Почему рвутся подводные кабели

19 ноября 1929 г. произошло экстраординарное событие: в течение короткого времени между Северной Америкой и Европой прекратилась телефонная и телеграфная связь. Она обеспечивалась системой подводных кабелей, трассы которых пролегали через континентальный склон в районе Большой Ньюфаундлендской банки. Проведенное обследование показало, что кабели были порваны. Поскольку одновременно с нарушением связи сейсмические станции на континенте зафиксировали в этом районе небольшое землетрясение, всю ответственность за случившееся возложили на него. Однако вскоре выявилась любопытная подробность: связь по различным каналам прекратилась не одновременно, а с интервалами, причем первыми были порваны кабели, проложенные на меньших глубинах, последними же — на больших.

В 60-х годах, когда появились надежные средства исследования океанского дна, была найдена разгадка тех событий. Выяснилось, что в результате подземного толчка с края шельфа Большой Ньюфаундлендской банки на склон хлынули огромные массы рыхлого песка, образовавшие подводный суспензионный поток типа селевого. Ударной силы его оказалось достаточно, чтобы порвать подводные кабели, проложенные в различных частях склона. Подняв старые документы, американские геологи Ф. Шепард и Р. Дилл [1966] по времени прекращения связи рассчитали, что скорость подводной лавины достигала 30 км/ч. Для подводных условий это не так уж мало, если учесть, что вместе с лавиной на континентальное подножие переместилась масса осадков огромного Объема. Подобные суспензионные потоки, представляющие собой смесь осадочного материала с водой, отличаются значительной плотностью; они называются массфлоу (по англ. «флоу» — поток).

Пастообразные потоки, или потоки обломков, обусловлены течением вниз по склону вязких масс глинистого или карбонатно-глинистого ила, также обладающих высокой плотностью. Эти потоки напоминают сели, хотя и двигаются под водой несравненно медленнее. Они увлекают вместе с собой все попадающиеся на пути обломки, вплоть до гальки и валунов, и способны достигать больших глубин. Так, один из них был закартирован геофизическими методами при исследовании атлантической окраины США на глубинах 4500—5000 м (рис. 12).

Потоки обломочного материала все же не приводят к таким грандиозным перемещениям осадков, которые связаны с другими, более масштабными явлениями, например с гигантскими подводными оползнями. Об истинных масштабах последних стало известно только после того, как началась планомерная сейсмоакустическая съемка континентальных склонов и подножий. В результате на континентальных окраинах в Северной Атлантике были обнаружены подводные гряды оползневого происхождения высотой до 1000 м и протяженностью в десятки и сотни километров. Один из таких оползневых фронтов прослеживается к югу от мыса Хаттерас (атлантическая окраина США) в средней части континентального склона почти на 100 км. Многочисленные оползни покрывают склон и верхнюю часть подножия черноморской окраины Кавказа. Как показывает изучение колонок поднятых осадков, один оползень обычно покоится здесь на другом, а общее число мелких оползней в одном небольшом разрезе, длиной 3—4 м, может достигать 8 или 10. На сейсмопрофилях нередко видно совершенно хаотическое залегание отдельных массивов осадков, съехавших по склону и образовавших грядовый рельеф.

При исследовании тихоокеанского склона Камчатки в одном из подводных каньонов с помощью сейсмоакустики (НСП) была обнаружена огромная глыба древних пород, оторвавшаяся от коренного субстрата (видимо, от края шельфа) и перегородившая русло каньона на глубине 800—1200 м. Размеры этого блока превышают несколько сот метров. Отрыв такого массива и его перемещение по крутому склону способны породить мощную приливную волну — цунами. Подобные явления очень часты на активных континентальных окраинах, где они порождаются землетрясениями и смещениями блоков земной коры по глубинным разломам.

Рис. 12. Линза осадков, отложенная гравитационный потоком вещества на подножии атлантической окраины Северной Америки [Embley, 1980]

Однако самым распространенным и значимым с геологической точки зрения явлением, приводящим к перераспределению огромных масс осадочного материала, следует считать мутьевые, или турбидитные, течения. Как и другие суспензионные потоки, они зарождаются на краю шельфа или в верхней части континентального склона и вскоре превращаются в мутьевое облако. Вобрав огромные массы разнообразной взвеси, оно несется вниз по склону со скоростью в несколько десятков километров в час. Обычными трассами движения мутьевых течений являются подводные каньоны и ложбины, которые, собственно говоря, вырыты ими и постоянно разрабатываются благодаря мощному эродирующему воздействию мутьевого потока на днище и борта каньона. Впрочем, в последнее время были описаны мутьевые потоки, не связанные пространственно с каньонами. Они действуют в основном в районах с высокой сейсмической активностью, в частности на фронтальных участках островных вулканических дуг, например в пределах склона аккреционного поднятия (асейсмичного хребта).

Надо сказать, что с мутьевыми течениями связан особый класс осадков. Они отличаются ярко выраженными структурно-текстурными признаками и своеобразным характером организации вещества, прежде всего повторяемостью в разрезе. Голландский геолог Ф. Кюнен, изучавшей повторяемость слоев в разрезах некоторых морских отложений, обратил внимание на присутствие слоев в градационной слоистостью: снизу вверх в них постепенно уменьшаются размеры частиц осадка. Ф. Кюнен первым дал объяснение подобному феномену. Он пришел к выводу и подтвердил его экспериментально, что такие слои формируются в процессе осаждения частиц из облака взвеси. Первыми благодаря большему весу на дно оседают более крупные осадочные зерна, а вслед за ними более мелкие, взвешенные в воде и обладающие большей плавучестью частицы.

Таким образом зародилось представление о турбидитах. Интересно, что в верхней их части (кровле) есть слоечки, которые состоят из раковинок планктонных организмов, чаще всего фораминифер. Они живут в поверхностных горизонтах водной толщи морей и океанов, а после отмирания их карбонатные раковинки опускаются сквозь воду на дно. Эти карбонатные слоечки резко контрастируют в колонках турбидитов с другими слоями, как правило образованными терригенным материалом либо обломками форменных элементов организмов, живущих на относительно мелком дне (раковины моллюсков, пластинки морских ежей и лилий, обломки кораллов и т. п.). Ф. Кюнен истолковал различия в составе материала, слагавшего низы и верхи турбидита, однозначно. Нижняя его часть составлена частицами, принесенными мутьевым потоком с шельфа или верхней части склона, т. е. в результате возникновения и схода вниз по континентальному склону гравитационного потока, верхний же слоек образован тем материалом, который родился в самой водной толще (например, раковинки фораминифер) и никакого отношения к мутьевому потоку не имеет. Вместе эти слои образуют так называемый турбидитовый циклит.

Удивительным оказался не только сам этот факт, но и масштабы времени, потребовавшегося для формирования циклита турбидита. Поскольку в разрезе турбидитов обычно много органических остатков (фауны и микрофауны), эпоха их отложения хорошо датируется. В такой толще легко подсчитать количество турбидитовых прослоев, т. е. число подводных лавин. Поделив время, в течение которого сложился весь разрез, на это число, можно узнать среднюю продолжительность временного интервала, отделяющего сход одной лавины от другой. Выяснилось, что в зависимости от тектонического режима того района, где происходили в геологическом прошлом эти события, продолжительность интервала колеблется от нескольких сот до нескольких тысяч лет. Размер единичного циклита весьма невелик — 5—6 или 15—20 см. Следовательно, для того чтобы отложились эти 5—20 см осадка, потребовались тысячелетия.

Стало ясно, что нижняя и большая часть каждого циклита, характеризующаяся градационной и тонкой параллельной слойчатостью, а также соседние производные от мутьевого потока слои образовались с точки зрения геологического времени практически мгновенно. Ведь мутьевое облако двигается со скоростью морского судна, а для осаждения частиц из него после прекращения движения, вероятно, требуется несколько недель, быть может, месяцев. Так на что же ушли сотни и тысячи лет, отделяющие сход одной подводной лавины от другой? Как это ни парадоксально, но все эти годы потребовались для формирования верхних, зачастую очень тонких слоечков, сложенных глиной и раковинками фораминифер. Вот каковы различия в масштабах отдельных седиментационных процессов.

