы можем уверенно
считать, что возраст первых прослоев ледниковых осадков по крайней мере
2—3 млн. лет [Conolly, Ewing, 1965; Hays, 1965; Donn, Ewing, 1968; Ericson,
Wollin, 1968]. Неясно, однако, совпадает ли появление ледниковых осадков
с нижней границей плейстоцена. Оледенение в Антарктиде, возможно, воз-
никло уже в плиоцене [Margolis, Kennett, 1970]. Однако изменения в составе
фауны, в частности появление Globorotalia truncatulinoides и исчезновение
Discoasteridae [Ericson, Wollin, 1968], характерное для границы плиоцена
и плейстоцена, неплохо согласуются с представлениями о начале основного
оледенения в плейстоцене. Корреляция осадков некоторых колонок пока-
зана на рис. XIV-3. Много новых данных о границе плиоцена и плейстоцена
получено в процессе широких исследований океанических осадков в районе
Антарктиды [Hays, 1965; Opdyke е. а., 1966].
Не вполне определенной является и граница плейстоцена и .голоцена.
Ее относят обычно на 11 тыс. лет назад и проводят между максимумом
оледенения последней фазы Висконсина (вюрм) и моментом подъема океана
до современного уровня: 2000—3000 лет назад (см. рис. VI-З). Около И тыс.
лет назад произошла смена холодноводного комплекса фораминифер Север-
423
ной Атлантики тепловодным, уровень океана поднялся до отметок дна Бе-
рингова пролива, воды Тихого океана хлынули в бассейн Северного Ледо-
витого океана [Olausson, Jonasson, 1969].
Возраст осадков межледниковых эпох устанавливается в колонках
недостаточно уверенно (рис. XIV-4). Однако если не считать вероятным
относительно высокий уровень моря в средневискоисинское время, возраст
Сангамона (рисе — вюрм) — последней межледниковой эпохи — довольно
Рис. XIV-3. Возможная корреляция глубоководных колонок из Атлантического
океана по относительному содержанию тепловодных (а) и холодноводных (б)
фораминифер [Ericson е. а., 1961].
надежно определяется между 80 и 150 тыс. лет [Veeh, 1966; Ku, 1968;
Broecker, Ku, 1969]. Результаты изучения развития кораллового рифа
о. Барбадос показывают хорошее соответствие с данными, полученными
У. Брекером и Т.-Л. Ку при исследовании колонок. В обоих случаях для
сангамонского времени устанавливаются три этапа потепления. К анало-
гичным выводам приводит изучение приподнятых рифов Флориды и восточ-
ной части Тихого океана.
Широко обсуждаемые гипотезы периодического таяния льдов Север-
ного Ледовитого океана в плейстоценовое время [М. Ewing, Donn, 1956;
Donn, Ewing, 1968] в их первоначальном варианте, согласно которым мо-
ментам оледенений отвечает таяние льдов, а межледниковым эпохам —
замерзание океана, были встречены с недоверием. Однако в настоящее время
У. Донн и М. Юинг предполагают, что замерзание океана происходило по
мере развития оледенений и лишь на последних этапах начиналось постепен-
ное таяние паковых льдов, обусловливающее новый рост ледяного щита за
424
счет влаги, поступавшей из свободных от льдов участков Северного Ледо-
витого океана. Последним вкладом в эту дискуссию является работа Д. Клар-
ка [Clark, 1971], основанная на результатах изучения более 100 колонок.
По мнению Д. Кларка, фактический материал (особенно данные по форами-
ниферам) свидетельствует о том, что Северный Ледовитый океан был постоянно
покрыт льдом начиная со среднего плиоцена. Он предположил, что уменьше-
Пале о климатические
крибые по
2 Послеледниковая
ледниковая глав-
ная висконсинская
Межледниковая
сангаманская
Ледниковия
иллинойская
Межледниковая
ярмутская
Лесниковая
кансанская
Климатические
эпохи
[Ericson, Wol-
lin, 1968]
Рис. XIV-4. Датировка палео климатических эпох позднего я среднего
плейстоцена и их соотношение с последним изменением магнитного поля
[Kennett, 1970].
ние количества остатков фораминифер в некоторых слоях соответствует
моментам возрастания толщины ледяного покрова и не связано с континен-
тальным оледенением.
3. ТРАНСОКЕАНСКИЕ СЕЙСМИЧЕСКИЕ ПРОФИЛИ
После того как было обнаружено, что сейсмическое профилирование
может проводиться на скорости до 12 узлов, эта процедура стала обязательной
при большинстве океанографических рейсов. Корабли обсерватории Ламонт-
Доэрти получили множество профилей в различных районах мира, а иссле-
дователи этого учреждения стали пионерами в интерпретации собранных
материалов [М. Ewing, 1964; М. Ewing е. а., 1964, 1969b; Ewing е. а., 1965,
1966b; Windisch е. а., 1968]. Сотрудники Скриппсовского института иссле-
довали площади, охваченные проектом глубоководного бурения, и неболь-
425
шие районы, где были проведены работы с использованием глубоководных
буксировочных приборов (Heath, Moore, 1965].
Значительная часть информации, полученная при обработке профилей,
не опубликована, но имеющиеся сообщения, особенно исследователей обсер-
ватории Ламонт-Доэрти, свидетельствуют о присутствии хороших отража-
ющих горизонтов, прослеживающихся на сотни и тысячи километров. Они
выделялись как горизонты А, В и т. д. Возраст некоторых горизонтов был
предварительно установлен путем драгирования. [J. Ewing е. а., 1966а;
Windisch е. а., 1968]. По данным глубоководного бурения многие отража-
ющие горизонты связаны с кремнистыми формациями эоценового или мело-
вого возраста [J. Ewing е. a., 1970b], На сейсмических трансокеанских
профилях выявляются контрастные «прозрачные» и «непрозрачные» слои.
Первые дают мало отражений, вторые характеризуются частыми или непре-
рывными отражениями.
Сейсмические профили МОВ дают также общее представление о мощ-
ности океанических осадков. Она невелика над срединно-океаническими
хребтами, в целом возрастает при удалении от хребтов и достигает макси-
мальных значений в основании континентального склона в западной части
Атлантики [М. Ewing е. а., 1964]. Для промеров осадочных толщ весьма
значительной мощности более эффективен метод преломленных волп (МПВ).
Оба метода — МОВ и МПВ — взаимно дополняют друг друга. В качестве
одного из последних примеров использования обоих методов можно при-
вести результаты исследований в Бенгальском заливе (см. рис. XIII-10),
где установлена максимальная на земном шаре мощность осадочных отложе-
ний — 16,5 км [D. Moore е. а., 1971].
Дальнейшие исследования по проекту глубоководного бурения по-
зволят получить новую информацию о значении отражающих горизонтов.
Как будет показано ниже, глубоководное бурение подтвердило правильность
некоторых выводов, полученных по результатам изучения методами отра-
женных и преломленных волн, и позволило опровергнуть часть ошибочных
заключений.
4. ГЛУБОКОВОДНОЕ БУРЕНИЕ ИО ПРОГРАММЕ ДЖОИДЕС
Нередко говорят, что революционные идеи в геологии, возникшие под
влиянием гипотез разрастания океанического дна или тектоники плит (см.
гл. V), проверялись глубоководным бурением (см. гл. XIII). Интересно
отметить, что два таких казалось бы невероятных проекта, как высадка на
Луну и глубоководное бурение океанического дна на тысячи метров, были
осуществлены в течение одного десятилетия.
Программа глубоководного бурения ДЖОИДЕС является в некотором
смысле продолжением временно отложенного проекта «Мохол», в соответ-
ствии с которым предполагалось одной скважиной глубиной не менее 5 км,
пробуренной на участке океанического дна с минимальной мощностью зем-
ной коры, войти в верхние горизонты мантии. Проект встретил скептическое
отношение инженеров и поглощал стремительно возраставшие капиталовло-
жения. Он был оставлен после осуществления сравнительно небольших
объемов глубокого бурения [AMSOC, 1961]. В дальнейшем было продолжено
бурение менее глубоких скважин, основанное на принципах, разработанных
в проекте «Мохол». В течение трехлетних (а с учетом предшествующего бу-
рения во Флориде — шестилетних) исследований но программе глубоководного
426
Рис. XIV-5. Расположение скважин, пройденных по программе глубоководного бурепия ДЖОИДЕС к июлю 1971 г.
427
бурения были получены выдающиеся результаты [Peterson, 1971].
Сейчас уже можно оценить некоторые основные открытия, сделанные по
скважинам, расположенным на 170 станциях в Атлантическом, Тихом океа-
нах, Мексиканском заливе, Карибском и Средиземном морях (рис. XIV-5).
На большинстве станций пробурено более одной скважины. Приведенные
ниже данные заимствованы из публиковавшихся раз в 2 месяца в выпусках
«Геотаймс» (Geotimes) итогов исследований, из «Предварительных резуль-
татов программы глубоководного бурения» (т. I и VI), некоторых журналь-
ных статей и из бесед с моими коллегами по Скриппсовскому институту,
участвовавшими во многих экспедициях по программе.
Атлантический океан. Изучение Атлантического океана
проводилось во время его пересечений в 1—4, 11, 12 и 14-м маршрутах.
Бурение на 48 станциях подтвердило многие выводы, ранее полученные по
геофизическим данным. Мощность океанических осадков, незначительная
над Срединно-Атлантическим хребтом, возрастает в целом при удалении
от него. По палеонтологическим данным*, главным образом по результатам
изучения планктона, возраст осадочного чехла, прикрывающего фундамент,
сложенный изверженными породами, увеличивается с удалением от хребта
[Peterson, Edgar е. а., 1969; Maxwell, Von Herzen е. а., 19701. Возраст
магнитных аномалий хорошо согласуется с возрастом наиболее древних
осадков, хотя подстилающие породы нередко представляют собой силлы,
а не лавовые потоки и под ними часто залегают мощные осадочные толщи.
Скорость разрастания по обе стороны от Срединно-Атлантического хребта
колеблется от 1 до 4 см/1000 лет, составляя в среднем около 2 см/1000 лет.
Некоторые идеи о формировании океанических отложений продемон-
стрированы на рис. XIV-6, где графически показаны глубины скважин
в Северной Атлантике, а также расстояния от Срединно-Атлантического
хребта (рис. XIV-7) для скважин в Южной Атлантике. В левой части
рис. XIV-7 приведены две скважины на поднятии Рио-Гранде у берегов
Южной Бразилии. В раннемеловую эпоху это поднятие представляло собой
мелководную зону, возникшую при погружении континента или группы
гайотов. Па рис. XIV-6 показаны эоценовые кремнистые толщи, которые
не удалось пробурить из-за высокой твердости пород. Кремнистые отложения
являются хорошим отражающим горизонтом А сейсмических профилей
[J. Ewing е. а., 1970Ь]. В разрезе двух глубоких скважин (рис. XIV-6)
присутствуют глубоководные красные глины, названные так из-за красно-
вато-коричневого цвета. Под ними залегают известковистые оозы. Другие
типы осадков, характерные для поднятий, — мергелистые и меловые оозы.
Как видно на рис. XIV-7, о лигоценовые отложения включают весьма
выдержанный горизонт белого писчего мела, который прослежен во всех
скважинах и отсутствует только на хребте, где базальтовый фундамент имеет
миоценовый возраст. Мел с остатками кокколитофорид Braarudosphaera
ранее считался индикатором мелководья, но здесь, несомненно, является
глубоководным океаническим осадком. Толща белого мела играет роль
маркирующего горизонта для обширной территории. По-видимому, при-
сутствие этого горизонта отражает значительную скорость седиментации,
* Дробные (зональные) биостратиграфическпе шкалы глубоководных отложений
были разработаны по различным группам организмов: планктонным фораминиферам [Bel-
li, 1966; Blow, 1969; Berggren, 1972]; нанофоссилиям [Bukry, 1971; Bukry, Bramlette,
1970; Martini, 1971]; радиоляриям [Riedel, Sanfilippo, 1970, 1971, 1974; Nigrini, 1971;
Foreman, 1973]; диатомеям [Jouse, 1973]. — Прим. ped.
428
препятствовавшую растворению карбоната кальция, который образует
выдержанный слой в толще «красных» глин. Скорость накопления форамини-
ферового ооза и «красной» глины в этом секторе Южной Атлантики составляет
в среднем соответственно 1,8 и 0,16 см/1000 лет.
Рис. XIV-6. Схема корреляции отложений по данным пяти скважин в Северной Атлан-
тике [Peterson, Edgar е. а., 1970]. При удалении от Срединно-Атлантического хребта
возраст отложений увеличивается; скв. 11 расположена вблизи хребта.
Осадки: 1—2 — оозы (I — известковые. 2 — кремнистые); 3 — глубоководные глины; 4 — кремнистые
породы; 5 — базальты.
Ориентировочный возраст осадков Северной Атлантики 155 млн. лет,
но формирование океана началось, очевидно, около 175 млн. лет назад.
На восточном склоне Срединно-Атлантического хребта возраст наиболее
древних осадков составляет лишь НО млн. лет, поэтому еще до зарождения
океана в восточной части хребта на западе, по-видимому, существовал
небольшой протоатлантический бассейн.
Ряд скважин на самом севере Атлантики, пробуренных во время 12-го
маршрута [Laughton, Berggren е. а., 1970с], позволил получить информацию
429
о континентальных массивах, отделившихся от Ньюфаундленда (ст. 111),
Великобритании (ст. 116, 117) и северо-восточной части Иберийского по-
луострова (ст. 119). Во всех скважинах обнаружены значительные несогла-
сия и колебания глубины залегания отложений. По ряду скважин этого
Рис. XIV-7. Схема корреляции отложений по данным скважин в ^Южной Атлантике
[Maxwell, Von Herzen е. а., 19701.
Показаны изменение возраста фундамента при удалении от Срединно-Атлантического хребта и общий
характер отложений.
1 — писчий мел с нанопланктоном; 2 — «красная» глина; 3 — писчий мел с нанопланктоном и мергели-
стые оозы; 4 — нанопланктоновые оозы и глины; 5 — писчий мел с нанопланктоном; 6 — мел с Вгааги-
dosphaera; 7 — базальты, 8 — ось Срединно-Атлантического хребта. Цифры над колонками (сверху
вниз): номера станций; глубина, м; расстояние от оси хребта, км.
маршрута установлена значительная роль сильных донных течений, свя-
занных, очевидно, с глубинной циркуляцией в море Лабрадор и над порогами
внутри Норвежской котловины. В этом районе выявлены весьма высокие
скорости седиментации. В море Лабрадор встречены мощные ледово-
морские отложения с галечным материалом.
Бурение на поднятиях северо-восточного шельфа США и северо-за-
падного шельфа Африки позволило получить некоторые данные о присут-
ствии турбидитов, однако в большинстве случаев вскрытые скважинами
430
отложения были представлены глинами. Согласно материалам бурения
внешний Багамский хребет является эрозионным останцом, по обе стороны
которого обнажаются коренные породы [J. Ewing е. a., 1970bJ. Появление
антиклинальной структуры на сейсмических профилях, по-видимому, свя-
зано с изменением глубин залегания отложений, обусловленным диагене-
тическими процессами. Осадочный материал, из которого сложен хребет,
поступал с севера и накапливался с высокой скоростью, особенно в среднем
миоцене, когда скорость седиментации составляла 19 см/1000 лет.
Непрерывное осадконакопление на хребте, хотя и с меньшей скоростью,
продолжалось до плейстоцена. Остается неясным, развивались ли процессы
эрозии по склонам хребта одновременно с седиментацией или после ее за-
вершения. П. Рона [Rona, 1970а] предположил, что группа диапиров в ос-
новании континентального склона в северной части о-вов Зеленого Мыса
связана с соляной тектоникой. При разбуривании одного из диапиров
(ст. 141) были встречены базальты [Hayes, Pimm е. а., 1971]. Однако, как
подчеркивал П. Рона IRona, 1971b], при бурении на расположенных рядом
ст. 139 и 140, локализованных среди диапиров нижней части континенталь-
ного склона, в одной из скважин выявлено заметное (до 75%) возрастание
солености на глубине 665 м*. По-видимому, это служит доказательством
присутствия соляных ядер хотя бы в некоторых диапирах.
На поднятии Кэр (ст. 142), в 700 км к северо-востоку от устья р. Ама-
зонки, получены данные о 1200-метровой амплитуде воздымания в доплио-
ценовое время. Тонкие песчаные линзы в скважинах этой станции, возможно,
являются отложениями мутьевых потоков. На ст. 26 в срединно-океаниче-
ской зоне разломов Вима вскрыто 483 м средне- и верхнеплейстоценовых
отложений, несомненно представляющих собой турбидиты, связанные с на-
ходящейся на значительном расстоянии Амазонкой. Отдельные слои содер-
жат обильные остатки наземных растений.
В скважине, расположенной в северной части равнины Хаттерас (ст. 105)
ниже отметки 1240 м, вблизи базальтового фундамента в осадках были об-
наружены некоторые необычные компоненты — самородная медь и кристаллы
сфалерита. В этой же скважине в интервале мощностью 50 м происходит
изменение возраста отложений от олигоцен-миоценового до раннемелового.
Осадки Атлантического океана, особенно кремнистые отложения Север-
ной Атлантики, претерпели значительные диагенетические преобразования.
С глубиной наблюдается замещение глинистых минералов цеолитами **.
Вблизи контакта с базальтами широко развита жильная минерализация
и обнаружены минералы железа.
Мексиканский залив. Едва ли не наиболее интересные ре-
зультаты по программе ДЖОИДЕС были получены при бурении на 16 стан-
циях в Мексиканском заливе в 1-м и 10-м маршрутах. Предположение о том,
что возвышенность Сигсби является соляным куполом, подтвердилось
бурением, но неожиданным для многих было присутствие соляного купола
па ст. 2 в глубокой центральной части залива [М. Ewing е. а., 1969с].
Значительный интерес вызвало открытие газа и небольших количеств нефти,
* Особенности состава поровых вод глубоководных отложений рассматриваются
в работе Л. Ф. Сейлса и Ф. Т. Мапгейма [Sayles, Manheim, 1975] — Прим. ред.
** Природа цеолитов и глинистых минералов в океанических осадках пока оконча-
тельно не расшифрована. Последние данные о происхождении цеолитов и красных глу-
боководных глпн приведены в работе А. Г. Коссовской и др. [«Минералогия»..., 1975]. —
Прим. ред.
431
но в связи с возможным загрязнением окружающей среды были приняты
жесткие ограничения в отношении будущего бурения на всех площадях,
где ожидалось присутствие нефти. Вскрытый на ст. 2 кепрок характерен
для диапиров, развитых к северу на обширной площади с солянокуполь-
ными структурами. Он сложен кальцитом, гипсом и содержит обиль-
ную серу.
Две скважины на уступе Сигсби выявили важную роль соляной тек-
тоники в развитии этой структуры. V-образные складки, обнаруженные
в керне ст. 1 в мощных плейстоценовых отложениях, можно объяснить
проявлением соляной тектоники. Отчетливое влияние подстилающей соляной
интрузии наблюдается на ст. 92, расположенной к северу от уступа. Здесь
отмечается нарастание солености поровых вод с глубиной, и этим отчасти
подтверждаются сейсмические данные, свидетельствующие о присутствии
соли несколько ниже забоя скважины.
Мощность плейстоценовых отложений в центральной части залива
значительно выше, чем на других площадях, охваченных глубоководным
бурением. На ст. 1 скважина глубиной 770 м не вышла из плейстоценовых
отложений. Последние, как правило, представлены терригенными алеври-
товыми глинами, но в верхней части разреза присутствует примесь пела-
гического материала. Бурением в центральной зоне котловины Сигсби
вскрыта очень мощная плейстоценовая толща, подстилаемая менее мощными
плиоценовыми и миоценовыми отложениями. В плейстоценовом разрезе
преобладают турбидиты, возможно связанные с районом дельты Миссисипи.
Плиоценовые отложения представлены в основном пелагическими отложе-
ниями. В западной части котловины Сигсби под ними залегают миоценовые
толщи с мощными прослоями песчаных турбидитов, в которых было оста-
новлено бурение. Эти грубые осадки, по-видимому, поступали с запада.
Скорости накопления среднемиоценовых и плейстоценовых отложений в этом
районе, вероятно, близки.
Скважипой, пробуренной в нижней части уступа, были вскрыты нижне-
меловые отложения. Весь разрез представлен, по-видимому, глубоководными
осадками. Это свидетельствует о том, что формирование глубоководных
зон в Мексиканском заливе началось по крайней мере в поздпемеловую
эпоху.
Еще одним доказательством развития глубоководных условий в меловом
периоде является присутствие известняков с галькой и черных кремней
с остатками глубоководной фауны вблизи западного входа во Флоридский
пролив. Обнаруженные на уступе Кампече доломиты перекрыты верхнеме-
ловыми батиальными оозами и писчим мелом.
Карибское море.В течение 4-го и 15-го маршрутов в Карибском
море были пробурены скважины на 11 станциях. В 15-м маршруте была
пробурена повторно одна из скважин, что позволило вскрыть толщу эоце-
новых кремнистых пород, которые не удалось пробурить с первой попытки
из-за их высокой твердости. Данные по нескольким скважинам свидетель-
ствуют о значительной и приблизительно равной мощности плиоценовых
и плейстоценовых отложений. В отличие от осадков Мексиканского залива
в этих преимущественно пелагических отложениях отсутствуют обильные
прослои терригенных турбидитов.
На фундаменте, сложенном долеритами, залегают древнейшие отложе-
ния коньяка и позднего мела, абсолютный возраст которых 80 млн. лет.
Этим определяется позднемеловой или несколько более молодой возраст
432
глубоководного Карибского бассейна. Поэтому кажется вероятным, что
Карибский бассейн моложе Атлантического.
Как свидетельствует присутствие обильных вулканических продуктов,
ранние стадии раскрытия бассейна характеризовались интенсивным вулка-
низмом. В дальнейшем роль вулканических процессов постепенно умень-
шалась, особенно в послемеловое время, за исключением крайней восточной
зоны вблизи вулканических островов Антильского архипелага. В керне
скважин ст. 154 в восточной части Карибского моря в верхней части раз-
реза и до основания плиоцена присутствует сравнительно мало вулканиче-
ских продуктов, однако ниже пелагические осадки замещаются вулканоген-
ными песками, алевритами и глинами.
В керне скважин некоторых станций обнаружены признаки резкой
смены условий седиментации. На хр. Авес на глубине 1232 м встречены
слои с признаками субаэрального выветривания. Однако выше и ниже
залегают осадки, формировавшиеся, по-видимому, в батиальных условиях.
На ст. 147 в желобе Карьяко у побережья Венесуэлы, окаймляемом
континентом или зоной мелководья с глубинами не более 200 м, скважина,
пробуренная до 892 м, не вышла из плейстоценовых отложений. Как и пред-
полагалось, она вскрыла осадки застойного бассейна, в которых полностью
отсутствовала фауна бентосных фораминифер. Здесь отмечена высокая ско-
рость седиментации, достигавшая 50 см/1000 лет.
Средиземное море. Осадки Средиземного моря изучались во
время 13-го маршрута по 15 станциям [Ryan, Hsu е. а., 1970а[. В этом мар-
шруте были получены исключительно интересные результаты: собраны до-
казательства усыхания глубоководного бассейна и внезапных периодических
вторжений, по-видимому, атлантических вод*, установлены значительные
тектонические деформации взбросового характера и получены новые данные
по тектонике плит.
В Эллинском желобе (см. рис. XIII-12) были встречены нижнемеловые
известняки, подстилаемые горизонтально залегающими пелагическими оозами.
По данным, полученным для Левантийской котловины, было установлено,
что Средиземноморский хребет со среднего плейстоцена являлся частью
Нильской абиссальной равнины. В Альборанской котловине к востоку от
Гибралтара под верхнемиоценовыми отложениями встречены базальты. Это
свидетельствует о существовании рифта между Африкой и Иберийским
полуостровом.
Ядра куполов Балеарской котловины связаны, по-видимому, с верхне-
миоценовыми эвапоритами и сложены галитом с чередующимися горизон-
тами пород поздпемиоценового возраста. Они составляют часть эвапоритовой
серии, которая является хорошим сейсмическим отражающим горизонтом
М **, широко развитым на всей территории. Гипсы и ангидриты были встре-
чены также в Валенсийском желобе, в Тирренской и Ионической котлови-
нах. В эпоху, предшествовавшую образованию эвапоритов, в восточной части
Средиземного моря повсеместно формировались нормально-морские изве-
стняки.
* Не исключено, что на отдельных этапах развития бассейна в межледниковые эпохи
происходило также поступление пресных вод и из впадины Черного моря
[Chamley, 1971].— Прим. ред.
** В районе дельты Нила один из горизонтов М представлен, по-видпмому, не эва-
поритами, а сцементированными верхнечетвертичными песчаниками. — Прим, автора.
433
В начале плиоцена эвапоритовые бассейны на большей части территории
Средиземного моря были затоплены океаническими водами. На ст. 132
в Тирренском море гипсоносные косослоистые мергели миоценового возраста
перекрыты плоскогалечными плиоценовыми конгломератами. Присутствие
прослоев сапропелей в плейстоценовых отложениях восточной части Сре-
диземного моря свидетельствует о периодическом возникновении застой-
ных условий.
Прекрасные разрезы плейстоценовых отложений в скважинах Среди-
земного моря представляют значительный интерес для сравнения с детально
стратиграфически изученными плейстоценовыми толщами Италии. По всему
четвертичному разрезу встречаются прослои пепловых туфов, свидетель-
ствующие о периодических вулканических извержениях. В некоторых сква-
жинах установлен перерыв между плиоценовыми и плейстоценовыми отложе-
ниями. Накануне перерыва, как свидетельствует изучение сейсмических
профилей, возникли подводные долины, в некоторых случаях прорезавшие
эвапоритовые толщи.
По предварительным данным разрезы скважин Средиземного моря
обладают значительным сходством с разрезами Альпийской складчатой
области.
Тихий океан. К июню 1971 г. в Тихом океане были выполнены
маршруты 5—9, 16, 17-й и пробурены скважины на 69 станциях. К настоя-
щему времени завершен 18-й маршрут и планируется осуществление еще трех
пересечений Тихого океана. Большинство пробуренных скважин сосредо-
точено между экватором и 25° с. ш. (рис. XIV-5).
Первоначальной целью исследований в Тихом океане являлось изу-
чение разрастания океанического дна и тектоники плит. По мере совершен-
ствования методов бурения, особенно точности повторного бурения скважин
и увеличения его глубины без подъема инструмента, удавалось чаще, чем
в Атлантическом океане, достигнуть фундамента, и около 30 скважин вошли
в лавовые потоки. Разрастание океанического дна в западном направлении
от Восточно-Тихоокеанского поднятия было в общих чертах закартировано
во время 6-го маршрута [A. Fisher, Heezen е. а., 1970|.
Использовав информацию, полученную в 17-м маршруте, Э. Уинтерер,
Дж. Юинг и их сотрудники [Winterer, Ewing, е. а., 1971 ] несколько уточнили
ранее построенную карту (рис. XIV-8). На этой карте показано увеличение
возраста фундамента при удалении от Восточно-Тихоокеанского поднятия,
причем скорости разрастания в Тихом океане оказались выше, чем в Атлан-
тическом (рис. XIV-9). Максимальная скорость разрастания зафиксирована
в южном направлении вблизи зоны разлома Клиппертон: в среднем около
7 см/год, а между двумя станциями достигает 13 см/год. В северном на-
правлении она падает до 5 см/год вблизи зоны разлома Мендосино и до
3,5 вблизи зоны разлома Сервейор. Отсутствие увеличения скорости раз-
растания в южном направлении, которое следовало бы ожидать в связи
с миграцией полюса к северу, объясняется влиянием дополнительных фак-
торов. Учитывая смещение Восточно-Тихоокеанского поднятия по зонам
разломов, установленное по результатам исследования полей магнитных
аномалий, возраст фундамента в целом согласуется с расстоянием от под-
нятия.
В западной части Тихого океана в связи с тем, что меловые лавовые
потоки перекрывают более древний фундамент, возраст коры моложе, чем
на востоке. Отложения предположительно раннемелового возраста были
28 Заказ 1054
434
обнаружены на поднятии Шатского (ст. 49, 50) к северо-западу и на под-
нятии Магеллана (ст. 167) к северо-востоку от Маршалловых островов,
которые, по-видимому, представляют собой приподнятую зону, где древний
фундамент не был перекрыт третичными лавовыми потоками. Как свидетель-
Рис. XIV-8. Генерализованная карта возраста фундамента северной и центральной части
Тихого океана. По последним данным, полученным при палеомагпитных, батиметрических
и буровых исследованиях по программе глубоководного бурения и драгировании судами
Скриппсовского института.
1 — ось разрастания; 2 — неоген (0—25 млн. лет); 3 — палеоген (22,5—65 млн. лет); 4 — поздний
мел (65—100 млн. лет); 5 — ранний мел (100—135 млн. лет); 6 — домеловой возраст. Цифры на карте —
возраст древнейших отложений на базальтовом фундаменте в скважинах, млн. лет.
ствуют сейсмические профили через Восточно-Тихоокеанское поднятие,
третичные лавы в отличие от древних лавовых потоков образуют плоский
рельеф. В Восточно-Каролинской котловине и на Каролинском хребте
осадочная толща подстилается олигоценовыми лавами.
Как показывают результаты бурения, в дополнение к разрастанию
океанического дна весь Тихоокеанский блок испытывает перемещение в се-
435
верном направлении. Предварительные данные палеомагнитных исследова-
ний некоторых образцов пород фундамента свидетельствуют о миграции
к северу на расстояние до 30° (3200 км). Это частично подтверждается присут-
ствием далеко на севере карбонатных осадков и высокой скоростью осадкона-
копления, обусловленной значительной биопродуктивпостью, характерной
Рис. XIV-9. График изменения возраста коры в зависимости от расстояния от Восточно-
Тихоокеанского поднятия.
1 — Сед на — Сервейор; IT—Сервейор—Мендосино; III — Пайонир — Меррей; IV—Мерией —
Молокаи; V — к югу от Молокаи; VI — к северу от хр. Кларион; VII — к югу от хр. Кларион; VIII —
к северу от о. Кпиппертон; IX — к югу от о. Клпшгертон.
На графике показан возраст блоков, ограниченных зонами разломов. Стрелками указана привязка
станций, не попавших на профили, к соответствующим зонам разломов.
для седиментации в экваториальной зоне. Скорость перемещения к северу
составляла 1°/4 млн. лет.
Как показывают две скважины 16-го маршрута, пробуренные вблизи
Центральной Америки, протягивавшийся к востоку от Галапагосских остро-
вов древний хребет частично сместился к северу [van Andel, Heath е. а.,
1971]. Об этом свидетельствует присутствие вблизи экватора на хр. Карнеги
(ст. 157) писчего мела экваториального типа, сложенного нанофоссилиями
и залегающего на миоценовом фундаменте. К северу и северо-востоку на
28*
436
ст. 158 (хр. Кокос) и на ст. 155 (хр. Койба) писчий мел сменяется карбо-
натными оозами и, наконец, глинами, что указывает на перемещение в зону
с меньшей продуктивностью к северу от экватора. Скорость седиментации
остается постоянной на хр. Карнеги, уменьшаясь в северных районах.
Еще дальше к северу скорость осадконакопления вновь возрастает, что
обусловлено, по-видимому, приближением к континенту.
Исследователи 16-го маршрута предполагают, что восточная часть
хр. Карнеги перемещалась в северном направлении и заняла восточное
продолжение Срединно-Американского желоба. Это обусловило изостати-
ческое воздымание Панамского перешейка, затопленного в домиоценовое
время, когда между Тихим океаном и Карибским бассейном существовала
тесная связь.
Бурение во время 5-го рейса на акватории к северо-западу от побережья
США позволило получить данные о возрасте фундамента в северной зоне
разломов [McManus, Burns е. а., 1969]. Возраст магнитных аномалий ока-
зался на 6 млн. лет древнее, чем возраст палеонтологически охарактеризо-
ванных древнейших осадков.
Присутствие кремнистых оозов и коричневых глин в скважинах глу-
боких западных бассейнов Тихого океана свидетельствует о том, что абис-
сальная седиментация господствовала здесь непрерывно, начиная по крайней
мере с мелового периода. Однако в глубоководных скважинах к востоку от
Гавайских островов кремнистые оозы подстилаются глинистыми осадками,
что указывает на постепенное углубление бассейна в течение третичного
периода. В скважинах у западного побережья США, вскрывших части круп-
ных конусов выноса, построенных мутьевыми потоками из материала, по-
ступавшего с континента, были встречены прослои турбидитов. Особый
интерес представляют результаты бурения на ст. 35 в центральной впадине
хр. Горда. Это единственная станция, расположенная в рифтовой долине
разрастающегося хребта. Скважина глубиной 390 м не вышла из быстро
накапливавшихся плейстоценовых отложений, представленных турбидитами
с обильными песчаными прослоями. По-видимому, впадина была быстро
заполнена осадками, принесенными с континента по подводной долине
мутьевыми потоками. Турбидиты с примесью рифового материала были
встречены также в скважинах, локализованных у континентального склона
в западной части Тихого океана.
В Тихоокеанских скважинах присутствует горизонт эоценовых кремней,
ниже которого отмечается перерыв в седиментации, падающий на промежу-
ток между 50 и 65 млн. лет назад, т. е. между ранним эоценом и частью
позднего мела [Winterer, Ewing е. а., 1971]. В целом аналогичные данные
были получены и по результатам бурения в Атлантическом океане. Э. Уин-
терер с соавторами предполагает, что этот перерыв был обусловлен прекра-
щением седиментации в связи с нарушением океанической циркуляции.
Было бы интересно проверить, отмечается ли аналогичное явление и в Ин-
дийском океане.
Тихоокеанские скважины вскрыли осадки с обильными железо-марган-
цевыми конкрециями в поверхностном слое. Их количество резко сокра-
щается с глубиной.
По данным бурения на склонах поднятия Шатского здесь происходило
углубление океана, поскольку представленные карбонатными оозами юр-
ские отложения и нижние горизонты меловой толщи перекрываются мело-
выми и более молодыми коричневыми глинами [Fisher, Heezen е. а., 19691.
437
Мелководные отложения вскрыты и в других районах западной части Ти-
хого океана, например на гайоте Горизонт (ст. 171), где песчаники и конгло-
мераты с мелководной фауной несогласно перекрываются карбонатными
оозами [Winterer, Ewing е. а., 19711.
* *
*
По-видимому, важнейшим результатом трехлетних (1968 —1971 гг.) ис-
следований по программе глубоководного бурения является подтверждение
гипотезы разрастания океанического дна. В пользу этой концепции свиде-
тельствует увеличение возраста осадков, перекрывающих вулканический
фундамент, с удалением от атлантических и тихоокеанских океанических
хребтов. По мере удаления от хребтов происходит также постепенная смена
более мелководных осадков более глубоководными. В соответствии с теорией
тектоники плит в океанах не встречены отложения древнее юрских. Резуль-
таты бурения в Тихом океане позволяют предполагать, что по крайней мере
в некоторых районах величина смещения в северном направлении составляла
около 30°. Таким образом, получены обильные новые данные о перемещении
коры над астеносферой.
Одним из важных результатов бурения явилось обнаружение крупных
диастем, длительных перерывов в седиментации. Эти перерывы указывают
на значительную роль процессов эрозии и отсутствие седиментации на
значительной части океанического дна. Данные по Тихому и Атлантическому
океану свидетельствуют также о том , что эоценовая эпоха характеризовалась
низкими скоростями осадконакопления и широким распространением крем-
нистых отложений.
