Донных отложений в Мировом океане

Таблица 28. Распространение основных типов

Таблица 25. Соотношение биомассы

Таблица 24. Площади основных геоморфологических элементов дна Мирового океана

(по Леонтьеву и др., 1974)

	Подводные	окраины	Переходная зона		Ложе океана.	Сре-
	материков.	млн. км²		млн.	км		млн. км²	дин-
												но-оке-	Макси-

Океаны		мате-	мате-		глу-боко-	ост-	глубоко-		глу-боко-			ани-чес-	мальная
	шельф	риковый	риковое	всего	вод-ные	ровные	водные	всего	вод-ные	подня-	всего	кие хреб-	глубина.
		склон	подножие		котло-	дуги	желоба		котло-	тия		ты, млн.	м
					вины				вины			км²
Северный
Ледовитый	7,6	2,8	0,9	10,8	—	—	—	—	3,3	1,1	4,4	0,5	5 527
Индийский	4,4	8,7	9,4	22,6	0,8	0,5	0,5	1,8	35,6	4,0	39,6	12,9	7 209
Атлантический	9,3	7,7	12,5	29,5	1,3	3,0	0,5	4,8	29,4	4,6	34,0	22,3	8 742
Тихий	9,7	5,4	3,1	18,2	3,9	16,2	3,9	24,0	91,4	25,4	116,8	19,6	11 022
Мировой океан	31,0	24,6	25,9	81,5	6,1	19,7	4,9	30,6	159,7	35,1	194,8	55,3	11 022

Рис. 84. Планетарные морфоструктуры дна Мирового океана:

а — подводная окраина материков; б — ложе океана; в — переходная зона; г — срединно-океанические хребты: / — Гаккеля. 2— Книповича, 3— Мона. 4 — Рейкьянес, 5 — Северо-Атлантический, 6— Южно-Атлантический, 7 — Африкано-Антарктичеекий, 8 — Западно-Индийский, 9 — Аравийско-Индийский, 10 — Центральноиндийский, // — Австралийско-Антарктический, 12 — Южно-Тихоокеанский, 13 — Восточно-Тихоокеанский. 14— Хуан-де-Фука и Горда

3000—3500 м, получила название мате
рикового склона. Характерная особен
ность рельефа материкового склона —
резкая расчлененность долинообразными
формами — подводными каньонами.

Предполагается, что они имеют комплексное происхождение. Первичное их заложение, вероятно, связано с тектоническими разломами, а разработка каньонов осуществляется мутьевыми потоками. Это своеобразное явление представляет собой движущиеся под влиянием силы тяжести потоки суспензии взвешенного осадочного материала. Из других гравитационных процессов, протекающих на материковом склоне, характерны подводное оползание и крип, т. е. массовое медленное смещение осадочного материала по склону. Гравитационные процессы на материковом склоне в совокупности представляют собой важнейший механизм перемещения осадочного материала с шельфа и верхней части склона на большие глубины. Генезис материкового склона в значительной мере связан со сбросовой тектоникой, проявляющейся здесь достаточно ярко в связи с тем, что материкам в целом присущи восходящие вертикальные движения земной коры, а ложу океана — прогибание, опускание. В ряде случаев наблюдается ступенчатый профиль материкового склона, что может быть объяснено развитием ступенчатых сбросов. Такая картина, например, очень характерна для Патагонско-го шельфа в Атлантическом океане. Отдельные ступени материкового склона могут быть сильно развиты в ширину. Они получили название краевых плато.

Нередко для материкового склона характерна моноклинальная структура. В этом случае материковый склон оказывается сложенным серией наклонных осадочных слоев, последовательно наращивающих склон и тем самым обусловливающих его выдвижение в сторону ложа океана.

Практический интерес изучения материкового склона пока ограничивается задачами рыболовства. В последнее время выяснено, что материковый склон имеет обильное живое население, и уже давно многие промысловые рыбы ловятся именно в пределах материкового склона, причем рыбопромысловое освоение матери-

кового склона развивается сейчас в очень быстром темпе, в особенности в связи с введением 200-мильной «зоны экономических интересов» приморских государств.