В дальнейшем американский геолог А. Боума уточнил и детализировал модель Ф. Кюнена и выделил еще несколько горизонтов в циклите турбидитов, объяснив происхождение каждого из них. За последние десятилетия выяснилось широчайшее распространение турбидитов, других гравитационных отложений, многообразие их состава. Встречаются турбидиты терригенного, карбонатного, кремнистого, вулканогенного, но чаще всего смешанного состава. Ими образованы мощнейшие осадочные толщи как молодого, так и древнего возраста. В сущности, турбидиты давно были известны и фигурировали в геологических описаниях под названием «флиш». Но пожалуй, самым важным оказалась строгая пространственная локализация турбидитов. В большинстве своем они представляют отложения материковых окраин, накапливающиеся либо в пределах подножия континентального склона, либо в глубоководных желобах или впадинах асейсмичного хребта.

Следы «птичьих лап» в абиссали

Как было установлено в конце 60-х — начале 70-х годов, турбидиты распространены на окраинах континентов отнюдь не повсеместно. Они локализуются в пределах мощных аккумулятивных тел, размеры которых колеблются от относительно небольших (сотни квадратных километров) до гигантских (миллионы квадратных километров). Эти тела были названы подводными конусами выноса или глубоководными фэнами.

Конусы выноса известны и на суше, где они образуются у выхода из гор, расположенных в аридном и ледовом климате, сезонных водных потоков. На равнине уклоны дна в руслах этих потоков резко уменьшаются, вследствие чего потоки теряют скорость и уже не в состоянии перемещать крупный осадочный материал. Поэтому валуны, дресва и галька скапливаются здесь в виде дамбы, подпруживающей течение горного потока. Через нее он пробивается в виде отдельных струй и ручьев, способных тащить лишь относительно мелкий материал — гравий, песок и более тонкие частицы. В дальнейшем по мере снижения скорости водных струй происходит осаждение гравийных и песчаных зерен. Так, ветвясь и меандрируя, ручейки воды достигают подножия естественной дамбы, растеряв по дороге большую часть переносимого ими материала. Оседая, этот материал постепенно наращивает аккумулятивное тело, имеющее в плане форму конуса. От паводка к паводку, когда горный поток, захватывая множество разнокалиберных обломков и взвеси, превращается в грозную силу, конус разрастается в высоту и по площади.

Как выяснилось, нечто подобное происходит и под водой, близ устьев крупных каньонов, прорезающих континентальные склоны. Однако протекающие здесь процессы осадконакопления значительно сложнее и многообразнее тех, которые приводят к формированию конусов выноса на суше. Да и масштабность их совершенно иная.

Поистине колоссальных размеров достигают глубоководные конусы выноса, выросшие на продолжении дельт крупнейших рек. Достаточно сказать, что подводный конус Ганга и Брахмапутры занимает почти всю глубоководную котловину Бенгальского залива и даже выходит за его пределы. Площадь этого конуса, вероятно, превышает несколько миллионов квадратных километров. Другой, не менее громадный глубоководный фэн находится в западной части Центральной Атлантики. Он является подводным продолжением дельты Амазонки и протягивается от континентального склона Бразилии до дальних отрогов Срединно-Атлантического хребта, покрывая расстояние более чем в тысячу километров. Практически каждая крупная водная артерия, выходящая к океану или на окраину котловинного морского водоема, формирует мощный конус. Это, кроме упомянутых, такие реки, как Миссисипи, Нигер, Конго, Лимпопо, Нил, Дунай, Рона, Маккензи, Ингури и др. Значительные по протяженности секторы современных континентальных окраин еще очень слабо изучены, поэтому пока трудно представить истинные масштабы такого геологического явления, как формирование подводных конусов выноса. Ясно, однако, что им принадлежит особая роль в развитии многих переходных зон от континентов к океану.

Уже сам факт открытия глубоководных конусов вызвал в среде геологов определенное замешательство. Действительно, реки выносят с суши в океан огромные количества осадочного материала, главным образом в форме взвеси. Тем не менее долгое время полагали, что большая его часть как бы складируется в дельтах рек. Русло реки разбивается на крупные и мелкие рукава, каждый из которых наращивает в период активного развития «язык» из наносов, в основном из песка, выдвигающийся в открытое море. Передняя часть дельты является зоной смешения соленых морских и пресных речных вод, где слипаются и садятся на дно многие глинистые частицы. Скорости накопления осадков в дельтах настолько велики, что Л. П. Лисицын [1982] отнес их к зонам лавинной седиментации, подразумевая при этом не зарождение подводных лавин, а именно огромный темп осаждения вещества. За сравнительно короткое время в районе дельты накапливается толща мощностью в несколько сот и даже тысяч метров.

И вот эти-то грандиозные вместилища терригенного материала оказались лишь верхушкой айсберга, главная часть которого, как выяснилось благодаря работам Нормарка, Комара, Мура и других исследователей, находится глубоко под водой, у подножия континентальных склонов. Вскоре удалось установить, что подводные конусы выноса — это не только гигантские накопители осадков, но и система подводных русел, валов и поднятий, связанных в единое целое и развивающихся по своим законам.

Если можно было бы удалить водную оболочку и посмотреть с самолета на глубоководный конус выноса, мы бы увидели рисунок, напоминающий гигантский след «птичей лапы» (рис. 13). Пространственно она приурочена к подводному каньону. Именно от устья этого каньона отходит основная, питающая конус артерия, иначе говоря, центральная конусная долина, которая на удалении от континентального склона начинает распадаться на другие, гораздо более узкие и менее глубокие русла. Те, в свою очередь, ветвятся на более мелкие, распадаясь в конце концов на систему лощин и распадков, тонкой сетью кровеносных сосудов опутывающих нижнюю часть подводного конуса.

Наиболее грандиозно (не с птичьего полета, а на сейсмопрофилях) выглядит верхняя половина глубоководного фэна. В подводном конусе Дуная (где автором данной работы совместно с другими научными сотрудниками МГУ проводились детальные геолого-геофизические исследования) ближняя к континентальному склону часть конуса представляет собой мощный насыпной кряж. Он поднимается над морским ложем на 600—700 м и протягивается от склона в глубь абиссали Черного моря на 120 км. По гребню этого поднятия шириной 30—50 км пролегает глубокая подводная долина У-образной формы, врезанная в тело подводного хребта на 400 м. На удалении от склона центральная долина несколько сужается, образует своего рода петлю и наконец распадается на сеть мелких ложбин и проток.

Рис. 13. Строение подводного конуса выноса [Hicks, 1981]

А — песчаные линзы в подводных руслах (отложения зерновых потоков и потоков обломков); Б — массивные пески; В — переслаивание глин и песков (турбидиты); Г — переслаивание песков, алевритов и глин (турбидиты дальних частей конуса выноса); Д — отложения гравитационных потоков разного типа; Е — оползшие массы осадков; Ж — гемипелагические илы

Рис. 14. Сейсмоакустический профиль через верхнюю часть подводного конуса выноса Дуная [Конюхов, Иванов, Кульницкий, 1988]

В целом эта часть конуса напоминает гигантскую бобслейную трассу, по которой «прокатываются» мощные подводные лавины — мутьевые течения. Именно ими было насыпано тело конуса. Свидетельством их недавней активности являются гребни насыпных валов (второго порядка), которые тянутся вдоль всей центральной конусной долины как на южном, так и на северном ее борту (рис. 14). Высота валов достигает 200 и даже 300 м.

Центральная конусная долина непосредственно связана с подводным каньоном, врезанным в континентальный склон, каньон же питается речными выносами Дуная. В настоящее время в условиях высокого стояния уровня моря дельта Дуная (и многих других рек) удалена от головной части каньона, сюда не поступает то количество осадочного материала, которого достаточно для образования мутьевых потоков. Судя по распределению различных типов осадков в подводном конусе выноса, последние 10— 15 тыс. лет здесь не накапливались турбидиты, следовательно, не возникали и мутьевые потоки. С бортов долины на ее дно сползают неуплотненные осадки — сапропелевые и диатомово-кокколитовые илы, образовавшиеся за счет чисто морских источников осадочного материала (организмов, живущих в водной толще). В результате многие подводные долины и русла постепенно засыпаются осадками.