Хотя результаты бурения говорят о преобладании глубоководных усло-
вий в большинстве изученных районов, в некоторых случаях под глубоко-
водными отложениями залегают мелководные образования. Бурение вблизи
окраинных зон океанов выявило широкое распространение оползней и раз-
рывных нарушений. Крупный взброс был обнаружен в Средиземном море.
Присутствие в некоторых районах мощных толщ турбидитов служит хоро-
шим доказательством того, что мутьевые потоки способны транспортировать
относительно грубый материал на значительные расстояния в глубь океан-
ских бассейнов.
Значительный интерес вызвали открытия соли и даже нефти в глубо-
ководной зоне Мексиканского залива. Соляные толщи были встречены
и в Средиземноморском бассейне. Обнаружение некоторых полезных иско-
паемых в керне скважин Атлантического океана свидетельствует о том,
что глубоководные осадки в будущем могут служить источником минераль-
ных ресурсов.
Материалы бурения представляют палеонтологам редкую возможность
проследить эволюцию различных форм жизни. Нигде более не встречено
столь стратиграфически полных разрезов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Канаев В. Ф. Залив Кроноцкого. — «Труды Ин-та океанологии АН СССР», 1959,
т. 36, с. 5—20.
Кленова М. В. Осадки Баренцева моря. — «Докл. АН СССР», 1940, т. 26, № 8,
с. 796—800.
Кленова М. В. Геология моря. М., 1948. 495 с.
Кленова М. В. Геология Баренцева моря. М., 1960. 367 с.
Котенев Б. Н. Подводные долины континентального склона Берингова моря. —
«Труды Ин-та океанологии АН СССР», 1965, т. 58, с. 35—44.
Кудинов Е. И. Вибропоршневая грунтовая трубка. — «Труды Ин-та океанологии
АН СССР», 1957, т. 25, с. 143—152.
Лисицын А. П. Процессы современного осадкообразования в Беринговом моне. —
«Труды Океанол. комис. АН СССР», 1958, т. 3, с. 45—51.
Удинцев Г. Б. Рельеф дна Охотского моря. —«Труды Ин-та океанологии АН СССР»,
1957, т. 22. 76 с.
Abdel-Gawad М. Wrench movements in the Baluchistan arc and relation to Hima-
layan — Indian ocean tectonics. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1971, v. 82, p. 1235—1250.
Adams К. T. On soundings. — U.S. Naval Inst. Proc., 1939, v. 65, № 8, whole
№ 438, p. 1121—1127.
Agassiz A. Three cruises of the Blake. — Bull. Museum Comp. ZooL, Harvard College,
Cambridge, 1888, v. 14, 15.
Agassiz A. The Coral reefs of the Tropical Pacific. — Mem. Museum Comp. Zool,
Harvard College, Cambridge, 1903, v. 28. 409 p.
Alinat J., Bellaiche G., G i e r m a n n G., e. a. Morphologic et sedimento-
logie d’un dome de la plaine abvssale ligure. — Bull. Inst. Oceanogr. Monaco, 1970,
v. 69, № 1400. 22 p.
Allen J. R. L. The Nigerian continental margin: bottom sediments, submarine mor-
phology and geological evaluation. —Marine Geol., 1964, v. 1, p. 289—332.
Allen J. R. L. Coastal geomorphology of eastern Nigeria: beach-ridge barrier islands
and vegetated tidal flats. — Geol. Mijnb., 1965a, v. 44, № 1, p. 1—21.
Allen J. R. L. Late Quaternary Niger delta, and adjacent areas: sedimentary envi-
ronments and lithofacies. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1965b, v. 49, № 5,
p. 547—600.
Allen J. R. L. Sediments of the modern Niger Delta. — In: Deltaic Sedimentation,
Modern and Ancient. J. P. Morgan, ed. Soc. Econ. Paleont. a. Mineral., spec, publ.,
1970, № 15, Tulsa, Okla., p. 138—151.
Allen J. R. L., Wells J. W. Holocene coral banks and subsidence in the Niger
delta. — J. Geol., 1962, v. 70, № 4, p. 381—397.
Altemiiller H. J. Verbesserung der Einbettungs-und Schleiftechnik bei der Hers-
tellung von Bodendunnschliffen mit Vestopal. — Z. Pflanzeneru., Dunguiig Bodenk.,
1962, Bd. 99, S. 164—177.
A M S О C Committee. Experimental drilling in deep water at La Jolla and Guadalupe
Sites. — AMSOC Comm. Div. Earth Sci., Nat. Acad. Sci., Nat. Res. Council. Washing-
ton, 1961. 183 p.
Andel Tj. H. van. Sediments of the Rhone delta. II. Sources and deposition of heavy
minerals. — Koninkl. Ned. Geol.-Mijnb. Genoot. Verh., Geol. Ser., 1955, № 15, 3-e,
p. 516—543.
Andel Tj. H. van. Recent marine sediments of Gulf of California. — In: Marine Geo-
logy of the Gulf of California. Symposium. Mem. 3. Tj. H. van Andel, G. G. Shor, eds.
Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1964, p. 216—310.
439
Andel T j. H. van. The Orinoco delta. — J. Sedim. Petrology, 1967, v. 37, № 2,
p. 297—310.
Andel T j. H. van. Recent uplift of the Mid-Atlantic ridge south of the Verna frac-
ture zone. — Earth. Planetary Sci. Letters, 1969, v. 7, p. 228—230.
Andel T j. H. van, Bowin С. O. Mid-Atlantic ridge between 22 and 23° north
latitude and the tectonics of mid-ocean rises. — J. Geophys. Res., 1968, v. 73, № 4,
p. 1279—1298.
Andel T j. H. van, Calvert S. E. Evolution of sediment wedge, Walvis shelf,
southwest Africa. — J. Geol., 1971, v. 79, p. 585—602.
Andel Tj. H. van, Corliss I. B. The intersection between the Mid-Atlantic
ridge and the Verna fracture zone. — J. Marine Res., 1967, v. 25, № 3, p. 343—351.
Andel Tj. H. van, Laborel J. Recent high relative sea level stand near Recife,
Brazil. — Science, 1964, v. 145, № 3632, p. 580—581.
Andel Tj. H. van, Poole D. M. Sources of recent sediments in the northern
Gulf of Mexico. — J. Sedim. Petrology, 1960, v. 30, p. 91—122.
Andel Tj. H. van, Postma H. Recent sediments of the Gulf of Paria. — Rep.
Orinoco Shelf Expedition. North Holland, Amsterdam, 1954. 245 p.
Andel Tj. H. van, Sachs P. L. Sedimentation in the Gulf of Paria during the
Holocene transgression; a subsurface acoustic reflection study. — J. Marine Res., 1964,
v. 22, № 1, p. 30—50.
Andel Tj. R. van, Shor G. G., J r., eds. Marine geology of the Gulf of Cali-
fornia. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1964. 408 p.
Andel Tj., H. van, Veevers J. J. Morphology and sediments of the Timor
sea. — Dept. Nat. Development. Australia, Bur. Miner. Resources, Geol. and Geophys.
Bull., 1967, № 83, 173 p.
Andel Tj. H. van, Heath G. R., Moore T. C., McGeary D. F. R.
Late Quaternary history, climtte, and oceanography of the Timor sea, northwestern
Australia. — Amer. J. Sci., 1967, v. 265, p. 737—758.
Andel Tj. H. van, Phillips J. D., Herzen R. P. Rifting origin for
the Vema fracture in the North Atlantic. — Earth Planetary Sci. Letters, 1969, v. 5,
p. 296—300.
Andel Tj. H. van,Heath G. R. e. a. Deep sea drilling project: Leg 16. — Geo-
times, 1971, v. 16, № 6, p. 12—14.
Andree K. Geologie des Meeresbodens. Borntraeger (publ.). Leipzig, 1920, Bd. 2. 689 S.
Andresen A., SoJlie S., Richards A. F. N.G.I. gas-operated, sea-floor
sampler. — Proc. 6th Inti. Conf. Soil Meeh., 1965, n. 8—11.
Andrews J. E. Blake outer ridge: development by gravity tectonics.—Science,
1967, v. 156, p. 642—654.
Andrews J. E. Structure and sedimentary development of the outer channel of the
Great Bahama canyon. —Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 217—226.
Andrews J. E., Shepard F. P., Hurley R. J. Great Bahama Canyon.—
Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 1061—1078.
Antoine J. W. A study of the \Vest Florida escarpment. — Trans. Gulf Coast Assn.
Geol. Soc., 18th Ann. Meeting, 1968, p. 297—303.
Antoine J. W., Jones B. R. Geophysical studies of the continental slope, scarp,
and basin, eastern gulf of Mexico. — Trans. Gulf Coast Assn. Geol. Soc., 17th Ann.
Meeting, 1967, p. 268—277.
Antoine J., Bryant W., Jones B. Structural features of continental shelf,
slope, and scarp, northeastern Gulf of Mexico. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull.,
1967, v. 51/2, p. 257—262.
Arnborg L., Walker H. J., Peippo J. Suspended load in the Colville ri-
ver, Alaska. — Geografiska Ann., 1967, v. 49, ser. A, p. 131—144.
Arrhenius G. The Swedish deep sea expedition. The geological material and its tre-
atment with special regard to the eastern Pacific. — Geol. Foren. Stockholm Forb.,
1950, v. 72, № 2, p. 185—191.
Arrhenius G. Sediment cores from the East Pacific. Swedish Deep Sea Expedi-
tion Rept., № 5. Goteborg, 1952. 186 p.
Arrhenius G. Geological record on the ocean floor. — In: Oceanography. M- Sears,
ed. Amer. Assoc. Adv. Sci. Washington. 1961, p. 129—148.
Arrhenius G. Pelagic sediments. — In: The Sea. V. 3. M. N. Hill, ed. N. Y., In-
terscience, 1963, p. 655—727.
Arrhenius G. Deep sea sedimentation, a critical review of U. S. work 1963—1967. —
Rept. 14th Gen. Assembly Inti. Union Geodesy and Geophysics. Scripps Inst. Ocoanogr.,
Ref. 67—14, 1967. 25 p.
440
А г rhenius G., Bonatti E. Neptunism and vulcanism in the ocean. — In: Pro-
gress in Oceanography. V. 3. M- Sears, ed. N. Y., Pergamon, 1965, p. 7—22.
Arrhenius G., Mero J., К о г к is ch J. Origin of oceanic manganese mi-
nerals. — Science, 1964, v. 144, № 3615, p. 170—172.
Arthur R. S. The effect of islands on surface waves. — Bull. Scripps Inst. Oceanogr.,
Univ. Calif. Press, Los Angeles, 1951, v. 6, № 1, p. 1—26.
Athearn W. D. Sediment cores from the Cariaco trench, Venezuela. 4th Carrib-
bean Geol. Conf., Trinidad 1965, p. 343—352.
Atwater T. Implications of plate tectonics for the Cenozoic tectonic evolution of wes-
tern North America. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 3513—3536.
Atwater T., Mudie D. Block faulting on the Gorda rise. — Science, 1968, v. 159,
№ 3816, p. 729—731.
Axelsson V. The laitaure delta, a study of deltaic morphology and processes. — Geo-
grafiska Ann., 1967, v. 49, ser. A., p. 1—127.
A у m e J. M- The Senegal salt basin. — In: Salt Basins Around Africa. N. Y., Elsevier,
1965, p. 83—90.
Bagnold R. A. Experiments on a gravity-free dispersion of large solid spheres >n a
Newtonian fluid under shear. — Proc. Rov. Soc. Ld., 1954, v. 225, ser. A.,
p. 49—63.
Bagnold R. A., Mechanism of marine sedimentation. — In: The Sea: ideas and ob-
servations. V. 3. M. N. Hill, ed. N. Y., Interscience, 1963, p. 507—526.
В a i e L. Possible structural link between Yucatan and Cuba. — Amer. Assoc. Petrol.
Geol. Bull., 1970, v. 54, № 11, p. 2204—2207.
Ball M. M., Harrison C. G. A. Origin of the Gulf and Caribbean and implica-
tions regarding ocean ridge extension, migration, and shear. — Gulf Coast Assn. Geol.
Soc. Trans., 19th Ann. Meeting, Miami, 1969, p. 287—294.
Ballard R. D., Uchupi E. Rift structures in the gulf of Maine. Symp. Soc. Econ.
Paleont. Mineral. R. W. Faas, ed. In press.
Barr K. W. The jet sampler — a method of obtaining submarine samples for geological
purposes. — J. Inst. Petroleinn, 1951, v. 37, № 334, p. 658—661.
Baren F. A. van, Kiel H. Contribution to the sedimentary petrology of the
Sunda shelf. — J. Sedim. Petrology, 1950, v. 20, № 4, p. 185—213.
Beaumont E. Lecons de geologie practique. Paris, 1845, p. 223—252.
Berthois L., Brenot R. La morphologie sous-marine du talus du plateau conti-
nental entre le sud de 1’Ireland et le Cap Ortegal (Espagne). — J. Conseil Permanent
Intern. Exploration Mer, 1960, v. 25, № 2, p. Ill—114.
Berthois L., Guilcher A. Etude de sediments et fragments de roches dragues
sur le banc Porcupine et a ses abords (Atlantique du nord-est). — Rev. Trav. Inst.
Peches marit., 1961, v. 25, № 3, p. 355—385.
Berthois L., Le Calvez Y. Deuxieme contribution a 1’etude de la sedimenta-
tion dans le Golfe de Gascogne. — Rev. Trav. Inst. Peches marit., 1959, v. 23, № 3,
p. 323—376.
Berthois L., Brenot R., A i 11 о u d P. Essai d’interpretation morphologique
et tectonique des leves bathymetriques executes dans le partie sud-est du Golfe de Gas-
congne. — Rev. Trav. Inst.. Peches marit., 1965a, v. 29, № 3, p. 321—342.
Berthois L., Brenot R., Ailloud P. Essai d’interpretation morphologique
et geologique de la pente continentale a 1’ouest de la Peninsule Iberique. — Ibid., 1965b,
p. 343—350.
Bezrukov P. L. Bottom sediments of the Okhotsk sea. — Repts. Inst. Oceanology,
Acad. Sei. USSR, 1960, v. 32, p. 15—95.
Bezrukov P. L., Petelin V. P. Outline on collection and simple working in-
struments for marine sediments. — Trudi Inst. Okeanology. Akad. Nauk USSR, 1960,
v. 44, p. 81—112 (in Russian).
Biggs R. B. The sediments of Chesapeake Bay. — In: Estuaries. G. H. Lauff, ed. Publ.
83. Amer. Assoc. Adv. Sci. Washington, 1967, p. 239—260.
Bird E. C. F. A geomorphological study of the Gippsland Lakes. — Res. School Paci-
fic Studies, Dept. Geogr., Publ. G/l, Australian Nat. Univ., Canberra, 1965. 101 p.
Bird E. C. F. Coasts. — An Introduction to Systematic Geomorphology. V. 4. Massa-
chusetts Inst. Techn. Press, Cambridge, Ld., England, 1969. 246 p.
Biscaye P. E. Mineralogy and sedimentation of recent deep-sea clay in the Atlan-
tic Ocean and adjacent seas and oceans. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1965, v. 76, p. 803—
832.
Bissett L. B. Sediments from the Barents sea and the Arctic. — Trans. Edinburgh
Geol. Soc., 1930, v. 12, p. 207.
441
Black M., Hill M. H., Laughton A. S., Matthews D. H. Three non-
magnetic seamounts off the Iberian coast. — Quart. J. Geol. Soc. Ld., 1964, v. 120,
p. 477—517.
Blackett P. M.S., Bullard E., Runcorn S. K., eds. A symposium
on continental drift. Roy. Soc. Ld., 1965. 330 p.
Blackman A., Anderson R. S. Description of a dual corer for obtaining paired
piston or gravity cores. — Marine Techn. Soc. J., 1969, v. 3, № 2, p. 73—74.
Blackman A., Somayajulu B. L. K. Pacific Pleistocene corea: faunal ana-
lyses and geochronology. — Science, 1966, v. 154, № 3751, p. 886—889.
Blackwell D. D., Roy R. F. Geotectonics and Cenozoic history of the western
United States. — Geol. Soc. Amer. Abstracts with Programs, 1971, v. 3, № 2, Cor-
dilleran Sec. 67th Ann. meeting, p. 84.
Blanc J. J. Sedimentologie sous-marine du Detroit Siculo-Tunisien. — Etudes sur
le seuil Siculo-Tunisien (suite), 1954, № 7, p. 92—126. Voir Ann. Inst. Oceenogr.,
v. 32, p. 233.
Bloom A. L. The explanatory description of coasts (with German and French abs.). —
Z. Geomorphologie, 1965, v. 9, № 4, S. 422—436.
В 6 g g i 1 d О. B. Meeresgrundproben der Siboga expedition. — Siboga-Expeditie Mo-
nographic, 1916, v. 65, S. 1—50.
Boillot G., Ozouville L. de. Etude structurale du continental nord-espagnol
entre Aviles et Llanes. — C. R. Acad. Sei., Paris, 1970, v. 270, p. 1865 -1868.
Bonatti E. Zeolites in Pacific pelagic sediments. — Trans. N. Y. Acad. Sci., 1963,
ser. 2, v. 25, № 8, p. 938—948.
Bonatti E., Nayudu Y. R. The origin of manganese nodules on the ocean floor. —
Amer. J. Sci., 1965, v. 263, p. 17—39.
В о г ch С. C. von der. Phosphatic concretions and nodules from the upper conti-
nental slope, northern New South Wales. — J. Geol. Soc. Australia, 1970, v. 16, pt. 2,
p. 755—759.
Borch С. C. von der, Co no 11 у J. R., Dietz R. S. Sedimentation and
structure of the continental margin in the vicinity of the Otway Basin, southern Aust-
ralia. — Marine Geol., 1970, v. 8, p. 59—83.
В о u g i s P., R u i v о M. Sur une descente d’eaux superficielles en profondeur (cas-
cading) dans le sud du Golfe du Lion. — Bull. Info. Com. Centr. Oceanogr. et Etude
Cotes, 1954, v. 6, № 4, p. 147—154.
В о u m a A. H. Methods for the study of sedimentary structures. N. Y., Wiley — In-
terscience, 1969. 458 p.
В о u m a A. H., В о e r m a A. K. Vertical disturbances in piston cores. — Marine
Geol., 1968, v. 6, p. 231—241.
Bouma A. N., Bryent W. H. Rapid delta growth in Matagorda Bay, Texas.—
In: Coastal Lagoons. A. A. Castanares a. F. B. Phleger, eds. Univ. Nac. Autonoma
Mexico, 1969, p. 171—190.
Bouma A. H-, Shepard F. P. Large rectangular cores from submarine canyons
and fan-valleys. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1964, v. 48, № 2, p. 225—231.
B'o ur cart J. Le Fond des Oceans. Pres. Univ. France, Paris, 1954a. 108 p.
Bourcart J. Les vases de la Mediterranee et leur mecanisme de depot. — Deep-Sea
Res., 1954b, v. 1, p. 126—130.
Bourcart J. Morphologic du precontinent des Pyrenees a la Sardaigne.—Colloq.
Intern. Centre Nat. Recherche Sci. (Paris), 1959, v. 83, p. 33—50.
Bourcart J., Boillot G. Les sediments de la Baie duMont-Saint-Michel. — In-
tern. Oceanogr. Congr. Preprints, Amer. Assoc. Adv. Sci., Washington, 1959, p. 602—605.
Bowen A. J., Inman D. L. Rip currents, laboratory and field observations.—
J. Geophys. Res., 1969, v. 74, № 23, p. 5479—5490.
Bowin С. O., N al walk A. J., Hersey J. B. Serpentinized peridotite from
the north wall of the Puerto Rico Trench. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1966, v. 77, p. 257—
270.
Bradley W. II., Piggot C. S. e. a. Geology and biology of the North Atlantic
deep-sea cores between Newfoundland and Ireland. — U. S. Geol Surv., 1942, Prof.
Paper, № 196. 163 p.
Bramlette M. N. Some marine bottom samples from Pago Pago Harbor, Samoa. —
Carnegie Inst., Publ. 344. Washington, 1926. p. 1—35.
Bramlette M. N., Bradley W. II. Lithology and geologic interpretations.
Pt. 1. — In: Geology and Biology of North Atlantic Deep-Sea Cores. U. S. Geol. Surv.,
1940, Prof. Paper, № 196, p. 1—24.
442
Bretz J. H. The lake Missoula floods and the channeled scabland. — J. GeoL, 1969,
v. 77, № 5, p. 505—543.
Bricker О. P., Mackenzie F. T. Limestones and red soils of Bermuda: dis-
cussion. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 2523—2524.
Broecker W. S., Ku T.-L. Caribbean cores P6304-8 and P6304-9: new analysis
of absolute chronology. — Science, 1969, v. 166, p. 404—406.
Bruun A. F., Kiilerich A. Characteristics of the water-masses of the Philippine,
Kennadec, and Tonga trenches. — In: Papers in Marine Biology and Oceanography,
Bigelow Vol., Deep-Sea Res. suppl. to v. 3. N. Y., Pergamon, 1955, p. 418—425.
Bruun P. M. Tidal inlets on alluvial shores. — In: Coastal Lagoons. A. A. Castanares
a. F. B. Phleger, eds. Univ. Nac. Autonoma Mexico, 1969, p. 349—365.
Bryan E. H., Jr. Check list of atolls. Pacific Sei. Bd. Atoll Res. Bull., 1953, № 19,
p. 1—38.
Bryant W. R., Antoine J., Ewing M-, Jones B. Structure of Mexican
continental shelf and slope, gulf of Mexico. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1968,
v. 52, № 7, p. 1204—1228.
Bucher W. H. Submarine valleys and related geologic problems of the North Atlan-
tic.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1940, v. 51, p. 489—512.
Buffington E. C. Experimental turbidity currente on the sea floor. — Amer. Assoc.
Petrol. Geol. Bull., 1961, v. 45, № 8, p. 1392—1400.
Buffington E. C., Carsola A. J., Dietz R. S. Oceanographic cruise to
the Bering and Chukchi seas, summer 1949. Pt. 1. Sea floor studies. — Navy Electro-
nics Lab., 1950, rept. 204. 26 p.
Bullard E. C. The flow of heat through the floor of the Atlantic ocean. — Proc. Roy.
Soc. Ld„ 1954, A-222, p. 408—429.
Bullard E. C. Heat flow through the floor of the ocean. — In: The Sea. V. 3. M. N.
Hill, ed. N. Y., Interscience, 1963, p. 218—232.
Bullard E. C. The origin of the oceans. — Sci. Amer., 1969, v. 221, № 3, p. 16—25.
Bullard E. C., Mason R. G. The magnetic field over the oceans. — In: The
Sea. V. 3. M. N. Hill, ed. N. Y-, Interscience, 1963, p. 175—217.
Bullard E. C., Everett J. E., Smith A. G. The fit of the continents around
the Atlantic. — Philos. Trans. Roy. Soc. Ld., 1965, A-258, p. 41—51.
Burk C. A., Ewing M. e. a. Deep-sea drilling into the Challenger Knoll, central
gulf of Mexico. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1969, v. 53, № 7, p. 1338—1347.
Burke J. C. A sediment coring device of 21-cm diameter with sphincter core retainer. —
Limnol. a. Oceanogr., 1968, v. 13, № 4, p. 714—718.
В us ch e H. K. J. van d e r, Hubolt J. J. H. C. A corer for sampling shal-
low-marine sands. — Sedimentology, 1964, v. 3, p. 155—159.
Butler L. W. Shallow structure of the continental margin, southern Brazil and Uru-
guay. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 1079—1096.
Byrne J. V. Effect of the East Pacific rise on the geomorphology of the continental
margin off Oregon. — Abs. Program Geol. Soc. Amer., 1966, November, p. 33—34.
Byrne J. V., L e R о у D. О., Riley С. M. The chenier plain and its stratigraphy,
southwestern Louisiana. — Trans. Gulf Coast Assn. Geol. Soc., 1959, v. 9, p. 237—
259.
Byrne J. V., Fowler G. A., Maloney N. J. Uplift of the continental margin
and possible continental accretion off Oregon. — Science, 1966, v. 154, p. 1654—1655
Caputo M., Panza G. F., Postpischl D. Deep structures of the Mediterra
nean basin. — J. Geophys. Res., 1970, v. 75, № 26, p. 4919—4923.
Carlson P. R. Marine geology of Astoria submarine canyon. — Ph. D. Thesis, Ore-
gon State Univ., Corvallis, mimeo, 1967. 257 p.
Carlson P. R., Nelson С. H. Sediments and sedimentary structures of Astoria
canyon-Fan system. — J. Sedim. Petrology, 1969, v. 39, p. 1269—1282.
Carlson P. R., Alpha T. R., McCulloch D. S. The floor of central San
Francisco^ bay. — Mineral Info. Serv. (now California Geology), 1970, v. 23, № 5,
C a r r i g у M. A., Fairbridge R. W. Recent sedimentation, physiography and
structure of the continental shelves of Western Australia. — J. Roy. Soc. W. Austra-
lia, 1954, v. 38, p. 65—95.
Carruthers J. N. A leaninig-tube current indicator. — Bull. Inst. Oceanogr. Mo-
naco, 1958, № 1126. 24 p.
Carsola A. J. Recent marine sediments from Alaskan and Northwest Canadian Arc-
tic. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1954a, v. 38, № 7, p. 1552—1586.
Carsola A. J. Microrelief on Arctic Sea floor. — Ibid., 1954b, p. 1587—1601.
443
Carsola A. J., Fisher R. L., Shipek C. J., Shumway G. A. Bathy-
metry of the Beaufort sea. — In: Geology of the Arctic. 1st Inti. Sympos. Arctic Geo-
logy Univ. Toronto Press, Canada, 1961, p. 678—689.
Castanares A. A., Phleger F. B. (eds.). Coastal Lagoons. A symposium.
Univ. Nac. Autonoma Mexico, 1969. 686 p.
Chamberlain T. K. Mechanics of mass sediment transport in Scripps submarine
canyon, California. — Ph. D. Thesis, Univ. California, Scripps Inst. Oceanogr., mimeo,
1960. 200 p.
Chamberlin R. T. The geological interpretation of the coral reefs of Tutuila, Ameri-
can Samoa. — Carnegie Inst., publ. 340. Washington, 1924, p. 147—178.
Chase T. E., Menard H. W., Mammerickx J. Topography of the North
Pacific map.—Geol. DataCenter, Scripps Inst. Oceanogr., Inst. Marine Resources, 1971.
Chauveau J. C., Deneufroug G., Sarcia J. A. Observations sur 1’in-
frastructure de Гatoll de Mururoa (Archipel des Touamotou, Pacifique Sud). — C. R.
Acad. Sei., Paris, 1967, v. 265, set. D., p. 1113—1116.
C h a v e К. E., Smith S. V., Roy K. J. Calcium carbonate production hy co-
ral reefs. — Marine Geol., 1972, v. 12, № 2, p. 123—140.
Chmelik F. B. Electro-osmotic core cutting. —Marine Geol., 1967, v. 5, p. 321—
325.
Clark D. L. Arctic ocean ice cover and its Late Cenozoic history. — Geol. Soc. Amer.
Bull., 1971, v. 82, p. 3313—3324.
Cloud P. E., J r. Nature and origin of atolls. — Proc. 8th Pacific Sei. Congr., 1958,
v. 3-A, Oceanogr. Zool., p. 1009—1024.
Coleman J. M. Brahmaputra river: channel processes and sedimentation. — Sedim.
Geol., 1969, v. 3, № 2/3, spec, issue, p. 129—239.
Coleman J. M., Gagliano S. M. Cyclic sedimentation in the Mississippi river
deltaic plain. — Gulf Coast Assn. Geol. Soc. Trans., 1964, v. 14, p. 67—80.
Conolly J. R. Western Tasman Sea floor. — New Zealand J. Geol., Geophys., 1969,
v. 12, № 1, p. 310—343.
Conolly J. R., Borch С. C. von der. Sedimentation and physiography of
the sea floor south of Australia. — Sedim. Geol., 1967, v. 1, p. 181—220.
Conolly J. R., Ewing M. Ice-rafted detritus as a climatic indicator in Antarctic
deep-sea cores. — Science, 1965, v. 150, № 3705, p. 1822—1824.
Conolly J. R., Flavelle A., Dietz R. S. Continental margin of the Croat
Australian bight. — Marine Geol., 1970, v. 8, p. 31—58.
Conolly J. R., Needham H. D., Heezen В. C. Late Pleistocene and Ho-
locene sedimentation in the Laurentian channel. — J. Geol., 1967, v. 75, № 2, p. 131 —
147.
Cooper L. H. N., V au x D. Cascading over the continental slope of water from
the Celtic sea. — J. Marine Biol. Assn. United Kingdom, 1949, v. 28, p. 719—750.
Correns C. W. Pelagic sediments of the North Atlantic ocean. — In: Recent Marine
Sediments. P. D. Trask, ed. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1939, p. 373—395.
Cotton C. A. Deductivemorphology and genetic classification of coasts. — Sci. Monthly,
1954, v. 78, № 3, p. 163—181.
Cox A. Geomagnetic reversals. — Science, 1969, v. 163, № 3864, p. 237—245.
Cox A., Do ell R. R., Dalrymple G. B. Reversals of the earth's magnetic
field. — Science, 1964, v. 144, № 3626, p. 1537—1543.
С о x D. C., Mink J. F. The tsunami of 23 May, 1960 in the Hawanan islands. — Bull.
Seismol. Soc. Amer., 1963, v. 53, p. 1191—1209.
Creager J. S. Submarine topography of the continental slope of the bay of Campeche. —
Oceanogr. Sutv. Gulf of Mexico. Texas A & M Res. Found., 1953, Project 24. 23 p.
Creager J. S., McManus I). A. Geology of the floor of Bering and Chukchi
Sea. — In: The Bering Land bridge. D. H. Hopkins, ed. Stanford Univ. Press., 1967.
495 p.
Crossland C. Notes on the ecology of the reef-builders of Tahiti. — Proc. Zool. Soc.
Ld., 1928, pt. 3, p. 717—735.
Crowell J. C., Frakes L. A. Phanerozoic glaciation and the causes of ice ages.—
Amer. J. Sci., 1970, v. 268, № 3, p. 193—224.
C u 11 i s C. G. The mineralogical changes observed in the cores of the Funafuti borings. —
In: The Atoll of Funafuti. Roy. Soc. Ld., 1904, p. 392—420.
Curray J. R. Sediments and history of Holocene transgression, continental shelf,
northwest gulf of Mexico. — In: Recent Sediments, Northwest Gulf of Mexico. F. P.
Shepard, F. B. Phleger, Tj. H. van Andel, eds. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla.,
1960, p. 221—266.
444
Curray J. R. Late Quaternary history, continental shelves of the United States. —
In: The Quaternary of the United States. H. E. Wright, Jr., D. G. Frey, eds. Princeton
Univ. Press, 1965a, p. 723—735.
Curray J. R. Structure of the continental margin off central California. — Trans.
N. Y. Acad. Sci., 1965b, ser. 2, v. 27, № 7, p. 794—801.
Curray J. R. Geologic structure on the continental margin, from subbottom profiles,
Northern and Centra] California. — Geol. Northern California Rull., 1966, № 190,
p. 337—342.
Curray J. R. Lecture № 12. — In: The New Concept of Continental Margin Sedi-
mentation. AGI Short Course Notes, Philadelphia, Amer. Geol. Inst. Washington,
1969, D. C., JC-XH 1-JC-XII 22.
Curray J. R., Moore D. G. Pleistocene deltaic progradation of continental terrace,
Costa de Nayarit, Mexico. — In: Marine Geology of the Gulf of California. Sym-
posium. Mem. 3. Tj. H. van Andel, Shor G. G., Jr., eds. Amer. Assoc. Petrol. Geol.,
Tulsa, Okla., 1964, p. 193—215.
Curray J. R., Moore D. G. Growth of the Rengal deep-sea fan and denudation
in the Himalayas. — Geol. Soc. Amer. Rull., 1971, v. 82, p. 563—572.
Curray J. R., Nason R. D. San Andreas fault north of point Arena, California.—
Geol. Soc. Amer. Rull., 1966, v. 78, p. 413—418.
Curray J. R., Emmel F. J., Crampton P. J. S. Holocene history of a
strand plain, lagoonal coast, Nayarit, Mexico. — Lagunas Costeras, un Simposio.
Mem. Simp. Intern. Laguna Costeras. UNAMUNESCO, Mexico, 1969, p. 63—100.
Curray J. R., Shepard F. P., Veeh H. H. Late Quaternary sea-level studies
in Micronesia: CARMARSEL Expedition. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81,
p. 1865—1880.
Curry D., Hersey J. B., Martini E., Whitt ard W. F. The geology
of the western approaches of the English Channel. II. Geological interpretation aided
by boomer and sparker records. — Philos. Trans. Roy. Soc. Ld., 1965, ser. B, Biol.
Sci., № 749, v. 248, p. 315—351.
Daetwyler С. C., Kidwell A. L. The Gulf of Batabano, a modem carbonate
basin. — 5th World Petrol. Congr., 1959, Sec. 1, Paper 1, p. 1—21.
Daly R. A. Pleistocene glaciation and the coral reef problem. — Amer. J. Sci., 1910,
v. 30, p. 297—303.
Daly R. A. The glacial-control theory of coral reefs. — Proc. Amer. Acad. Arts, Sci.,
1915, v. 51, № 4, p. 157—251.
Daly R. A. Origin of submarine «canyons». — Amer. J. Sci., 1936, ser. 5, v. 31, № 186,
p. 401—420.
Daly R. A. Coral reefs — a review. — Amer. J. Sci., 1948, v. 246, p. 193—207.
Dana J. D. Origin of coral reefs and islands. — Amer. J. Sci., 1885, ser. 3, v. 30, p. 89—
105, 169—191.
Dangeard L. Observations faites en «Soucoupe Plongeante» au large de Banyuls. —
Cah. Ocdanogr., 1962, v. 14, № 1, p. 19—24.
D angeard L., R i о u 11 M. Le domaine de la geologie marine et ses frontieres:
confrontation de Poceanographe et du geologue. — In: Submarine Geology a. Geo-
physics. W. F. Whittard a. R. Bradshaw, eds. Ld., 1965, p. 93—105.
Dangeard L., Rioult M., Blanc J.-J., Blanc-Vernet L. Resul-
tats de la piongee en soucoupe № 421 dans la valee sous-marine de Planier, au large
de Marseille. — Bull. Inst. Oceanogr. Monaco, 1968, v. 67, № 1384. 21 p.
D’A nglejan B. F. Origin of marine phosphorites off baja California, Mexico. — Ma-
rine Geol., 1967, v. 5, p. 15—44.
Dansgaard W. S., Moller J., L a n g w а у С. C. One thousand centuries
of climatic record from Camp Century on the Greenland ice sheet. — Science, 1969,
v. 166, p. 377—380.
d’A г г i g о A. Richerche sul regime dei litorali nel Mediterraneo. — Ric Var. Spiagge
ital., 1936, № 14, p. 1—172.
d’A г г i g о A. Premessa Geofisica Alla Ricerca di Sibari. L’Arte Tipografica, Univ.
Napoli, 1959. 192 p.
Darwin Ch. The structure and distribution of coral reels. Ld., Smith, Elder, 1842.
214 p. (Reprinted in 1962 by Univ. California Press, Berkeley — Los Angeles,
Calif.)
Davis W. M. The structure of high-standing atolls. — Proc. Nat. Acad. Sci., 1917,
v. 3, p. 473—479.