Материковое подножие.Обычно это волнистая наклонная равнина, примыкающая к основанию материкового склона и отделяющая последний от ложа океана, крупнейшая аккумулятивная форма рельефа дна океана. Происхождение ее связано с накоплением огромных масс осадочного материала, перемещенного гравитационными процессами и течениями и отложенного в глубоком, погребенном под этими осадками прогибе земной коры, отделяющем материковые выступы от ложа океана. Там, где количество осадков, перемещаемых в эту зону мутьевыми потоками и другими процессами, особенно велико, внешняя граница «линзы» осадков, слагающих материковое подножие, выдвинута в пределы «геофизического» ложа океана, т. е. под осадками оказывается погребенной уже не материковая, а океаническая земная кора. Особенно ярко это проявляется в районах крупнейших конусов выноса мутьевых потоков, привязанных к устьям подводных каньонов.

Наиболее мощные конусы у устьев подводных каньонов, расположенных вблизи устьев крупнейших рек с огромным твердым стоком, таких, как Ганг, Инд, Миссисипи, Конго (Заир).

К материковому подножию приурочена также деятельность донных абиссальных течений, которые формируют глубинные и главным образом придонные водные массы океана (см. о них ниже) и перемещают параллельно осноганию материкового склона в зоне материкового подножия огромные массы полувзвешенного осадочного материала. Из этого материала по пути следования течений строятся огромные донные аккумулятивные формы, так называемые осадочные хребты (Блейк-Багамский хребет и др.). Таким образом, приток осадочного материала, из которого формируется материковое подножие, происходит также и по дну параллельно изобатам, по пути следования донных абиссальных течений. Кроме того, большие массы осадочного материала выпадают из водной толщи.

Следовательно, в совокупности подводная окраина материка может рассматриваться как гигантский массив «континентальной террасы», которая является важнейшим сосредоточением осадочного материала на дне океана. Благодаря аккумуляции осадков в ее пределах, она имеет тенденцию к выдвижению в океан, «на-ползанию» на периферийные участки океанической коры.

Общие черты рельефа и геологическое строение переходных зон.На большей части периферии Атлантического, Индийского и всего Северного Ледовитого океанов подводные окраины материков непосредственно контактируют с ложем океана. На периферии Тихого океана, в районах Карибского моря и моря Скотия, а также на северо-востоке окраины Индийского океана выявлены другие, более сложные системы перехода от океана к континенту. Так, на всем протяжении западной окраины Тихого океана от Берингова моря до Новой Зеландии между подводными окраинами материков и ложем океана лежит обширная переходная зона. Она состоит из котловин глубоководных окраинных морей, ограничивающих их подводных хребтов, увенчанных вулканическими островами и именуемых островными дугами, а также из глубоководных желобов (см. рис. 84) — узких, очень глубоких депрессий, к которым приурочены самые большие глубины океана.

Моря, отделяемые островными дугами, как правило, глубокие, нередко дно их неровное, изобилует горами, холмами и возвышенностями, мощность донных осадков в таких морях невелика. В некоторых морях дно идеально выровнено, а мощности осадков превышают 2—3 км. Следовательно, осадконакопление является главным фактором выравнивания рельефа (путем погребения «коренных» неровностей).

Земная кора под котловинами, как правило, не имеет гранитного слоя и по своему строению близка к океанической. Отличается она лишь увеличением мощности осадочного слоя и всей коры в целом. Такую кору геофизики называют субокеанической.

Островные дуги — подводные хребты, увенчанные вулканами, многие из кото-

рых — действующие. Характерно, что более 70 % действующих вулканов приурочено именно к островным дугам. Наиболее крупные из хребтов выступают над уровнем моря и образуют острова (Курильские острова с их действующими вулканами и др.).

Есть переходные области, в которых не одна, а несколько островных дуг. Иногда разновозрастные дуги сливаются друг с другом, образуя крупные массивы островной суши. Именно «спаянность» нескольких островных дуг придала причудливые очертания таким островам, как Сулавеси и Хальмагера. Крупнейшим островным массивом является Японская островная дуга. Она начала формироваться еще в палеозое и является следствием слияния многих разновозрастных островных дуг. Интересно, что под такими крупными островными массивами нередко обнаруживается земная кора континентального типа.