Так как в дельте крупных рек часто происходит перераспределение ролей между различными ее рукавами (одни постепенно отмирают, другие же становятся основными транспортными артериями), со временем изменяется и статус того или иного подводного каньона. Периферийная ложбина на континентальном склоне начинает вдруг быстро углубляться и превращается вскоре в обширный и глубокий желоб, по которому вниз проходит выносимый из дельты реки терригенный материал. Старый же, до того основной, каньон заиливается. Как следствие, периферийная долина приобретает значение основной питающей артерии конуса выноса. Вдоль нее нарастает мощный аккумулятивный вал, поглощающий частично или полностью более древний.

Именно такая ситуация сложилась в районе Дунайского фэна. Здесь под южным склоном современного хребта обнаруживается древний, засыпанный молодыми осадками конус выноса с характерной для подобных образований глубокой центральной долиной. Контуры этого древнего поднятия отчетливо прорисовываются на ряде сейсмоакустических разрезов.

Для каждого из основных геоморфологических элементов глубоководного конуса выноса характерны определенные типы осадков. В колонках, взятых в осевой части каньонов, встречаются многочисленные прослои песка и алевритов. В центральной конусной долине и в периферийных руслах конуса они также присутствуют в виде тонких слойков среди глинистых осадков. В бортовых частях русел накапливаются сползшие со склонов поднятия илы разного состава с характерной кашеобразной консистенцией. На валах, окружающих долину, формируются пачки турбидитов. В Черноморском регионе, в подводных конусах Дуная, Ингури и других рек, они представлены крошкой плотных древних пород — аргиллитов, обогащенных закисным железом и окрашенных в черный цвет. Этими породами сложены днище и борта каньонов, по которым устремляются вниз мутьевые потоки. Их воздействие на дно настолько энергично, что приводит к разрушению даже очень плотного субстрата. Обломки пород, главным образом глины, выносятся в пределы подводного конуса. При этом часть пиритного железа, по-видимому, окисляется до гидротроилита — минерала, придающего осадкам иссиня-черную окраску. При его окислении на воздухе цвет осадков вскоре меняется на ржаво-рыжий. Поэтому турбидиты в колонках, поднятых с валов на вершинной части конуса выноса, отчетливо проявляются на воздухе (прослои с дресвой древних темноцветных глин на воздухе становятся рыжими). Толщина отдельных циклитов здесь изменяется от 5 до 15 см, причем иссиня-черные (впоследствии рыжие) горизонты разделены голубоватыми пластичными глинистыми илами. Общий вид такой колонки, разрезанной на половинки для детального описания и съемки осадков, напоминает рисунок на шкуре зебры.

В дальних частях подводных конусов выноса, развитых на континентальном подножии Кавказа, появляются классические турбидиты с градационным нижним горизонтом и верхним карбонатным слоечком, сложенным фрагментами наннопланктона.

В древних глубоководных фэнах, существовавших некогда на активных окраинах материков в Тихом океане (например, в пределах континентальной окраины Калифорнии), в составе верхней части конуса накапливались мощные пачки конгломератов — отложений, которые образованы галькой разнообразных пород. Описаны здесь и отложения потоков обломков — медленно текущих подводных селей. Однако главным элементом большинства подводных конусов выноса остаются повсеместно турбидиты, состав которых меняется от района к району, так как зависит прежде всего от характера тех толщ, которыми сложены континентальный склон или подножие.

Там, где крупные реки сбрасывают в океан огромное количество материала, смываемого с обширнейших пространств континента, подводные конусы приобретают грандиозные размеры не только в ширину, но и в высоту. Осадки засыпают здесь склон вплоть до бровки шельфа, трансформируя его в поднятие, поверхность которого ступенчато опускается в сторону абиссальной котловины. Это связано с образованием многочисленных сбросов в толще неуплотненных отложений. При этом отдельные блоки неравномерно проседают в результате отжатия из пластов седиментационных вод. По периферии конуса нередко наблюдаются структуры протыкания — глиняные диапиры.

Подводные конусы выноса не просто своеобразные формы аккумулятивного рельефа на океанском дне. Там, где они создавались миллионы лет, например на продолжении дельт Нигера, Миссисипи, Маккензи и др., на континентальных окраинах сложились мощнейшие комплексы осадочных пород, способные вмещать многочисленные залежи нефти и газа. Действительно, в последние годы благодаря морскому разведочному бурению в этих районах были открыты десятки крупных и средних по запасам месторождений нефти и газа. В подводных конусах Нигера и Миссисипи нефтяные скопления обнаружены не только в относительно древних образованиях (песчаниках), но и, что удивительно, в песках исключительно молодого, плейстоценового возраста.

Реки в океане

Известно, что в океане существуют гигантские струйные течения, определяющие климат многих стран. Например, Гольфстрим и Ойясио распространяются на тысячи километров. Гольфстрим ежегодно перекачивает огромные массы теплой воды из тропических широт, главным образом из Мексиканского залива, в полярные области, отогревая побережья Скандинавии и Кольского полуострова, которые в противном случае были бы ледяными пустынями. Ойясио, напротив, гонит охлажденные в высоких широтах воды вдоль гряды Курильских и Японских островов на юг, делая климат наших восточных побережий более суровым.

Не так давно в океане были обнаружены другие течения, не менее мощные. Их можно назвать реками в океане. Они текут близ поверхности дна над подножием континентальных склонов из высоких широт в низкие. Так как эти течения несут свои воды вдоль контура материков, они получили название контурных геострофических. Первыми свидетельствами существования этих придонных течений были фотографии участков дна на глубинах 3000—5000 м, сделанные в южных районах атлантической окраины США. На них отчетливо видны разнообразные знаки ряби на поверхности осадка. Знаки ряби — это система субпараллельных подводных валов и разделяющих их ложбин, которая напоминает ветровую рябь, возникающую на поверхности воды. Ее появление на дне связано с перераспределением частиц осадка под воздействием струй придонного течения. Знаки ряби известны в руслах рек, в эстуариях и дельтах, на приливно-отливных равнинах, на открытых участках шельфа, а также на абиссали — словом, везде, где перемещаются водные массы. В зависимости от высоты гребней подводных валов и расстояний между ними различаются мелкая рябь, мегарябь и подводные дюны. Мегарябь, например, характеризуется превышением ее гребней над ложем ложбин не свыше 60 см и расстоянием между соседними волнами ряби до 12 м. Подобные же «волны», но меньшей высоты и длины, именуются просто знаками ряби. Наконец, крупные аккумулятивные тела на поверхности дна по ассоциации с прибрежными насыпными формами получили название подводных дюн.

В глубоководных обстановках наблюдались дюны высотой 91 м. Нередко они выстраиваются цепочками с расстояниями между соседними валами 9,6 км. В пределах континентальных подножий были открыты целые поля ряби, сформировавшейся на поверхности осадка. Стало ясно, что речь идет о новом явлении, ведь на абиссали не действуют приливно-отливные течения, ветровые волны или океанская зыбь. Дальнейшие исследования подтвердили, что обнаружены следы процессов, имеющих глобальные масштабы и играющих первостепенную роль в «проветривании» (вентиляции) океанских глубин. Датчики скорости течений, установленные у дна, зафиксировали устойчивые перемещения водных масс над некоторыми его участками со скоростью до 50 см/с. Эти придонные течения устремлялись к экватору и, как выяснилось вскоре, даже пересекали его, проникая в другое полушарие. Сначала было открыто Арктическое контурное течение, формируемое холодными водами высоких широт северного полушария. Затем над континентальным подножием Южной Америки в Атлантическом океане обнаружили другое контурное течение, несущее к экватору холодные воды антарктического происхождения. Над окраиной Южной Бразилии оба течения встречаются и текут одно под другим в противоположных направлениях: арктические водные массы над антарктическими, более холодными и тяжелыми.

Таким образом, соленые тяжелые воды, охлажденные в высоких широтах, погружаются ко дну абиссальных котловин вдоль континентальных склонов полярных стран и текут над дном вдоль контура материков к экватору. Это довольно медленные течения, разбивающиеся на отдельные струи, меандрирующие в пространстве. Однако эту пространственную неустойчивость компенсирует их относительная стабильность во времени. Холодные воды богаты кислородом, поэтому контурные течения разносят его на огромных пространствах, предотвращая тем самым возникновение застойных явлений и сероводородного заражения осадков и придонных масс воды.