Davis W. M. Les cotes et les recifs coralliens de la Nouvelle-Caledonie. — Ann. Geogr.,
1925, v. 34, p. 244—269, 332—359, 423—451, 521—558.
445
Davis W. M. The coral reef problem. — Amer. Georg. Soc., Spec. Publ. № 9, N. Y.,
1928. 596 p.
Debyser L. Etude sedimentologique du systeme lagunaire d’Abidjan (Cote d’Ivoire).—
Rev. Int. Frangais Petrole et Ann. Combustibles Liquides, 1955, v. 10, № 5, p. 319—
334.
Deffeyes K. S. Electron macroprobe for logging deep-sea cores. — Abs. Programs
for 1969, Geol. Soc. Amer., 1969, pt. 7, 9. 264 p.
Degens E. T., Ross D. A. (eds.). Hot brines and recent heavy metal deposits in
the Red. Sea. N. Y., Springer-Verlag, 1969. 600 p.
Degens E. T., Ross D. A. Oceanographic expedition in the Black Sea. — Nstur-
wissensch, 1970, v. 57, № 7, p. 349—353.
D e 1 а с о u r J., Moulin P. Un noveau procede de forage applicable en met. — Inst.
Francais Petrole, 1965, ref. 12 212. 16 p.
Demenitskaya R. M., H u n к i n s K. L. Shape and structure of the Arctic
Ocean. — In: The Sea. V. 4. Pt. 2. A. E. Maxwell, ed. N. Y., Wiley — Interscience,
1970, p. 223—249.
Dewey J. F. Evolution of the Appalachian-Caledonian orogen. — Nature, 1969, v. 222,
p. 124—129.
Dewy J. F., Bird J. M. Mountain belts and the new global tectonica. — J. Geo-
phys. Res., 1970, v. 75, p. 2625—2647.
Dietz R. S. Geomorphic evolution of continental terrace, continental shelf and slope.—
Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1952, v. 36, № 9, p. 1802—1819.
Dietz R. S. Marine geology of northwestern Pacific: decription of Japanese bathymet-
ric chart 6910. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1954, v. 65, p. 1199—1224.
Dietz R. S. Continent and ocean basin evolution by spreading of the sea floor. — Na-
ture, 1961, v. 190, № 4779, p. 854—857.
Dietz R. S. Wave-built, marine profile of equilibrium, and wave-built terraces, a cri-
tical appraisal. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1963, v. 74, p. 971—990.
Dietz R. S., Holden J. C. Reconstruction of Pangaea: breakup and dispersion
of continents, permian and present. — J. Geophys. Res., 1970, v. 75, № 26, p. 4939—
4956.
Dietz R. S., Shumway G. Arctic basin geomorphology. — Geol. Soc. Amer.
Bull., 1961, v. 72, p- 1319—1330.
Dietz R. S., Sproll W. P. Fit between Africa and Antarctica: a continental drift
reconstruction. — Science, 1970, v. 167, p. 1612—1614.
Dietz R. S., Emery К. O., Shepard F. P. Phosphorite deposits on the sea
floor off Southern California. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1942, v. 53, p.815—848.
Dietz R. S., К neb el II. J., Somers L. H. Cayar submarine canyon. — Geol.
Soc. Amer. Bull., 1968, v. 79, p. 1821—1828.
Dietz R. S., Holden J. C., Sproll W. P. Geotectonic evolution and sub-
sidence of Bahama platform. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p.1915—1928.
Dietz R. S., Holden J. C., Sproll W. P. Geotectonic evolution and subsi-
dence of Bahama platform: Reply. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1971, v. 82, p. 811—814.
Dill R. F. Contemporary submarine erosion in Scripps submarine canyon. — Ph. D.
thesis, Scripps Inst. Oceanogr., Univ. California, San Diego, 1964. 269 p.
Dill R. F. Military significance of deeply submerged sea cliffs and rocky terraces on
the continental slope. — Proc. 4th U. S. Navy Sympos. Military Oceanogr., v. 1,
Naval Res. Lab., Washington, 1967, p. 106—117.
Dill R. F. Submerged barrier reefs on the continental slope north of Darwin, Austra-
lia. — Abs. Programs for 1969, Geol. Soc. Amer., 1969a, Pt. 7, p. 264—266.
Dill R. F. Earthquake effects on fill of Scripps submarine canyon. — Geol. Soc. Amer.
Bull., 1969b, v. 80, p. 321—328.
Dill R. F., Shumway G. A. Geologic use of self-contained diving apparatus. —
Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1954, v. 38, № 1, p. 148—157.
Dillon W. P., Zimmerman H. B. Erosion by biological activity in two New
England submarine canyons. — J. Sedim. Petrology, 1970, v. 40, № 2, p. 542—547.
Dingle R. V. Preliminary geological map of part of the eastern Agulhas bank, South
African continental margin. — Proc. Geol. Soc. Ld., 1970, № 1663, p. 137—142.
Dixon W. J., Massey F. J., Jr. Introduction to statistical analysis. N. Y.,
McGraw-Hill, 1951. 370 p.
D о b r i n M. B. Introduction to geophysical prospecting. 2nd ed. N. Y., McGraw-Hill,
1960. 446 p.
Dolan R. Seasonal variations in beach profiles along the Outer Banks of North Caro-
lina. — Shore a. Beach, 1965, October.
446
Dolan R., Ferm J. C. Temporal precision in beach profiling. — Prof. Geographer,
1967, v. 19, № 1, p. 12—14.
D о 1 e t M., G i r ess e P., L arsonneu r C. Sediments et sedimentation dans
la Baie du Mont-Saint-Michel. — Bull. Soc. Linneenne Normandie, 1965, 10 ser., v 6,
p. 51—65.
Donahue J. G-, Allen R. C., Heezen В. C. Sediment size distribution
profile on the continental shelf off New Jersey.—Sedimentology, 1966, v. 7, p. 155—159.
Donn W. L., Ewing M. The theory of an ice-free Arctic Ocean. — Meteorol. Mono-
graphs, 1968, v. 8, № 30, p. 100—105.
Drake C. L. ,W о о d w a r d H. P. Appalachian curvature, wrench faulting, and
offshore structures. — Trans. N. Y. Acad. Sci., 1963, v. 26, p. 48—63.
Drake C. L., Ewing M., Sutton G. H. Continental margins and geosyncli-
nes: the East Coast of North America, north of cape Hatteras. — In: Physics and Che-
mistry of the Earth. Ld., Pergamon, 1959, v. 3, p. 110—198.
Drake C. L., Heirtzler J., Hirshman J. Marnetic anomalies off eastern
North America. — J. Geophys. Res., 1963, v. 68, № 18, p. 5259—5275.
Drake C. L., Ewing J. I., Stockard H. The continental margin of the eas-
tern United States. — Canadian J. Earth Sci., 1968, v. 5, p. 993—1010.
Duane D. B. A study of New Jersey and northern New England coastal waters. —
Shore a. Beach, 1969, October.
Duboul-Razavet C. Contribution a 1’Etude Geologique et Sedimentologie du
Delta du Rhone. — Mem. Soc. Geol. France, 1956, v. 76. 234 p.
Dunham J. W. Refraction and diffraction diagrams. — Proc. 1st Conf. Coastal Engr.
Council on Wave Res., 1951, p. 33—49.
Eaton J. P., Richter D. H., Ault W. U. The tsunami of May 23, 1960, on the
Island of Hawaii. — Bull. Seismol. Soc. Amer., 1961, v. 51, № 2, p. 135—157.
Edgerton H. E. The instruments of deep-sea photography. — In: Deep-Sea Photog-
raphy. J. B. Hersey, ed. Baltimore, J. Hopkins Press, Md., 1967, p. 47—54.
Edgerton H.E., GiermannG., LeenhardtO. Etude structurale de la
baie de Monaco en sondage sismique continu. — Bull. Inst. Oceanogr. Monaco, 1967,
v. 67, № 1377. 6 p.
Edmondson С. II. The ecology of an Hawaiian coral reef. — Bernice P. Bishop Mus.
Bull., 1928, № 45. 64 p.
E к m a n S. Neue apparate zur qualitativen und quantitativen Erforschung der Bodenfauna
der Seen. — Intern, ges. Hydrobiol., 1911, Bd. 3, S. 553—561.
E к m a n V. W. On dead water. — In: Norwegian North Polar Expedition 1893—1896,
Sci. Results, 1904, v. 5, № 15.
Elmendorf С. H., Heezen В. C. Oceanographic information for engineering
submarine canyon cable systems. — Bell System Tech. J., 1957, v. 36, № 5, p. 1047—
1093.
Elsasser W. M. Submarine trenches and deformation. — Science, 1968, v. 160, p. 1024.
EmbleyR.W., Ewing J., Ewing M. The Vidal deep-sea channel and its rela-
tionship to the Demerara and Barracuda abyssal plains. — Deep-Sea Res., 1970, v. 17,
p. 539—552.
Emery К. O. Beach markings made by sand hoppers. — J. Sedim. Petrology, 1944,
v. 14, p. 26—28.
Emery К. O. Entrapment of air in beach sand. — J. Sedim. Petrology, 1945, v. 15.
p. 39—49.
Emery К. O. Continental shelf sediments of Southern California. — Geol. Soc. Amer.
Bull., 1952, v. 63, p. 1105—1108.
E m e г у К. O. Deep standing internal waves in California basins. — Limnol. a. Ocea-
nogr., 1956a, v. 1, № 1, p. 35—41.
Emery К. O. Marine geology of Johnston island and its surrounding shallows, central
Pacific Ocean. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1956b, v. 67, p. 1505—1520.
Emery К. O. Sediments and water of Persian gulf. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull.,
1956c, v. 40, № 10, p. 2354—2383.
Emery К. O. The sea off Southern California. N. Y., Wiley, 1960. 366 p.
E m e г у К. О. Geology of the continental margin off eastern United States. — In: Sub-
marine Geology and Geophysics. W. F. Whittard a. R. Bradshaw, eds. Ld., Butter-
worths, 1965, p. 1—20.
E m e г у К. О. Atlantic continental shelf and slope of the United States. — U. S. Geol.
Surv., 1966, Prof. Paper 529-A, p. 1—23.
Emery К. O. The continental shelf and its mineral resources. — Governor's Cons on
Oceanography, Oct. 11, 12, 1967, Rockefeller Univ. N. Y., 1968a.
447
E m er у К. О. Relict sediments on continental shelves of the world. — Amer. Assoc.
Petrol. Geol. Bull., 1968b, v. 52, № 3, p. 445—464.
E m e г у К. O. Shallow structure of continental shelves and slopes. — Southeastern
Geol., Duke Univ., 1968c, v. 9, № 4, p. 173—194.
E m e г у К. O. Distribution pattern of sediments on the continental shelves of western
Indonesia. — Tech. Bull. ECAFE, 1969a, v. 2, p. 79—82.
Emery K. 0. The continental shelves. — In: The Ocean. Sci. Amer. Book. San Francisco,
Freeman, 1969b, p. 41—52.
E m e г у К. O. Continental rises and oil potential. — Oil a. Gas J., 1969c, v. 67, № 19,
p. 231—243.
Emery K.O., BentorY. K. The continental shelf of Israel. — Sea Fisheries Res.
. Sta. Bull., № 28, Ministry Dev. Geol. Surv. Bull., 1960, 26, p. 25—32.
Emery К. O., Dietz R. S. Gravity coring instrument and mechanics of sediment
coring. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1941, v. 52, p. 1685—1714.
E m e г у К. O., N e e v D. 1. Mediterranean beaches of Israel. State of Israel, Ministry
of Agriculture, Div. Fisheries. — Sea Res. Station Bull., 1960, № 28, p. 1—24.
Emery K.O., NiinoH. Sediments of the gulf of Thailand and adjacent continental
shelf. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1963, v. 74, p. 541—554.
Emery K.O., NiinoH. Stratigraphy and petroleum prospects of Korea strait and
the East China sea. — Geophys. Exploration, 1967, v. 1, № 1, p. 1—19.
E m e г у К. О., N о a к e s L. C. Economic placer deposits of the continental shelf. —
Tech. Bull. ECAFE, 1968, v. 1, p. 95—111.
Emery K.O., SchleeJ.S. The Atlantic continental shelf and slope, a program for
study. — U. S. Geol. Surv., 1968, Circular 481. 11 p.
Emery K.O., Shepard F. P. Lithology of the sea floor off southern California. —
Geol. Soc. Amer. Bull., 1945, v. 56, p. 431—478.
Emery К. O., Stevenson R. E. Estuaries and lagoons. Pt. 1. Physical and chemi-
cal characteristics. Pt. 3. Sedimentation in estuaries, tidal flats and marshes. — In:
Treatise on Marine Ecol. a. Paleoecol. J. W. Hedgpeth, ed. Geol. Soc. Amer., 1957,
Mem. 67, p. 673—693 , 729—749.
Emery K. O., Terry R. D. A submarine slope of southern California. — J. Geol.,
1956, v. 64, p. 271—280.
Emery К. O., Uchupi E. Structures of Georges bank. — Marine Geol., 1965, v. 3,
p. 349—358.
Emery K.O., Zarudzki E.F. K. Seismic reflection profiles along the drill holes
on the continental margin off Florida. — U. S. Geol. Surv., 1967, Prof. Paper
581-A. 8 p.
Emery К. O., Butcher W. S., Gould H. R., Shepard F. P. Submarine
geology off San Diego, California. — J. Geol., 1952, v. 60, № 6, p. 511—548.
E m e г у К. О., T г а с e у J. I., L a d d H. S. Geology of Bikini and nearby atolls.
Pt. 1. Geology. — U. S. Geol. Surv., 1954, Prof. Paper 260-A. 265 p.
Emery К. O., GorslineD. S., Uchupi E., Terry R. D. Sediments of the
three bays of baja California: Sebastian Viscaino, San Cristobal, and Todos Santos. —
J. Sedim. Petrology, 1957, v. 27, № 2, p. 95—115.
Emery К. О., M e r r i 11 A. S., Trumbull V. A. Geology and biology of the sea
floor as deduced from simultaneous photographs and samples. — Limnol. a. Oceanogr.,
1965, v. 10, № 1, p. 1—21.
Emery K.O., Heezen B.C., Allan T. D. Bathymetry of the eastern Mediter-
ranean sea. — Deep-Sea Res., 1966, v. 13, p. 173—192.
E m e г у К. О., H a у a s h i Y. e. a. Geological structure and some water characteris-
tics of the East China sea and the Yellow sea. — Tech. Bull. ECAFE, 1969, v. 2 (by
Geol. Surv. Japan), p. 3—43.
Emery К. O., Uchupi E. e. a. Continental rise off eastern North America. — Amer.
Assoc. Petrol. Geol., 1970, v. 54, № 1, p. 44—108.
Emery К. O., N i i n о H., Sullivan B. Post-Pleistocene levels of the East
China Sea. — In: The Late Cenozoic glacial ages. К. K. Turekian, ed. N. H., Yale
Univ. Press, Conn., 1971, p. 381—390.
Emiliani C. Pleistocene temperatures. — J. Geol., 1955, v. 63, № 6, p. 538—578.
Emiliani C. Isotopic paleotemperatures. — Science, 1966, v. 154, p. 851—857.
E n g e 1 A. E. J., E n g e 1 C. G., Havens R. G. Chemical characteristics of oceanic
basalts and the upper mantle. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1965, v. 76, № 7,
p. 719—734.
Engel C.G., Fisher R. L. Lherzolite, anorthosite, gabbro, and basalt dredged
from the Mid-Indian ocean ridge. — Science, 1969, v. 166, p. 1136—1141.
448
EpsteinS., Sharp R. P., Go w A. J. Climatolog cal implications of stable
isotope variations in deep ice cores, Byrd station, Antarctica. — Antarctic J., 1971,
Jan.-Feb., p. 18—20.
Erickson В. H., Naugler F. P., Lucas W. H. Emperor fracture zone: a newly
discovered feature in the central North Pacific. — Nature, 1970, v. 225, Jan. 3, p. 53—54.
Ericson D.B., Wollin G. Pleistocene climates and chronology in deep-sea sedi-
ments. — Science, 1968, v. 162, p. 1227—1234.
E r i c s о n D. B., Wollin G. Pleistocene climates in the Atlantic and Pacific oceans:
a comparison based on deep-sea sediments. — Science, 1970, v. 167, p. 1483—
1485.
Ericson D. B., Ewing M., Wollin G., 11 e e z e n В. C. Atlantic deep-sea
sediment cores. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1961, v. 72, № 2, p. 193—285.
Evans G. Intertidal flat sediments and their environments of deposition in the Wash. —
Quart. J. Geol. Soc. Ld., 1965, v. 121, p. 209—245.
Ewing J. Elementary theory of seismic refraction and reflection measurements. — In:
The Sea. V. 3. M. N. Hill, ed. N. Y., Interscience, 1963, p. 3—19.
Ewing J., Ewing M. Reflection profiling in and around the Puerto Rico trench. —
J. Geophys. Res., 1962, v. 67, № 12, p. 4729—4739.
Ewing J., Ewing M. Seismic reflection. — In: The Sea. V. 4, pt. 1. A. E. Maxwell,
ed. N. Y., Wiley—Interscience, 1970, p. 1—52.
Ewing J., Ewing M., F г а у C. Buried erosional terrace on the edge of the conti-
nental shelf east of New Jersey. — Abs. Geol. Soc. Amer., 1960, v. 71, № 12, pt. 2,
p. 1860.
E wing J., WorzelJ. L., Ewing M. Sediments and ocean structural history
of the gulf of Mexico. — J. Geophys. Res., 1962, v. 67, p. 2509—2527.
Ewing J., TalwaniM., Ewing M. Sediment distribution in the Caribbean
Sea. — 4th Caribbean Geol. Conf., Trinidad, 1965, p. 317—324.
Ewing J., Ewing M., Leyden R. Seismic-profiler survey of Blake plateau. —
Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1966a, v. 50, № 9, p. 1948—1971.
Ewing J., WorzelJ. L., Ewing M., Windisch Ch. Ages of horizon A and
the oldest Atlantic sediments. — Science, 1966b, v. 154, № 3753, p. 1125—1132.
Ewing J., IloutzR. E., Ludwig W. J. Sediment distribution in the Coral
sea. — J. Geophys. Res., 1970a, v. 75, № 11, p. 1963—1972.
Ewing J., Windisch C h., Ewing M. Correlation of horizon A with JOIDES
bore-hole results. — J. Geophys. Res., 1970b, v. 75, JM« 29, p. 5645—5653.
E w i n g J., E d g a г N. T., Antoine J.W. Structure of the gulf of Mexico and
Caribbean sea. — In: The Sea. V. 4, Pt. 2. A. E. Maxwell, ed. N. Y., Wiley — Inter-
science, 1970c, p. 321—358.
E wing M. Marine geology. — In: Ocean Sci. Ch. 2. U. S. Naval Inst., Annapolis, Md.,
1964, p. 157—171.
Ewing M. The sediments of the Argentine Basin. — J. Roy. Astronom. Soc., 1965,
v. 6, p. 10—27.
Ewing M., D о n n W. L. A theory of ice ages. — Science, 1956, v. 123, p. 1061.
Ewing M., Ewing J. Disturbution of oceanic sediments. — In: Studies on Oceano-
graphy. Tokyo Press, 1964, p. 525—537.
Ewing M., Thorndike E. M. Suspended matter in deep ocean water. — Science,
1964, v. 147, № 3663, p. 1291—1294.
Ewing M., Vine A. Deep-sea measurements without wires or cables. — Trans. Amer.
Geophys. Union, 1938, 19th Ann. Meeting, p. 248—251.
Ewing M., V i n e A. C., W о r z e 1 J. L. Photography of the ocean bottom. —
J. Optical Soc. Amer., 1946, v. 36, p. 307—321.
Ewing M., E r i c s о n D. В., H e e z e n В. C. Sediments and topography of the
gulf of Mexico. — In: Habitat of Oil. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1958,
p. 995—1053.
Ewing M., H e e z e n В. С., E r i c s о n D. B. Significance of the Worzel deep-sea
ash. — Proc. Nat. Acad. Sci., 1959a, v. 45, 3, p. 355—361.
Ewing M., II i г s h m a n J., H e e z e n В. C. Magnetic anomalies of the Mid-Ocea-
nic rift. — Inti. Oceanogr. Congr. Preprints, 1959b, p. 24.
Ewing M., Ludwig W. J., Ewing J. Geological investigations in the submerged
Argentine coastal plain. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1963, v. 74, p. 275—292.
Ewing M., Ludwig W., Ewing J. Sediment distribution in the oceans: the
Argentine basin. — J. Geophys. Res., 1964, v. 69, .№ 10, p. 2003—2032.
Ewing M., Saito T., Ewing J. Cretacous and Tertiary sediments from the Wal-
vis ridge. — Abs. Geol. Soc. Amer., San Francisco, 1966a. 64 p.
449
Ewing M., Saito T., E w i n g J., В u г с к 1 e L. H. Lower Cretaceous sedi-
ments from the northwest Pacific. — Science, 1966b, v. 152, p. 751—755.
Ewing M., Hayes D. E., Thorndike E. M. Corehead camera for measurement
of currents and core orientation. — Deep-Sea Res., 1967, v. 14, p. 253—258.
Ewing M., EittreimS., Truchan M., Ewing J. Sediment distribution
in the Indian ocean. — Deep-Sea Res., 1969a, v. 16, p. 231—248.
Ewing M., H о u t z R., Ewing J. South Pacific sediment distribution. — J. Geop-
hys. Res., 1969b, v. 74, № 10, p. 2477—2493.
E w i n g M.. W о r z e 1 J. L., В u г к C. A. Introduction. — In: Initial Reports
of the Deep Sea Drilling Project. V. 1. Nat. Sci. Found. Washington, 1969c, p. 3—9.
F a i.l J. P., Mont adert L. e. a. Prolongation des zones de fractures de I'Ocean
Atlantique dans le Golfe de Guinee. — Earth Planetary Sci. Letters, 1970. v. 7.
p. 413—419.
Fairbridge R. W. Landslide patterns on oceanic volcanoes and atolls. — Geogr.
J., 1950a, v. 115, p. 82—88.
Fairbridge R. W. Recent and Pleistocene coral reefs of Australia. — J. Geol.,
1950b, v. 58, № 4, p. 330—401.
F airbridge R, W. Eustatic changes in sea level. — In: Physics a. Chc-m. Earth.
V. 4. N. Y., Pergamon, 1961, p. 99—185.
F a i r b r i d g e R. W. Estuary. — In: The Encyclopedia of Geomorphology. R. W. Fair-
bridge, ed. N. Y., Reinhold, 1968, p. 325—329.
Fairbridge R. W., Stewart H. В., J r. Alexa Bank, a drowned atoll on the
Melanesian border plateau. — Deep-Sea Res., 1960, v. 7, № 2, p. 100—116.
Fenner P., Kelli ng G., Stanley D. J. Bottom currents in Wilmington sub-
marine canyon. — Nature Phys. Sci., 1971, v. 229, № 2. p. 52—54.
F i s c h e г A. G., II e e z e n В. C. e. a. Deep Sea Drilling Project: Leg 6. — Geotimes.
1969, v. 14, № 8, p. 13—16.
Fischer A. G., Heezen В. C. e. a. Geological history of the western North Paci-
fic. — Science, 1970, v. 168. p. 1210—1214.
Fisher R. L. Cuspate spits of St. Lawrence Island, Alaska. — J. Geol.. 1955, v. 63,
№ 2, p. 133—142.
Fisher R. L. Middle America trench: topography and structure. — Geol. Soc. Amer.
Bull., 1961, v. 72, № 5, p. 703—720.
Fisher R. L. The median ridge in the South Central Indian ocean. The world rift sys-
tem. — Rept. UMC Sympos., Ottawa, Sept. 1965. Geol. Surv. Canada, 1966, Pap. 66—
14, p. 135—147.
Fisher R.L., Engel C. G. Ultramafic and basaltic rocks dredged from the nearshore
flank of the Tonga trench. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1969, v. 80, p. 1373—1378.
Fisher R. L., Hess H. H. Trenches. — In: The Sea. V. 3. M. N. Hill, ed. N. Y.,
Interscience, 1963, p. 411—436.
Fisher R. L., Revelle R. R. The trenches of the Pacific. — Sci. Amer., 1955,
v. 194, № 5, p. 36—41.
Fisher R. L., Carso! a A. J., S h u m w a у G. A. Deep-sea bathymetry north
of point Barrow. — Deep-Sea Res., 1958, v. 5, p. 1—6.
Fisher R. L.. Johnson G. L., Heezen В. C. Mascarene plateau, western
Indian Ocean. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1967, v. 78, p. 1247—1266.
Fisher R. L., S с 1 a t e r J. G., McKenzie D. P. Evolution of the central
Indian Ridge, western Indian ocean. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1971, v. 82, p. 553—562.
Fisk H. N. Geological investigations of the Atchafalaya basin and the problem of Missis-
sippi river diversion. — U. S. Army Corps Engrs., Mississippi River Comm., Vicks-
burg, Miss., 1952. 145 p.
F i s к II. N. Padre Island and the laguna Madre flats coastal South Texas. — In: 2nd
Coastal Geogr. Conf. R. J. Russell, Chm., Coastal Studies Inst., Louisiana State Univ.
Baton Rouge, 1959, p. 103—151.
Fisk H. N. Bar-finger sands of the Mississippi delta. — In: Geometry of sand bodies.
Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1961, p. 29—52.
F i s к H. N., McFarlan E., Jr. Late Quaternary deposits of the Mississippi river.—
Geol. Soc. Amer., 1955, Spec. Paper 62, p. 279—302.
Fisk H. N., McFarlan E., Kolb C. R., Wilbert L. J., J r. Sedimentary
framework of the modern Mississippi delta. — J. Sedim. Petrology, 1954, v. 24, № 2,
p. 76—99.
Elint R. F. Glacial and quaternary geology. N. Y., Wiley, 1971. 892 p.
F о 1 к R. L. The distinction between grain size and mineral composition in sedimentary-
rock nomenclature. — J. Geol., 1954, v. 62, № 4, p. 344—359.
23 Оаваз 10 54
450
Foster J. H., Opdyke N. D. Upper Miocene to Recent magnetic stratigraphy in
deep-sea sediments. — J. Geophys. Res., 1970, v. 75, № 23, p. 4465—4473.
F о x P. J., Hee zen В. C. Sands of the Mid-Atlantic ridge. — Science, 1965, v. 149,
№ 3690, p. 1367—1370.
F о x P. J., L о w r i e A., Heezen R. C. Oceanographer fracture zone. — Deep-Sea
Res., 1969, v. 16, p. 59—66.
FoxP. J., Ruddiman W. F., Ryan W. B. F., Heezen В. C. The geology
of the Caribbean crust. 1. Beata ridge. — Tectonophysics, 1970, v. 10, p. 495—513.
Frakes L. A., Crowe 11 J. C. Late Paleozoic glaciation. II. Africa exclusive of
Karroo basin. — Geol. Soc. Amer. Rull., 1970a, v. 81, p. 2261—2286.
Frakes L. A., Crowell J. C. Geologic evidence for the place of Antarctica in Gond-
wanaland. — Antarctic J., 1970b, v. 5, № 3, p. 67—69.
Francis-Boeuf C. Recherches sur le milieu fluvio-marin et les depots d'estuaire. —
Ann. Inst. Oceanogr. Monaco, 1947, v. 235, № 3, p. 149—344.
F г а у C h., E w i n g M. Pleistocene sedimentation and fauna of the Argentine shelf. —
Proc. Acad. Nat. Sci., Philadelphia, 1963, v. 115, № 6, p. 113—147.
Frey H., T zimoulis P. Camera Below. N. Y., Assoc. Press, 1968. 224 p.
Frye J. C., R a i 11 R. W. Sound velocities at the surface of deep-sea sediments. —
J. Geophys. Res., 1961, v. 66, p. 589—597.
Funkhouser J. G., Barnes I. L., Naughton J. J. Determination of ages
of Hawaiian volcanoes by К —Ar method. — Pacific Sci., 1968, v. 22, p. 369—372.
Gado w S., Reineck H. E. Ablandiger Sandtransport dei Sturmfluten. — Sencken-
bergiana maritima, 1969, (1) 50, p. 63—78.
Gakkel Ya. Ya., DibnerV. D. Bottom of the Arctic ocean. — In: Intern. Dic-
tionary Geophysics. Ld., Pergamon, 1967, p. 1—13.
Gardner J. V. Submarine geology of the western Coral sea. — Geol. Soc. Amer. Bull.,
1970, v. 81, p. 2599—2614.
Garrison L. E. Development of continental shelf south of New England. — Amer.
Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1970, v. 54, № 1, p. 109—124.
Garrison L.E., McMaster R.L. Sediments and geomorphology of the continen-
tal shelf off southern New England. — Marine Geol., 1966, v. 4, p. 273—289.
G e a 1 у В. Topography of the continental slope in northwest gulf of Mexico. — Geol.
Soc. Amer. Bull., 1955, v. 66, p. 203—228.
Gennesseaux M. Structure et morphologie de la pente continentale de la region
nioise. — Rap. et Proc, reunions C.I.E.S.M.M., 1963, v. 17(3), p. 991—998.
Gennesseaux M. L'evolution des fonds sous-marins de la baie des Anges et le delta
du Var. — Cah. C.E.R.B.O.M., 1964, v. 13, № 1, p. 3—17.
Gennesseaux M. Prospection photographiques des canyons sous-marins du Var et
du Pailion (Alpes Maritimes) au moyen de la Troika. — Rev. Geogr. Phys., Geol. Dyna-
mique, 1966, (2), v. 8, № 1, p. 3—38.
G i b s о n R. B. Crustal structure across the west Florida escarpment from gravity data.—
M. S. thesis, A &M College of Texas, 1962. 22 p.
Gibson T.G., SchleeJ. Sediments and fossiliferous rocks from the eastern side
of the Tongue of the Ocean, Bahamas. — Deep-Sea Res., 1967, v. 14, p. 691—702.
Gibson W., Nichols H. Configuration of the Aleutian ridge, Rat islands — Semi-
sopochnoi I to west of Buldir I. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1953, v. 64, p. 1173—1181.
Giddings J. L. Cross-dating the archeology of northwestern Alaska. — Science,1966,
v. 153, № 3732, p. 127—135.
Gierloff-EmdenH. G. Nehrungen und Lagunen. — Petermanns Geogr. Mitt.,
1961, Quart. 2, 3, S. 82—92, 161—176.
Giermann G. Erlauterungen zur bathymetrischen Karte der Strasse von Gibraltar. —
Bull. Inst. Oceanogr. Monaco, 1961, № 116, maps.
Giermann G. Erlauterungen zur bathymetrischen Karte des westlichen Mittelmeers
(zwischen 6°40'W. L. u. 1°6L.). — Bull. Inst. Oceanogr. Monaco, 1962, № 1254,
B. 24 p.
Giermann G. The Eastern Mediterranean ridge. — Rapp. Comm. Inti. Mer. Medit.,
1969, v. 19, № 4, p. 605—607.
Gilbert G. K. The topographic features of lake shores. — U. S. Geol. Surv., 5th Ann.
Rept., 1885, p. 69—123.
Gilbert G. K. The transportation of debris by running water. — U. S. Geol. Surv.,
1914, Prof. Paper 83. 263 p. Abs. Washington Acad. Sci., 4, p. 154—158.
Ginsburg R. N. Environmental relationships of grain size and constituent particles
in some south Florida carbonate sediments. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1956,
v. 40, № 10, p. 2384—2427.
451
Ginsburg R. N. Early diagenesis and lithification of shallow-water carbonate sedi-
ments in south Florida. — In: Regional Aspects of Carbonate Deposition. R. J. Le-
Rlanc, J. G. Rreefing, eds. Soc. Econ. Paleont. a. Mineral., spec, publ., 1957, № 5,
p. 80—100.
Giresse P. Mechanismes de repartition des mineraux argileux des sediments marins
actuels sur le littoral sud du Cotentin. — Marine Geol., 1967, v. 5, p. 61—69.
Glangeaud L. Les methodes de la geodynamique et leurs applications aux structures
de la Mediterranee occidentale. — Rev. Geogr. Phys., Geol. Dynamique, 1968, (2),
v. 10, № 2, p. 83—135.
Glossary of Geology and Related Sciences. 2nd ed. Amer. Geol. Inst. Nat. Acad. Sci.,
Nat. Res. Council. Washington, 1960. 325 p. ^-72 p. suppl.
Goldberg E.D., Arrhenius G. Chemistry of Pacific pelagic sediments. — Geo-
chim. Cosmochim. Acta., 1958, v. 13, p. 153—212.
G о 1 i к A. Foraminiferal ecology and Holocene history, gulf of Panama. — Ph. D. thesis,
Univ. California, San Diego, mimeo, 1965. 198 p.
Goncharov V. P., NeprochnovU. P. Geomorphology and tectonic problems
of the Rlack Sea. — 21st Intern. Geol. Congr., Rep. Sov. Geol., Problem 10, Marine
Geology, 1960, p. 94—104.
Goodell H. G. The sediments and sedimentary geochemistry of the southeastern Atlan-
tic shelf. — J. Geol., 1967, v. 75, № 6, p. 665—692.
Goo dell H.G., Garman R. K. Carbonate geochemistry of Superior deep test well. —
Amer. Assoc. Petrol. Geol. Dull., 1969, v. 53, № 3, p. 513—536.
Goodell H. G., GorslineD. S. A sedimentologic study of Tampa bay, Florida. —
21st Ses. Inti. Geol. Congr., Norden, Pt. 23, Proc. Inti. Assoc. Sedim., 1961,
p. 75—88.
G о r e a u T. F. The ecology of Jamaican coral reefs. — Ecology, 1959, v. 40, p. 67—90.
G о r e a u T. F. On the relation of calcification to primary production in reefbuilding
organisms. — In: The Riology of Hydra. H. M. Lenhoff, W. F. Loomis, eds. Univ.
Miami Press, 1961, p. 269—285.
Gorsline D. S. Oceanography of Apalachicola bay, Florida. — In: Essays in Marine
Geologv, honoring К. O. Emerv. Th. Clements, ed. Univ. Southern California Press,
1963a, p. 69—96.
Gorsline D. S. Bottom sediments of the Atlantic shelf and slope off the southern
United States. — J. Geol., 1963b, v. 71, № 4, p. 422—440.
Gorsline D. S. Dynamic characteristics of west Florida gulf coast beaches. — Marine
Geol., 1966, v. 4, p. 187—206.
Gorsline D. S. Contrasts in coastal bay sediments on the gulf and Pacific coasts. —
In: Estuaries. G. H. Lauff, ed. Amer. Assoc. Adv. Sci., Washington, 1967. p. 219—225.
GorslineD. S., Drake D. E., Barnes P. W. Holocene sedimentation in Tan-
ner basin, California continental borderland. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1968, v. 79,
p. 659—674.
Gould H. R. Some quantitative aspects of lake Mead turbidity currents. — Soc. Econ.
Paleont. a. Mineral., Spec. Publ., 1951, № 2, p. 34—52.
Gould H. R. The Mississippi delta complex. — In: Deltaic Sedimentation, Modern and
Ancient. J. P. Morgan, ed. Soc. Econ. Paleont. a. Mineral., spec, publ., № 15, Tulsa,
Okla., 1970, p. 3—30.
Gould H. R., McFarlan E., J r. Geologic history of the chenier plain, southwes-
tern Louisiana. — Trans. Gulf Coast Assn. Geol. Soc., 1959, v. 9, p. 261—272.
Gould H.R., Stewart R. H. Continental terrace sediments in northeastern Gulf of
Mexico. — In: Finding Ancient Shorelines. Soc. Econ. Paleont. a. Mineral. New Haven,
Conn., 1955, p. 1—19.