Как и реки на суше, контурные течения перемещают не только огромные водные массы, но и значительное количество осадочного материала. При скорости 40—50 см/с вода способна волочить частицы довольно крупных размеров, вплоть до крупного песка. Собственно говоря, знаки ряби и являются прямым свидетельством перемещения осадков. Ведь волны ряби постоянно мигрируют, двигаясь по ходу течения с небольшой, но довольно постоянной скоростью. При этом зерна осадка время от времени взмучиваются и оседают в зависимости от ундуляции скорости отдельных водных струй у дна. Об эффективности этого процесса свидетельствует тот факт, что осадочный материал, подхваченный в высоких арктических широтах, в конечном итоге оказывается вблизи экватора и даже к югу от него. Более того, контурные течения, энергия которых в значительной степени расходуется по пути к экватору, на определенном отрезке уже не способны перемещать значительное количество частиц. Они оседают, формируя поля подводных дюн или гигантские насыпные валы. Одним из наиболее изученных образований такого рода является вал Блейк, отделяющий континентальное подножие Багамской погруженной платформы от внутренних частей абиссальной котловины в центральном секторе Атлантики. Протяженность другого вала, Ньюфаундлендского, превышает 500 км, а высота более 1 км. Мощность осадочной толщи, состоящей, как полагают, почти исключительно из контуритов, составляет 1,5 км. Это пятнистые однородные с плохо выраженной слоистостью отложения, имеющие преимущественно карбонатно-терригенный состав (известковые глины и мергели) и пелитово-алевритовую размерность (<0,1 мм). Встречаются и прослои, сложенные тонким песчаным материалом (>0,1 мм), в том числе раковинками фораминифер (более 20%) и скелетными остатками других организмов. Осадки обычно плохо отсортированы и несут следы сильного перемешивания илоедами. Скорости их накопления меняются от 1 до 12 см в 1000 лет.

Казалось бы, каким образом можно установить, что осадки вала Блейк или какого-либо другого аналогичного по строению поднятия на дне океана являются контуритами? На деле существуют вполне надежные критерии. Ведь материал, идущий из приполярных широт, весьма своеобразен по составу. Это касается прежде всего глинистой фракции, в которой преобладают иллит и хлорит — минералы, легко разрушающиеся в гумидных условиях на суше. С континента в океан они сносятся в основном ледниками, т. е. в полярных широтах. В тропиках же эти минералы, особенно хлорит, становятся неустойчивыми. Поэтому, когда на участках континентального подножия в низких широтах появляются осадки с явно чужеродной для окружающей суши минеральной ассоциацией, можно заподозрить, что эти осадки отложены контурным геострофическим течением.

Апвеллинг и природные питомники в океане

С борта судна океан чаще всего кажется безжизненным. Иногда за несколько дней плавания удается увидеть лишь двух-трех дельфинов, пристроившихся к носу судна, либо редкий фонтанчик воды, выброшенный в воздух кашалотом, случается мелькнет акула. Однако это впечатление верно, если считать, что океан населяют только крупные животные. На самом деле в поверхностном слое океана обитают мельчайшие организмы — фитопланктон, питающий все остальные группы морских организмов.

Для существования фитопланктона мало только солнечного света и растворенной в воде углекислоты, участвующих в фотосинтезе. Необходимы также биогенные элементы, и прежде всего фосфор, азот, кремний, кальций, из которых строятся органические и неорганические части организма. В большинстве районов океана фитопланктон развивается в условиях жесткого лимита нитратов, фосфатов и кремнезема. По мере выедания этих соединений цветение фитопланктона притормаживается.

Однако известны такие зоны в океане, где фитопланктон не испытывает недостатка в биогенных соединениях. В результате величина биологической продукции в этих зонах необычайно высока — в тысячи и десятки тысяч раз превосходит среднюю для океана. Плотность популяций фито- и зоопланктона, ряда видов рыб, морских млекопитающих и птиц здесь достигает максимальных значений. Эти огромные по протяженности (несколько сот и даже тысячи километров), но относительно узкие области вдоль континентальных окраин — настоящие природные питомники.

Подобная, на первый взгляд странная локализация жизни в океане определяется исключительно важным и интересным явлением, получившим наименование «апвеллинг» (устойчивый подъем глубинных вод). Дело в том, что в нижней части водной толщи океана скапливается и разлагается большая часть выведенных из биологического круговорота продуктов метаболизма морских организмов. Поэтому за многие миллионы лет здесь образовалась настоящая кладовая всех необходимых для жизни веществ. Отсутствие света на больших глубинах не дает возможности организмам их использовать. Однако там, где глубинные массы поднимаются вверх, сразу же наблюдается вспышка жизни, которая поддерживается почти непрерывным цветением фитопланктона.

Наиболее интенсивные и устойчивые апвеллинги возникают в областях пассатной циркуляции. Пассаты, постоянно дующие в западном направлении ветры, отгоняют от побережья теплую поверхностную воду. На ее место из глубин поднимается холодная, богатая биогенами вода. Пассаты дуют из пустынь на границе тропической и субтропической зон. Они во многом определяют структуру поверхностных течений. Возбуждаемые ими экваториальные течения выносят огромные массы разогретой воды из восточной периферии океана в западную. Отсюда теплые тропические течения движутся вдоль континентальных окраин на юг или на север. Грандиозный перенос теплых вод в средние и высокие широты компенсируется с другой стороны океана перетоком холодных вод из антарктических (или арктических) районов по направлению к тропикам. Эти течения, названные холодными пограничными, двигаясь вдоль восточных континентальных окраин в Тихом, Атлантическом и Индийском океанах, играют особую роль. Насыщенные кислородом, холодные воды особенно благоприятны для развития в зонах апвеллинга крупных популяций организмов. К мощным холодным пограничным течениям относятся Перуанское и Калифорнийское в Тихом океане, Канарское и Бенгельское в Атлантике, Восточно-Австралийское в Индийском океане. Вместе с холодными водами Перуанского и Бенгельского течений почти к самым тропикам из Антарктики поднимаются киты, пингвины, морские слоны и другие животные, а также птицы из высоких широт. Здесь они охотятся за многочисленными стаями рыб, ресурсы которых в апвеллинговых зонах по-истине неисчерпаемы.

Автору этих строк довелось участвовать в исследованиях, проводившихся в 1972 г. на судне «Профессор Месяцев» у побережья Перу совместно с перуанскими специалистами. Ночью вода здесь фосфоресцирует от несметного множества крошечных живых существ — диатомей. То тут, то там ее прочерчивают сотни зеленых полосок. Это проносятся стайки перуанского анчоуса — мелкой рыбешки, брюшные полости которой набиты светящимся фитопланктоном.

Диатомеи, строящие свои панцири из кремнезема, особенно бурно размножаются в холодной воде. Мелкие рачки и рыбешки не способны поглотить огромные количества этих существ. Отмирая, они опускаются на дно, где разлагаются, образуя черный осадок типа каши. Этот осадок содержит также целые или полуразрушенные створки панцирей диатомей, зерна кварца с «пустынным загаром» и агрегаты глинистых частиц. Значения pH в таком осадке обычно составляют 9—10, a Eh (окислительно-восстановительный потенциал) нередко опускается до —200 мВ. Это максимальные значения, определяемые в современных осадках. Они свидетельствуют о существовании на дне агрессивной щелочной среды, обусловленной отсутствием кислорода и сероводородным заражением не только самого осадка, но и придонного слоя воды. Созданию такой обстановки на шельфе и на прилегающих участках склона способствуют, видимо, катастрофические заморы, время от времени случающиеся в зонах подъема глубинных вод. В районе перуанского апвеллинга они связаны с отходом холодного течения от подводной окраины континента или с поворотом на юг теплого экваториального течения Эль-Ниньо. Вторжение разогретых до 30° вод, почти лишенных кислорода, приводит сначала к гибели диатомового фитопланктона, а затем и всего сообщества рыб, птиц и морских организмов, составляющих единую трофическую цепочку.

Подобные процессы носят циклический характер: они происходят в среднем раз в 10—12 лет. Катастрофические заморы отмечались у побережья Юго-Западной Африки, т. е. в зоне действия Бенгельского течения, у Западного побережья полуострова Индостан, где апвеллинг является сезонным и связан с муссонами.

Скопление на дне огромного количества неразложившихся органических остатков создает неблагоприятные условия для развития бентоса, представленного здесь лишь немногими группами микроорганизмов, например сульфатредуцирующими бактериями. Концентрации органического вещества в переводе на Сорг достигают в осадках апвеллинговых зон 10—16% сухого веса. Это вещество присутствует в форме сложных полигетероконденсатов, содержащих фрагменты белковой, углеводной и нуклеиновой природы. Много и липидных компонентов.

Вместе с органическими остатками в осадки попадает большое количество фосфора, серы, меди, железа, ванадия, урана и других биофильных элементов. Одни из них входили в состав прижизненных клеточных структур, другие адсорбировались при прохождении органических остатков сквозь толщу воды. В условиях высоких pH и отрицательных Eh многие устойчивые образования, например кремнистые скорлупки диатомей, распадаются, а некоторые элементы становятся подвижными. Уходя из зон распространения углеродистых черных илов, они концентрируются на границах их ареалов. Фосфор выпадает главным образом в виде карбонатапатита, замещая костные остатки животных, либо образует фосфатные «рубашки» вокруг зерен терригенных минералов: кварца, полевых шпатов и др. Промысловые тралы, использовавшиеся в экспедиции на «Профессоре Месяцеве» для изучения донных рыб и других бентосных животных, нередко поднимали со дна целые фосфоритовые плиты вместе с Другими коренными породами. Области древних апвеллингов являются в настоящее время богатейшими фосфоритоносными провинциями. Таковы, например, Марокканский и Сенегальский бассейны, а также бассейн Тарфая-Аюн на континентальной окраине Северо-Западной Африки.

С зонами апвеллингов связаны уникальные парагенезы осадков, не встречающиеся в других частях ложа океана.

Так, в верхней половине континентального склона многие участки покрыты глауконитовым песком. Глауконит — минерал глинистой природы, встречающийся, однако, не в виде тонких чешуек, как большинство глинистых минералов, а в форме темно-зеленых зерен размерностью от крупноалевритовой до крупнопесчаной (0,05—1 мм). Это микростяжения с глобулярной структурой, формирующиеся в определенных условиях непосредственно на морском дне. В кристаллической решетке глауконита много железа, калия, меди и других элементов.

Поэтому он является ценным минеральным сырьем. Глауконитовые пески, распространенные в апвеллинговых зонах на огромных пространствах, обычно занимают пологие участки континентального склона на глубинах от 200 до 500 м.

Надо сказать, что в зонах подъема глубинных вод, помимо фосфоритов и глауконита, встречается много цеолитов, барит, натриевый монтмориллонит и т. д. Так, щеточки цеолитов вырастают на подложке из полевых шпатов или рогульках вулканического стекла.

После захоронения под чехлом более молодых осадков, уплотнения и отжатия седиментационных вод возникает так называемая апвеллинговая формация. Для ее разреза характерен необычный набор осадочных образований: диатомиты и кремнистые глины, горючие сланцы, фосфориты, глауконитовые песчаники. Нередко вместе с ними попадаются своеобразные глины, сложенные игольчатыми минералами — палыгорскитом и сепиолитом. Из чистых разностей диатомитов получают кремнистое сырье.

Палыгорскитовые глины применяются для приготовления буровых растворов и в других целях. Горючие сланцы служат источником энергии и углеводородов.

В диатомитах и кремнистых глинах формации Монтеррей, широко распространенной на континентальной окраине Калифорнии, в последние годы открыты богатейшие скопления нефтяных углеводородов (месторождение Пойнт-Аргуэлло в бассейне Санта-Мария). Предполагают, что нефть возникла в породах формации, обогащенных органическим веществом сапропелевой природы.

Города-общежития в океане

Речь пойдет о городах, построенных из арагонита и кальцита — карбонатных минералов, которые способны выделять многие виды организмов, обитающих в океане. Одни используют растворенный в воде кальций для строительства раковин и иных скелетных образований, другие (колониальные формы) — для создания подводных городов, которые укрепляются и надстраиваются многими поколениями мельчайших существ. Эти существа — настоящие архитекторы. Следы их работы — мощные карбонатные комплексы своеобразной формы и строения — геологи находят во многих районах мира. Среди самых древних — докембрийские толщи строматолитовых известняков, опоясывающие краевые части платформ. Их сменили девонские и пермские рифовые массивы, цепочками протягивающиеся по краю Предуральского передового прогиба, в поясе Уачита (США) и во многих других районах. Это и триасовые карбонатные постройки в Предкавказье, на юге Франции, в Средней Азии.

Впрочем, временем настоящего «строительного бума» стал поздний мезозой. В тот период в периферийных частях раскрывавшейся Атлантики, а главным образом на южных окраинах океана Тетис, сформировались мощнейшие лагунные и рифовые комплексы. В настоящее время в них заключены гигантские запасы углеводородного сырья, пожалуй, крупнейшие в мире. Действительно, только в известняках рифового происхождения, развитых на современных пассивных окраинах материков, к настоящему времени разведано более 21 млрд т нефти и 5 трлн м3 газа. Всего же в карбонатных коллекторах этих окраин заключены громаднейшие ресурсы углеводородного сырья: более 49 млрд т нефти и 21 трлн м3 газа. Сюда, правда, входят и залежи в карбонатных образованиях кайнозойского возраста.

Почему же именно в древних рифовых массивах сосредоточились гигантские скопления углеводородов? Объясняется это их внутренним строением. Еще на стадии своего формирования риф представляет собой как бы многоквартирной дом, населенный полипами, каждый из которых занимает отдельную комнатку с окном на море. Это и дом и мастерская одновременно, скорее даже предприятие по очищению морской воды от мельчайших органических веществ и остатков. Полипы, фильтрующие воду, прогоняют за год через себя огромные ее количества. Вместе с тем в их маленьких тельцах, содержащих симбиотические микроорганизмы, протекает и фотосинтез. После отмирания одного поколения полипов их потомки выстраивают очередной этаж и фасад общего здания. Старые же «квартиры» как бы замуровываются, но в целом сохраняется сотообразная, высокопористая структура рифа. Правда, часть порового пространства заполняется вторичным карбонатом — кальцитом и доломитом, высадившимися из остаточной морской воды, запечатанной а порах.

Из-за колебаний уровня океана риф в эпохи его падения подвергается выщелачиванию и эрозии. В теле рифа возникают крупные пустоты и каверны. Именно большое их количество делает погребенные рифы идеальными вместилищами для нефти и газа. Впрочем, заполнение рифового массива углеводородами происходит на большой глубине и только в том случае, если сверху он перекрыт так называемой покрышкой (флюидоупором), а снизу или сбоку подпитывается углеводородами, которые генерируются в соседних или пространственно отдаленных толщах нефтематеринских отложений.

Существуют, однако, еще более грандиозные сооружения — настоящие подводные мегаполисы, протянувшиеся на сотни и даже тысячи километров. Это мощные барьерные рифы. Изучение их позволяет воссоздать обстановки формирования аналогичных древних сооружений. Наиболее крупный барьерный риф находится в наши дни на Восточно-Австралийском шельфе в Коралловом море. Он сформировался, по-видимому, еще в плиоцене, а наиболее активно развивался в плейстоцене. Как показывают геофизические исследования, за 1—1,2 млн лет здесь выросли массивы высотой от 120 до 154 м. Создав могучий барьер на пути штормовых волн и океанских течений, они протянулись почти непрерывной цепочкой вдоль края шельфа почти на 1500 км. Вершины многих рифов лишь немного выступают над водой, обнажаясь во время отливов. За ними располагаются относительно мелкие участки дна. Они, как и лагуны на атоллах, окружены рифами не только со стороны океана, но и с тыльной стороны, где рифы поменьше и менее плотно заселены колониями кораллов.

Фронтальная часть рифа выражена примерно так же, как на атоллах. Гребни шпор, выступающих в океан на 50—70 м, заселены примитивными, но удивительно стойкими организмами, играющими особую роль в развитии кораллового рифа. Это известьвыделяющие красные водоросли — багрянки, которые концентрируются на участках наибольшей активности водной среды, т. е. принимают на себя основной удар штормовых волн и океанской зыби. Узнать их можно по красному цвету. Это плотные пленки на поверхности известняков, на 95% состоящие из CaCO3 и лишь на 5% из живой ткани. Полоса красных камней видна на шпорах рифа в период отлива. Обломками коралловых известняков, сцементированных красноватыми выделениями багрянок, образован зачастую так называемый рампарт.