Graham J. R., P e t e r s о n M. N. A., M cLerran A. R. Deep sea drilling
project, prelude to a decade of ocean exploration. — Marine Techn. Soc. (MTL) J.,
1970, v. 4, № 5, p. 5—13.
G r a n e 11 i N. C. L. Giant ripples in the gulf of San Matias, Argentina. — Abs. Prep-
rints Intern. Oceanogr. Congr., Amer. Assoc. Adv. Sci. Washington. 19o9, p. 616—618.
G r a n t A. C. A continuous seismic profile on the continental shelf off Labrador. — Canad.
J. Earth Sci., 1966, v. 3, № 5, p. 725—730.
Grant U. S. Influence of the water table on beach aggradation and degradation. — J.
Marine Res., 1948, v. 7, № 3, p. 655—660.
Grat on L. C., Fraser H. J. Systematic packing of spheres — with particular
relation to porosity and permeability. — J. Geol., 1935, v. 43, p. 785—909.
G r e e n e H. G. Microrelief of an arctic beach. — J. Sedim. Petrology, 1970a, v. 40,
№ 1, p. 419—427.
29*
452
Greene H. G. Geology of southern Monterey bay and its relationship to the ground
water basin and salt water intrusion. — U. S. Geol. Surv., open file rept., 1970b.
50 p.
Gregory J. AV. The earthquake south of Newfoundland and submarine vallevs. —
Nature, 1929, v. 124, p. 945.
Griffin J. J., Windon H., Goldberg E. D. The distribution of clay minerals
in the world ocean. — Deep-Sea Res., 1968, v. 15, p. 433—459.
Griggs G. B., Car e у A. G., Kulm L. D. Deep-sea sedimentation and sediment-
fauna interaction in Cascadia channel and on Cascadia abyssal plain. — Deep-Sea Res.,
1969. v. 16, p. 157—170.
Grim Ivf. S.. Drake C.L., Heirtzler J. R. Sub-bottom study of Long Island
Sound. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 649—666.
Grim P. J. Seamap deep-sea channel. — ESSA Tech. Rept., ERL 93-Pol 2. Seattle.
Washington, 1969, p. 1—27.
Crimsdale T. F. Cycloclypeus (Foraminifera) in the Funafuti boring, and its geologi-
cal significance. — Challenger Soc., 1952, № 2, p. 1—11.
Gripenberg S. Sediments of the North Baltic and adjoining seas. — ITavforsknining-
stitutes, 1934, Skr. № 96, Helsingfors, Fennia 60, № 3.
Gripenberg S. Sediments of the Baltic sea. — In: Recent Marine Sediments. Amer.
Assoc. Petro]. Geol., Tulsa, Okla., 1939, p. 293—321.
G г о b a E. Geologische Unterwasserkartierung im Litoral der deutschen Ostseekuste. —
Acta Eydrophys., 1959, Bd. 5, № 4, S. 163—200.
Gross M. G., McManus D. A., Ling H. - Y. Continental shelf sediment, north-
western United States. — J. Sedim. Petrology, 1967, v. 37, № 3, p. 790—795.
Gross M. G., G u с 1 u e r S. №., Creager J. S., Dawson W. A. Varved ma-
rine sediments in a stagnant fjord. — Science, 1963, v. 141, p. 918—919.
Guilcher A. La formation de la Met du Nord Pas de Calais et des plaines maritimes
environmentes. — Rev. Geogr. Lyon, Univ. Lyon, 1951, № 3, p. 311—329.
Guilcher A. Morthologie littorale et Sous Marine. — «Orbis» Introduction Etudes
Geographic. Presses Univ. France, 1954. 210 p.
Guilcher A. Coastel sand ridges and marshes and their environment near Grand Popo
and Ouidah, Dahomey. — In: 2nd Coastal Geogr. Conf. R. J. Russell, Chm. Coastal
Studies Inst., Louisiana State Univ. Baton Rouge. 1959, p. 189—212.
Guilcher A. Drumlin and spit structures in the Kenmare river, South-west Ireland. —
Irish Geography, 1965a, v. 5, № 2, p. 7—19.
Guilcher A. Grand Recif sud Recifs et lagon de Tuo. — In: Expedition Francaise
sur les Recifs Coralliens de la Nouvelle-Caledonie. Paris, 1965b, p. 137—238.
Guilcher A. Origin of sediments in estuaries. — In: Estueries. G. A. Lauff, ed. Amer.
Assoc. Adv. Sci. Washington, 1967, p. 149—157.
Guilcher A., Berthois L. Cinq annees d'observations sedimentologiques dans
quatre estuaires-temoins de 1'ouest de la Bretagne. — Rev. Geomorph. Dyn., 1957,
№ 8, p. 67—86.
Guilcher A., Berthois L., Le Calvez.e. a. Les Recifs Coralliens et
le Lagon de ITle Mayotte. — Office Rech. Sci. et Tech. Outre-Mer, Orstom, Paris,
1965. 210 p.
G u i I c h e г А., В e r t h о i s L., DoumengeF. e. a. Les recifs et lagons co-
ralliens de Mopelia et de Bora-Bora (Iles de la Societe). — Mem. Orstom., 1969, № 38,
Office Rech. Sci. et Tech. Outre-Mer. 103 p.
Gulliver F. P. Cuspate forelands. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1896. v. 7, p. 399—422.
G u t e n b e r g B., R i c h t e r C. F. Seismicity of the Earth and Associated Phenomena.
2nd ed., Princeton Univ. Press, Princeton, N. J., 1954. 310 p. (orig. publ. 1949).
Hails J. R., Hoyt J. H. Barrier development on submerged coasts: problems of
sea-level changes from a study of the Atlantic coastal plain of Georgia, U. S. A. and
parts of the East Australian coast. —Ann. Geomorph., Neue Folge, 1968, supp. 7,
p. 24—55.
Hamblin W. K. X-ray radiography in the study of structures in homogeneous sedi-
ments. — J. Sedim. Petrology, 1962, v. 32, № 2, p. 201—210.
Hamilton E. L. Sunken islands of the Mid-Pacific Mountains. — Geol. Soc. Amer.,
Mem., 1956, № 64. 97 p.
Hamilton E. L. Thickness and consolidation of deep-sea sediment. — Geol. Soc.
Amer. Bull., 1959, v. 70, № 11, p. 1399—1424.
Hamilton E. L. Ocean basin ages and amounts of original sediments. — J. Sedim.
Petrology, 1960, v. 30, № 3, p. 370—379.
453
Hamilton E. L. Marine geologv of abyssal plains in the gulf of Alaska. — J. Geophys.
Res., 1967, v. 72, № 16, p. 4189—4213.
H a m i 1 t о n E. L. Prediction of in situ acoustic and elastic properties of marine se-
diments. — Geophysics, 1970a, v. 36, № 2, p. 266—284.
Hamilton E. L. Sound velocity and related properties of marine sediments. North
Pacific. — J. Geophys. Res., 1970b, v. 75, N-23, p. 4423—4446.
Hamilton E. L. Elastic properties of marine sediments. — J. Geophys. Res., 1971,
v. 76, N-2, p. 597—604.
Hamilton E. L., Shumway G. A., Menard H. W., S h i p e к C. J.
Acoustic and other physical properties of shallow-water sediments off San Diego. —
J. Acoustical Soc. Amer., 1956, v. 28, p. 1—15.
H amilton W., KrinsleyD. Upper Paleozoic glacial deposits of South Africa
and southern Australia. —Geol. Soc. Amer. Hull., 1967, v. 78, p. 783—800.
H a n n a G. D. Geology of the continental slope off central California. — Calif. Acad.
Sci. Proc., 1952, v. 27, p. 325—358.
H a n z a w a S h. Micropaleontoiogical studies of drill cores from a deep well in Kito-
Daito Zima (N. Borodino Is.). — Jubilee Publ. Prof. H. Yabe’s 60th Birthday, 1940,
v. 2, p. 755—802.
H a r t w e I 1 A. D. Hydrography and Holocene sedimentation of the Merrimack river ,
estuarv, Massachusetts. Contrib. N 5-CRG. — Dept. Geol., Univ. Massachusetts,
1970. ‘166 p.
H a t h a w a у J. С., M c F a r 1 i n P. F., R о s s D. A. Mineralogy and origin of
sediments from drill holes on the continental margin off Florida. — U. S. Geol. Surv.,
1970, Prof. Paper 581-E, p. 1—26.
H a у e s D. E., Ewing M. North Brazilian ridge and adjacent continental margin. —
Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1970, v. 54, N 11, p. 2120—2150.
Haves D. E., P i m m A. C. e. a. Deep.-Sea drilling project, leg 14. —Geotimes,
1971, v. 16, N 2, p. 14—17.
Hayes M. 0. Lognormal distribution of inner continental shelf widths and slopes. —
Deep-Sea Res., 1964, v. 11, p. 53—78.
Hayes M. 0. Relationship between coastal climate and bottom sediment type of the
inner continental sheif. —Marine Geol., 1967, v. 5, p. Ill—132.
Hays J. D. Radiolaria and the Late Tertiary and Quaternary history of the Antarctic
seas. — In: Biologv of the Antarctic Seas. II. Res. Ser. 5, Amer. Geophys. Union, 1965,
p. 125—184.
H e a t h G. R. Carbonate sedimentation in the abyssal equatorial Pacific during the past
50 million years. —Geol. Soc. Amer. Bull., 1969, v. 80, p. 689—694.
H e a t h G. R., M о о r e T. C., Jr. Subbottom profile of abyssal sediments in the
central equatorial Pacific. — Science, 1965, v. 149, № 3685, p. 744—746.
HedbergH. D. Continental margins from viewpoint of the petroleum geologist. —
Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1970, v. 54, 1, p. 3—43.
Hedgpeth J. W. The sense of the meeting. — In: Estuaries. G. H. Lauff, ed. Publ.
83, Amer. Assoc. Adv. Sci. Washington, 1967, p. 707—710.
Heezen В. C. The rift in the ocean floor. — Sci. Amer., 1960, Oct.,
p. 98—114.
Heezen В. C., Drake C. L. Grand Banks slump. — Amer. Assoc. Petrol. Geol.
Bull., 1964, v. 48, № 2, p. 221—225.
Heezen В. C., Ewing M. Turbidity currents and submarine Jumps, and the Grand
Banks earthquake. — Amer. J. Sci., 1952, v. 250, p. 849—873.
Heezen В. C., Fischer A. G. Patterns of crustai age. — In: Initial Rep. Deep-
Sea Drilling Project. V. 6. A. G. Fischer e. a. Washington, 1971, p. 1301—1305.
Heezen В. С., H ollis ter Ch. Deep-sea current evidence from abyssal sediments.—
Marine Geol., 1964, v. 1, p. 141—174.
Heezen В. C., Hollister Ch. The Face of the Deep. N. Y., Ld., Oxford Univ.
Press, 1971. 659 p.
Heezen В. C., Johnson G. L. The South Sandwich trench. — Deep-Sea Res.,
1965, v. 12, p. 185—197.
Heezen В. C., S h e r i d a n R. E. Lower Cretaceus rocks (Neocomian — Albian)
dredged from escarpment. — Science, 1966, v. 154, № 3757, p. 1644—1647.
Heezen В. C., Tharp M., Ewing M. The floors of the oceans. I. — The North
Atlantic. —Geol. Soc. Amer., 1959, spec, paper 65. 122 p.
H e e z e n В. С., В u n с e E. T., Hersey J. B., Th a r p M. Chain and Ro-
manche fracture zones. —Deep-Sea Res., 1964a, v. 11, p. 11—33.
454
Heeze п В. C., Menzies R. J., SchneiderE. D. e. a. Congo submarine
canyon. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1964b, v. 48, № 7, p. 1126—1149.
Heezen В. C., Gerard R. D., Tharn M. The Vema fracture zone in the equa-
torial Atlantic. — J. Geophys. Res., 1964c, v. 69, № 4, p. 733 —739.
Heezen В. C., Hollister C. D., RuddimanW. F. Shaping of the con-
tinental rise by deep geostrophic contour currents. — Science, 1966a, v. 152, № 3721,
p. 502—508.
H e e z e n В. C., G 1 a s s B., Menard H. W. The Manihiki plateau. — Deep-Sea
Res., 1966b, v. 13, p. 445—458.
Heezen В. C., SchneiderE. D., PikeyO. H. Sediment transport by the
Antarctic bottom current on the Bermuda Rise. — Nature, 1966c, v. 211, № 5049,
p. 611—612.
Heirtzler J. R. Magnetic anomalies measured at sea. — In: The Sea. V. 4, Pt. 1.
A. E. Maxwell, ed. N. Y., Wiley— Interscience, 1970, p. 85—129.
Heirtzler J. R., Hayes D. E. Magnetic boundaries in the North Atlantic ocean. —
Science, 1967, v. 157, p. 185—187.
Heirtzler J. R., Dickson G. O., Herron E. M. e. a. Marine magnetic
anomalies, geomagnetic field reversals, e motions of the ocean floor and continents. —
J. Geophys. Res., 1968, v. 73, № 6, p. 2119—2136.
H e r m a n Y. Cretaceous, Plaeocene, and Pleistocene sediments from the Indian ocean. —
Science, 1963, v. 140, № 3573, p. 1316—1317.
H e г s e у J. B. Continuous reflection profiling. — In: The Sea. V. 3. M. N- Hill, ed.
N. Y., Interscience, 1963, p. 47—72.
H e r s e у J. B. Sedimentary basins of the Mediterranean Sea. — In: Submarine Geology
and Geophysies. W. F. Whittard, R. Bradshaw, eds. Ld., Butterworths, 1965,
p. 75—89.
Hersey J. B. Deep-sea photography. Baltimore, J. Hopkins Press, Md., 1967a.
310 p.
Hersey J. B. The manipulation of deep-sea cameras. —Ibid., 1967b, p. 55—67.
H e s s H. H. Gravity anomalies and island arc structure. — Proc. Amer. Philos. Soc.,
1938, v. 79, p. 71—96.
H e s s H. H. Drowned ancient islands of the Pacific basin. — Amer. J. Sci., 1946, v. 244,
p. 772—791.
H e s s H. H. Major structural features of the western and north Pacific, an interpretation
of H. O. 5985, bathymeric chart, Korea to New Guinea. — Geol. Soc. Amer. Bull.,
1948, v. 59, p. 417—446.
Hess H. H. History of ocean basins. — In: Petrologic Studies: a volume in honor of
A. F. Buddington. A. E. J. Engel e. a., eds. Geol. Soc. Amer., Boulder, Colo., 1962,
p. 599—620.
Hickson R. E., R о d о 1 d F. W. History of Columbia river jetties. — Proc. 1st
Conf. Coastal Eng. Long Beech, Calif. J. W. Johnson, ed. Council on Ware Res., Engr.
Found., 1951, p. 283—298.
H i 1 d e T. W. C., W a g e m a n J. M., H a m m о n d W. T. The structure of Tosa
terrace and Nankai trough off southeastern Japan. — Deep-Sea Res., 1969, v. 16, p. 67—
75.
H i 11 M. N. Notes on the bathymetric chart of the N. E. Atlantic. — Deep-Sea Res.,
1956, v. 3, p. 229—231.
H i 11 M. N. Single-shin seismic refraction shooting. — In: The Sea. V. 3. M. N. Hill,
ed. N. Y., Interscience, 1963, p. 39—46.
HillM. N., King W. B. R. Seismic prospecting in the English Channel and its
geological interpretation. — Quart. J. Geol. Soc. Ld., 1954, v. 109, p. 1—19.
H i n d e G. J. Report on the materials from the borings at the Funafuti atoll. — Rep.
Coral Reef Comm., Roy. Soc. Ld., W. J. Sollas e. a. Ld., 1904, p. 186—360.
HiranandaniM. G., GoleC. V. Formation and movement of mudbanks and
their effect on southwesterly coast of India. — Abs. Preprints Intern. Oceanogr. Congr.
Amer. Assoc. Adv. Sci. Washington, 1959, p. 623—624.
H о a r e J. M. Geologic map of the Hooper Bay quadrangle, Alaska. — U. S. Geol. Surv.
Misc. Geol. Inv., 1968, map 1-523.
HoareJ. M., Condon W. H. Geologic map of the Kwiguk and Black quadrangles,
western Alaska. — U. S. Geol. Surv. Misc. Geol. Inv., 1966, Map 1-469.
Hoffmeister J. E., L a d d H. S. The foundations of atoll; a discussion. —
J. Geol., 1935, v. 43, № 6, p. 643—665.
Hoffmeister J. E., Multer H. G. Geology and origin of the Florida Keys. —
Geol. Soc. Amer. Bull., 1968, v. 79, p. 1487—1502.
455
Holmes A. Principles of physical geology. N. Y., Ronald Press, 1945. 532 p.
Holtedahl H. On the Norwegian continental terrace, primarily outside More-Romsdal:
its geomorphology and sediments. With contributions on the Quaternary geology of
the adjacent land and on the bottom deposits of the Norwegian Sea. — Univ. Rergen,
Arbok, Naturvitenskap. Rekke, 1955, № 14. 209 s.
Holtedahl H. Some remarks on geomorphology of the continental shelves off Norway,
Labrador, and southeast Alaska. — J. Geoi., 1958, v. 66, № 4, p. 461—471.
Holtedahl H. Geology and paleontology of Norwegian sea bottom cores. — J. Sedim.
Petrology, 1959, v. 29, К» 1, p. 16—29. ~
Holtedahl O. The submarine relief off the Norwegian coast. Oslo, Norske Viden-
skaps-Akad., 1940. 43 s.
Holtedahl O. Echo-soundings in the Skagerrak, with remarks on the geomorpho-
logy. — Norges geol. Undersokelse, 1964, № 223, s. 139—160.
Holtedahl O. On the morphology of the west Greenland shelf with general remarks ,
on the «marginal channel» problem. —Marine Geol., 1970, v. 8, p. 155—172.
Hopkins D. M. The Cenozoic history of Reringia — a synthesis. — In: The Rering
Land bridge. D. M. Hopkins, ed. Stanford, Stanford Univ. Press, 1967, p. 451—484.
H о p к i n s D. M., S c h о 1 ] D. W. e. a. Cretaceous, Tertiary, and Early Pleistocene
rocks from the continental margin in the Rering sea. — Geol. Soc. Amer. Hull, (in
press).
H о p к i n s T. L. A survey of marine bottom samplers. — In: Progress in Oceanography.
V. 2. M. Sears, ed. N. Y., Macmillan, 1964, p. 215—254.
H о r n D. R., D el г ch M. N., H orn В. M. Distribution of volcanic ash layers and
turbidites in the North Pacific. — Geol. Soc. Amer. Dull., 1969, v. 80, p. 1715—1724.
HornD. R., Ewing M., D e 1 a c h M. N., Horn R. M. Turbidites of the
northeast Pacific. — Sedimentology, 1971, v. 16, p. 55—69.
Hoskins H. Seismic reflection observations on the Atlantic continental shelf, slope,
and rise southeast of New England. — J. Geol., 1967, v. 74, № 5, p. 598—611.
Houbolt J. J. H. C. Surface sediments of the Persian gulf near the Qatar Peninsula. —
Thesis, Univ. Utrecht, Mouton. The Hague, 1957. 113 p.
Houbolt J. J. H. C. Recent sediments in the southern bight of the North sea. — Geol.
Mijnb., 1968, v. 47, № 4, p. 245—273.
Hough J. L. Sediments of Ruzzards bay, Massachusetts. — J. Sedim. Petrology, 1940,
v. 10, № 1, p. 19—32.
Hough J. L. Sediment distribution in the southern oceans around Antarctica. —
J. Sedim. Petrology, 1956, v. 26, № 4, p. 301—306.
Hoyt J. H. Barrier island formation. —Geol. Soc. Amer. Bull., 1967, v. 78,
p. 1125—1136.
Huang T. C., Goodell H. G. Sediments of Charlotte Harbor, southwestern Flo-
rida. — J. Sedim. Petrolody, 1967, v. 37, № 2, p. 449—474.
Hubbert M. K. Permeability (fluid). — In: Encyclopaedia Britannica, 1958, v. 17,
Hubert J. F. Textural evidence for deposition of many western North Atlantic deep-sea
sands by ocean-bottom currents rather than turbidity currents. — J. Geol., 1964, v. 72,
№ 6, p. 757—785.
HueneR. yon, ShorG. G., Jr. The structure and tectonic history of the eastern
Aleutian trench. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1969, v. 80, p. 1889—1902.
Hunkins K. Geomorphic provinces of the Arctic ocean. — In: Arctic drifting stations.
J. E. Sater, ed. Arctic Inst. North America, 1968, p. 365—376.
Hunkins K. Arctic geophysics. — J. Arctic Inst. North Amer., 1969, v. 22, № 3,
p. 225—232.
H u n к i n s K., Thorndike E.M., Mathieu G. Nepheloid layers and bottom
currents in the Arctic ocean. — J. Geophys. Res., 1969, v. 74, № 28, p. 6995—7008.
Hunter W., Parkin D. W. Cosmic dust in recent deep-sea sediments. — Proc.
Roy. Soc. Ld., 1960, v. 255, A, p. 382—397.
Hurley P. M., Almeida F. F. de e. a. Test of continental drift by comparison
of radiometric ages. — Science, 1967, v. 157, .№ 3788, p. 495—500.
Hurley R. J. The geomorphology of Abyssal plains in the Northeast Pacific ocean. —
Ph. D. thesis. Univ. California, Scripps Inst. Oceanogr., La Jolla Calif., 1960. 173 p.
Hurley R. J., F i n к L. K., J r. Ripple marks show that counter-current exists
in Florida straits. — Science, 1963, v. 139, № 3555, p. 603—605.
Hurley R. J., SieglerV. B., FinkL. K., Jr. Bathymetry of the straits
of Florida and the Bahama islands. Pt. 1. Northern Straits of Florida. — Bull. Mar.
Sci. Gulf a. Caribbean, 1962, v. 12, № 3, p. 313—321.
456
Hvorslev M. J., Stetson H. C. Free-fall coring tube: a new type of gravity
bottom sampler. —Geo]. Soc. Amer. Bull., 1946, v. 57, p. 935—950.
Hyne N. ]., Goodell H. G. Origin of the sediments and submarine geomorphology
of the inner continental shelf off Choctawnatchee bay, Florida. — Marine Geol., 1967,
v. 5, p. 299—313.
Ignatius H. On the rate of sedimentation in the Baltic Sea. — C. R. Soc. Geol. Fin-
lande, 1958, № 30, p. 135—144.
InderbitzenA. L. The Sigma corer, an improved marine sediment sampling device.—
ASW & Ocean Systens Organization, Lockheed Rept., 1963, № 16944. 11 p.
InderbitzenA. L. Report of an investigation of submarine slope Stability. Lock-
heed California Co., Lockheed Rept.. 1964, № 18140. 45 p.
I n m a n D. L. Measures for describing the size distribution of sediments. — J. Sedim.
Petrology, 1952, v. 22, № 3, p. 125—145.
I n m a n D. L. Areal and seasonal variations in beach and nearshore sediments at La
Jolla, California. — Beach Erosion Board, Corps Engrs. Tech. Memo., 1953, № 39.
134 p.
I n m a n D. L. Wave generated ripples in nearshore sands. — Beach Erosion Board,
Corps. Engrs. Tech. Memo., 1957, № 79, 43 p.
InmanD. L. Sediments: physical properties and mechanics of sedimentation. — In:
F. P. Shepard. Submarine Geology. Ch. 5. 2nd ed. N. Y. Harper & Row, 1963.
Inman D. L. Office of Naval Research. Progress Rept., 1968, p. 24.
I n m a n D. L. Strong currents in submarine canyons. — Abs. Trans. Amer. Geophys.
Union, 1970, v. 51, № 4, p. 319.
I n m a n D. L., BagnoldR. A. Littoral processes. — In: The Sea. V. 3. N. M. Hill,
ed. N. Y., Interscience, 1963, p. 529—553.
I n m a n D. L., В о w e n A. J. Flume experiments on sand transport by waves and
currents. — Proc. 8th Conf. Coast. Engr., 1963. n. 137—150.
Inman D. L., FillouxJ. Beach cycles related to tide and local wind w: ve regi-
me. — J. Geol., 1960, v. 68, № 2, p. 226—231.
Inman D. L.,Frautschy J. D. Littoral processes and the development
of shorelines. — Coast. Eng., Santa Barbara Spec. Conf., 1966, n. 511—536.
Inman D. L. NasuN. Orbital velocity associated with wave action near the breaker
zone. — Beach Erosion Board, Corps Engr. Tech. Memo., 1956, № 79. 43 p.
InmanD. L., Nordstrom С. E. On the tectonic and morphologic classification
of coasts. — J. Geol., 1971, v. 79, № 1, p. 1—21.
InmanD. L., RusnakG. A. Changes in sand level on the beach and shelf at La
Jollf, California. — Beach Erosion Board, Tech. Memo., 1956, № 82. 64 u.
Inman D. L., G a у m a n W. R., С о x D. C. Littoral sedimentary processes on
Kauai, a sub-tropica] high island. — Pacific Sci., 1963, v. 17, № i, p. 106—130.
I ppen A. T. (ed.). Estuary and coastline hydrodynamics. N. Y., McGraw-Hill, 1966.
744 p.
Isaacs J. D., Schick G. B. Deep-sea free instrument vehicle. — Deep-Sea Res.,
I960,, v. 7, p. 61—67.
Isaacs J. D., Reid J. L., Schick G. B., SchwartzloseR. A. Near-
bottom currents measured in 4 kilometers depth off the baia California coast. — J. Geop-
hys. Res., 1966, v. 71, № 18, p. 4297—4303.
IsackB., Oliver J., Sykes L. R. Seismology and the new global tectonics. —
J. Geophys. Res., 1968, v. 73, № 18, p. 5855—5899.
Iselin C. O’D., Lear J. What sank «Thresher», the A-sub? — Saturday Rev., 1963,
Oct. 5, p. 57—60.
Iversen H. W. Waves and breakers in shoaling w"ter. — Proc. 3rd Conf. Coast. Eng.
J. W. Johnson, ed. Council on Wave Res., 1953, p. 1—12.
J acksonE. D., Silver E. A., Dalrymple G. B. The Hawaiian-Emperor
chain and its relation to Cenozoic circumpacific tectonics. — Geol. Soc. Amer. Bull.,
1972, v. 83, p. 601—618.
J a г к e J. Eine neue Bodenkarte der siidlichen Nordsee. — Deut. Hydrograpb. Z., 1956,
Bd. 9, 1, S. 1—8.
J ohnson D. A. Studies of deep sea erosion using deep-towed instrumentation. — Ph.
D. thesis, Univ. California, Scripps Inst. Oceanogr., La Jolla, Calif., 1971. 171 p.
Johnson D. A., EinsohnS. D., ShorG. G., Jr. Structure and sediments
of the Shatsky rise. Manuscript, MPL-U-53/69, 1969. 13 p.
J о h n s о n D. W. Shore processes and shoreline development. N. Y., Wiley, 1919,
584 p.
J ohnson D. W. New Englang — Acadian shoreline. N. Y. Wiley, 1925. 608 p.
457
JohnsonD. W. The origin of submarine canyons. N. Y., Columbia Univ. Press, 1939.
126 p.
J ohnson G. L., Heezen В. C. The Arctic Mid-Ocean Ridge. — Nature, 1967,
v. 215, № 5102, p. 724.
Johnson H., Smith B. L. (eds.). The megatectonics of continents and oceans.
New Brunswick, Rutgers Univ. Press, N. J., 1970. 282 p.
J о n e s E. J. W., Ewing J. The age of the bay f Biscay: evidence from seismic,
profiles and bottom samples. — Science, 1969, v. 166, p. 102—105.
J о n e s O. A. Geological questions posed bv the reef. —Australian Nat. Hist., 1966,
v. 15, № 8, p. 245- 2-8.
J о r d a n G. F. Large sink holes in straits of Florida. — Amer. Assoc. Petrol. Geol.
Bull., 1954, v. 38, № 8, p. 1810—1817.
J о r d a n G. F. Pamplona searidge 1779—1957. — Inti. Hydrographic Rev., 1958. Mav,
p. 3—13.
J о г d a n G. F. Erosion and sedimentation of eastern Chesapeake bay at the Chop-
tank river. - U. S. Coast and Geodetik Surv. Tech. Bull., 1961, Л» 16. 8 p.
J о г d a n G. F. Redistribution of sediments in Alaskan bays and inlets. — Geogr. Rev.,
1962, v. 52, № 4, p. 548—558.
J о r d a n G. F. S t e w a r t H. B., Jr. Continental slope off southwest Florida. —
Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1959, v. 43, № 5, p. 974—991.
J о r d a n G. F., M a 1 1 о у R. J., К о f о e d J. W. Bathymetry and geology of
Portales terrace, Florida. — Marine Geol., 1964, v. 1, p. 259—287.
Kanes W. II. Facies and development of the Colorado river delta in Texas. — In: Del-
taic Sed., Modern and Ancient. J. P. Morgan, ed. Soc. Econ. Paleont. a. Mineral., spec,
publ., 1970, № 15, Tulsa, Okla., p. 78—106.
К a r i g D. E. Ridges and basins of the Tonga — Kermadec island ars system. — J. Geop-
hys. Res., 1970a, v. 75, № 2, p. 239—254.
К a r i g D. E. Kermadec arc — New Zealand tectonic confluence. — New Zealand J.
Geol., Geophys., 1970b, v. 13, p. 21—29.
К a r i g D. E. Structural history of the Mariana island arc system. — Geol. Soc. Amer.,
Bull., 1971, v. 82, p. 323—344.
Katsumata M., Sykes L. R. Seismicity and tectonics of the western Pacific:
Izu — Mariana — Caroline and Ryukyu — Taiwan regions. — J. Geophys. Res.,
1969, v. 74, № 25, p. 5923—5948.
К а у M. North American geosynclines. —Geol. Soc. Amer., Mem. 48, Boulder, Colo..
1951. 143 p.
К а у M. (ed.). North Atlantic — geology and continental drift. — Amer. Assoc. Petrol.
Geol., Tulsa, Okla., 1969. 1082 p.
К а у e C. A. Shoreline features and Quaternary shoreline changes Puerto Rico. — U. S.
Geol. Surv., 1959, Prof. Paper 317-B, p. 49—140.
К e e n M. J. An introduction to Marine geology. Ld., Pergamon, 1968. 218 p.
Keller G. H., Richards A. F. Sediments of the Malacca strait, Southeast Asia. —
J. Sedim. Petrology, 1967, v. 37, № 1, p. 102—127.
Kennett J. P. Pleistocene paleoclimates and foraminiferal biostratigraphy in suban-
tarctic deep-sea cores. — Deep-Sea Res., 1970, v. 17, p. 125—140.
Kennett J. P., Geitzenauer K. R. Pliocene — Pleistocene boundary in
a South Pacific deep-sea core. — Nature, 1969, v. 224, 1969, p. 899—901.
К e n у о n N. H., S t r i d e A. H. The crest length and sinuosity of some marine sand
waves. — J. Sedim. Petrology, 1968, v. 38, March, p. 255—259.
Kenyon N. H., Stride A. H. The tide-swept continental shelf sediments between
the Shetland Isles and France. — Sedimentology, 1970, v. 14, p. 159—173.
К i n g С. A. M. The relationship between wave incidence, wind direction and beach
changes at Marsden bay, Co. Durham. — In: Inst. British Geographers Transactions
and Papers, 1953, Publ. № 19, p. 13—23.
К i n g С. A. M. Beaches and coasts. Ld., E. Arnold, 1959. 403 p.; 2nd ed., 1972. 570 p.
King L. The Durham beach problem. — S. African J. Sci., 1952, May, p. 314—318.
К i n g L. H. Submarine end moraines and associated deposits on the Scotian shelf. —
Geol. Soc. Amer. Bull., 1969, v. 80, p. 83—96.
К i n g L. H. Surficial geology of the Halifax — Sable island map area. — Dept. Energy,
Mines & Resources, Marine Sci. Branch, Ottawa, Canada, 1970, paper 1. 16 p.
KingL. H., MacLeanB. A diapiric structure near Sable island — Scotian shelf. —
Maritime Sediments, 1970a, v. 6, № 1, p. 1—4.
King L. H., MacLean B. Observations on Cretacous outcrop from a submersible —
Scotian shelf. —Canad. J. Earth Sci., 1970b, v. 7, № 1, p. 188—190.
458
К i n g L. H., MacLean B. Continuous seismic-reflection study of Orpheus gravity
anomaly. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1970c, v. 54, № 11, p. 2007—2031.
KingL. H., MacLean B. Origin of the outer part of the Laurentian channel. —
Canad. J. Earth Sci., 1970d, v. 7, № 6, p. 1470—1484.
К i n g L. H., M a c L e a n В., В a r 1 e 11 G. A. e. a. Cretaceous strata on the
Scotian shelf. — Canad. J. Sci., 1970, v. 7, № 1, p. 145—155.
Kinsman B. Wind waves, their generation and propagation on the ocean surface.
Englewood Cliffs, Prentice-Hall, N. J., 1965. 676 p.
К 1 e i n G. d e V. Stratigraphy, sedimentary petrology, structure of triassic sedimentary
rocks, Maritime provinces of Canada. Yale Univ., New Haven., Conn., 1961. 302 p.
К 1 e n о v a M. V. Geology of the Barents sea. English abs. in Marine Geology. Intern.
Geol. Congr. 21st Sess., Bepts. Sov. Geol., 1960. 130 p.
К n a u s s J. A. The Cromwell current. — Sci. Amer., 1961, v. 204, № 4, p. 105—116.
KnottS. T., Hoskins H. Evidence of Pleistocene events in the structure of the
continental shelf off the northeastern United States. — Marine Geol., 1968, v. 6,
p. 5—43.
Kofoed J. W., Gorsline D. S. Sedimentary environments in Apalachicola bay
and vicinity, Florida. — J. Sedim. Petrology, 1963, v. 33, № 1, p. 205—223.
К о f о e d J. W., J о г d a n G. F. Isolated fault scarps on the continental slope off
southwest Florida. — Southeastern Geol., 1964, v. 5, № 2, p. 69—77.
К о f о e d J. W., M a 11 о у В. J. Bathymetry of the Miami terrace. — Southeastern
Geol., 1965, v. 6, № 3, p. 159—165'.
К о g 1 e r F. C. Das Kastenlot.—Meyniana, 1963, Bd. 13, S. 1—17.
KolbC. R., Van LopikJ. R. Geological investigations of the Mississippi River-
Gulf outlet channel. Misc. Paper 3-259. U. S. Army Engr. Waterway Experimental
Sta., Corps Engrs., Tech. Rept., 1958a, № 3, 120 p.
KolbC. R., Van LopikJ. R. Geology of the Mississippi river deltaic plain. —
U. S. Corps Engrs., Waterways Experimental Sta., Tech. Repts., 3-483 a. 4-484. 2 v.,
1958b.
Kolbe R. W. Fresh-water diatoms from Atlantic deep-sea sediments. — Science, 1957,
v. 126, p. 1053.
KoldewijnB. W. Sediments of the Paria — Trinidad shelf. V. 3. — Rep. Orinoco
Shelf Expedition. Thesis. Mouton. The Hague, 1958. 109 p.
К о 1 d i j к W. S. Bottom sediments of the Ria de Arosa (Galicia, NW Spain). — Ph.
D. thesis, Univ. Leiden, 1968, p. 77—134.
К о m а г P. D. The channelized flow of turbidity currents with application to Monterey
deep-sea fan channel. — J. Geophys. Res., 1969, v. 74, № 18, p. 4544—4557.
KornickerL. S., BoydD. W. Shallow-water geology and environments of Alac-
ran reef complex, Campeche bank, Mexico. — Amer. Petrol. Geol. Bull., 1962, v. 46,
№ 5, p. 640—673.
Krause D. C. Lithology and sedimentation in the southern continental borderland. —
In: Papers in Marine Geology. Shepard Comm. Vol. R. L. Miller, ed. N. Y., Macmillan,
1964a, p. 274—318.
Krause D. C. Guinea fracture zone in the equatorial Atlantic. — Science, 1964b,
v. 146, Л» 3640, p. 57—59.
Krause D. C. East and West Azores fracture zones in the North Atlantic. — In: Sub-
marine Geol. and Geophys. W. F. Whittard, R. Bradshaw, eds. Ld., Buttersworths.
1965, p. 163—173.
Krause D. C. Tectonics, marine geology, and bathymetry of the Celebes sea-Sula sea
region. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1966, v. 77, p. 813—832.
Krause D. C., Kanaev V. F. Narrow-beam echo sounding in marine geomorpho-
logy. — Inti. Hydrographic Rev., 1970, v. 47, № 1, p. 23—33.
Krause D. C., Schilling J. G. Dredged basalt from the Reykianes ridge, North
Atlantic. — Nature, 1969, v. 224, № 5221, p. 791—793.
Krause D. C., Menard H. W., Smiths. M. Topography and lithology of
the Mendocino ridge. — J. Marine Res., 1964, v. 22, № 3, p. 236—250.
К r u i t C. Sediments of the Rhone delta: grain size and microfauna. Diss. Rijkuniv.
Groningen, Mouton. The Hague, 1955. 141 p.
KrumbeinW. C. Application of logarithmic moments to size frequency distribution
of sediments. — J. Sedim. Petrology, 1936, v. 6, p. 35—47.
Krumbein W. C. Measurement and geological significance of shape and roundness
of sedimentary particules. — J. Sedim. Petrology, 1941, v. 11, p. 64—72.
KrumbeinW. C., Aberdeen E. The sediments of Barataria bay. — J. Sedim.
Petrology, 1937, v. 7, № 1, p. 3—17.
459
Krumbein W. C., Caldwell L. T. Areal variation of organic carbon content
of Barataria bav sediments, Louisiana. — Amer. Assoc. Petrol. Geol., Bull., 1939,
v. 23, № 4, p. 582—594.
KrumbeinW. С., M о n к G. D. Permeability as a function of the size parameters
of unconsolidated sand. — Amer. Inst. Min. Metal. Engrs., Tech. PubL, № 1492,
Petroleum Techn., 1942, July, p. 1—11.
Ku T. L. Protactinium 231 method of dating coral from Barbados island. — J. Geophys.
Res., 1968, v. 73, № 6, p. 2271—2276.
KuT. L., Broecker W. S. Atlantic deep-sea stratigraphy: extension of absolute
chronology to 320 000 years. — Science, 1966, v. 151, p. 448—450.
К u e n e n Ph. H. Geology of cora] reefs. — In: The Shellius Expedition, 1929—1930.
Geol. Results. V. 5, pt. 2. Brill, Leiden, 1933. 124 p.
К u e n e n Ph. H. Bottom samples, collection of the samples and some general
aspects. — In: The Snellius Expedition, 1929—1930. V. 5, pt. 3, sec. 1. Brill, Leiden,
1942.
К u e n e n Ph. H. Two problems of marine geology: atolls and canyons. — Koninkl.
Ned. Akad. Wetensch., Verh. (Tweede Sec.), 1947, v. 43, № 3. p. 1—69.
К u e n e n Ph. H. Pronerties of turbidity currents of high density. — Soc. Econ. Paleont.
a. Mine al., spec, publ., 1951, № 2, p. 14—33.
К u e n e n Ph. H. Origin and classification of submarine canyons. — Geol. Soc. Amer.
Bull., 1953, v. 64, p. 1295—1314.
К u e n e n Ph. H. Some experiments on fluviatile rounding. — Koninkl. Ned. Akad.
Wetensch. Proc., 1958, ser. B, v. 61, № 1, p. 47—53.
К u e n e n Ph. H. Turbiditv currents a major factor in flvsch deposition. — Ecol. Geol.
Helv., 1959, v. 51, №“ 3, p. 1009—1021.
K'u e n e n Ph. H. Bibliography of turbidity currents and turbidites. — In: Turbidites.
Developments in Sedimentology. 3. A. H. Bouma, A. Brouwer, eds. N. Y., Elsevier,
1964, p. 222—246.
Kuenen Ph. H. Experiments in connection with turbidity currents and clay suspen-
sions. — In: Submarine Geology and Geophysics. W. F. Whittard, R. Bradshaw, eds.
Ld., Butterworths, 1965, p. 47—74.
Kuenen Ph. H. Emplacement of flysch-tvpe sand beds. —Sedimentology, 1967,
v. 9, p. 203—243.
Kuenen Ph. FL, MiglioriniC. I. Turbidity currents as a cause of graded bed-
ding. — J. Geol., 1950, v. 58, p. 91—127.
Kullenberg B. The piston core sampler. — Sv. Hydr.-Biol. Komm. skr., e. ser.:
Hydro. Bed. 1, H. 2 Coteborg, 1947. 46 p.
Kullenberg B. A new core-sampler. —K. Vet. O. Vitterh. Samh. Handl., 1955,
F. 6, ser. A, v. 6, № 15. 17 p.
Kulm L. D., Byrne J. V. Sediments of Yaquina bay, Oregon. —In: Estuaries.
G. H. Lauff, cd. Amer. Assoc. Adv. Sci. Washington, 1967, p. 226—238.
Kummel B., RaupD. (eds.). Handbook of paleontological techniques. San. Francisco,
Freeman, 1965. 852 p.
Laban A., Peres J. M., PiccardJ. La pliotographie sous-marine profonde
et son exploitation scientifique. — Bull. Inst. Oceanogr. Monaco, 1963, v. 60, № 1258,
p. 1—32.
LaCosteL. J. B., Clarkson N., Hamilton G. LaCoste and Romberg
stabilized platform shipboard gravity meter. — Geophysics, 1967, v. 32, p. 99—
109.
Ladd H. S. Fossil land shells from western Pacific atolls. — J. Paleont., 1958, v. 32,
№ 1, p. 183—198.
L ad d H. S. Reef building. — Science, 1961, v. 134, № 3481, p. 703—715.
LaddH. S., HoffmeisterJ. E. A criticism of the glacial-control theory. —
J. Geol.. 1936, v. 44, № 1, p. 74—92.
Ladd H. S.. S c h 1 a n g e г S. O. Drilling operations on Eniwetok atoll, Bikini
and nearby atolls, Marshall islands. — U. S. Geol. Surv., 1960, Prof. Paper 260-Y,
p. 863—905.
L a.d d H. S., Tracey J. I., Jr., Wells J. W., E m e г у К. O. Organic
growth an sedimentation on an atoll. — J. Geol., 1950, v. 58, № 4, p. 410—425.
LaddH. S., Tracey J. I., Gross A. G. Deep drilling on Midway atoll. —
U. S. Geol. Surv., 1970, Prof. Paper 680-A, p. Al—A22.
L a F о n d E. C. The isotherm follower. — J. Marine Res., 1961, v. 19, № 1, p. 3—33.
Land L. S., Mackenzie F. T., Gould S. J. Pleistocene history of Bermuda. —
Geol. Soc. Amer. Bull., 1967, v. 78, p. 993—1006.
460
Langseth M. G-, Jr., Von Herzen R. P. Heat flow through the floor of
the world oceans. — In: The Sea. V. 4, pt. 1. A. E. Maxwell, ed. N. Y., Wiley —
Interscience, 1970, p. 299—352.
Lankfor d R. R., C u г г a у J. R. Mid-Tertiary rock outcrop on continental shelf,
northwest gulf of Mexico. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1957, v. 41, № 9, p. 2114—
2117.
Lankford R. R.,Shepard F. P. Facies interpretation in Mississippi delta borings. —
J. Geol., 1960, v. 68, № 4, p. 408—426.
Larson H. E. A history of self-contained diving and underwater swimming. Publ. 469.
Nat. Acad. Sci., Nat. Res. Coun. Washington, 1959. 50 p.
Larson R. L. Near-bottom geologic studies of the East Pacific rise crest. — Geol. Soc.
Amer. Bull., 1971, v. 82, p. 823—842.
Larson R. L., C h a s e C. G. Relative velocities of the Pacific, North America,
and Cocos plates in the Middle American region. — Earth Planetary Sci. Letters,
1970, v. 7, p. 425—428.
Larsonneur CL, Hommeril P. Sediments et sedimentation dans la partie
orientale de la Baie de Seine. — Rev. Soc. Sav. Hte-Normandie, Sci., 1967, ]4° 47,
p. 45—75.
L a u f f G. H. (ed). Estuaries. Publ. № 83. Amer. Assoc. Adv. Sci. Washington, 1967. 757 p.
Laughton A. S. An interplain deep-sea channel system. —Deep-Sea Res., I960,
v. 7, p. 75—88.
Laughton A. S. New evidence of erosion on the deep ocean floor. — Deep-Sea Res.,
1968, v. 15, p. 21—29.
L a u g h t о n A. S. A new bathymetric chart of the Red sea. — Philos. Trans. Rov.
Soc. Ld., 1970, ser. A, v. 267, p. 21—22.
Laughton A. S., TramontiniC. Recent studies of the crustal structure in the
gulf of Aden. — Tectonophysics, 1969, v. 8, p. 359—375.
L a u g h t о n A. S., WhitmarshR. B., J о n e s M. T. The evolution of the
gulf of Aden. — Philos. Trans. Roy. Soc. Ld., 1970a, ser. A, v. 267, p. 227—266.
Laughton A. S., Matthews D. H., F i s h e r R. L. The structure of the
Indian ocean. — In: The Sea. V. 4, pt. 2. A. E. Maxwell, ed. N. Y., Wiley — Inter-
science, 1970b, p. 543—586.
L a u g h t о n A. S., В e r g g r e n W. A. e. a. Deep sea drilling project. Leg 12. —
Geotimes, 1970c, v. 15, № 9, p. 10—14.
L a w s о n A. C. The geology of Carmelo bay. — Univ. California, Dept. Geol. Bull.,
1893, v. 1, p. 1—59.
L a w s о n A. C. Insular arcs, foredeeps and geosynclinal seas of the Asiatic coast. —
Geol. Soc. Amer. Bull., 1932, v. 43, p. 353—381.
Le Blanc R. J., Hodgson W. D. Origin and development of the Texas shore-
lines.— Gulf Coast. Assn. Geol. Soc. Trans., 1959, v. 9, p. 197—220.
Le Claire L., Caulet J. P., BouyssePh. Prospection sedimentologique de
la marge continentale Nord-Africaine. — Cah. Oceanogr., 1965, v. 17, № 7, p. 467—479.
Leffingwell E. The Canning river region, Northern Alaska. — U. S. Geol. Surv.,
1919, Prof. Paper 109. 243 p.
Lehner P. Salt tectonics and Pleistocene stratigraphy on continental slope of northern
gulf of Mexico. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1969, v. 53, № 12, p. 2431—2479.
Le PichonX. Sea-floor spreading and continental drift. — J. Geopbys. Res., 1968,
v. 73, n. 3661—3698.
Le Pichon X., HeirtzlerJ. R. Magnetic anomalies in the Indian ocean and
sea-floor spreading. — J. Geophys. Res., 1968, v. 73, p. 2101—2117.
L e v e r t C. F., Jr. Geology of the flower Garden banks, northeast gulf of Mexico. —
Trans. Gulf Coast. Assn. Geol. Soc., 19th Ann. meeting, 1969, p. 89—100.
Lingen G. J. van der. The turbidite problem. — N. Z. J. Geol., Geophys., 1969,
v. 12, p. 7—50.
Lingen G. J. van der, Andrews P. B. Hoof-print structures in beach sand. —
J. Sedim. Petrology, 1969, v. 39, p. 350—357.
L i s i t z i n A. P. Sedimentation and geochemical considerations. — In: Sci. Explora-
tion of the South Pacific. W. S Wooster, ed. Nat. Acad. Sci., Washington, 1970,
p. 89—132.
LisitzinA. P. Sedimentation in the world ocean. — Soc. Econ. Paleont. a. Mineral.,
1972, spec, publ., № 17. 218 p.
L о g a n B. W. e. a. Constituents of carbonate sediments on Yukatan shelf. — In:
Carbonate Sediments and Reefs, Yukatan Shelf, Mexico. A. R. McBirney, ed. Amer.
Assoc. Petrol. Geol. Mem., № 11, Tulsa, Okla., 1969, p. 42—68.
461
L о n g s e t h M. G-, Von Ilerze n К. P. Heat flow through the floor of the world
oceans. — In: The Sea. V. 4, pt. 1. A. E. Maxwell, ed. N. Y., Wilev — Interscience,
1970, p. 299—352.
Loring D. H. A preliminary study of the. soft sediment layers in the gulf of St. Law-
rence and parts of the Scotian and Newfoundland shelves. — Fisheries Res. Board
Canada, Manusc. Rept. Ser., 1962, № 107. 17 p.
L о r t J. M. The tectonics of the eastern Mediterranean: a geophysical review. — Rev.
Geophys. a. Snare Physics, 1971, v. 9, № 2, p. 189—216.
Lotze F. The distribution of evaporites in space and time. — In: Problems in Palaeocli-
matology. NATO Paleoclimates Conf. Univ. Newcastle upon Tyne Proc. Ld. — N. Y. In
terscience, 1963, p. 491—507 , 531—532.
LouderbackG. D. Preliminary report upon the bottom deposits in San Fran-
cisco bay. — Univ. California Pubis. ZooL, 1914, v. 14, p. 89—97, 185—196.
LouderbackG. D. San Francisco bay sediments. — Sixth Pacific Sci. Congr. 1939,
Proc., 1940, v. 2, p. 783—793.
LowenstamH. A., EpsteinS. On the origin of sedimentary aragonite needles
of the Great Bahama Bank. — J. Geol., 1957, v. 65, p. 364—375.'
Ludwick J. C. Sand waves and tidal channels in the entrance to Chesapeake bay. —
Inst. Oceanogr., Old Dominion Univ., Norfolk, Virginia, Tech. Rept., 1970, № 1. 7 p.
Ludwick J. C., Walton W. R. Shelf-edge, calcareous prominences in northeastern
Gulf of Mexico. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1957, v. 41, № 9, p. 2054—2101.
L u d w i g W. J. The Manila trench and west Luzon trough — III. Seismic-refraction
measurements. — Deep-Sea Res., 1970, v. 17, p. 553—571.
L u d w i g W. J., E w i n g J. I., Ewing M. Stricture of Argentine continental
margin. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1968, v. 52, № 12, p. 2337—2368.
L u d w i g W. J., N i f e J. E.. D г а к e C. L. Seismic refraction. — In: The Sea.
V. 4, pt. 1. A. E. Maxwell, ed. N. Y., Wiley— Interscience, 1970, p. 53—84.
L u d w i g W. J., M u r a u c h i S. e. a. Structure of Bowers ridge, Bering
sea. — J. Geophys. Res., 1971, v. 76, № 26, p. 6350—6366.
Luskin B., Heezen В. C., Ewing M., LandismanM. Precision measu-
rement of ocean depth. — Deep-Sea Res., 1954, v. 1, p. 131—140.
LuternauerJ. L., PilkeyO. H. Phosphorite grains: their application to the
interpretation of North Carolina shelf sedimentation. — Marine Geol., 1967, v. 5.
p. 315—320.
LuyendykB. P. Origin and history of abyssal hills in the northeast Pacific Ocean. —
Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 2237—2260.
L у a 11 A. K., S t a n 1 e у D. J., G i 1 e s II. N., Fisher A., J r. Suspended
sediment and transport at the shelf-break and on the slope, Wilmington canyon area,
eastern U. S. A. —Marine Techn. Soc. J., 1971, v. 5, № 1, p. 15—27.
L у n t s G. W. Conceptual model of the Bahamian platform for the last 135 million vears.—
Nature, 1970, v. 225, № 5239, p. 1226—1228.
M a b e s о о n e J. M., T i n о с о 1. M. Shelf off Alagoas and Sergipe (North-eastern
Brazil). —Trans. Inst. Oceanogr. Univ. Fed. Pe., Recife, 1955—1956, № 7/8, p. 151—186.
M a с G a r t h у G. R. Eolian sands, a comparison. — Amer. J. Sci., 1935, v. 30, № 176,
p. 81—95.
M a c d о n a I d G. A. Hawaiian petrographic province. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1949,
v. 60, p. 1541—1596.
Mackenzie F. T. Field guide to Bermuda geology. — Bermuda Biol. Sta. Res.,
1969, spec, publ., № 4. St. George’s, West Bermuda. 14 p. (mimeo).
MacNeil F. S. Organic reefs and banks and associated detrital sediments. The shape
of atolls: an inheritance from subaerial erosion forms. — Amer. J. Sci., 1954, v. 252,
p. 385—401, 402—427.
Mahadevan C., R а о M. P. Study of ocean floor sediments off the east coast of
India. — Andhra Univ. Mem. Oceanogr., 1954, № 1, p. 1—35.
Malaise R. A New deal in geology, geography and related sciences. (Privately printed)
Herbyvagen 1, S-181 42 Lidingo, Sweden, 1969. 328 p.
MalfaitB. T.. DinkelmanM. G. Circum-Caribbean tectonic and igneous
• activity and the evolution of the Caribbean plate. —Geol. Soc. Amer. Bull., 1972,
v. 83, № 2, p. 251—272.
M a 1 I о у R. J. Crustal uplift of Montague island, Alaska. — Science, 1964, v. 146,
№ 3647, p. 1048—1049.
M a 11 о у R. J. Depositional anticlines versus tectonic «reverse drag». — Trans. Gulf
Coast. Assn. Geol. Soc. 18th Ann. Meeting, Jackson, Miss. J. O. Snowden, Jr., ed.
1968, p. 114—123.
462
Mammerickx J. Morphology of the Aleutian abyssal plain. — Geol. Soc. Amer.
Bull., 1970, v. 81, p. 3457—3464.
Manheim F. T., Sayles F. L. Brines and interstitial brackish water in drill
cores from the deep gulf of Mexico. — Science, 197'‘. v. 170, p. 57—61.
Margolis S. V., Kennett.T. P. Antarctic glaciation darin? the Tertiary recorded
in sub-Antarctic deep-sea cores. — Science, 1970, v. 170, p. 1085—1087.
M ark] R. G., В г у a n G. M-, E w i n g J. I. Structure of the Blake-Bahama outer
ridge. — J. Geophys. Rea., 1970, v. 75, Л? 24, p. 4539—4555.
M a r 1 о w M. S., S c h о 11 D. W. e. a. Buldir depression — a late tertiary graben
on the Aleutian ridge, Alaska. — Marine Geol., 1970, v. 8, p. 85—108.
Martens J. H. C. Beaches of Florida. — Florida State Geol. Surv. Ann., 1931, Rept.
21st-22nd, p. 67—119.
M a r t i n B. D., Emer v К. O. Geology of Monterey canyon, Calif. — Amer. Assoc.
Petrol. Geol. Bull., 1967, v. 51, № 11, n. 2281—2304.
Martin H. B., KennyJ. E. Recovery of untethered instruments. — Ocean Inti.,
1971, July, p. 29—31.
Mascle J. R. Contributions a 1’etude de la marge conlinentale et de la plaine abyssale
au large de Toulon. — Ph. D. thesis, Faculte des Sciences, Paris, 1968. Ill p.
Mathews W. H., ShepardF. P. Sedimentation of Fraser river delta, British
Columbia. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1962, v. 46, № 8, p. 1416—1438.
Matthews D. J. Tables of the velocity of sound in pure water and sea water for use in
echo-sounding and sound-ranging. 2nd ed. Hvdrogr. Dept. Admiralty, H. D. 282,
1944. 52 p.
Maxwell A. E. (ed.). The Sea. V. 4, Pts. 1, 2. N. V., Wiley— Interscience, 1970.
M a x w e 11 A. E., V о n H e r z e n R. P. e. a. Deep sea drilling in the South At-
lantic. — Science, 1970, v. 168, p. 1047—1059.
Maxwell W. G. H. Atlas of the Great Barrier reef. Amsterdam, Elsevier, 1968. 258 p.
Maxwell W. G. H. Deltaic patterns in reefs. — Deep-Sea Res., 1970. v. 17, p. 1005—
1018.
M a x w e 11 W. G. H., M a i к 1 e m W. R. Lithofacies analysis, southern part of the
Great Barrier reef. — Univ. Queensland Papers, 1964, v. 5, № 11, p. 1—21.
M а у о г A. G. Some posthumous papers relating to work at Tutuila island and adjacent
regions. — Papers Dept. Marine Biol.. Carnegie Inst., Washington, 1924, v. 19, p. 1—
90.
McClure C. D., Nelson H. F., Huckabay W. B. Marine Sonoprobe system,
a new tool for geologic mapping. — Amer. Petrol. Geol. Bull., 1958, v. 42, p. 701—
716.
M с С о у F. W., Von II e r z e n R. P. Deep-sea corehead camera photography and
piston coring. — Deep-Sea Res., 1971, v. 18, p. 361—373.
McCulloch D. S. Quaternary geology of the Alaskan shore of Chukchi Sea. — In:
The Bering land Bridge. D. M. Hopkins, ed. Stanford, Stanford Univ. Press, 1967,
p. 91—120.
’ M c G e а г у D. F. R. Sediments of the Vema fracture zone. — Ph. D. thesis, Univ.
California, San Diego, 1969. 62 p. (mimeo).
McGill J. T. Map of coastal landforms of the world. — Geogr. Rev., 1958. v. 49,
№ 3, p. 402—405.
McHugh J. L. Estuarine necton. — In: Estuaries. G. H. Lauff, ed. Amer. Assoc.
Adv. Sci. Washington, 1967, p. 581—620.
M с К e e E. D. Report on studies of stratification in modern sediments and in labora-
tory experiments. Project None 164(00), № 081 123. — Office Naval Res., 1950. 61 p.
McKee E. D. Geology of Kapingamarangi atoll, Caroline islands. — Geol. Soc. Amer.
Bull., 1958, v. 69, p. 241—277.
M cKee E. D. Origin of the Nubian and similar sandstones. —Geol. Rundsch.. 1962,
Bd. 52, S. 551—587.
M с К e e E. D., Sterrett T. S. Laboratory experiments on form and structure
of longshore bars and beaches. — In: Geometry of Sandstone Bodies. Amer. Assoc.
Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1961, p. 13—28.
McKenzie D. P. Plate tectonics of the Mediterranean region. — Nature. 1970, v. 226,
.-5 5242, p. 239—243.
McLeod I. R. The saline lakes of the Vestfold hills, Princess Elizabeth land. — In:
Antarctic Geology. Proc. 1st Inti. Sympos. Antarctic Geol., Cape Town, Sept. 1963:
Amsterdam, North-Holland, 1964, p. 65—72.
M с M a n u s D. A., В u r n s R. E. e. a. Deep Sea Drilling Project: Leg. 5. •— Geo-
times, 1969, v. 14, № 7, p. 19—20.
463
McMaster R. L. Petrography and genesis of the New Jersey beach sands. — New
Jersey State Dept. Conserv., Geol. Ser., 1954, Bull. 63. 239 p.
M cM aster R. L. Sediments of Narragansett bay system and Rhode island sound,
Rhode island. — J. Sedim Petrology, 1960, v. 30, № 2, p. 249—274.
M с M a s t e r R. L. Petrography and genesis of recent sediments in Narragansett bay
and Rhode island sound, Rhode island. — J. Sedim. Petrology, 1962, v. 32, № 3,
p. 484—501.
M с M a s t e r R. L., LaChanceT. P. Seismic reflectivity studies on northwestern
African continental shelf: strait of Gibraltar to Mauritania. — Amer. Assoc. Petrol.
Geol. Bull., 1968, v. 52, № 12, p. 2387—2395.
McMaster R. L., LaChanceT. P. Northwestern African continental shelf
sediments. — Marine Geol., 1969, v. 7, p. 57—67.
McM aster R. L., L a C h a n с e T. P., С a r r i s о n L. E. Seismic-reflection stu-
dies in Block island and Rhode island sounds. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull.,
1968, v. 52, № 3, p. 465—474.
McMaster R. L., BoerJ.de, Ashraf A. Magnetic and seismic reflection
studies on continental shelf off Portuguese Guinea, Guinea and Sierra Leone, West
Africa. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1970a, v. 54, .№ 1, p. 158—167.
M с M a s t e r R. L., LaChanceT. P., A s h r a f A. Continental shelf geomorphic
features off Portuguese Guinea, Guinea and Sierra Leone (West Africa). — Marine
Geol., 1970b, v. 9, p. 203—213.
McMaster R. L., Milliman J. D., A s h r a f A. Continental shelf and upper
slope sediments off Portuguese Guinea, Guinea and Sierra Leone, West Africa. — J. Se-
dim. Petrology, 1971, v. 41, .L'i 1, p. 150—158.
Meisbnrger Ё. P., D u a n e D. B. Shallow structural characteristics of Florida
Atlantic shelf as revealed by seismic reflection profiles. — U. S. Army, Corps. Engrs.
Coastal Eng. Res. Center, 1969, 1-70, p. 207—215.
Menard H. W. Pleistocene and Recent sediment from the floor of the Northwest Paci-
fic. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1953, v. 64, p. 1279—1294.
Menard H. W. Deep-sea channels, topography and sedimentation. — Amer. Assoc
Petrol. Geol. Bull., 1955, v. 39, p. 236—255.
Menard H. W. Archipelagic aprons. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1956, v. 40,
№ 9, p. 2195—2210.
Menard H. W. Consolidated slabs on the floor of the eastern Pacific. — Deep-Sea
Res., 1960, v. 7, № 1, p. 35—41.
M e n a r d H. W. Marine geology of the Pacific. N. Y., McGraw-Hill, 1964. 271 p.
Menard H. W. Sea floor spreading, topography and the second layer. — Science,
1967a, v. 157, № 3791, p. 923—924.
Menard H. W. Transitional types of crust under small ocean basins. — J. Geophys.
Res., 1967b, v. 72, Ks 12, p. 3061—3073.
Menard H. W. The deep-ocean floor. —In: The Ocean. San Francisco, Sci., Amer.
Book, Freeman, 1969, p. 55—63.
M e n a r d H. W., A t w a t e r T. M. Changes in direction of sea floor spreading. —
Nature, 1968, v. 219, № 5153, p. 463—467.
Menard H. W., Dietz R. S. Mendocino submarine escarpment. — J. Geol., 1952,
v. 60, № 3, p. 266—278.
M e n a r d H. W., S h i p e к C. J. Surface concentrations of manganese nodules. —
Nature, 1958, v. 182, p. 1156—1158.
M e n a r d H. W., Smiths. M- Hypsometry of ocean basin provinces. — J. Geonhys.
Res., 1966, v. 71, № 18, p. 4305—4325.
M e n a r d W. H., S m i t h S. M., P r a t t R. M. The Rhone deep-sea fan. — In:
Submarine Geology and Geophysics. W. F. Whittard, R. Bradshaw, eds. Ld., But-
terworths, 1965, p. 271—285.
Mero J. L. The Mineral resources of the sea. N. Y., Elsevier, 1965. 312 p.
M e у e r h о f f A. A. Continental drift, I; implications of paleomagnetic studies, me-
teorology, physical oceanography and climatology. — J. Geol., 1970, v. 78, Ns 1,
p. 1—51.
M e у e r h о f f A. A., MeyerhoffH. A. «The new global tectonics»: major incon-
‘sistencies. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1972a, v. 56, № 2, p. 269—
336.
M e у e r h о f f A. A., M e у e r h о f f H. A. «The new global tectonics»: age of linear
magnetic anomalies of ocean basins. — Ibid., 1972b, p. 337—359."-’
M e у e r h о f f A. A., M e у e r h о f f H. A. Continental drift, IV: the Caribbean
«plate». — J. Geol., 1972c, v. 80, Ns 1, p. 34—60.
464
Meyerhoff A. A., Teichert C. Continental drift, III: Late Paleozoic glacial
centers, and Devonian-Eocene coal distribution. — J. Geol., 1971, v. 79, № 3, p. 285—
321.
MiddletonG. V. Experiments on density and turbidity currents. — Canad. J. Earth
Sci., 1966—1967, v. 3, p. 523—546, 627—637: v. 4, p. 475—505.
Miller D. J. Giant waves in Lituya bay, Alaska. — U. S. Geol. Surv., 1960, Prof. Paner
354-C, p. 51—86.
Milliman J. D., Manheim F. T., Pratt R. M., Z a r u d z к i E. F. K.
«Alvin» dives on the continental margin off the southeastern United States, July 2—13,
1967. Woods Hole Oceanogr. Inst. Ref., 1967, № 67—80. 48 p. (mimeo).
Mitchell A. H., Reading H. G. Evolution of island arcs. — J. Geol.. 1971,
v. 79, № 3, p. 253—284.
Moberly R., Jr., ChamberlainTh. Hawaiian beach systems. Final rept. —
Harbors. Div., Transport. Dept., Hawaii, Hawaiian Inst. Geophys., Univ. Hawaii,
1964. 177 p.
M oberly R., Jr., M с С о у F. W., Jr. The sea floor north of the eastern Hawaiian
Islands. —Marine Geol., 1966, v. 4, p. 21—48.
Moberly R., Jr., Cox D. C., ChamberlainTh. e. a. Coastal geology
of Hawaii. Final Rept. — Planning a. Econ. Development, State Hawaii, Hawaii
Inst. Geophys., Univ. Hawaii, 1963. 216 p.
M oberly R., Jr., Raver L. D., Jr., Morrison A. Source and variation
of Hawaiian littoral sand. — J. Sedim. Petrology, 1965, v. 35, № 3, p. 589—598.
M о 1 e n g r a a f f G. A. F. The coral reef problem and isostasy. — Proc. Akad. We-
tenschap Amsterdam, 1916, . 19, p. 623—624.
M о 1 e n g r a a f f G. A. F. De Geologie der Zeeen van Nederlandsch Oost-Indie. E. J.
Brill, Leiden, 1921.
M о 1 e n g r a a f f G. A. F. The recent sediments in the seas of the East Indian archi-
pelago, with a short discussion on the condition of those seas in former geological pe-
riods. — Proc. 4th Pacific Sci. Congr., Java, 1930, v. 2B, p. 989—1021.
M о 1 n a r P., S у к e s L. R. Tectonics of the Caribbean and Middle America regions
from focal mechanisms and seismicity. —Geol. Soc. Amer. Bull., 1969, v. 80,
p. 1639—1684.
M о о r e D. G. Submarine geology of San Pedro shelf. — J. Sedim. Petrology, 1£54,
v. 24, p.162-181.
Moore D. G. Acoustic-reflection studies of the continental shelf and slope off southern
California. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1960, v. 71, p. 1121—1136.
Moore D. G. Submarine slumps. — J. Sedim. Petrology, 1961a, v. 31, № 3, p. 343—
357.
M о о r e D. G. The free-corer: sediment sampling without wire and winch. — J. Sedim.
Petrology, 1961b, v. 31, A1" 4, p. 627—630.
Moore D. G. Reflection profiling studies of the California continental borderland:
structure and Quaternary turbidite basins. — Geol. Soc. Ameu, 1969, Spec. Paper
107. 142 p.
M о о r e D. G., C u г г a у J. R. Sedimentary framework of the drowned Pleistocene
delta of Rio Grande de Santiago, Nayarit, Mexico. — In: Developments in Sedimen-
tology. V. 1. Deltaic a. Shallow Marine Deposits. L. M. J. U. van Straaten, ed. N. Y.,
Elsevier, 1964a, p. 275—281.
Moore D. G., Curray J. R. Wave-base, marine profile of equilibrium, and wa-
ve-built terraces: discussion. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1964b, v. 75, p. 1267—1274.
Moore D.G., Shumway G. Sediment thickness and physical properties: Pigeon
point shelf, California. — J. Geophys. Res., 1959, v. 64, № 3, p. 367—374.
Moore D. G., Curray J. R., R a i 11 R. W. Structure and history of the Bengal
deep-sea fan. — Abs. 8th Inti. Sedim. Congr., Inti. Assoc. Sedim., 1971, p. 69.
Moore G. W. Arctic beach sedimentation. — In: Environment of the Cape Thompson
region, Alaska. N. J. Wilimovsky, J. N. Wolfe, eds. U. S. Atomic Energy Comm.,
1966, p. 587—608.
Moore G. W. Arctic beaches. — In: The Encyclopedia of Geomorphology. R. W. Fair-
bridge, ed. N. Y., Reinhold, 1968, p. 21—22.
Moore G. W. Sea-floor spreading at the junction between Gorda rise and the Mendocino
ridge. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 2817—2824.
Moore G. W., Silver E. A. Geology of the Klamath river delta, California. —
U. S. Geol. Surv., 1968, Prof. Paper 600-C, p. C144—C148.
M о о r e J. R. III. Bottom sediment studies, Buzzards bay, Massachusetts. — J. Sedim.
Petrology, 1963, v. 33, № 3, p. 511—558.
465
Moore T. C., Jr., Heath G. R. Manganese nodules, topography and thickness
of Quaternary sediments in the central Pacific. — Nature, 196b, v. 212, № 5066,
p. 983—985.
Moore T. C., Jr., AndellTj. H. van, Bio w W. H., H e a t h G. R.
Large submarine slide off northeastern continental margin of Brazil. — Amer. Assoc.
Petrol. Geol. Bull., 1970, v. 54, № 1, p. 126—128.
Morelock J. Shear strength and stability of continental slope deposits, western gulf
of Mexico. — J. Geophys. Res., 1969, v. 74, № 2, p. 465—482.
M о r g a n J. P. Louisiana’s changing shoreline. — Coast. Stud. Inst., Louisiana State
Univ., 1963, Contrib. 63-5, p. 66—78.
Morgan J. P. (ed.). Deltaic sedimentation, modern and ancient. — Soc. Econ. Pa-
leont. a. Mineral., spec. publ. As 15. Tulsa, Okla., 1970. 312 p.
M о r g a n J. P., M с I n t i r e W. G. Quaternary geology of the Bengal basin, East
Pakistan and India. —Geol. Soc. Amer. Bull., 1959, v. 70, p. 319—342.
M о r g a n J. P., Nichols L. G., W r i g h t M. Morphological effects of Hurricane
Audrey on the Louisiana coast. —Coast. Stud. Inst., Louisiana State Univ., Tech. Rept.,
1958, № 10. 53 p.
Morgan J. P., Coleman J. M., Gagliano S. M. Mudlumps at the mouth
of South Pass, Mississippi river; sedimentology, paleontology, structure, origin and rela-
tion to deltaic processes. — Coast. Stud. Inst., Louisiana State Univ., 1963, ser. 10. 190 p.
M о r g a n W. J. Rises, trenches, great faults, and crustal blocks. — J. Geophys. Res.,
1968, v. 73, p. 1959—1982.
M о r g a n W. J. Convection plumes in the lower mantle. —Nature, 1971, v. 230,
As 5288, p. 42—43.
Morgan W. J. Deep mantle convection plumes and plate motions. — Amer. Assoc.
Petrol. Geol. Bull., 1972, v. 56/2, p. 203—213.
M u d i e J. D., N о r m а г к W. R., С г а у E. J., J r. Direct mapping of the sea
floor using side-scanning sonar and transponder navigation. — Geol. Soc. Amer. Bull.,
1970, v. 81, p. 1547—1554.