Если бронированные выделениями багрянок участки рифа находятся на направлении основного удара волн, то затишные зоны в глубине рифовой платформы заселены зелеными водорослями и травами (галофитами). Некоторые из них служат пищей для черепах и потому получили название «черепашья трава». Как пишет Ч. Шеппард [1987], подводные травяные луга постоянно подстригаются, как английские газоны, травоядными рыбой-попугаем, рыбой-хирургом, морскими ежами. Отсюда следует, что водоросли и травы — это важнейший компонент экосистемы кораллового рифа, необходимый как для собственного его роста, так и для существования многих его обитателей.

Среди водорослей особенно выдающуюся роль играют зооксантеллы — представители класса динофлагеллят, живущие в ткани самих полипов. Симбиоз этой водоросли с полипом чрезвычайно продуктивен: зооксантелла поглощает выделяемый кораллом углекислый газ, необходимый для фотосинтеза, полип же снабжается кислородом и углеводами, что позволяет ему гораздо быстрее наращивать известковый каркас рифа.

Каждый участок барьерного рифа по профилю от внешнего к тыловому его краю заселен различными сообществами организмов. Среди них присутствуют не только колониальные формы, но также фораминиферы, моллюски, мшанки, морские ежи и лилии, кокколитофориды, черви и другие группы организмов. По многообразию форм и количеству биомассы на единицу площади рифы не имеют себе равных в океане. Здесь утилизируются все органические остатки — идеальное сообщество, из которого не выводится ничего загрязняющего окружающую среду.

Риф не только самое разнообразное, но и самое продуктивное сообщество. Скорость формирования рифа с геологической точки зрения очень высока. В благоприятных условиях она составляет 1,5—2 м за 1000 лет, что достаточно много, если учесть, что фазы роста рифа чередуются с фазами преимущественной его эрозии при падении уровня Мирового океана.

Для развития рифов существует несколько серьезных ограничений. Кораллы способны эффективно наращивать риф только в теплых водах, с температурой не ниже 18° С, при которой скорость растворения CaCO3 невелика. Полипы не живут в распресненных или мутных водах, поэтому перед устьями рек или вблизи приливно-отливных равнин рифы отсутствуют. Наконец, колонии кораллов и других рифостроящих организмов живут у поверхности воды, поэтому в начальной фазе рост рифа возможен только на мелководье. Однако затем для успешного его развития необходимо постоянное погружение того участка дна, на котором он возник. Именно такие условия существуют на вулканических островах в океане после того, как вулканическая деятельность затухает, а сам остров медленно погружается в морские пучины. Рифостроящие организмы, наращивая вершину рифовой платформы, компенсируют это погружение. В результате за многие миллионы лет здесь формируется карбонатная шапка из рифовых известняков мощностью до 1000 м и более.

Иначе обстоят дела на современных континентальных окраинах, где рифы, особенно барьерные, распространены довольно слабо. Основным фактором, ограничивающим их рост при прочих благоприятных условиях, является стабильность многих участков дна, скорость прогибания которых не превышает 1—2 см за тысячу лет. На таких шельфах, а они характерны для многих «зрелых» пассивных окраин, не только не развиваются рифы, но и не накапливаются современные осадки. На огромных пространствах они покрыты так называемыми реликтовыми отложениями раннеголоценового или даже плейстоценового возраста. Почти весь поступающий на шельф материал сбрасывается в конечном итоге на континентальный склон и его подножие.

Именно поэтому крупные рифовые массивы на современных окраинах встречаются лишь на тех участках в низких широтах, которые испытывают устойчивое прогибание. Таковы, например, шельфы в областях недавнего рифтогенеза: в Красном море, Коралловом море, Аденском заливе. Иногда погружение зрелой окраины связано с давлением наползающей на нее островной дуги, как это имеет место на севере Австралии. Здесь на край Австралийского шельфа наползает пластина дуги моря Банда (остров Тимор и др.). Этот погружающийся участок шельфа изобилует коралловыми рифами. Благоприятные условия для роста последних складывались и в эпохи длительного и устойчивого подъема уровня океана — позднеюрскую и позднемеловую. В то время рифовые постройки получили исключительно широкое распространение на пассивных окраинах континентов.

Для активных окраин континентов крупные рифовые постройки вообще не характерны, во-первых, из-за большого количества терригенного материала, выносимого с гористых хребтов на суше, во-вторых, в силу общей тенденции к воздыманию, которым захвачены прибрежные участки шельфа на многих из этих окраин.

Однако на остаточных хребтах, в тылу островной вулканической дуги, в сложнопостроенных зонах перехода от континента к океану рифы и атоллы развиваются весьма активно. В целом же на этих окраинах в мезозое и кайнозое коралловые постройки не играли сколько-нибудь существенной роли. Об этом, в частности, свидетельствуют открытые в карбонатных коллекторах незначительные запасы углеводородов. Они составляют всего 6% ресурсов активных окраин. На пассивных окраинах та же доля достигает 56%.

Помимо рифов, известны и другие крупные карбонатные постройки, образование которых связано с жизнедеятельностью одних из самых примитивных и древних микроорганизмов — цианобактерий, или синезеленых водорослей. Они формируют колоннообразные, постройки в глубине отшнурованных от океана лагун и глубоко врезанных в сушу заливов. Как и сотни миллионов лет назад, цианобактерии слой за слоем наращивают эти удивительные сооружения. Условия для их строительной деятельности сохранились в заливе Шарк в Западной Австралии и в лагунах Мормона и Льебре на Тихоокеанском побережье Нижней Калифорнии (Мексика).

Потоки взвеси и накопление осадков

Реки — основной источник терригенной взвеси, поступающей в океан с континента. Огромные ее массы оседают в передней части дельты, называемой продельтой, где встречаются и смешиваются пресные и соленые воды.

Здесь происходит слипание частиц, образование крупных их агрегатов и осаждение на дно. По периферии продельты оставшиеся в воде частицы, среди которых значительную часть составляет органический детрит, извлекаются живыми организмами. Они пропускают через себя, как сквозь сито, большие объемы морской воды и потому называются фильтраторами. Это небольшие рачки, питающиеся фитопланктоном и органическим детритом наземного происхождения. Обилие солей, поступающих в составе речного стока, стимулирует развитие фитопланктона, среди которого преобладают диатомеи. В авандельтах крупных рек, например Амазонки, на глубинах 20—50 м донные осадки пополняются их скорлупками. Таким образом, выносимые реками вещества немедленно вовлекаются в океанский круговорот и утилизируются уже в пределах шельфовой зоны.

Однако отдельные струи речной воды, насыщенные взвесью, проходят этот передовой заслон без значительных потерь. Пресная вода в них постепенно замещается соленой, но струи все же сохраняют свою индивидуальность, превращаясь в суспензионные течения малой плотности. Подобные потоки различной мутности фиксируются на разных уровнях от дна и называются нефелоидными потоками. Как правило, самый мощный поток взвеси движется близ поверхности дна и потому именуется придонным. Концентрации частиц в поперечном сечении подобной струи могут достигать 0,6—0,9 мг/л. В других течениях, поверхностном и промежуточных, содержания взвешенных частиц, как правило, ниже.

Пути распространения нефелоидных потоков в океане изучены еще очень слабо. Обычно, дойдя до кромки шельфа, они вдольбереговым течением морских вод отклоняются в сторону и движутся под его влиянием над внешней частью шельфа и прилегающими участками континентального склона, постепенно рассеиваясь. Такова, например, судьба нефелоидного потока, выходящего из дельты реки Роны. За ее пределами он поворачивает на восток и прослеживается над континентальным склоном на несколько десятков километров.

Те же процессы характерны для устья Амазонки. Часть выносимого этой рекой материала оседает непосредственно в ее авандельте — обширном ареале глинистых и алевритово-глинистых илов на участке шельфа с глубинами 20—60 м. Глубже эти осадки замещаются реликтовыми карбонатными песками. Следовательно, терригенная взвесь не проникает в эти районы. В виде мощных нефелоидных струй она выносится на северо-восток, где осаждается на огромных пространствах шельфа и склона. Именно плотный поток взвешенного материала, видимо, препятствует развитию в данном районе коралловых рифов.

Гольфстрим, берущий начало в Мексиканском заливе, несет огромное количество тонкой глинистой взвеси, в которой преобладает монтмориллонит. Взвешенный материал попадает в Мексиканский залив в составе твердого стока Миссисипи и ряда мелких рек, выходящих к побережью Техаса. Исследования последних лет свидетельствуют о существовании в данном районе придонного, промежуточных и поверхностного нефелоидных потоков, которые поддерживаются не только выносами рек, но и приливно-отливными явлениями. Из лагун, которыми изобилует побережье Техаса, в отлив выносится тонкий глинистый материал в виде нефелоидных потоков малой плотности. Самый значительный из них, придонный, прослеживается до кромки шельфа. Подобных примеров можно привести еще немало. Следует, однако, признать, что нам еще мало известно об основных путях распространения тонкой терригенной и другой взвеси. Неясно, какая часть твердого речного стока оседает в авандельте и какая проходит ее, рассеиваясь над склоном и подножием.

Если устье реки расположено не очень далеко от вершины подводного каньона, какая-то часть нефелоидных потоков перехватывается им и устремляется вниз, на подножие. Эти суспензионные течения малой плотности неоднократно наблюдались в ряде каньонов. Так, Ф. Шепард отметил суточные колебания подобного течения в каньоне реки Фрейзер и связал их с приливно-отливным циклом, характерным для обширного района дельты. Один из нефелоидных потоков, порождаемый действием возвратных волн, устремляется на шельфе Калифорнии к каньону Сан-Габриель. Он несет тонкий глинистый и алевритовый материал, мобилизованный в береговой зоне.

Широкое распространение суспензионных потоков малой плотности обусловило накопление так называемых гемипелагических осадков, прежде всего на континентальных окраинах. Это однородные глинистые или карбонатно (кремнисто)-глинистые илы, в которых зачастую отсутствует примесь грубого материала и ясно выраженная слоистость. В глубоководных разрезах континентальных окраин гемипелагические илы разделяют горизонты турбидитного происхождения. Масштабы аккумуляции нефелоидных частиц весьма велики. Так, на атлантическом склоне США в голоцене скорость накопления гемипелагических, в основном глинистых, илов на отдельных участках составляла 22 см/1000 лет. Столь высокие значения А. П. Лисицын относит к «лавинным» скоростям.

Помимо потоков взвешенного материала речного происхождения, распространяющихся в виде струйных водных течений, существуют атмосферные потоки эолового материала. Это явление, называемое эоловым разносом, связано с сильными ветрами, поднимающими частицы с поверхности Земли в воздух и уносящими их в океан. Эоловый материал мобилизуется в основном в пустынных и полупустынных районах, слабо закрытых растительностью, т. е. в аридных поясах климата. Пыль, поднятую песчаной бурей на западе Сахары, через несколько дней извлекают из специальных ловушек на Багамских островах и побережье Флориды. Иногда этих районов достигают облака с довольно значительной концентрацией частиц, причем часть из них имеют довольно крупные размеры. А. П. Лисицын и другие исследователи показали, что ветровой разнос играет большую роль в формировании минерального состава абиссальных осадков. Во всяком случае, терригенная их часть в основном представлена эоловым материалом. Многие тончайшие пылевые частицы, поднятые ветром, прежде чем попасть в океан, несколько раз огибают земной шар в составе тропосферных вихрей. Этот перенос, идущий в широтном направлении, во многом определяет широтно-зональный характер осадконакопления в открытом океане [Лисицын, 1974].

Помимо перечисленных форм миграции вещества от суши к океану, существует еще один механизм, действующий в высоких широтах. Речь идет о ледовом разносе, во время которого вместе с льдинами и айсбергами в море выносятся терригенные обломки. После того как лед растает, они опускаются на дно. Данный вид переноса определяет ход седиментации в высоких широтах.

Таким образом, вырисовывается довольно сложная картина распространения взвешенного вещества, поступающего в океан с суши. Существуют, однако, и другие его источники. Это прежде всего форменные элементы организмов, обитающих в водной толще, среди которых основную роль играет фитопланктон. Карбонатные и кремнистые скелетные остатки диатомей, радиолярий, фораминифер, кокколитофорид, птеропод и др. относятся к числу важнейших компонентов океанских осадков. Одни из них имеют мельчайшие размеры (например, диски кокколитов), другие, оказавшись на дне, попадают в алевритовую или песчаную фракцию осадка (0,01—1 мм). Поэтому, чтобы разглядеть в деталях раковинки формаминифер, достаточно исследовать их под бинокуляром, дающим увеличение в 30—50 раз. В то же время увидеть диски кокколитов можно, только используя электронный сканирующий микроскоп.

Еще одним важным источником взвешенного вещества в океане, участвующего в формировании донных осадков, являются вулканические частицы. Так как огромные их количества выбрасываются при извержениях вулканов в атмосферу, основным агентом их распространения становятся ветры.

До определенного времени ученые не задумывались над вопросом, каким образом мельчайшие частицы взвеси оказываются на дне. Ведь многим из лих необходимо опуститься сквозь толщу воды многокилометровой высоты. Большинство же взвешенных частиц настолько незначительны по весу, что по всем законам физики должны носиться по просторам океана тысячи, если не миллионы лет. Учитывая объемы поступления взвеси с континентов и из недр Земли за счет вулканических процессов, а также уровень биологической продукции самого океана, можно было бы ожидать его превращения во вселенское болото с мутными водами. Между тем океанские воды в целом чисты и прозрачны, если не учитывать так называемые антропогенные загрязнения. В чем же дело? Как происходит самоочищение океана?

Разгадка в буквальном смысле была спрятана в желудках копепод и других мелких животных, объединяемых под названием зоопланктона. Эти мелкие хищники, обитающие в поверхностном слое океана, питаются в основном фитопланктоном и детритным органическим веществом. Как выяснилось, именно они играют роль чистильщиков. Желудки многих из них оказались набитыми не только тельцами диатомей, кокколитов и других организмов, но также частичками биогенного и абиогенного происхождения. Эти живые сепараторы пропускают через себя огромное количество воды, фильтруя содержащиеся в ней мельчайшие частички. Эти частички в их желудках подвергаются воздействию ферментов. Из них извлекается все то, что может быть ассимилировано организмом, а остальное, склеенное в небольшие комочки округлой или вытянутой формы (в зависимости от вида животного), выталкивается наружу. Эти искусственные образования получили название фекальных пеллет. Пеллеты имеют песчаную или даже алевритовую размерность. Их вес достаточно велик, чтобы быстро опуститься сквозь столб воды на дно. Здесь под воздействием физико-химических факторов среды и микроорганизмов они вскоре разрушаются. Поэтому в составе осадка редко можно увидеть целые пеллеты. Выполнив свою роль, они, как правило, исчезают. Лишь в мелководных обстановках — лагунах и приливно-отливных площадках, а также в затишных участках шельфа в структуре осадков этот компонент встречается в большом количестве. Впрочем, и здесь век пеллет недолог, вместе с другим материалом их пропускают через свои желудки бентосные организмы. Их фекальные остатки попадаются гораздо чаще.

Механизм изымания организмами из воды взвешенных частиц, благодаря которому они попадают на дно в составе фекальных пеллет, получил название биоседиментации.

Лавины, лахары, палящие тучи, цунами

В особый класс выделяются явления, широкое распространение которых в периферийных районах океана связано с их высокой сейсмичностью и вулканической активностью. Интерес к этим явлениям тем более велик, что многие из них опасны, хотя и крайне редки. Так, мало кому удавалось наблюдать движение каменной лавины. Лишь анализируя причиненные ею на пройденном пути разрушения, можно представить, как она движется. Одна из таких каменных лавин, сошедшая с вершины Шаттерид Пик — горы на Аляске, пересекла небольшой хребет Спур, высотой 130 м. При этом деревья на западном его склоне, обращенном к горе Шаттерид Пик, остались нетронутыми. Американские исследователи пришли к выводу, что лавина, вызванная сильным землетрясением в проливе Принца Уильямса, буквально перелетела через преградивший ей путь хребет, т. е. пронеслась над его гребнем на высоте более 100 м и опустилась на противоположный склон. Таким образом, пострадал район, казалось бы, защищенный надежной преградой от потенциально опасной зоны.