M ii 11 e r G. Die rezenten Sedimente im Golfe von Neapel. I. Die Sedimente des Golfes
von Pozzuoli. — Geol. Rundsch., 1958, Bd. 47, A"° 1, S. 117—150.
M ii 11 e r G. Die Korngrossenverteilung in den rezenten Sedimenten des Golfes von Nea-
pel. — In: Developments in Sedimentology. V. 1. Deltaic a. Shallow Marine Deposits.
L. M. J. U. van Straaten, ed. N. Y., Elsevier, 1964, p. 282—292.
M ii 1 1 e r G. Grain size, carbonate content, and carbonate mineralogy of Recent sedi-
ments of the Indian Ocean off the eastern coast of Somalia. — Die Naturwissensch.,
1966, Bd. 53, № 21, S. 547—550.
Munk W. H. Once again — tidal friction. — Quart. J. Roy. Astr. Soc., 1968, v. 9,
p. 352—375.
Munk W. H., S a r g e n t M. C. Adjustment of Bikini atoll to ocean waves. — Trans.
Amer. Geophys. Union, 1948, v. 29, As 6, p. 855—860.
M u г г a у G. E. Geology of the Atlantic and Gulf Coastal Province of North America.
N. Y., Harper & Row, 1961. 692 p.
Murray J. On the structure of coral reefs and islands. — Proc. Roy. Soc. Edinburgh,
1880, v. 10, p. 505—518.
Murray J., L e e G. V. The depth and marine deposits of the Pacific. — Mem. Mus.
Comp. Zool.. 1909, v. 38, As 1, 169 p.
Murray J., R e n a r d A. F. Deep-sea deposits based on the specimens collected during
the voyage of H. M. S. «Challenger» in the years 1872—1876. «Challenger» Rep. Ld.,
Longmans, 1891. 525 p. (reprint, Ld., Johnson, 1965).
Nason R. D. San Andreas fault at cape Mendocino. — Proc. Conf. Geol. Problems
of San Andreas fault system. Stanford Univ. Publ., Geol. Sci., 1968, v. 11, p. 231—241.
National Science Foundation. Deep sea drilling project, ocean sediment coring pro-
gram. Nat. Sci. Found., 70—25. Washington, 1970. 14 p.
N a у u d u Y. R. Recent sediments of the Northeast Pacific. — Ph. D. thesis, Univ.
Washington, 1959. 53 p.
N a у u d u Y. R. Volcanic ash deposits in the Gulf of Alaska and problems of correlation
of deep-sea ash deposits. — Marine Geol., 1964, v. 1, p. 194—212.
N a у u d u Y. R. Petrology of submarine volcanics and sediments in the vicinity of the
Mendocino fracture zone. — In: Progress in Oceanography. V. 3. Oxford, Pergamon,
1965, p. 207—220.
Nelson B. W. Important aspects of estuarine sediments chemistry for benthic ecology.—
In: Symp. Environmental. Chem. Marine Sedim. N. Mashall, ed. Occ. Publ., № 1,
Narragansett Marine Lab., Univ. Rhode Island, Kingston, 1962, p. 27—41.
30 Заказ 1054
466
Nelson В. W. Hydrography, sediment dispersal, and recent historical development
of the Po river delta, Italy. — In: Deltaic Sedim., Modern and Ancient. J. P. Morgan,
ed. Soc. Econ. Paleont. a. Mineral., spec, publ., № 15, Tulsa, Okla., 1970, p. 152—184.
Nelson С. H. Marine geology of Astoria deep-sea fan. — Ph. D. thesis, Oregon State
Univ., Corvallis, 1968. 287 p.
Nelson С. H., Kulm L. D., Carlson P. R., Duncan J. R. Mazama ash
in the northeastern Pacific. — Science, 1968, v. 161, p. 47—49.
Nelson С. H., Carlson P. R., Byrne J. V., Alpha T. R. Development
of the Astoria canyon-fan physiography and comparison with similar systems. — Ma-
rine Geol., 1970, v. 8, № 3, 4, p. 259—291.
Nesteroff W. D. Attempt at a synthesis of present-day marine sedimentation along
the French Mediterranean coast (eastern part.). — Ahs. in Preprints Intern. Oceanogr.
Congr., Amer. Assoc. Adv. Sci. Washington, 1959. 642 p.
N esteroff W. D. Les depots marins actuels de la feuille de Frejus—Cannes. — Bull.
Carte Geol. France, 1966, v. 61, № 278, p. 202 —211.
Neumann A. C. The configuration and sediments of Stetson bank, Northwestern gulf
of Mexico. Texas A. 8c M College, Dept. Oceanogr. a. Meteorol., Tech. Rept., 1958,
№ 58—5T. 125 p.
Neumann А. С., В a 11 M. M. Submersible observation in the straits of Florida;
geology and bottom currents. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 2861—2874.
Newell N. D. Bahamian platforms. — Geol. Soc. Amer.. 1955, Spec. Paper 62, p. 303—
315.
Newell N. D. Geological reconnaissance of Raroia (Kon Tiki) atoll, Tuamotu archi-
pelago. — Amer. Mus. Nat. Hist. Bull., 1956, v. 109, art. 3, p. 311—372.
Newell N. D. Question of the coral reefs. Pt. 1. Biologv of the corals. Pt. 2. — Nat.
Hist., 1959, v. 68, № 3, p. 119—131; № 4, p. 226—235.
Newell N. D. An outline history of tropical organic reefs. — Amer. Mus. Novitates,
1971, № 2465. 37 p.
Newell N. D., Bloom A. L. The reef flat and «two-meter eustatic terrace» of some
Pacific atolls. —Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, № 7, p. 1881—1894.
Newell N. D., Purdy E. G., I m b r i e J. Bahamian oolitic sand. — J. Geol.,
1960, v. 117, art. 4, p. 177—228.
Newell N. D.,Rigby J. K.,Whiteman A. J.,Bradley J. S. Shallow-wa-
ter geology and environments, eastern Andros island, Bahamas. — Amer. Mus. Nat.
Hist- Bull., 1951, v. 98, art. 1, p. 1—30.
Newell N. D., Imbrie J., Purdy E. G.,Thurber D. L. Organism commu-
nities and bottom facies, Great Bahama bank. —Amer. Mus. Nat. Hist. Bull., 1959,
v. 117, art. 4, p. 177—228.
Newman W S., Munsart C. A. Holocene geology of the Wachapreague lagoon,
eastern shore peninsula, Virginia. — Marine Geol., 1968, v. 6, p. 81—105.
Nichols H., Perry R. B. Bathymetry of the Aleutian arc, Alaska (six maps), scale
1 : 400 000. Dept. Comm. — Environ. Sci. Serv. Adm., Coast Geodetic Surv. Mono-
graph, 1966, v. 3.
Nichols H., Perry R. В., К о f о e d J. W. Bathymetry of Bowers bank, Bering
sea. — Surv. Mapping, 1964, v, 24, № 3, p. 443—448.
Nichols R. L. Characteristics of beaches formed in polar climates. — Amer. J. Sci.,
1961, v. 259, p. 694—708.
N i i n о H., E m e г у К. О. Sediments of shallow portions of the East China sea and
South China sea. —Geol. Soc. Amer. Bull., 1961, v. 72, p. 731—/62.
Ninkovich D., Heezen В. C. Physical and chemical properties of volcanic glass
shards from pozzuolana ash, Thera island, and from upper and lower ash layers in eastern
Mediterranean deep sea sediments. — Nature, 1967, v. 213, № 5076, p. 582—584.
Noornay I.,Gizienski S. F. Engineering properties of submarine soils, a state-of-
the-art-review. Woodward-Clyde & Assoc., San Diego, 1969. 67 p.
Normark W. R. Growth patterns of deep-sea fans. — Ph. D. thesis, Univ. California,
Scripps Inst. Oceanogr., 1969. 165 p.
N о r m a г к W. R. Channel piracy on Monterey deep-sea fan. — Deep-Sea Res., 1970a,
v. 17, p. 837—846.
N о r m a г к W. R. Growth patterns of deep-sea fans. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull.,
1970b, v. 54, № 11, p. 2170—2195.
N о r m а т к W. R., C urr a у J.R. Geology and structure of the tip of baja California,
Mexico. —Geol. Soc. Amer. Bull., 1968, v. 79, p. 1589—1600.
N о r m а г к W. R., Piper D. J. W. Deep-sea fan-valleys, past and present. — Geol.
Soc. Amer. Bull., 1969, v. 80, p. 1859—1866.
467
No t a D. J. G. Reports of the Orinoco expedition. V. 2. H. Veenman en Zonen, Wage-
ningen. The Netherlands, 1958. 98 p.
N о t a D. J. G. Geomorphology and sedimentary petrology in the southern gulf of St.
Lawrence. — Geol. Mijnb., 1968, v. 47, № 1, p. 49—52.
Nota D. J. G., Loring D. H. Recent depositiona, conditions in the St. Lawrence
river and gulf — a reconnaissance survey. —Marine Geol., 1964, v. 2, p. 198—235.
О b a T. Riostratigraphy and isotopic paleotemperature of some deep-sea cores from
the Indian ocean. — Sci. Repts. Tohoku Univ., 1969, Sendai, 2nd ser., v. 41, № 2,
p. 129—195.
Odum H. T., О d u m E. P. Trophic structure and productivity of a windward coral
reef community on Eniwetok atoll. — Ecol. Mon., 1955, v. 25, p. 291—320.
Off T. Rhythmic linear sand bodies caused by tidal currents. — Amer. Assoc. Petrol.
Geol. Bull., 1963, v. 47, Xs 2, p. 324—341.
О 1 a u s s о n E. In: Report of the Swedish Deep-Sea Expedition, 1947—1948, 6 (5), 9 (2),
8 (3), 7 (5), 8 (4), 1960, 1961.
О 1 a u s s о n E., Jonasson U. C. The Arctic ocean during the Wurm and Early
Flandrian. — Geol. Fcren. Stockholm Forh. 1969, v. 91, p. 185—200.
Opdyke N.D., Glass В. P. The paleomagnetism of sediment cores from the Indian
ocean. — Deep-Sea Res., 1969, v. 16, p. 249—261.
Opdyke N. D., Glass В. P., Hays J. D., Foster J. Paleomagnetic study
of Antarctic deep-sea cores. — Science, 1966, v. 154, № 3748, p. 349—357.
Ottmann F. Sur la classification des cotes. — Bull. Soc. Geol. France, 1962, ser. 7,
v. 4, p. 620—624.
Ottmann F. Introduction a la Geologic Marine et Littorale. Paris, Masson, 1965. 259 p.
Ottmann F. L'etude des problemes estuariens. — Rev. Geogr. Physique et Geol. Dyna-
mique (2), 1968, v. 10, Xs 4, p. 329—353.
Ottmann F., Urein С. M. Observaciones preliminares sobre la distribution de
los sedimentos en la zona externa del Rio de la Plata. — Acad. Brasileira Ciencias,
Rio de Janeiro, 1965, p. 283—288.
О t v о s E. G., Jr. Development and migration of barrier islands, northern gulf of Mexico. —
Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 241—246.
Paige H. G. Phi-millimeter conversion table. — J. Sedim. Petrology, 1955, v. 25,
p. 285—292.
Pannekoek A. J. The ria problem. —Tijdsch. Koninkl. Ned. Aardrijk. Genoots.,
1966. v. 83, № 3, p. 289—297.
Pannekoek A. J. Uplift and subsidence in and around the western Mediterranean
since the Oligocene: a review. — Verh. Kon. Ned. Geol., 1969, bd. 26, s. 53—77.
Parke M. L.. J r., E m e г у К. О., S z у m a n к e i w i c z R., Reynolds L. M.
Structural framework of continental margin in South China seas. — Amer. Assoc
Petrol. Geol. Bull., 1971, v. 55, № 5, p. 723—751.
P a г к e г F. L., В e r g e r W. H. Faunal and solution patterns of planktonic Foraminifera
in surface sediments of the South Pacific. — Deep-Sea Res., 1971, v. 18, № l,p. 73—107.
Parker F. L., Phleger F. B., Peirson J. F. Ecology of Foraminifera from
San Antonio bay and environs, southwest Texas. — Cushman Found. Foram. Res.,
1953, Spec. Publ. 2. 63 p.
Parker R. H., C u г г a у J. R. Fauna and bathymetry of banks on continental shelf,
northwest gulf of Mexico. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1956, v. 40, Je 10,
p. 2428—2439.
Penck A. Morphologie der Erdoberflache. 2 v. Stuttgart, 1894.
P e t e 1 i n V. P. Bottom sediments in the western part of the Pacific ocean. — Oceanol.
Res., 1960. X sect., LG. Y. Program, p. 45.
Peterson M. N. A. Scientists view deep sea drilling project. — Petrol. Engr. Mag.,
1971, May, p. 14.
Peterson M. N. A., G о 1 d Ь e r g E. D. Feldspar distributions in South Pacific
pelagic seciments. — J. Geophys. Res., 1962, v. 67, № 9, p. 3477—3492.
Peterson M. N. A., E d g a r N. T., В о r c h С. С. von der, Rex R. W. Cruise
leg summary and discussion. — In: Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project.
V. 2. Nat. Sci. Found. Washington, 1970, p. 413—427.
Peterson M. N. A., E d g a r N. T. e. a. Deep sea drilling project. Leg 2. — Geoti-
mes. 1969, v. 14, № 3, p. 11—13.
Pettersson H. Iron and manganese on the ocean floor. — Goteborg Oceanogr. Inst.
Medd., 1945, b. 3B, № 7, с. 1—37.
Pettersson H.. Fredrik s s' on K. Magnetic spherules in deep-sea deposits. —
Pacific Sci., 1958, v. 12, p. 71—81.
30*
468
Pfannenstiel M. Erlasterungen zu don bathymetrischen Karten des ostlichen Mit-
telmeeres. — Bull. Inst. Oceanogr. Monaco, 1960, № 1192.
Philippi E. Die Grundprohen der deutschen Sudpolar Expedition. — Deutsche Sudpo-
lar Exped. 1901—1903, 1912, Bd. 2, № 6. s. 431—434.
Phillips J. D., Ross D. A. Continous seismic reflexion profiles in the Red sea. —
Phill. Trans. Roy. Soc. Ld., 1970, ser. A, v. 267, p. 143—152.
Phillips О. M. The dynamics of the Upper Ocean. Cambridge Univ. Press. 1966. 261 p.
Phipps С. V. G. Topography and sedimentation of the continental shelf and slope bet-
ween Sydney and Montague island —N. S. W. Australasian. — Oil a. Gas J., 1963,
Dec., p. 7.
Phipps С. V. G. Gulf of Carpentaria (northern Australia). — In: The Encyclopedia
of Oceanography. R. W. Fairbridge, ed. N. Y., Reinhold, 1966, p. 316—324.
Phipps С. V. G. The character and evolution of the Australian continental shelf. —
A. P. E. A. J., 1967, p. 44—49.
Phleger F. B. Foraminifera of submarine cores from the continental slope. — Geol.
Soc. Amer. Bull., 1939, v. 50, p. 1395—1422.
Phleger F. B. Sedimentary patterns of microfaunas in northern gulf of Mexico. — In:
Recent Sediments, Northwest Gulf of Mexico. F. P. Shepard, F. B. Phleger, Tj. H.
van Andel, eds. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1960, p. 267—295.
Phleger F. B. Sedimentology of Guerrero Negro lagoon, baja California, Mexico. —
In: Submarine Geology and Geophysics. W. F. Whittard, R. Bradshaw, eds. Ld., But-
terworths, 1965, p. 205—235.
Phleger F. B. A modern evaporite deposit in Mexico. — Amer. Assoc. Petrol. Geol.
Bull., 1969a, v. 53, № 4, p. 824—829.
Phi eg er F. B. Some general features of coastal lagoons. — In: Coastal Lagoons. A. A.
Castanares, F. B. Phleger, eds. Univ. Nac. Autonoma Mexico, 1969b, p. 5—25.
Phleger F. B., Ewing G. C. Sedimentology and oceanography of coastal lagoons
in baja California, Mexico. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1962, v. 73, № 2, p. 145—182.
Phleger F. B., Parker F. L., Peirso n J. F. North Atlantic core Foraminifera.—
Repts. Swedish Deep-Sea Exped., 1953, v. 7, № 1, p. 1—122.
Piccard J., Dietz R. S. Seven Miles Down. N. Y., Putnam, 1961. 249 p.
Pickett T. E., Ingram R. L. The modern sediments of Pamlico Sound, North
Carolina coast. — Southeastern Geol., 1969, v. 11, p. 53—83.
Pierce J. W. Sediment budget along a barrier island chain. — Sedim. Geol., 1968,
v. 3, p. 5—16.
Pierce J. W., Colquhoun D. J. Holocene evolution of a portion of the North
Carolina coast. —Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, v. 81, № 12, p. 3697—3714.
Pigorini B. Sources and dispersion of recent sediments of the Adriatic sea. — Marine
Geol., 1968, v. 6, p. 187—229.
Pimm A. C. Seabed sediments of the South China sea. — Borneo Region, Malaysia Geol.
Surv. Ann. Rept., 1964, p. 122—146.
Piper D. J. W. Transport and deposition of Holocene sediment on La Jolla deep-sea
fan, California. — Marine Geol., 1970, v. 8, № 3/4, p. 211—227.
Piper D. J. W., Marshall N. F. Bioturbation of Holocene sediments on La Jolla
deep-sea fan, California. — J. Sedim. Petrology, 1969, v. 39, № 2, p. 601—606.
P i r s s о n L. V. Geology of Bermuda island: the igneous platform. — Amer. J. Sci.,
1914, v. 38, p. 189—206, 331—334.
Pitman W.C. Sea-floor spreading and plate tectonics. — Trans. Amer. Geophys. Union,
1971, v. 52, № 5, p. IUGG 130—134.,
Pitman W. C. Ill, H e i r t z 1 e r J. R. Magnetic anomalies over the Pacific-Antarctic
ridge. — Science, 1966, v. 154, p. 1164—1171.
Pitman W. C. Ill, T a 1 w a n i M. Sea-floor spreading in the North Atlantic. — Geol.
Soc. Amer. Bull., 1972, v. 83, p. 619—646.
Plafker G. Tectonics of the March 27, 1964 Alaska earthquake. — U. S. Geol. Surv.,
1969, Prof. Paper 543-1. 174 p.
Plafker G., К achado oria n R., Eckel W. B., Mayo L. R. Effects of the
earthquake of March 27, 1964, on various communities. — U. S. Geol. Surv., 1969,
Prof. Paper 542-G. 50 p.
P о s t m a H. Size frequency distribution of sands in the Dutch Wadden sea. — In: Arch.
Neerlandaises Zool. V. 12. Brill, Leiden, 1957, p. 319—349.
P о s t m a H. Chemistry of coastal lagoons. — In: Coastal Lagoons. A. A. Castanares,
F. B. Phleger, eds. Univ. Nac. Autonoma Mexico, 1969, p. 421—429.
Potter P. E., Pettijohn F. J. Paleocurrents and Basin Analysis. N. Y., Aca-
demic, 1963. 296 p.
469
Powers M. C. A new roundness scale for sedimentary particles. — J. Sedim. Petrology,
1953, v. 23, p. 117—419.
P r a t j e 0. Die Bodenbedeckung der siidlichen und mittleren Ostsee und ihre Bedeutung
fur die Ausdeutung fossiler Sedimente. — Deutschen Hydrograph. Zs., 1948, Bd. 1,
№ 2, 3, S. 45—61.
P г a t j e 0. Bodenbedeckung der nordeuropaischen Meer. — Handb. Seefischerei Nord-
suropas, 1949, Bd. 1, T. 3. 23 S.
Pratt R. M., H e e z e n В. C. Topography of the Blake plateau. — Deep-Sea. Res.,
1964, v. 11, p. 721—728.
Price W. A. Barrier island, not «offshore bar». — Science, 1951, v. 113, p. 487—488.
Price W. A. Correlation of shoreline type with offshore bottom conditions. — Texas
A & M College, a. Geogr. Branch Office Naval Res., 1955, 8 p. (mimeo).
Price W. A. Environment and history in identification of shoreline types. — Quater-
naria, 1956, № 3, p. 151—166.
Price W. A., W i 1 s о n B. W. Cuspate spits of St. Lawrence island: a discussion. —
J. Geol., 1956, v. 64, № 1, p. 94—95.
P s u t у N. P. Beach-ridge development in Tabasco, Mexico. — Ann. Assoc. Amer. Geogr.,
1965, v. 55, № 1, p. 112—124.
P s u t у N. P. The geomorphology of beach ridges in Tabasco, Mexico. — Coast. Stud.
Inst., Louisiana State Univ., Tech. Rept., 1966. № 30, 51 p.
Purdy E. G. Recent calcium carbonate facies of the Great Bahama bank — 2. Sedi-
mentary facies. — J. GeoL, 1963, v. 71, № 4, p. 472—497.
Putnam W. C., A x e 1 г о d D. I., В a i 1 e у H. P., M c G i 11 J. T. Nat. Coast.
Environments of the World. Los Angeles, Univ. California, 1960. 140 p.
Pytkowicz В. M. Calcium carbonate saturation in the oceans. — Limnol. a. Ocea-
nogr., 1965, v. 10, № 2, p. 220—225.
R a i t t R. W. The 1950 seismic refraction studies of Bikini and Kwajalein atolls and
Sylvana guyot. — Univ. Calif., Marine Phys. Lab., Scripps Inst. Oceanogr., 1952,
SIO Ref. 52—38, p. 1—25.
R a i 11 R. W. Seismic-refraction studies of Eniwetok atoll, Bikini and nearby atolls,
Marshall islands. — U. S. Geol. Surv., 1957, Prof. Paper 260-S, p. 685—698.
R a i t t R. W., F i s h e r R. L., M a s о n R. G. Tonga trench. — In: The crust of the
earth. A. Poldervaart, ed. Geol. Soc. Amer., 1955, Spec. Paper 62, p. 237—254.
Rajcevic В. M. Etudes des conditions de sedimentation dans 1’estuaire de la Seine —
Suppl. Ann. Inst. Tech. Batiment et Trav. Publ., 1957, № 117.
Rao M. P., M a h a d e v a n C. Studies in marine geology of bay of Bengal along the
east coast of India. — Abs. in Preprints Intern. Oceanogr. Congr. Amer. Assoc. Adv.
Sci. Washington, 1959, p. 655—656.
Raymond P. E., Stetson H. C. A calcareous beach on the coast of Marine. —
J. Sedim. Petrology, 1932, v. 2, № 2, p. 51—62.
R e d f i e 1 d A. C. Preludes to the entrapment of organic matter in the sediments of lake
Maracaibo. — In: Habitat of Oil. L. G Weeks, ed. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa,
Okla., 1958, p. 968—981.
R e i m n i t z E. Surf-beat origin for pulsating bottom currents in the Rio Balsas subma-
rine canyon, Mexico. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1971, v. 82, p. 81—90.
R e 1 m n i t z E., G u t i e r r e z -E s t r a d a M. Rapid changes in the head of the
Rio Balsas submarine canyon system, Mexico. — Marine Geol., 1970, v. 8, № 3/4,
p. 245—258.
Reineck H. E. Kastengreifer und Lotrohre «Schnepfe». — Senckenbergiana leth.>
1958, v. 39, № 1/2, p. 45—48.
Rex R. W. Microrelief produced by sea ice grounding in the Chukchi sea near Barrow,
Alaska. — J. Arctic Inst. North Amer., 1955, v. 8, № 3, p. i77—186.
Rex R.W., Goldberg E. D. Quartz contents of pelagic sediments of the Pacific
ocean. — Tellus X, 1958, № 1, p. 153—159.
Reynolds O. On the dilatancy of media composed of rigid particles in contact. — Phi-
los. Mag., 1885, ser. 5, v. 20, p. 469—481.
Richards H. C. Results of deep boring operations on the Great Barrier reef, Austra-
- lia. — Proc. 6th Pacific Sci. Congr., 1940, v. 2. 857 p.
Riedel W. R. Tertiary Radiolaria in western Pacific sediments. — Medd. Fran. Ocea-
nogr. Inst. I Goteborg. Sjatte Foljden, 1952, ser. B, v. 6, К» 3, p. 1—21.
Riedel W. R. Siliceous organic remains in pelagic sediments. — In: Silica in sediments.
Soc. Econ. Paleont. a. Mineral., spec, publ., № 7, Tulsa, Okla., 1959,
p. 94—97.
470
Riedel W. R. The occurrence of the Pre-Quaternary Radiolaria in deep-sea sediments.—
In: Micropaleontology Oceans. В. M. Funnell, W. R. Riedel, eds. Cambridge Univ.
Press, 1971, p. 567—594.
Riedel W. R., Funnell В. M. Tertiary sediment cores and microfossils from the
Pacific Ocean floor. — Quart. J. Geol. Soc. Ld., 1964, v. 120. p. 305—368.
Rigby J. K., McIntire W. G. The Isla de Lobos and associated reefs, Veracruz,
Mexico. — Brigham Young Univ. Geol. Studies, 1967, v. 13, p. 3—46.
Riley N. Л. Projection sphericity. — J. Sedim. Petrology, 1911, v. 11, p. 94—97.
Riviere A., Laurent J. Sur une methode nouvelle et pen couteuse do defense centre
I’erosion littorale. — Acad. Sci. (Paris) C. r., 1954, v. 239, p. 298—300.
Roberson M. I. Continuous seismic profiler survey of Oceanographer, Gilbert, and
Lydonia submarine canyons, Georges bank. — J. Geophys. Res., 1964, v. 69, № 22,
p. 4779—4789.
Roberts D. G. The Rif-Betic orogen in the gulf of Cadiz. — Marine Geol., 1970, v. 9,
p. M31—M37.
Roberts D. G., Stride A. H. Late Tertiary slumping on the continental slope of
southern Portugal. — Nature, 1968, v. 217, № 5123, p. 48—50.
Robinson A. H. W. Residual currents in relation to shoreline evolution of the East
Anglian coast. — Marine Geol., 1966, v. 4, p. 57—84.
Robinson A. H. W. e. a. The storm floods of 1st February, 1953. — Geography, 1953,
p. 132—189.
Rod E. Strike-slip faults of northern Venezuela. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull.,
1956, v. 40, № 3, p. 457—476.
Rod g.e r s J. The eastern edge of the North American continent during the Cambrian
and Early Ordovician. — In: Studies of Appalachian Geology: Northern and Mari-
timi. E-An Zen. W. S. White e. a., eds. N. Y., Interscience, 1968, p. 141—149.
Rodolfo K. S. Bathymetry and marine geology of the Adaman basin, and tectonic
implications for Southeast Asia. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1969, v. 80, № 7, p. 1203—
1230.
R о e v e r W. P. de (ed.). Symposium on the Problems of Oceanization in the Western
Mediterranean. —Verb. К on. Geol. Mijnb. Gen., 1969, Bd. 26. 165 S.
R о n a E., E m i 1 i a n i C. Absolute dating of Caribbean cores P6304-8 and P6304-9. —
Science, 1968, v. 163, p. 66—68.
R о n a P. A. Linear «lower continental rise hills» off cape Hatteras. — J. Sedim. Petro-
logy, 1969, v. 89, № 3, p. 1132—1141.
R о n a P. A. Comparison of continental margins of eastern North America at cape Hat-
teras and northwestern Africa at Cap Blanc. —Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull.,
1970a, v. 54, № 1, p. 129—157.
R о n a P. A. Submarine canyon origin on upper continental slope off cape Hatteras. —
J. Geol., 1970b, v. 78, p. 141—152.
R о n a P. A. Bathymetry off central northwest Africa. — Deep-Sea Res., 1971a, v. 18,
p. 321—327.
R о n a P. A. Deep-sea salt diapirs. — Geotimes, 1971b, v. 16, Л» 5, p. 8.
Rona P. A., Schneider E. D., Heezen В. C. Bathymetry of the continental
rise off cape Hatteras. — Deep-Sea Res., 1967, v. 14, p. 625—633.
R о s a 1 s к у M. В. Swash and backwash action at the beach scarp. — Rocks a. Minerals,
1964, Jan.—Febr., p. 5—14.
Rosenan E. Fisherman’s chart — 1 : 000 000 scale in four sheets. — Govt. Palestine,
Dept. Agriculture a. Fisheries Serv., 1937.
Rosfelder A. M. Carte Provisoire au 1/500 000'- de la Marge Continentale Algerienne.
Carte Geol. Algerie (Nfi), 1955, Bull. № 5, p. 57—106.
Rosfelder A. M. Hydrostatic actuation of deep-sea instruments. — J. Ocean. Techn.,
1966a, v. 1, № 1, p. 53—64.
Rosfelder A. M. Subsea coring for geological and geotechnical surveys. — Proc.
Offshore Exploration Conf., 1966. Long Beach, Calif., 1966b, p. 709—734.
Rosfelder A. M., Marshall N. F. Oriented marine cores: a description of new
locking compasses and triggering mechanisms. —Marine Res., 1966, v. 24, № 3,
p. 353—364.
Rosfelder A. M., Marshall N. F. Obtaining large, undisturbed, and oriented
samples in deep water. — In: Marine Geotechnique. A. F. Richards, ed. Urbana, Univ.
Illinois Press, 1967, p. 243—263.
Ross D. A. Current action in submarine canyon. — Nature, 1968, v. 218, p. 1242—1245.
Ross D. A. Source and dispersion of surface sediments in the Gulf of Maine-Georges bank
area. — J. Sedim. Petrology, 1970a, v. 40, № 3, p. 906—920.
471
Ross D. A. Atlantic continental shelf and slope of the United States — heavy minerals
of the continental margin from southern Nova Scotia to northern New Jersey. — U. S.
Geol. Surv., 1970b, Prof. Paper 529-G. 40 p.
Ross D. A. The Red and the Black seas. — Amer. Sci., 1971, v. 59, № 4, p. 420—424.
Ross D. A., Riedel W. R. Comparison of upper parts of some piston cores with
simultaneously collected open-barrel cores. — Deep-Sea Res., 1967, v. 14, p. 285—294.
Ross D. A., Shor G. G., Jr. Reflection profiles across the Middle America trench. —
J. Geophys. Res., 1965, v. 70, № 22, p. 5551—5572.
Runcorn S. K. (ed.). Continental Drift. N. Y., Academic, 1962. 338 p.
Rusnak G. A. Sediments of laguna Madre, Texas. — In: Recent Sediments, Northwest
Gulf of Mexico. F. P. Shepard, F. B. Phleger, Tj. H. van Andel, eds. Amer. Assoc.
Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1960, p. 153—196.
Rusnak G. A. High-efficiency subbottom profiling. — U. S. Geol. Surv., 1967, Prof.
Paper 575-C, p. C81-C91.
Rusnak G. A., F i s h e r R. L. Structural history and evolution of Gulf of Califor-
nia. — In: Marine Geology of the Gulf of California Tj. H. van Andel, G. G. Shor,
Jr., eds. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1964, p. 144—156.
Rusnak G. A., Fisher R. L., Shepard F. P. Bathymetry and faults of Gulf
of California. — Ibid., 1964, p. 59—75.
Rusnak G. A. .Stockman K. W., Hofmann H. A. The role of shell material
in the natural sand replenishment cycle of the beach and nearshore area between Lake
Worth inlet and the Miami ship channel. — Final Rept. Coast. Engr. Res. Center,
U. S. Army Corps Engrs. (DA-49-055-Civ-Eng-63-12), 1966. 16 p.
Russel R. D. Effects of transportation on sedimentary particles. — In: Recent marine
sediments. P. D. Trask, ed. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1939, p. 32—47.
Russel R. J. Physiographv of Lower Mississippi river delta. — Louisiana Geol. Surv.,
Geol. Bull., 1936, № 8/199 p.
Russel R. J. Quaternary history of Louisiana. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1940, v. 51,
p. 1199—1234.
Russel R. J. Geological geomorphology. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1958, v. 69, № 1,
p. 1—22.
Russel R. J. Aspects of coastal morphology. — Geografiska Ann., 1967a, v. 49, ser. A,
p. 299—309.
Russel R. J. River and delta morphology. —Coast. Studies Inst., Louisiana State
Univ., 1967b, rept. 52. 49 p.
Russel R. J., H о w e H. V. W. Cheniers of southwestern Louisiana. — Geogr. Rev.,
1935, v. 25, p. 449—461.
Ryan W. B., Hsu K. J. e. a. Deep sea drilling project: Leg. 13. — Geotimes, 1970a,
v. 15, № 10, p. 12—15.
Ryan W. B. F., S t a n 1 e у D. J. e. a. The tectonics and geology of the Mediterra-
nean sea. — In: The Sea. V. 4, pt. 2. A. E. Maxwell, ed. N. Y., Wiley — Interscience,
1970b, p. 387—492.
Sachs P. L., Raymond S. O. Design considerations, development, and trials at
sea of a free sampler. — Woods Hole Oceanogr. Inst. Ref., 1965, № 65-3. 16 p.
Sackett W. M. Deposition rates by the protectinium method. — In: Symp. Marine
Geochem., 1964. Rhode Island Univ., Narragansett Marine Lab., 1965, Occasional
Publ. 3, p. 29—40.
Saito T., F u n n e 1 В. M. Pre-Quaternary sediments and microfossils in the oceans. —
In: The Sea. V. 4, pt. 1. A. E. Maxwell, ed., Wiley — Interscience, 1970, p. 183—204.
Sanders J.E. North-south trending submarine ridge composed of coarse sand off False
cape, Virginia. — Abs. /imer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1963, v. 46, 278 p.
S a s a Y., I z a к i A. Submarine geology of the Tsugaru straits. — Proc. Japan Acad.,
1962, v. 38, № 3, p. 120—123.
Saski T., Watanabe S., Osbiba G. New current meters for great depths. —
Deep-Sea Res., 1965, v. 12, p. 815—824.
Sayles R. W. Bermuda during the ice age. — Proc. Amer. Acad. Arts a. Sci., 1931,
v. 66, № 11, p. 381-—467.
Schatz С. E. Observations of sampling and occurence of manganese nodules. — Offshore
‘Techn. Conf., 1971, Paper OTC 1364, Dallas, Tex., preprint, p I 389—393.
Schnable J. E., Goo del H. G. Pleistocene-Recent stratigraphy, evolution, and
development of the Apalachicola coast, Florida. — Geol. Soc. Amer., 1968, Spec.
Paper 12. 72 p.
Scholl D. W. Florida Bay: a modern site of limestone formation. — In: The Encyclo-
pedia of Oceanography R. W. Fairbridge, ed. N. Y., Reinhold, 1966, p. 282—288.
472
Scholl D. W., Konkins D. M. Newly discovered Cenozoic basins, Bering sea shelf,
Alaska. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1969, v. 53, № 10, p. 2067—2078.
Scholl D. W., H u e n e R. von, Rid Ion J. B. Spreading of the ocean floor; unde-
formed sediments in the Peru-Chile trench. — Science, 1968a, v. 159, p. 869—
871.
Scholl D. W., Buffington E. C., Hopkins D. M. Geologic history of the
continental margin of North America in the Bering sea. — Marine Geol.. 1968b, v. 6,
p. 297—330.
Scholl D. W., Buffington E. C., Hopkins D. M., Alpha T. R. The
structure and origin of the large submarine canyons of the Bering sea. — Marine Geol.,
1970a, v. 8, № 3/4, p. 187—210.
Scholl D. W., Christensen M. N., H u e n e R. von, Marlow M. S.
Peru-Chile trench sediments and sea-floor spreading. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1970b,
v. 81, p. 1339—1360.