Не меньшую опасность может представлять облако из смеси газов и частиц, которое вырывается из кратера некоторых вулканов. В момент мощного взрыва скопившаяся в кратере масса осадков мгновенно разжижается и поднимается вверх. Это облако, отличающееся высокой плотностью, несется обычно над поверхностью Земли, быстро расширяясь в объеме. Скорости распространения подобных облаковидных потоков частиц (особенно крупных) могут превышать, по данным американских геологов Г. Фридмана и Дж. Сандерса [Friedman, Sanders, 1978], 150 км/ч. Благодаря сопротивлению воздушной массы, находящейся над облаком, частицы выпадают из него с определенной последовательностью. На пути движения такого облака возникает своеобразный аккумулятивный рельеф, напоминающий в продольном сечении волну с крутым и пологим скатами.

К очень редким и губительным явлениям относятся палящие тучи, которые образуются при очень сильных взрывах в кратерах, не засыпанных осадками. Возникающее при этом облако состоит из мельчайших сгустков магмы или раскаленных частиц. Температура в разных частях тучи меняется от 550 до 950° С. Высокая скорость движения палящих туч, а она может достигать 500 км/ч [Тазиев, 1961], поддерживается, как полагают, выделениями газов из отдельных частиц. Палящая туча, вырвавшаяся 8 мая 1902 г. из вулкана Мон-Пеле на острове Мартиника, за несколько секунд сожгла город Сен-Пьер с населением 30 тыс. человек. Осадок, выпадающий из таких туч, весьма своеобразен. Для слагающих его частиц характерны оплавленные контакты, многие из них «сварены» вместе. Отмечается присутствие древесного угля — следы выжигания растительности.

Со склонов вулканов, конусы которых нередко покрыты снегом и льдом, в процессе извержений стекают потоки разжиженного вулканического пепла и другого материала. Потоки разжиженного тонкодисперсного вещества высокой плотности, способные включать крупные глыбы и валуны, получили название лахаров. В Каскадных горах на тихоокеанской окраине США лахары перемещались на расстояние до 80 км. Многочисленные потоки такого рода были вызваны извержением вулкана Сент-Хеленс в 1980 г. Один из самых крупных лахаров, сошедший с вершины вулкана Клуд на острове Ява в 1919 г., покрыл площадь в 132 км2. При этом было уничтожено более 100 селений, погибло 5110 человек.

В тропических широтах, где даже на самых высоких конусах вулканов снег — большая редкость, извержения сопровождаются мощными селями, иначе говоря, грязевыми потоками, способными уничтожить целые города. В Колумбии одна из таких грязевых лавин, двигавшаяся по долине реки, буквально затопила один из городов с населением около 5 тыс. человек, из которых спаслись немногие. Образование селя было вызвано извержением вулкана Руис.

Однако беды, которые случаются на окраинах континентов в результате тех или иных тектонических событий, редко могут сравниться по своим масштабам с теми несчастьями, что приходят со стороны океана от цунами. Действительно, крупное землетрясение или извержение вулкана затрагивает зону площадью в несколько тысяч или десятков тысяч километров. Энергия сейсмических волн, даже если в эпицентре землетрясения мощность толчков достигает 8—9 баллов по шкале Рихтера, быстро рассеивается по мере удаления от него, хотя сами толчки могут ощущаться и на расстоянии в тысячи километров. Точно так же и тучи пепла, вырвавшиеся из кратера вулкана, наносят огромный урон, засыпая поля и населенные пункты площадью в тысячи квадратных километров. Особо крупные выбросы пепла и газов, достигающие тропосферы, способны даже на какое-то время изменить климат во многих районах мира. Однако непосредственную опасность извержения представляют лишь в окрестностях самого вулкана.

В то же время цунами может причинить разрушения даже на удалении в тысячи километров. Чаще всего оно наблюдается в акватории Тихого океана, с которой связано наибольшее число землетрясений в периферийных, переходных зонах. В отличие от обычной ветровой волны, возникающей на поверхности и затрагивающей лишь верхний, 100—200-метровый слой воды, цунами рождается в результате событий, происходящих на большой глубине. Поэтому в колебательное движение вовлекается, по существу, весь столб воды в районе подводного землетрясения или оползня. Отсюда волна с невероятной скоростью распространяется в разных направлениях, достигая побережий. Порожденная сильнейшим землетрясением на подводной окраине Чили в 1960 г., мощная волна пересекла весь Тихий океан и обрушилась через несколько часов на Гавайские острова, а затем на побережье Японии. При этом ее сила нисколько не уменьшилась. В Чили жертвами этой волны стали 900 человек, на Гавайских островах — 60, в Японии — 119. Сопоставление временных интервалов, которые разделяют удар этой волны в разных районах, позволило оценить скорость ее распространения. Оказалось, что на некоторых отрезках она достигала 850 км/ч при средней скорости около 700 км/ч.

Интересно, что движение цунами в океане совершенно незаметно. По высоте такая волна вряд ли отличается от обычной океанской зыби. Однако, когда цунами выходит на мелководье, вся энергия, рассеянная до того в 5-6-километровом по высоте фронте, начинает сгущаться по мере его сокращения до 110 м и менее. Молекулы воды, захваченные этим движением, получают такой мощный импульс, что суммарные их колебания вызывают быстрое увеличение высоты цунами, которая вблизи побережья может достигнуть 35—40 м и более. При этом передовой склон волны становится почти вертикальным, а пенистый ее гребень начинает напоминать косматую конскую гриву. Именно так изображали цунами на старинных японских гравюрах.

Как говорилось выше, приближению цунами часто предшествует сильный отлив. Вода как бы отсасывается волной от побережья, чтобы затем обрушить на него всю свою невероятную мощь. Ужасающие последствия таких ударов описаны многими учеными [Святловский, Силкин, 1973; Тазиев, 1961], поэтому мы не будем останавливаться на этом подробно. Рассмотрим геологические причины и последствия этого явления. Полагают, что цунами порождено значительными смещениями в структуре ложа океана. Это могут быть крупные подвижки в системах трансформных разломов, сопровождающиеся опусканиями значительных участков дна. Однако чаще источником цунами оказываются землетрясения на континентальных окраинах или во фронтальной части островных вулканических дуг типа Японской или Курильской. Их эпицентр находится, как правило, в пределах континентального или островного склона и связан с подвижками в зоне Беньофа. По-видимому, для возникновения цунами необходимо не столько землетрясение, сколько вызванные им обрушения склонов или региональные оползни. Перемещение огромных глыб и целых массивов горных пород вызывает резкие колебания в водной толще, захватывающие большую ее часть.

Свидетельства таких обрушений можно обнаружить на сейсмоакустических профилях, выполненных в периферийных зонах океана. Так, на одном из профилей через континентальный склон Камчатского полуострова, в районе Авачинского залива, можно видеть огромный блок коренных пород, оторвавшийся от кромки шельфа и перегородивший подводный каньон в средней его части. Общий объем этой глыбы, по-видимому, превышает 50 км3. Не вызывает сомнений, что ее перемещение под водой должно было породить многометровую волну, обрушившуюся когда-то на Тихоокеанское побережье.

Как известно, цунами выбрасывает на сушу не только мелкие, но и крупные суда, причем нередко они оказываются на значительном удалении от берега. Цунами перемещает огромные массы песка, камней и гравия с пляжей и мелководья, нередко совершенно преображая рельеф в пределах прибрежной равнины. Не менее драматичны последствия цунами в глубоководной части активных континентальных окраин. Как правило, они окружены узкими полосками шельфа, изрезанного подводными каньонами. Нередко вершины каньонов подходят непосредственно к побережью. Возвратные течения, порожденные этой волной, захватывают огромное количество осадка. Известно, что цунами смывало целые селения и плантации. Большая часть этого материала, скорее всего, сбрасывается с шельфа по подводным каньонам.

Цунами — наиболее вероятный источник схода по каньонам подводных лавин, в основном в виде мутьевых потоков. На окраине Новой Зеландии при обследовании отложений мутьевого течения был обнаружен совершенно экзотический материал, малохарактерный для глубоководных осадков. Им оказались кокосовые орехи, вынесенные цунами с побережья. Гигантская волна могла породить мутьевые потоки практически одновременно на противоположных окраинах материков в Тихом океане. В этом случае возникает возможность синхронизировать турбидиты, формировавшиеся в огромном регионе.

Таким образом, зарождаясь в глубинах морских, цунами как бы возвращается в них в виде мощных суспензионных потоков, оставляющих следы на значительной площади в периферийных районах океана, а также вокруг цоколей центральноокеанических вулканических хребтов.