Schott W. Die Foraminiferen im aequatorialen Teil des Atlantischen Ozeans. — In:
Wissenschaftliche Ergebnisse der Deutschen Atlantischen Expedition auf dem For-
schungs-und Vermessungsschiff «Meteor», 1925—1927. Bd. 3. T. 3. Berlin, 1935, S. 43—
134.
Schott W., Stackelberg U. von. Uber rezente Sedimentation im Indischen
Ozean, ihre Bedeutung fur die Entstehung kohlenwasserstoffhaltiger Sedimente.—
Erdol und Kohle, Erdgas, Petrochem., 1965, Bd. 18, S. 945—950.
Schwartz M. L. Littoral zone tidle-cycle sedimentation. — J. Sedim. Petrology,
1967, v. 37, p. 667—683.
Sclater J. G., Hawkins J. W., M a m m e r i с к x J. Crustal extention between
the Tonga and Lau ridges: petrologic and geophysical evidence. — Geol. Soc. Amer.
Bull., 1972, v. 83, p. 505—518.
Scruton P. C. Delta building and the deltaic sequence. — In: Recent Sedim., North-
west gulf of Mexico. F. P. Shepard, F. B. Phleger, Tj. H. van Andel, eds. Amer. Assoc.
Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1960, p. 82—102.
Sen Gupta В. K., McM u lien R. M. Foraminiferal distribution and sedimentary
facies on the Grand banks of Newfoundland. — Canad. J. Earth Sci., 1969, v. 6, № 3,
p. 475—487.
S h a 1 e r N. S., Geology of the island of Nantucket. — U. S. Geol. Surv. Bull., 1889,
v. 53. 13 p.
Shepard F. P. Fundian faults of Fundian glaciers. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1930,
v. 41, p. 659—674.
Shepard F. P. Glacial troughs of the continental shelves. — J. Geol. 1931, v. 39,
№ 4, p. 345—360.
Shepard F. P. Sediments of the continental shelves. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1932,
v. 43, p. 1017—1040.
Shepard F. P. «Salt» domes related to Mississippi submarine trough. — Geol. Soc.
Amer. Bull., 1937, v. 48, p. 1354—1361.
Shepard F. P. Submarine Geology. N. U. Harper & Row, 1948. 348 p.
Shepard F. P. Terrestrial topography of submarine canyons revealed by diving. —
Geol. Soc. Amer. Bull., 1949, v. 60, p. 1597—1612.
Shepard F. P. Mass movements in submarine canyon heads. — Trans. Amer. Geophys.
Union, 1951, v. 32, № 3, p. 405—418.
Shepard F. P. Revised nomenclature for depositional coastal features. — Amer. Assoc.
Petrol. Geol. Bull., 1952, v. 36, № 10, p. 1902—1912.
Shepard F. P. Sedimentation rates in Texas estuaries and lagoons. — Amer. Assoc.
Petrol. Geol. Bull., 1953, v. 37, № 8, p. 1919—1934.
Shepard F. P. Delta-front valleys bordering the Mississippi distributaries. — Geol.
Soc. Amer. Bull., 1955, v. 66, № 12, p. 1489—1498.
Shepard F. P. Northward continuation of the San Andreas fault. — Seismol. Soc.
Amer. Bull., 1957, v. 47, № 3, p. 263—266.
Shepard F. P. Gulf coast barriers. — In: Recent Sediments, Northwest gulf of Me-
xico. F. P. Shepard, F. B. Phleger, Tj. H. van Andel, eds. Amer. Assoc. Petrol. Geol.,
Tulsa, Okla., 1960a, p. 197—220.
Shepard F. P. Mississippi delta: marginal environments, sediments, and growth. —
Ibid., 1960b, p. 56—81.
Sbepard F. P. Submarine geology. 2nd ed. N. Y., Harper & Row, 1963. 557 p.
Shepard F. P. Sea-floor valleys of the gulf of California. — In: Marine Geology of the
Gulf of California. Symposium. Mem. № 3. Tj. H. van Andel, G. G. Shor, Jr.,
eds. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1964, p. 157—192.
473
Shepard F. P. Submarine canyons explored by Cousteau’s diving saucer. In: Submarine
Geology a. Geophysics. W. F. Whittard, R. Bradshaw, eds. Ld., Butterworths, 1965,
p. 303—311.
Shepard F. P. Meander in valley crossing a deep-ocean fan. — Science, 1966, v. 154,
№ 3748, p. 385—386.
Shepard F. P. Submarine canyon origin: based on deep-diving vehicle and surface
ship operations. — Rev. Geogr. Phys, et Geol. Dynamique, Paris, 1967, (2), v. 9,
№ 5, p. 347—356.
Shepard F. P. Lagoonal topography of Caroline and Marshall islands. — Geol. Soc.
Amer. Bull., 1970, v. 81, p. 1905—1914.
Shepard F. P., Beard C. N. Submarine canyons: distribution and longitudinal
profiles. — Geogr. Rev., 1938, v. 28, № 3, p. 439—451.
Shepard F. P., Buffington E. C. La Jolla submarine fan-valley. — Marine
Geol., 1968, v. 6, № 2, p. 107—143.
Shepard F. P., Cohee G. V. Continental shelf sediments off the Mid-Atlantic
states. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1936, v. 47, p. 441—458.
Shepard F. P., C u г г a у J. R. Cardon-14 determination of sea level changes in
stable areas. — In: Progress in Oceanography. V. 4. M. Sears, ed. Oxford, Pergamon,
1967, p. 283—291.
Shepard F. P., Dill R. F. Submarine canyons and other sea valleys. Chicago,
Rand McNally, 1966. 381 p.
Shepard F. P., Emery К. O. Submarine topography off the California coast:
canyons and tectonic interpretation. — Geol. Soc. Amer., 1941, spec, paper, № 31. 171 p.
Shepard F. P., Grant U. S. Wave erosion along the southern California coast.—
Geol. Soc. Amer. Bull.. 1947, v. 58, p. 919—926.
Shepard F. P., Inman D. L. Nearshore water circulation related to bottom topo-
graphy and wave refraction. — Trans. Amer. Geophys. Union, 1950, v. 31, № 2,
p. 196—212.
Shepard F. P., Lankford R. R. Sedimentary facies from shallow borings in
lower Mississippi delta. — Amer. Petrol. Geol. Bull., 1959, v. 43, Al 9,
p. 2051—2067.
Shepard F. P., Macdonald G. A. Sediments of Santa Monica bay, Califor-
nia. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1938, -. 22, № 2, p. 201—216.
Shepard F. P., Marshall N. F. Currents in La Jolla and Scripps submarine
canyons. — Science, 1969, v. 165, p. 177—178.
Shepard F. P., Marshall N. F. Currents along the floors of submarine canyons.
In preparation.
Shepard F. P., Moore D. G. Central Техас coast sedimentation: characteristics
of sedimentary environment, recent history, and diagenesis. — Amer. Assoc. Petrol.
Geol. Bull., 1955, v. 39, № 8. p. 1463—1593.
Shepard F. P., Moore D. G. Bays of central Техас coast. — In: Recent Sedi-
ments. Northwest gulf of Mexico. F. P. Shepard, F. B. Phleger, Tj. H. van Andel,
eds. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1960, p. 117—152.
Shepard F. P., Rusnak G. А. Техас bay sediments. — Inst. Marine Sci., 1957,
v. 4, Л? 2, p. 473—481.
Shepard F. P., W a n 1 e s s H. R. Our changing coastlines. N. Y. McGraw-Hill,
1971. 579 p.
Shepard F. P., Young R. Distinguishing between beach and dune sands. — J. Se-
dim. Petrology, 1961, v. 31, Al 2, p. 196—214.
Shepard F. P., Emery К. O., Gould H. R. Distribution of sediments on
East Asiatic continental shelf. — Allan Hancock Found. Publ., Occasional Paper,
1949, № 9. 64 p.
Shepard F. P., Macdonald G. A., Cox D. C. The tsunami of April 1,
1946. — Bull. Scripps Inst. Oceanogr., 1950, v. 5, № 6, p. 391—527.
Shepard F. P., Phleger F. B., Andel Tj. H. van (eds.). Recent sediments,
northwest gulf of Mexico. Amer. Assoc. Petrol. Geol., Tulsa, Okla., 1960. 394 p.
Shepard F. P., Niino H., Chamberlain T. K. Submarine canyons and
Trough, east-central Honshu, Japan. — Geol. Soc. Amer. Bull,, 1964, v. 75, p. 1117—1130.
Shepard F. P., Dill R. F., Heezen В. C. Diapiric intrusions in foreset slope
sediments off Magdalena delta, Colombia. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1968,
v. 52, № 11, p. 2197—2207.
Shepard F. P., Dill R. F., Rad U. von. Physiography and sedimentary proces-
ses of La Jolla submarine fan-valley, California. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull.,
1969, v. 53, № 2, p. 390—420.
474
Sheridan R. E., Drake C. L. Seaward extension of the Canadian Appalachi-
ans. — Canad. J. Earth Sci., 1968, v. 5, № 3, pt. 1, p. 337—373.
Sheridan R. E., Drake C. L., Nafe J. E., Hennion J. Seismic-refra-
ction study of continental margin east of Florida. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Rull.,
1966, v. 50, № 9, p. 1972—1991.
Sheridan R. E., Hontz R. E., Drake C. L., Ewing M. Structure of
continental margin d'f Sierra Leone, West Africa. — J. Geophys. Res., 1969a, v. 74,
№ 10, p. 2512—2530.
Sheridan R. E., Smith J. D., Gardner J. Rock dredges from Blake escarp-
ment near Great Abaco canyon. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1969b, v. 53,
№ 12, p. 2551—2558.
Shinn E. A. Spur and groove formation on the Florida reef tract. — J. Sedim. Petro-
logy, 1963, v. 33, № 2, p. 291—303.
Shor G. G., Jr. Reflection studies in the eastern equatorial Pacific. — Deep-Sea Res.,
1959, v. 5, p. 283—289.
Shor G. G., Jr. Crustal structure of the Hawaiian ridge near Gardner Pinnacles. —
Bull. Seism. Soc. Amer., 1960, v. 50, № 4, p. 563—573.
Shor G. G., Jr. Refraction and reflection techniques and procedure. — In: The Sea.
V. 3. M. N. Hill, ed. N. Y., Interscience, 1963, p. 20—38.
Shor G. G., Jr. Thickness of coral at Midway atoll. — Nature, 1964, v. 201, № 4925,
p. 1207.
Shor G. G., Jr., Fisher R. L. Middle America trench: seismic-refraction stu-
dies. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1961, v. 72, № 5, p. 721—730.
Shor G. G., Jr., R a i 11 R. W. Seismic studies in the southern California conti-
nental borderland. — Proc. Congr. Geol. Inti. 20, Geofis. ApL, 1958, p. 243—259.
Shor G. G., Jr., Deh ling er P., Kirk H. R., French W. S. Seismic
refraction studies off Oregon and nothern California. — J. Geophys. Res., 1968, v. 73,
6, p. 2176—2194.
Shouldice D. H. Geology of western Canadian continental shelf. — Abs. Amer.
Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1970, v. 54/5, p. 870—871.
S'i e v e rs H. A. El Maremoto del 22 de Mayo de 1960 en los costas de Chile. Publ.
№ 3012. Republica Chile. Dept. Naveg. Hidrografia de la Armada. Valparaiso, Chile,
1961. 129 p.
Sigi AV., Rad U. von, Oeltzschner H. e. a. Diving sled: a fool to increase
the efficiency of underwater mapping by scuba divers. — Marine Geol., 1969, v. 7, p. 357—
363.
Silver E. A. Transitional tectonics and Late Cenozoic structure of the continental
margin off northernmost California. — Geol. Soc. Amer. Bulk, 1971. v. 82, № 1, p. 1—22.
Silverman M., Whaley R. C. Adaption of the piston coring device in shallow
water. — J. Sedim. Petrology, 1952, v. 22, № 1, p. 11—17.
Sing lewaid J. T., Jr., Slaughter T. Shore erosion in tidewater Maryland. —
Maryland Dept. Geol., Mines, Nat. Res. Bull., 1949, № 6. 128 p.
S i s о e v N. H., M i 1 h a 1 s e z I. E. e. a. The results of seismo-acoustic investiga-
tions of the ocean bottom — Abs. in Preprints Intern. Oceanogr. Congr. Amer. Assoc.
Adv. Sci., Washington, 1959. 105 p.
S i t a r z J. A. Cotes Africaines. Etude des profils d equilibre de plages. — Trav. Centre
d Etudes et Res. Oceanogr., 1960, v. 3, № 4, p. 43—62.
S i t a r z J. A. Contribution to the study of beach evolution from the knowledge of equi-
librium profiles. — Trav. Centre d’Etudes et Res. Oceanogr., 1963, v. 5, № 2—4, p. 13—14.
Smales A. A., M a p p e n D., Wood A. J. Radioactivation analysis of «cosmic»
and other magnetic spherules. — Geochim. Cosmochim Acta, 1958, v. 13, p. 123—126.
Smith A. J., Stride A. H., Whittard W. F. The geology of the western
approaches of the English channel. IV. A recently discovered Variscian granite west-
north-west of the Scilly isles. — In: Submarine Geology and Geophysics. W. F. Whit-
tard, R. Bradshaw, eds. Ld., Butterworths, 1965, p. 287—301.
Smith S. V., Dygas J. A., Chave К. E. Distribution of calcium carbonate
in pelagic sediments. — Marine Geol., 1968, v. 6, p. 391—400.
Smith W. S. The submarine valleys of the California coast. — Science, 1902, v. 15,
p. 670—672.
S о n u C. J., Russel R. J. Topographic changes in the surf zone profile. — Techn.
Rept., № 50. Coast. Studies Inst., Louisiana State Univ., 1966, p. 502—524.
S о о n s J. M. Raised submarine canyons: a discussion of some Nem Zealand examples. —
Ann. Assoc. Amer. Geogr., 1968, v. 58, № 3, p. 606—613.
475
Spencer J. W. On the continental elevation of the glacial epoch. — Geol. Mag., 1898,
№ 4 (5), p. 32—38.
Spencer M. Bahama deep test. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1967, v. 51, № 2,
p. 263—268.
Spiess F. N., Mudie J. D. Small-scale topographic and magnetic features. —
In: The Sea. V. 4, pt. I. A. E. Maxwell, ed. N. Y-, Wiley — Interscience, 1970,
p. 205—250.
Spiess F. N., L u у e n d у к R. L. e. a. Detailed geophysical studies on the not-
hern Hawaiian arch using a deeply towed instrument package. — Marine Geol., 1969,
v. 7, p. 501—527.
S p r i g g R. G. New structural discoveries off Australia's southern coast. — Australian
Oil & Gas J., 1963, v. 9, № 12, p. 32.
Sproll W. P., Dietz R. S. Morphological continental drift fit of Australia and
Antarctica. — Nature, 1969, v. 222, № 5191, p. 345—348.
Squires D. F. Modern tools probe deep water. — Nat. Hist., 1963, June — Julv,
p. 22—29.
Stanley D. J. Comparing patterns of sedimentation in some modern and ancient sub-
marine canyons. — Earth Planetary Sci. Letters, 1967, v. 3, p. 371—380.
Stanley D. J. The ten-fathom terrace on Bermuda: its significance as a datum for
measuring crustal mobility and eustatic sea-level changes in the Atlantic. — Ann.
Geomorph., 1970, v. 14, № 2, p. 186—201.
Stanley D. J., С о к A. E. Sedimet transport by ice on the Nova Scotian shelf. —
In: Ocean Sci. & Eng. Atlantic Shelf. Trans. Nat. Symp. Marine Techn. Soc., 1967,
p. 100—125.
Stanley D. J., Kelling G. Sedimentation patterns in the Wilmington subma-
rine canyon area. — Ibid., 1967, p. 127—142.
Stanley D. J., Kelling G. Interpretation of a levee-like ridge and associated
features, Wilmington submarine canvon, eastern Lui ted States. — Geol. Soc. Amer.
Bull., 1970, v. 81, p. 3747—3752.
Stanley D. J., S w i f t D. J. P. Bermuda’s southern aeolianite reef tract. — Science,
1967, v. 157, № 3789, p. 677—681.
Stanley D. J ., Swift D. J. P. Bermuda’s reef-front platform: bathymetry and
significance. — Marine Geol., 1968, v. 6, p. 479—500.
Stanley D. J., Drapeau G., С о к A. E. Submerged terraces on the Nova
Scotian shelf. — Ann. Geomorph., 1968, Suppl. 7, p. 85—94.
Starke G. W., Howard A. D. Polygenetic origin of Monterey submarine ca-
nyon. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1968, v. 79, p. 813—826.
Stetson H. C. Geology and paleontology of the Georges bank canyons. I. Geology. —
Geol. Soc. Amer. Bull., 1936, v. 47, p. 339—366.
Stetson H. C. The sediments of the continental shelf off the eastern coast of the United
States. — Papers in Phys. Oceanogr. a. Meteorol., Massachusetts Inst. Techn. a. Woods
Hole Oceanogr. Inst., 1938, v. 5, № 4. 48 p.
Stetson H. G. Summary of sedimentary conditions on the continental shelf off the
east coast of the United States. — In: Recent Marine Sediments. P. D. Trask, ed. Атлет.
Assoc. Petroi. Geol., Tulsa, Okla., 1939, p. 230—244.
Stetson H. C. The sediments and stratigraphy of the East Coast continental margin:
Georges bank to Norfolk canyon. — Papers in Phys. Oceanogr. a. Meteorol., Massa-
chusetts Inst. Techn. a. Woods Hole Oceanogr. Inst., 1949, v. 11, № 2. 60 p.
Stetson T. R., Squires D. F., Pratt R. M. Coral banks occuring in deep
water on the Blake Plateau. — Amer. Mus. Novitates, 1962, № 2114. 39 p.
Stetson T. R., U c h u p i E., M i 11 i m a n J. D. Surface and subsurface mor-
phology of two small areas of the Blake plateau. — Trans. Gulf Coast. Assoc. Geol. Soc.,
1969, v. 19, p. 131—142.
Stevenson R. E. Lagoon. — In: The Encyclopedia of Geomorphology. R. W. Fair-
bridge, ed. N. Y., Reinhold, 1968, p. 590—594.
Stevenson R. E., Emery К. O. Marshlands at Newport bay, California. —
Allan Hancock Found. Publ., Occasional Paper, 1958, № 20, Univ. Southern Calif.,
Los Angeles. 109 p.
Stewart H. B., Jr. Contorted sediments in modern coastal lagoons explained by
laboratory experiments. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1956, v. 40, № 1, p. 153—
161.
Stewart H. B., Jr., Jordan G. F. Underwater sand ridges on Georges Shoal. —
In: Papers in Marine Geologv. Shepard Comm. Vol. R. L. Miller, ed. N. Y., Macmil-
lan, 1965, p. 102—114.
476
Stewart H. В., Jr., Jordan G. F., Salsman G. G. Underwater sand ridges
on Georges Shoal. — Abs. in Preprints Intern. Oceanogr. Congr. Amer. Assoc. Adv.
Sci., Washington, 1959. 665 p.
Stewart H B., Jr.. Shepard F. P., Dietz R. S. Submarine canyons off
eastern Ceylon. — Abs. Program 1964 Ann. Meetings, Geol. Soc. Amer., Miami. Fla.,
1964. 197 p.
Stocks T. Die Echolotprofile Wissenschaftliche Ergebnisse der Deutschen Atlantischen
Expedition auf den «Meteor», 1925—1927. V. 2. 1933.
Stocks T. Der Boden der sildlichen Nordsee. 2. Eine neue Tiefenkarte der siidlichen
Nordsee. — Deutschen Hydrogr. Z., 1956, Bd. 9, № 6, S. 265—280.
S t о r r J. E. Ecology and oceanography of the coral-reef tract, Abaco island, Ba-
hamas. — Geol. Soc. Amer., 1964, Spec. Papers, № 79. 98 p.
Straaten L. M. J. U. van. Environment of formation and facies of the Wadden
sea sediments. — Tijdschr. Koninkl. Ned. Aardrijksk. Genoots., 1950. bd. 47, afd. 3,
s. 94—108.
Straaten L. M. J. U. van. Rhythmic patterns on Dutch North sea beaches. —
Geol. Mijnb., Nw. ser., 1953, № 2, s. 31—43.
Straaten L. M. J. U. van. Composition and structure of recent marine sediments
in the Netherlands. — Leidse Geol. Mededeel., 1954a, bd. 19, s. 1—110.
Straaten L. M. J. U. van. Sedimentology of recent tidal flat deposits and the
Psammites du Condroz (Devonian). — Geol. Mijnb., 1954b, bd. 16, s. 25—47.
Straaten L. M. J. U. van. Composition of shell beds formed in tidal flat environ-
ment in the Netherlands and in the bay of Arcachon (France). — Geol. Mijnb., 1956,
bd. 18e, № 7, s. 209—226.
Straaten L. M. J. U. van. Coastal barrier deposits in South — and North — Hol-
land, in particular in the areas around Scheveningen and IJmuiden. — Mededeel. Geol.
Soc., Nw. ser., № 17, 1965a, p. 41—75.
Straaten L. M. J. U. van. Sedimentation in the north-western part of the Adri -
atic sea. — In: Submarine Geology a. Geophysics. W. F. Whittard, R. Bradshaw,
eds. Ld., Butterworths, 1965b, p. 143—162.
Straaten L. M. J. U. van, Kuenen Ph. H. Accumulation of fine grained
sediments in the Dutch Wadden Sea.—Geol. Mijnb., Nw. ser., 1957, bd. 19, s. 329 -354.
Stride A. H. On the origin of the Dogger Bank, in the North Sea. — Geol. Mag.. 1959a,
v. 96, № 1, p. 33—44.
Stride A. H. A linear pattern on the sea floor and its interpretation. — J. Mar. Biol.
Ass. U. K., 1959b, v. 38, p. 313—318.
Stride A. H. Recognition of folds and faults on rock surfaces beneath the sea. — Na-
ture, 1960, v. 185, № 4716. 837 p.
Stride A. H. Geological interpretation of asdic records. — Inti. Hydrogr. Rev.. 1961a.
v. 38, № 1, p. 1—9.
Stride A. H. Mapping the sea floor with sound. — New Sci., 1961b, v. 10, p. 304—306.
Stride A. H. North-east trending ridges of the Celtic Sea. —Proc. Ussher Soc.,
1963a, v. 1, pt. 2, p. 62—63.
Stride A. H. Current-swept sea floors near the southern half of Great Britain. Quart.
J. Geol. Soc. Ld., 1963b, v. 119, p. 175—199.
Stride A. H. Periodic and occasional sand transport in the North sea. — Petrie et
la Mar, 1965a, sec. 1, № 111. 3 p.
Stride A. H. Under the North sea. — Hunting Group Rev., 1965b, A" 3, p. 20—23.
S’tride A. II.. Belderson R. H., Curray J. R., Moore D. G.
Geophysical evidence on the origin of the Faeroe bank channel. — I. Continuous ref-
lection profiles. — Deep-Sea Res., 1967, v. 14, p. 1—6.
Stride A. H., Curray J. R., Moore D. G., Belderson R. H. Marine
geology of the Atlantic continental margin of Europe. — Phil. Trans. Roy. Soc. Ld.,
1969, ser. A, Mathem. a. phys. sci., № 1148, v. 264, p. 31—75.
Stubbs A. R. Identification of patterns on asdic records. — Inti. Hydrogr. Rev., 1963,
v. 40, № 2, p. 50—68.
Sverdrup H. U., Johnson M. W., Fleming R. H. The Oceans, their
physical chemistry, and general biology. Prentice-Hall, Englewood Cliffs, N. J., 1942.
1087 p.
Swift D. J. P. Outer shelf sedimentation: processes and products. — In: The New
Concepts of Continental Margin Sedimentation. Lecture № 5. Amer. Geol. Inst. Short
Course Lecture Notes, Philadelphia, Amer. Geol. Inst., Washington, 1969, DS 5. 26 p.
Swift D. J. P., Lyall A. K. Origin of the bay of Fundy, an interpretation from
sub-bottom profiles. —Marine Geol., 1968, v. 6, p. 331—343.
vn
Sykes L. R. Seismicitv of the South Pacific ocean. — J. Geophys. Res., 1963, v. 68,
№ 21, p. 5999—6006.
Sykes L. R. Mechanism of earthquakes and nature of faulting on the mid-oceanic rid-
ges. — J. Geophys. Res., 1967, v. 72 № 8, p. 2131—2153.
Sykes L. R., Oliver J., I sacks R. Earthquakes and tectonics. —In: The Sea.
V. 4, pt. 1. A. E. Maxwell, ed. N. Y., Wiley — Interscience, 1970, p. 353—420.
T a g g A. R., Greene H. G. Seismic survey locates potential gold deposits in the
Bering sea. — Ocean Industry, 1971, v. 6, № 8, p. 40—43.
T a g g A. R., Uchupi E. Subsurface morphology of Long Island Sound, Block Island
Sound, Rhode Island Sound, and Buzzards bay. — U. S. Geol. Surv., 1967, Prof. Paper
575-C, p. 92—96.
T a 1 w a n i M. Gravity. — In: The Sea. V. 4, pt. 1. A. E. Maxwell, ed. N. Y., Wiley —
Interscience, 1970a, p. 251—297.
Talwani M. Developments in navigation and measurement of gravity at sea. — Geo-
exploration, 1970b, v. 8, p. 151—183.
Talwani M., Worzel J. L., E w i n g M. Gravity anomalies and structure of the
Bahamas. 2nd Caribbean Geol. Conf., 1960, p, 156—161.
Talwani M., Sutton G. H., Worzel J. L. A crustal section across the Puerto
Rico trench. — J. Geophys. Res., 1959, v. 64, № 10, p. 1545—1555.
Talwani M., Dorman J., Worzel J. L., Bryan G. M. Navigation at sea
by satellite. — J. Geophys. Res., 1966, v. 71, As 24, p. 5891—5902.
Tanner W. F. Florida coastal classification. — Trans. Gulf Coast. Assoc. Geol. Soc.,
1960, v. 10, p. 259—266.
Tanner W. F. Offshore shoals in area of energy deficit. — J. Sedim. Petrology, 1961,
v. 31, № 1, p. 87—95.
Teichert C. Cold- and deep-water coral banks. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull.,
1958, v. 42, № 5, p. 1064—1082.
Teichert C.. Fairbridge R. W. Some coral reefs on the Sahul shelf. — Amer.
Geogr. Soc., 1948, v. 38, № 2, p. 222—249.
Terry R. D. The deep submersible. Western Periodicals, North Hollywood, Calif., 1966.
456 p.
Terry R. D., Keesling S. A., Uchupi E. Submarine geology of Santa Mo-
nica bay, California. — Rept. Hyperion Engrs. Inc., from Geol. Dept., Univ. Southern
California, 1956. 177 p
Terzaghi K. Varieties of submarine slope failures. — Proc. 8th Texas Conf. Soth
Meehan, a. Found. Engr., 1956. 47 p.
Terzaghi K., Peck R. B. Soil mechanics in engineering practice. N. Y., Wiley,
1948. 566 p.
Thiel E. C. The amount of ice on planet Earth. — In: Antarctic Res. Amer. Geophys.
Union, Nat. Acad. Sci. — Nat. Res. Council, publ. № 1036, Geophys. Monograph
•V 7. Washington, 1962, p. 172—175.
Thompson R. W. (ms). Recent sediments of Humboldt bay Eureka, California. Final
Rept. PRF 789-G2, Humboldt State College, Arcata, Calif. 46 p.
Thompson W. C. Sandless coastal terrain of the Atchafalaya Bay area, Louisiana. —
In: Finding Ancient Shorelines, A Symposium with Discuslsons. J. L. Hough, H. W. Me-
nard, eds. Soc. Econ. Paleont. a. Mineral., spec. publ. №3. Tulsa, Okla., 1955,
p. 52 -77.
Thurber D. L., Broecker W. S., Blanchard R. L., Potrat z II. A.
Uranium-series ages of Pacific atoll coral. — Science, 1965, v. 149, .№ 3679,
p. 55—58.
Tobin D. G., Sykes L. R. Seismicity and tectonics of the northeast Pacific oce-
an. — J. Geophys. Res., 1968, v. 73, p. 3821—3845.
Tocher D. Earthquakes off the North Pacific coast of the United States. — Seism. Soc.
Amer. Bull., 1956, v. 46, p. 165—173.
Todd R., Post R. Bikini and nearby atolls. Pt. 4. Paleontology. Smaller Foraminifera
from Bikini drill holes. — U. S. Geol. Surv., 1954, Prof. Paper 260-N, p. 547—568.
Tracey J. I., Jr., Abbott D. P., Arnow T. Natural history of If aluk atoll:
physical environment. Bernice P. Bishop Mus. Bull., 222. Honolulu, 1961. 75 p.
Trask P. D. (assisted by H. E. Hammar and С. C. Wu). Origin and environment of
source sediments of petroleum. — Amer. Petrol. Inst. Gulf Publ., Houston, Texas.
1932. 323 p.
Trask P. D. Source of beach sand at Santa Barbara, California, as indicated by mineral
grain studies. — Beach Erosion Board, U. S. Army Corps Engr. Tech. Memo., 1952,
№ 28. 24 p.
478
Trask P. D. Movement of sand around southern California promontories. — Ibid.,
1955, № 76. 66 p.
Trask P. D., Rolston J. W. Engineering geology of San Francisco bay, Cali-
fornia. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1951, v. 62, p. 1079—1110.
Tref ethen J. M., Dow R. L. Some features of modern beach sediments. — J. Se-
dim. Petrology, 1960, v. 30, № 4, p. 589—602.
Trumbull J. V. A., M с C a m i s M. J. Geological exploration in an East coast
submarine canyon from a research submersible. — Science, 1967, v. 158, p. 307—372.
Trumbull J. V. A., Lyman J., Pepper J. F., Thomasson E. M.
An introduction to the geology and mineral resources of the continental shelves of the
Americas. — U. S. Geol. Surv. Bull., 1958, Л» 1067. 92 p.
Tucker M. J-, Stubbs A. R. Narrow-beam echo-ranger for fishery and geological
investigations. — British J. Applied Physics, 1961, v. 12, p. 103—110.
Uchupi E. Basins of the gurf of Maine. — U. S. Geol. Surv., 1965, Prof. Paper 525-D,
p. D175—D177.
Uchupi E. Shallow structure of the straits of Florida. — Science, 1966a, v. 153, 3735,
p. 529—531.
U ch u n i E. Structural framework of the Gulf of Maine. — J. Geophys. Res., 1966b,
v. 71, -T<« 12, p. 3013—3027.
Uchupi E. Bathymetry of the gulf of Mexico. — Trans. Gulf Coast. Assn. Geol. Soc.,
17th Ann. Meeting, 1967a, p. 161—172.
Uchupi E. Slumping on the continental margin southeast of Long island. — Deep-Sea
Res., 1967b, v. 14, p. 635—639.
Uchupi E. Atlantic continental shelf and slope of the United States. — physio-
graphy. — U. S. Geol. Surv., 1968a, Prof. Paper 529-C. 30 p.
Uchupi E. Tortugas terrace, a slip surface? — U. S. Geol. Surv., 1968b, Prof. Paper
600-D, p. 231—234.
Uchupi E. Seismic profiling survey of the east coast submarine canyons. Pt. 1. Wil-
mington, Baltimore, Washington and Norfolk canyons. — Deep-Sea Res., 1968c, v. 15,
p. 613—616.
Uchupi E. Atlantic continental shelf and slope of the United States — shallow stru-
cture. — U. S. Geol. Surv., 1970, Prof. Paper 529-1, p. 1—44.
Uchupi E., Emery К. O. The continental slope between San Francisco, California
and Cedros island, Mexico. — Deep-Sea Res., 1963, v. 10, p. 397—447.
Uchupi E., Emery К. O. Structure of continental margin off Atlantic
Coast of United States. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1967, v. 51, № 2,
p. 223—234.
Uchupi E., Emery К. O. Structure of continental margin off Gulf coast of United
States. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1968, v. 52, № 7, p. 1162—1193.
Uchupi E., Gaal R. Sediments of the Palos Verdes shelf. — In: Essays in Marine
Geology, honoring К. O. Emerv. Univ. Southern California Press, Los Angeles, Calif.,
1963, p. 171—189.
Uchupi E., Philips J. D., Prada К. E. Origin and structure of the New
England seamount chain. — Deep-Sea Res., 1970, v. 17, p. 483—494.
Uchuni E., Milliman J. D., Luyendyk В. P. e. a. Structure and origin
of the southeastern Bahamas. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1971, v. 55, № 5,
p. 687—704.
Udden J. A. Mechanical composition of mind deposits. —Augustana Libr. Publ.,
1898, № 1.
U d i n t s e v G. B. Results of upper mantle project studies in the Indian ocean by tbe
survey vessel Vityaz.—In: The World Rift System. Rep. 1965 UMC Symp., Ottawa. T.
N. Irvine, ed. Geol. Sure7. Canada, 1966, Paper 66-14, p. 148—172.
1 f f о r d C. W. Internal waves in the ocean. — Trans. Amer. Geophys. Union, 1947,
v. 28, p. 79—86.
U m b g г о v e J. H. F. Different types of island-arcs in the Pacific. — Geogr. J., 1945,
v. 106, № 5, 6, p. 198—209.
U m b g г о v e J. H. F. Coral reefs on the East Indies. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1947,
v. 58, p. 729—77/.
U m b g г о v e J. H. F. Structural history of the East Indies. Univ. Press, Cambridge,
England, 1949. 62 p.
Urey FL C. The thermodynamic properties of isotopic substances. — J. Amer. Chem.
Soc., 1947, p. 562—581.
V a cquier V. Measurement of horizontal displacement along faults in the ocean
floor. — Nature, 1959, v. 183, p. 452—453.
479
Vacquier V., Von Herzen R. P. Evidence for connection between heat flow
and the Mid-Atlantic ridge magnetic anomaly. — J- Geophys. Res., 1964, v. 69, № 6,
p. 1093—1101.
Valentin H. Die Kiisten der Erde. Jestus Perthes Gotha. Berlin. 1952. 118 S.
Valentin H. Die Grenze der Letzten Vereisung. im Nordseeraum. — Deutscher Geog-
raphentag Hamburg, 1955, Aug., S. 359—366.
Van Dorn W. G. Source mechanism of the tsunami of March 28, 1964 in Alaska. —
Proc. Ninth Conf. Coast. Engr. Lisbon, Amer. Soc. Civil Engr., 1964, p. 166—190.
Van Dorn W. G. Tsunamis. — In: Advances in nydroscience. V. 2. N. Y., Academic,
1965, p. 1—48.
Varney F. M-, Redwine L E. Hydraulic coring instrument for submarine geo-
logic investigations. Natl. Res. Council Ann. Rept., Anp. 1, Sedim. Comm., 1937,
p. 107—113.
Vaughan T. W. On recent Madreporaria of Florida, the Bahamas, and the West In-
dies; and on collections from Murray island, Australia. — Dept. Marine Biol., Carnegie
Inst. Washington Yh., 1916, № 14, p. 220—231.
Vaughan T. W., Wells J. W. Revision of the Suborders, Families, and Genera
of the Scleractinia. — Geol. Soc. Amer., spec, paper, 1943, № 44. 363 p.
V e a t c h A. C., Smith P. A. Atlantic submarine valleys of the United States and
Congo submarine valley. — Geol. Soc. Amer., spec, paper, 1939, № 7. 101 p.
V e e h H. H. Th23o /U238 ages of Pleistocene high sea level stand. — J. Geophys. Res.,
1966, v. 71, № 14, p. 3379—3386.
V e e h H. H., V e v e r s J. J. Sea level at — 175 m off the Great Barrier reef 13 600 to
17 000 year ago. — Nature, 1970, v. 226, May, p. 536—537.
Veen van. Onderzoekingen in de Hoofden. S-Gravenhage, Algemeene Landsdukkerij.
1936, 252 s.
Veltheim V. On the pre-Quaternary geology of the bottom of the Bothnian sea. —
Bull. Comm. Geol. Finland. 1962, № 200. 166 p.
Veltheim V. On the pre-Quaternary geology of the Bothnian bay areain the Baltic
sea. — Bull. Comm. Geol. Finland, 1969, J® 239. 56 p.
Vening Meinesz F. A. Results of fravity determination upon the Pacific and the
organization of further researsh, — Proc. 4th Pacific Sci. Congr., Java, IIB, 1929. 665 p.
Vening Meinesz F. A. Plastic bucklung of the earth's crust: the origin of geosyncli-
nes. — In: Crust of the Earth. A. Poldervaart, ed. Geol. Soc. Amer., spec, paper, 1955,
V 62, p. 319—330.
Vening Meinesz F. A., Umb grove J. H. F., Kuenen Ph. H. Gra-
vity expeditions at sea 1923—1932. V. 2. J. Waltman, Jr., Delft, 1934. 208 p.
Vernon J. W., Slater R. A. Submarine tar mounds, Santa Barbara county, Cali-
fornia. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1964, v. 47, № 8, p. 1624—1627.
Vine F. J. Spreading of the ocean floor: new evidence. — Science, 1966. v. 154, p. 1405—
1415.
Vine F. J. Magnetic anomalies associated with mid-ocean ridges. — In: The History
of the Earth's Crust. R. A. Phinney, ed. Princeton Univ. Press, Princeton, N. J., 1968,
p. 73—89.
Vine F. J. The geophysical year. — Nature, 19z0. v. 227, N 5262, p. 1013—1017.
Vine F. J., Hess H. H. Sea-floor spreading. — In: The Sea. V. 4. pt. 2. A. E. Max-
well, ed. N. Y., Wiley — Interscience, 1970, p. 587—622.
Vine F. J., Matthews D. H. Magnetic anomalies over oceanic ridges. — Nature,
1963, v. 199, p. 947—949.
Waddell H. Volume, shape, and roundness of rock particles. — J. Geol., 1932, v. 40,
p. 443—451.
W a d d e n s у m p о s i u m. Tisjchr. Kon. Nederl. Aaedr. k. Gen., 1950, deel 67, Afd. 3.
148 s.
Wage man J. M., Hi Ide T. W. C., Emery К. O. Structural framework of the
West China sea. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1970, v. 54, № 9, p. 1611—1643.
Walker B. W. A guide to the grunion. — California Fish a. Game. 1952. v. 38, № 3,
p. 409—420.
W a 1 t h i e r T. N., R о s f e 1 d e r A. M., Schatz С. E. Free-fall bottom samp-
ler. Pat. № 3 572 129, 4 sheets, U. S. Patent Office, 1971.
W a 1 t о n W. R. Ecology of living benthonic Foraminifera, Todos Santos bay, Baja
California. — J. Paleont., 1955, v. 29, № 6, p. 952—1018.
W a r m e J. E. Mugu lagoon, coastal California: origin, sediments, and productivity. —
In: Coastal Lagoons. A. A. Castanares, F. B. Phleger, eds. Univ. Nac. Autonoma Me-
xico, 1969, p. 137—154.
480
Warme J. E., Marshall N. F. Marine borers in calcareous terrigenous rocks of
the Pacific coast. — Amer. Zool., 1069, v. 9, .Ni 3, ed. 2, p. 765—774.
Warme J. E.. Scan I and T. B., Marshall N. F. Submarine canyon ero-
sion: contribution of marine rock burrowers. —Science, 1971. v. 173. № 4002, p. 1127—1129.
Washburn A. L. Reconnaissance geology and portions of Victoria island and adjacent
Canada. — Geol. Soc. Amer. Mem. 1947, № 22. 142 p.
Wass R. E., Conolly J. R., MacIntyre R. J. Bryozoan carbonate sand
continuous along Southern Australia. — Marine Geol., 1960, v. 9, p. 63—73.
Watkins N. D., Kennett J. P. Antarctic bottom water: major change in velo-
city during the Late Cenozoic between Australia and Antarctica. — Science, 1971,
v. 173, p. 813—818.
Weber К. J. Sedimentological aspects of oil fields in the Niger delta. — Geol. Mijnb,
1971, bd. 50, Ks 3. s. 559—576.
Weeks L. A., Harbison R. N., Peter G. Island arc system in Andaman
sea. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull , 1967, v. 51, № 9, p. 1803—1815.
Wegener A. Die Entstehung der Kontinente. — Geol. Rundsch., 1912, Bd. 3, S. 276—
292.
Wegener A. The origin of continents and oceans. Eng. trans. N. Y., Dutton, 1924.
212 p.
W e i d i e A. E. Bar and barrier island sands. — Trans. Gulf Coast. Assn. Geol. Soc.,
18th Ann. meeting, 1968, v. 18, p. 405—415.
Wells A. J., I 1 1 i n g L. V. Present-day precipitation of calcium carbonate in the
Persian gulf. — In: Developments in Sedimentology. V. 1. Deltaic a. Shallow Marine
Deposits. L. M. J. U. van Straaten, ed. N. Y., Elsevier, 1964, p. 429—435.
Wells J. W. Recent corals of the Marshall islands, Bikini, and nearby atolls. II. Ocea-
nography (biologic). — U. S. Geol. Surv., 1954, Prof. Paper 260-1, p. 385—486.
Wengerd S. A. Salt tectonics of the Cuanza basin, Angola, Portuguese West Africa. —
Abs. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1965, v. 49, № 3, pt. 1 of 2. 336 p.
Wentworth С. K. A scale of grade and class terms for clastic sediments. — J. Geol.,
1922, v. 30, № 5, p. 377—392.
W h i t e S. M. Mineralogy and geochemistry of continental shelf sediments off the Was-
hington — Oregon coast. — J. Sedim. Petrology, 1970, v. 40, № 1. p. 38—54.
W i e g e 1 R. L. Waves, tides, currents and beaches: glossary of terms and list of stan-
dard symbols. — Council on Wave Res., Univ. California, 1953. 113 p.
Wiens H. J. Atoll environment and ecology. Yale Univ. Press, New Haven, Conn.,
1962. 532 p.
Wilde P. Quantitative measurements of deep-sea channels on the Cocos ridge, east cen-
tral Pacific. — Deep-Sea Res., 1966, v. 13, № 4, p. 635—640.
Wilhelm O., Ewing M. Geology and history of the Gulf of Mehico. — Geol. Soc.
Amer. Bull., 1972, v. 83, p. 575—600.
Wilson J. T. Gabot fault, an Appalachian equivalent of the San Andreas and Great
Glen faults and some implications for continental displacement. — Nature, 1962,
v. 195, p. 135—138.
Wilson J. T. A new class of faults and their bearing on continental drift. — Nature,
1965, v. 207, p. 343—347.
Wimberley C. S. Marine sediments north of Scripps submarine canyon, La Jolla,
California. — J. Sedim. Petrology, 1955, v. 25, № 1, p. 24—37.
W i n d i s c h С. C., Leyden R. J., W о r z e 1 J. L. e. a. Investigation of horizon
beta. — Science, 1968, v. 162, p. 1473—1479.
Winslow J. II. Raised submarine canyons: an exploratory hypothesis. — Ann. Assoc.
Amer. Geogr., 1966, v. 56, № 4, p. 634—672.
Winslow J. H. Stopping at the water's edge: reason or habit? A reply. Ann. Assoc.
Amer. Geogr., 1968, v. 58, № 3, p. 614—634.
Winterer E. L., Riedel W. R. e. a. Deep sea drilling project. Leg. 7. —
Geotimes, 1969, v. 14, № 10, p. 12—14.
Winterer E. L., Ewing J. e. a. Deep sea drilling project. Leg 17. — Geotimes,
1971, v. 16, № 9, p. 12—14.
Wiseman J. D. IL, О v e у C. D. Recent investigations on the deep-sea floor. —
Proc. Geol. Assoc., 1950, v. 61, pt. 1, p. 28—84.
Wiseman J. G. II., Riedel W. R. Tertiary sediments from the floor of the Indian
ocean. — Deep-Sea Res., 1960, v. 7, p. 215—217.
W о 11 i n G., Ericson D.B., E w i n g M. Late Pleistocene climatec recorded
in Atlantic and Pacific deep-sea sediments. — In: The Late Cenozois Glacial Ages.
К. K. Turekian, ed. Yale Univ., 1971, p. 199—214.
481
Wong И. К., Zarndzki F. K.. Philips J. D., G i e г m a n G. K. F. Some
geophysical profiles in the eastern Mediterranean. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1971,
v. 82, p. 91—100.
Woodring W. P., Bramlett e M. N., Kew W. S. W. Geology and paleontology
of Palos Verdes hills, California. — U. S. Geol. Surv., 1946, Prof. Paper № 207. 145 p.
Woodruff J. L. A self-deactivating piston for a piston corer. — Ocean Engr. V. 1.
Pergamon, 1970, p. 597—599.
W о г z e 1 J. L. Extensive deep-sea sub-bottom reflections identified as white ash. —
Proc. Nat. Acad. Sci., 1959, v. 45, № 3, p. 349—355.
Worzel J- L., Harrison J. C. Gravity at sea. — In: The Sea. V. 3. M. N. Hill
ed. N. Y., Interscience, 1963, p. 134—174.
W о r z e 1 J. L., S h u r b e t G., L. Gravity interpretations from standard oceanic and
crustal sections. — In: Crust of the Earth. A. Poldervaart, ed. Geol. Soc. Amer., 1955,
spec, paper № 62, p. 87—100.
W о r z e 1 J. L., Leyden R., E wing M. Newly discovered diapirs in qulf of
Mexico. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1968, v. 52, p. 1194 -1203.
\V ii s t G. Uber Stromgeschwindigkeiten und Strommengen in der Atlantischen Tiefsee. —
Geol. Rundsch., 1958, S. 187—195.
Yamasaki N. Physiographical studies of the great earthquake of the Kwanto district,
1923. — J. Fac. Sci. Univ. Tokyo, 1926, sec. 2, v. 2, pt. 2, p. 77—119.
Yerkes R. F., Gorsline D. S., Rusnak G. A. Origin of Redondo submarine
canyon, Southern California. — U. S. Geol. Surv., 1967, Prof. Paper 575-C, p. C97—
C105.
Y e г к e s R. F., Wagner H. C., Y e n n e K. A. Petroleum development in the
region of the Santa Barbara channel. — U. S. Geol. Surv., 1969, Prof. Paper 679-B,
p." 13—77.
Y о n g e С. M. The biology of reef-building corals. — In: Great Barrier reef expedition
1928—1929. Sci. Rep., 1940, v. 1, № 13, p. 353—391.
Y о n g e С. M. The biology of coral reefs. — In: Advances in Marine Biology. F. S. Russel,
ed. N. Y., Academic, 1963, p. 209—260.
Zarudzki E. F. K., U c h u p i E. Organic reef alignments on the continental
margin south of cape Hatteras. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1968, v. 79, p. 1867—1870.
Zeigler J. M. Sedimentary environments on the continental shelf of northern South
America. — Abs. in Preprints Intern. Oceanogr. Congr., Amer. Assoc. Adv. Sci., Wa-
shington, 1959. 670 p.
Zeigler J. M. The hydrology and sediments of the gulf of Venezuela. — Limnol.
a. Oceanogr., 1964, v. 9, № 3, p. 397—411.
Zeigler J. M., A t h e a r n W. D. The hydrography and sediments of the gulf of
Darien. — 4th Carib. Geol. Conf., Trinidad, 1968, p. 335—342.
Zeigler J. M., Tuttle S. D. Beach changes based on daily measurements of four
cape Cod beaches. — J. Geol., 1961, v. 69, № 5, p. 583—599.
Zeigler J. M., Athearn W. D., Small H. Profiles across the Peru-Chile
trench. — Deep-Sea Res., 1957, v. 4, p. 238—249.
Zeigler J. M., Tuttle S. D., Giese G. S., Tasha H. J. Residence time
of sand composing the beaches and bars of outer cape Cod. — Proc. 9th Conf. Coast
Enqr., Amer. Soc. Civil Engrs., 1964, p. 403—416.
Zenkovitch V. P. On the genesis of cuspate spits along lagoon shores. — J. Geol.,
1959, v. 67, № 3, p. 269—277.
Z e n к о v i tch V. P. (often spelled Zenkovitch). Processes of coastal development. Enql.
trans, by D. G. Fry. J. A. Steers, ed. N. Y., Wiley — Interscience, 1967. 738 p.
Zhivago A. V. Outlines of southern ocean geomorphology. —In: Antarctic Res.,
Geophys. Monograph, № 7. II. Wexler, M. J. Rubin, J. E. Caskey, Jr., eds. Amer.
Geophys. Union, 1962, publ. № 1036, p. 74—88.
Zhivago A. V Tectonic and relief maps of the sea floor in the Southern ocean. —
In: Antarctic Geol. R. J. Adie, ed. North-Holland, 1964, p. 715—724.
31 3 аказ 1054
СПИСОК ДОПОЛНИТЕЛЬНОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
Бабак В. И. О возможной природе и периодичности эвстатических движений уровня
океана в позднем кайнозое по данным региональной геоморфологии. — В кн.: Новей-
шая тектоника, новейшие отложения и человек. М., 1969, с. 60—79.
Безруков П. Л., Лисицына. П. Классификация осадков современных мор-
ских водоемов. — В кн.: Соврем, осадки Мирового океана. М., 1961, с. 3—14.
Г еологическсе строение шельфов Каспийского, Азовского и Черного морей
в связи с их нефтегазоносностью. М., 1971. 75 с. Авт.: В. Ф. Соловьев, Л. И. Лебедев,
А.С. Кулаков и др.
Горбунова 3. Н. Глинистые и другие высокодисперсные минералы в осадках
Тихого океана. — В кн.: Тихий океан. Т. 6, кн. 1. Осадкообразование в Тихом
океане. М., 1970, с. 373—405.
Диомидов М. Н., Дмитриев А. Н. Покорение глубин. Изд. 4-е. Л., 1974.
324 с.
Дубров Е. Ф. Звуковая геолокация. Л., 1967. 110 с.
Живаго А. В., 3 а т о н с к и й Л. К. Вопросы классификации рельефа дна морей
и океанов и его изображения на геоморфологических картах. — В кн.: Геоморфол.
картоведение СССР и частей света. М., 1973, с. 15—34.
Зенкевич В. П. Основы учения о развитии морских берегов. М., 1962. 710с.
II о н и н А. С., К а п л и н П. А., М е д в е д е в В. С. Классификация типов бере-
гов земного шара. — «Труды Океаногр. комис. АН СССР», 1961, т. 12, с. 94—108.
И о н и н А. С., К а п л и н П. А., Медведев В. С. Типы берегов и побережий
Мирового океана, их классификация и районирование. — В кн.: Теорет. вопросы
динамики морских берегов. М., 1964, с. 19—22.
Канаев В. Ф., Удинцев Г. В. Изучение подводного рельефа в океанографиче-
ских исследованиях. — «Труды Ин-та океанологии АН СССР», 1960, № 44, с. 132—
147.
Каплин П. А. Новейшая история побережий Мирового океана. М., 1973. 26-э с.
Карасик А. М. Магнитные аномалии хребта Гаккеля и происхождение Евразийского
суббассейна Северного Ледовитого океана. — В кн.: Геофиз. методы разведки в Арк-
тике. Л., 1968, с. 8—19.
Козловский Д. А. О геоморфологических признаках современных вертикальных
движений на морских берегах. — «Изв. Геогр. о-ва СССР», 1968, т. 100, вып. 4,
с. 321—333.
Колебания уровня Мирового океана и вопросы морской геоморфологии. М., 1975.
150 с.
Кинг К. А. М. Пляжи и берега. М., 1963. 434 с.
Комплексные исследования природы океана. Вып. 1. М., 1970. 168 с.
Комплексные исследования природы океана. Вып. 2. М., 1971. 194 с.
Кулон Ж. Разрастание океанического дна и дрейф материков. Пер. с франц. Под ред.
А. Ф. Грачева. Л., 1973. 232 с.
Леонтьев О. К. Основы геомерфологии морских берегов. М., 1961. 418с.
Леонтьев О. К. Краткий курс морской геологии. М., 1963. 464 с.
Леонтьев О. К. Дно океана. М., 1968. 318 с.
Леонтьев О. К. Об изменениях уровня Мирового океана в мезозое — кайнозое. —
«Океанология», 1970, т. 10, № 2, с. 276—285.
Лисицын А. П. Осадкообразованпе в океанах. Количественное распределение
осадочного материала. М., 1974. 438 с.
483
Лисицын А. П., Петелин В. II. Коралловые рифы и связанные с ними осадки.—
В кн.: Тихий океан. Т. 6, кв. 1. Осадкообразование в Тихом океане. М., 1970, с. 69—
106.
Литология и палеогеография биогермных массивов (ископаемых и современных).
М., 1975. 199 с.
Лонгинов В. В. Основные положения и задачи изучения динамики морских бере-
гов. — «Труды Ин-та океанологии АН СССР», 1956, № 68, с. 13—52.
Лонгинов В. В. Динамика береговой зоны беспрпливных морей. М., 1963. 297 с.
Марков К. К. Материковое оледенение и морские трансгрессии в плейстоцене. —
«Бюл. Комис, по изучению четвертич. периода», 1974, №42, с. 18—27.
Менард Г. У. Геология дна Тихого океана. М., 1966. 275 с.
Минера логпяп генезис мезозойско-кайнозойских отложений Атлантического океана
по материалам рейса 2 «Гломар Челленджер». — «Литология и полез, ископ.»,
1975, № 6, с. 12—36. Авт.: А. Г. Коссовская, Е. Б. Гущина, В. А. Дриц и др.
Никифоров Л. Г. Структурно-геоморфологические особенности морских побережий
на примере Черного и Каспийского морей. — «Геоморфология», 1974, № 2, с. 33—44.
Николаев Н. И. Геология и геоморфология шельфа. — «Вести. АН СССР», 1972,
№ 11, с. 62—69.
Новая глобальная тектоника (тектоппка плит). Пер. с англ. Под ред. Л. П. Зонен-
шайна, А. А. Ковалева. М., 1974. 471 с.
Новейшие движения, вхлканизм и землетрясения материков и дна океанов. М.,
1969. 273 с.
Новые исследования береговых процессов. М., 1971. 203 с.
Осадконакопление в Атлантическом океане. Океанологические исследования.
Результаты исследований по международным геофизическим проектам. Калининград,
1975. 462 с.
Панов Д. Г. Морфология дна Мирового океана. М.—Л., 1963. 227 с.
Петелин В. П. О составе осадков внешних склонов коралловых рифов Тихого оке-
ана. — В кн.: Троп, зона Мирового океана и связанные с ней глобальные процессы.
М., 1973, с. 187—192.
Поиски, разведка и эксплуатация месторождений полезных ископаемых морского
дна. Л., 1975. 192 с. Авт.: К. В. Яблоков, В. Б. Добрецов, В. В. Марков и др.
Поиски, разведка и эксплуатация морских месторождений нефти и газа. Л., 1975.
191 с. Авт.: Г. Н. Гапоненко, М. Ф. Двали, Б. Ф. Дьяков и др.
Проблемы глобальной тектоники. М., 1973. 100 с.
Процессы развития и методы исследования прибрежной зоны моря. М.—Л., 1972.
245 с.
Рихтер В. Г. Методы изучения новейшей и современной тектоники шельфовых зон
морей и океанов. М., 1965. 280 с.
Теоретические основы динамики морских берегов. М., 1964. 231 с.
Шадрин И. Ф. Течения береговой зоны бесприлнвного моря. М., 1972. 128с.
Шепард Ф. П. Морская геология. Пер. с англ. Л., 1969. 462 с.
Ш е п а р д Ф. П., Д и л л Р. Подводные морские каньоны. Пер. с англ. Л., 1972. 343 с.
Ш у л е й к и н В. В. Физика моря. М., 1968. 1083 с.
Atwater Т., Mu die J. D. Detailed near-bottom geophysical study of the Gorda
rise. — J. Geophys. Res., 1973, v. 78, № 35, p. 8665—8686.
Berggren W. A. Foraminifera. Leg. 12. — In: Laughton A. S., Berggren W. A.
e. a. Init. Rep. Deep-Sea Drilling Project, 1972, v. 12, p. 518—588.
Biology and geology of coral reefs. V. 1. Geology 1. N. Y. — Ld., Acad. Press, 1973,
v. XVI. 410 p.
Bisk aye P. E. Mineralogy and sedimentation of recent deep-sea clay in the Atlantic
ocean and adjacent seas and oceans. — Geol. Soc. Amer. Bull., 1965, v. 76, № 7, p. 803—
832.
Blow W. H. Late middle Eocene to Recent foraminiferas biostratigraphy. — Proc.
1st. Intern. Conf. Planctonic Microfossils, Geneva, 1967, v. 1, p. 199—422.
В о 11 i H. M. Location of Cretaceous to Pleistocene marine sediments based on plan-
ctonic foraminefera. — Bol. Int. Assoc. Venez. Geol. Mineria. Petrol., 1966, v. 9, № 1.
p. 3—32.
В u k г у D. Coccolith stratigraphy. Leg. 7. — Init. Rep. Deep-Sea Drilling Project,
1971, v. 7, p. 1513—1528.
Bukry D., Bramlette M. hi. Coccolith age determinations. Leg. 3. — Init.
Rep. Deep-Sea Drilling Project, 1970, v. 3, p. 589—611.
Chamley E. Recherches sur la sedimentation argileuse en Mediterrannee. —Sci.
Geol. Mem., 1971, № 35. 225 p.
31*
484
Foreman H. P. Radiolaria of Leg. 10 with systematics and ranges for the families
Amphipyndaidae, Arbostrobiidae and Theoperidae. — Init. Rep. Deep-Sea Drilling
Project, 1973, v. 10, p. 407—474.
G a 1 e n n B. Selection dynamique de la montmorillonite an sein du bouchon vaseaux
dans I’estuaire de la Loire. — C. R. Acad. Sci., Paris, 1974, D-278, № 7, p. 831—834.
Goldberg E., Griffin J. J. The sediments of the northern Indian ocean. —
Deep-Sea Res., 1970, v. 17, № 3, p. 513—537.
H u b r e d G. Deep-Sea manganese nodules: a review of the literature. — Miner. Sci.
a. Eng., 1975, v. 7, № 1, p. 71—85.
louse A. P. Diatoms in the Oligocene — Miocene biostratigraphic zones of the tropical
areas of the Pacific ocean. — Nova Hedwigia, 1973, v. 45, p. 333—357.
Le Pichon X., Francheteau J., Bonnin J. Plate tectonics. Elsevier Sci.
Publ. Company. Amsterdam, London, New York, 1973. 300 p.
Martini E. Standart Tertiary and Quarternary calcareous nannoplancton zonation. —
Proc. 11 Planctonic Conf. Roma, 1970, p. 739—785.
N i g r i n i C. A. Radiolarian zones in the Quarternary of the equatorial Pacific ocean. —
In: The Micropaleontology of Oceans. Cambridge Univ. Press, 1971, p. 443—461.
Plate tectonics and geomagnetic reversals. Ed. A. Cox, W. II. Freeman and Company.
San Francisco, 1973. 702 p.
Porrenga D. H. Glauconite and chamosite as depth indicators in the marine envi-
ronement. — Marine Geol., 1967, v. 5, № 5/6, p. 495—501.
Proceedings of the Second International Symposium on Coral Reefs, 1973. Brisbane,
Gr. Barrier Reef Comm., 1974. 630 p.
Rateev M. A., Gorbunova L. N., Lisitzin A. P., Nosov G. L. The
distribution of clay mineraisin oceans. — Sedimentology, 1969, v. 3, № 1—2, p. 21—
43.
R e e f s in time and space. Selected examples from the recent and ancient. — Symp. Soc.
Econ. Paleont. a. Miner., Calgary, 23 June, 1970. Soc. Econ, Paleont. a. Miner., Spec.
Publ., 1974, № 18, p. 527.
Riedel W. R., Sanfilippo A. Radiolaria. Leg. 4. — Init. Rep. Deep-Sea Drilling
Project, 1970, v. 4, p. 503—575.
Riedel W. R., Sanfilippo A. Cenozoic radiolaria from the western tropical
Pacific. Leg. 7. — Init. Rep. Deep-Sea Drilling Project, 1971, v. 7, p. 1529—1672.
Riedel W. Й., Sanfilippo A. Radiolaria from the southern Indian ocean. —
Init. Rep. Deep-Sea Drilling Project, 1974, v. 26, p. 771—813.
R о n a P. A. Relations between rates of sediment accumulation on continental shelves,
sea-floor spreading and eustacy inferred from the Central North Atlantic. — Geol.
Soc. Amer. Bull., 1973, v. 84, № 9, p. 2851—2871.
Sayles L. F., Manheim F. T., Interstitial solutions and diagenesis in deeply
buried marine sediments: results from the deep-sea drilling project. — Geochim. Cosmo-
chim. Acta, 1975, v. 39, p. 103—127.
Winterer Ё. L. e. a. Initial reports of the deep-esa drilling project, 1971, v. 7.
1757 p.
ОГЛАВЛЕНИЕ
От редакторов ............................................................. 5
Предисловие к третьему изданию ............................................ 9
Глава I. Введение и исторический обзор ....................... . 11
Глава II. Методы и приборы, используемые в морской геологии .... 17
1. Определение местоположения судна на море.................... 18
Методы пеленгования и измерения горизонтальных углов секстаном (18)
Навигация с помощью батиметрических карт (19). Электронные устрой-
ства (20).
2. Методы измерения глубин .................................... 21
Эхолотирование (21). Методы придонных исследований (25).
3. Методы отбора грунтовых проб ............................... 26
Дночерпатели (27). Грунтовые трубки (28). Драги (34). Методы работ
с грунтовыми трубками и драгами (36). Методы обработки образцов (38).
Глубоководное бурение по программе ДЖОИДЕС (JOIDES) (38).
4. Геологическое исследование морского дна .................... 40
Погружения на морское дно с использованием аквалангов СКУБА (40).
Глубоководные погружные транспортные средства (41). Подводная фо-
тосъемка (43). Измерение придонных течений (45). Методы изучения
механики грунтов (47).
5. Геофизические методы ....................................... 47
Сейсмическое профилирование методом отраженных волн (МОБ) (48).
Сейсморазведка методом преломленных волн (МПВ) (48). Гравиметри-
ческие измерения (49). Измерение магнитных аномалий (49). Измере-
ния теплового потока (50).
Глава III. Волны и течения ............................................... 51
1. Ветровые волны .............................................. —
Преобразование волн с уменьшением глубины воды. Прибойные волны
(буруны) (54). Рефракция, дифракция п отражение волн (56). Бере-
говые волновые течения (58).
2. Катастрофические волны ..................................... 60
Цунами (601. Штормовые волны (штормовые нагоны) (63). Волны, вы-
званные оползнями (65).
3. Приливы ...»................................................ 65
4. Океанские течения ...»...................................... 66
Ветровые течения (67). Постоянные течения и преобладающие ветры
(67). Придонные течения, связанные с постоянными течениями (69).
Каскадные течения на континентальных склонах (71). Приливные
течения (71). Мутьевые потоки (73). Течения, вызванные внутренними
волнами, и другие типы придонных течений (74).
Глава IV. Океанические осадки и процессы осадконакопления .... 76
1. Размеры зерен осадка t ...................... —
Масштабы 177). Параметры распределения зерен по размеру (79).
486
2. Состав частиц осадка ................................... 83
Анализ грубозернистой фракции (84). Эффективная плотность компо-
нентов осадка (88).
3. Форма частиц осадка ................................... 88
4. Упаковка, пористость и расширение объема зернистой массы 89
5. Проницаемость .......................................... 91
6. Поток жидкости и транспортировка зернистого материала 92
Глава V. Тектоника плит (разрастание океанического дна и континен-
тальный дрейф) ....................................................... 96
1. Тектоника плит ......................................... 97
2. Некоторые данные в пользу тектоники плит и разрастания
океанического дна ..................................... 101
Билатеральная симметрия магнитных полос, окаймляющих океаничес-
кие хребты (101). Эпицентры землетрясений и первые вступления волн
(103). Возраст пород фундамента, залегающих под поверхностью дна
океанов (103). Соответствие противолежащих океанических окраин (105).
Асейсмичные хребты и горячие точки (106). Палеомагнетизм (107).
Тепловой поток (108). Пермо-карбоновое оледенение (108). Распро-
странение эвапоритов на разных этапах геологической истории (110).
Глава VI. Классификация морских побережий и их происхождение . . 111
1. Определение основных береговых элементов .............. 112
2. Основные классификации берегов и побережий............. 113
3. Классификация подымающихся, опускающихся и нейтраль-
ных побережий ......................................... 115
4. Классификация, основанная на соотношении морфологии над-
водной и подводной частей побережий....................... 119
5. Генетическая классификация побережий ................. 120
Первичные побережья (primary coasts) (121). Вторичные побережья
(secondary coasts) (127).
Глава VII. Пляжп и береговые процессы 130
1. Терминология основных элементов пляжей и берегов . . . 131
2. Классификация пляжей .................................. 134
3. Процесс развития пляжей .............................. 137
4. Состав пляжевых песков .................................. —
5. Источники питания пляжей песком....................... 138
6. Пляжевые циклы ........................................ 141
7. Постоянные потери песка пляжами....................... 145
8. Барьерные пляжи и береговые валы....................... 148
9. Воздействие на пляжи ураганов и цунами................. 153
10. Аккумулятивные выступы берегов ....................... 154
Аккумулятивные мысы (154). Серповидные косы (157). Гигантские
фестоны (158).
11. Влияние на пляжи искусственных береговых сооружений 159
12. Текстура отложений и микрорельеф пляжа................ 161
Пляжевая слоистость (162). Пляжевые фестоны (162). Пляжевые ри-
фели (163). Прочие микроформы (164).
Глава VIII. Дельты, лагуны и эстуарии ............................... 166
1. Дельты ................................................ 167
2. Прибрежные лагуны ..................................... 173
3. Эстуарии .............................................. 191
Глава IX. Континентальные террасы . . , ....................... 202
1. Терминология .......................................... 203
2. Воздействие оледенений на колебание уровня Мирового оке-
ана ................................................... 204
3. Структурные типы континентальных террас................ 205
4. Описание континентальных террас....................... 206
Восточное побережье Северной Америки (206). Мексиканский залив
(222). Северное побережье Южной Америки (231). Восточное побережье
Южной Америки (232). Западное побережье Южной Америки и участок
западного побережья Северной Америки (от Панамского залива до
487
Британской Колумбии) (236). Побережье Британской Колумбии и
Аляски (247). Берингово море и восточное побережье Азии (248 ). Ав-
стралчя (257). Южное побережье Азии (260). Восточное побережье
Африки (264). Западное побережье Африки (265). Побережье Среди-
земного моря (268). Побережье Западной Европы (271). Побережья
Арктики и Антарктики (276).
Глава X. Происхождение и история развития континентальных террас 279
1. Характеристика континентальных шельфов ...............
Особенности рельефа (279). Донные осадки континентальных шель-
фов (281).
2. Общая характеристика континентальных склонов........... 282
3. Основные типы континентальных террас................... 283
4. Процессы, формирующие рельеф континентальных шельфов 288
5. Причины образования широких шельфов ................... 295
6. Максимальная регрессия Мирового океана, вызванная оледе-
нением ................................................. 296
7. Происхождение форм рельефа континентальных склонов . . 298
8. Глубинные причины происхождения континентальных скло-
нов .................................................... 301
9. Эволюция континентальных подножий и перспективы их
развития ................................................. 304
10. Промышленные ресурсы континентальных террас.......... 305
Глава XI. Подводные каньоны п другие морские долины.............. 309
1. Типы морских долин ........................... —
2. Подводные каньоны и связанные с ними долины конусов вы-
носа ..................................................... 311
3. Происхождение подводных каньонов ..................... 327
Несостоятельные гипотезы (329). Субаэральная эрозия как фактор, спо-
собствующий развитию каньонов (330). Образование каньонов под
эродирующим воздействием мутьевых потоков (331). Образование
каньонов, обусловленное морскими процессами (334). Нарастание сте-
нок каньонов (335).
4. Трогообразные долины у внешних склонов дельт........... 337
5. Долины, приуроченные к подводным склонам, и их проис-
хождение ................................................. 340
6. Подводные долины промежуточного типа ............... 341
7. Подводные долины сбросового типа............... 342
8. Долины, связанные со складчатыми структурами........... 343
9. Подводные каньоны ......................... 344
Глава XII. Коралловые рифы 345
1. Основные данные об органогенных рифах , ................. —
Определение понятии «органогенные рифы» (345). Типы рифов (346).
Экология рифов (347).
2. Атоллы .......... 350
Общая характеристика (350). Необычные атоллы(355). Погруженные
и поднятые атоллы (356). Внешние склоны атоллов (356). Геофизичес-
кие исследования на атоллах (357). Бурение на атоллах (359).
3. Островные барьерные рифы .............................. 362
4. Террасы и лагуны атоллов. Лагуны барьерных островов . . 363
5. Происхождение атоллов и барьерных рифов................ 364
6. Большой Барьерный риф Квинсленда и другие шельфовые
рифы ................................................... 368
Глава XIII. Рельеф глубоководного океанического дна ...... 372
1. Формы рельефа океанического дна ....................... 373
2. Общие очертания океанических бассейнов ................ 374
3. Атлантический океан ................................... 375
4. Тихий океан ........................................... 381
5. Индийский океан ....................................... 395
6. Средиземные моря ...................................... 400
488
Глава XIV. Глубоководные океанические отложения ................. 407
1. Донные осадки ..................................... 408
Источники питания осадков (408). Классификация глубоководных
отложений (400). Абиссальные глины (411). Кварц и полевые пшаты
(412). Цеолиты (филлипсит) (412). Марганцевые конкреции икорки
(412). Космогенные компоненты осадков (413). Глубоководные осадки
биогенного происхождения (414). Вулканические отложения (415). От-
ложения мутьевых потоков (турбидиты) и других придонных океани-
ческих течений (41В). Ледово-морские отложения (417). Песчаные
осадки на подводных возвышенностях (417). Глубоководные площади,
ародированные и лишенные осадков (417). Распределение глубоковод-
ных осадков (420).
2. Разрез четвертичных отложений по результатам изучения
длинных колонок....................................... 421
3. Трансокеанские сейсмические профили .................. 424
4. Глубоководное бурение по программе ДЖОИДЕС............ 425
Список литературы ................................................. 438
Френсис П. Шепард
МОРСКАЯ ГЕОЛОГИЯ
Редактор издательства Э. М. Бородянская. Переплет художника Ю. И. Про-
шлой, ова. Техн, редактор Л. Б. Ящуржинская. Корректор М. И. Витис,
Сдано в набор 15/VI 1976 г. Подписано в печать 18/Х 1976 г.
Формат 70 X 100 Vie- Бумага тип. № 1. Печ. л. 301/». Уч,- изд. л. 40,9.
Усл. л. 39,5. Тираж 3300 экз. Заказ 1054/378. Цена 4 р. 41 к.
Издательство «Недра». Ленинградское отделение. 193171, Ленинград, С-171,
ул. Фарфоровская, 12.
Ленинградская типография № 6 Союзполиграфпрома при Государственном
комитете Совета Министров СССР по делам издательств, полиграфии и книж-
ной торговли.
196006, Ленинград, Московский пр., 91.
t