Мозаичность строения земной коры в переходных зонах может служить основанием для выделения ее в особый — геосинклинальный тип земной коры.

Важнейшей географической и геологической чертой переходной зоны является наряду с интенсивной вулканической деятельностью высокая степень сейсмичности, закономерное распределение эпицентров глубокофокусных (глубина >300 км), среднефокусных и поверхностных землетрясений. Эпицентры глубокофокусных землетрясений приходятся в основном на глубоководные котловины окраинных морей. Эпицентры поверхностных землетрясений сосредоточены главным образом в глубоководных желобах и на внешнем крае островных дуг. Промежуточное положение занимают эпицентры среднефокусных (300—50 км) землетрясений. Если нанести на разрез земной коры гипоцентры, т. е. очаги землетрясений, то окажется, что все они приурочены к некоторым зонам, уходящим от поверхности Земли в ее недра. Эти зоны, получившие название зон Бениоффа — Заварицкого, наклонены под углом 30—60° и уходят под окраинные моря или даже под окраину материка. Зоны Бениоффа — Заварицкого представляют собой зоны повышенной неустойчивости вещества, слагающего Зем-

лю. Они пронизывают не только земную кору, но и верхнюю мантию и заканчиваются где-то на глубинах до 700 км. Срединно-океанические хребты.Сре-динно-океанические хребты были выявлены в 50—60-х годах текущего столетия. Система срединно-океанических хребтов протягивается через все океаны. Начинается она в Северном Ледовитом океане {хребты Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбейнсей) и продолжается в Атлантическом океане, где образует Срединно-Атлантический хребет, прослеживающийся до острова Буве в южной Атлантике. Далее следует Африканско-Антарктичес-кий хребет. Он огибает подводную окраину Африки и уходит в Индийский океан под названием Западно-Индийского хребта. В центральной части Индийского океана система срединно-океанических хребтов образует три ветви. Одна из них это уже названный Западно-Индийский хребет, другая, уходящая на север, Аравий-с ко-Индийский хребет и третья, идущая на юго-восток, Центральноиндийский хребет. Аравийско-Индийский хребет протягивается до Аденского залива, дну которого также свойственна структура, специфическая для срединно-океанических хребтов. Центральноиндийский хребет под этим названием известен до плато Амстердам, а затем он меняет свое простирание на широтное и продолжается до Тихого океана в виде Австрало-Антарктического поднятия. Последнее в Тихом океане переходит в Южно-Тихоокеанское поднятие, которое в районе пересечения со 140 меридианом сменяется Восточно-Тихоокеанским поднятием.

Изучение рельефа системы срединно-океанических хребтов показывает, что это в сущности целая система нагорий, состоящих из ряда хребтов. Ширина такого нагорья может достигать 1000 км, а общая протяженность всей системы превышает 60 тыс. км. В целом это самая грандиозная горная система на Земле, равной которой по масштабам нет на суше. Для осевой части системы присуща рифтовая структура — она разбита разломами того же простирания, что и хребты, причем в собственно осевой части эти разломы образуют депрессии—так называемые рифтовые долины.

Рифтовые долины пересекаются с поперечными желобами, образующими зоны поперечных разломов. В большинстве случаев желоба более глубокие, чем рифтовые долины, именно к ним приурочены максимальные глубины в зоне срединно-океанических хребтов. По обе стороны от рифтовой зоны простираются фланговые зоны системы. Они также имеют горный рельеф, но менее расчлененный и менее резкий, чем в рифтовой зоне. Низкогорный рельеф периферических частей фланговых зон постепенно переходит в холмистый рельеф ложа океана.

Австрало-Антарктическое, Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия очень широкие, фланги их слабо расчленены, вертикальный размах рельефа невелик, рифтовые зоны не всегда выражены резкими формами. Однако тектоническое расчленение рельефа по секущим (так называемым трансформным) разломам очень значительно. На срединных хребтах много подводных вулканов.

Срединно-океаническим хребтам свойственны особые черты строения земной коры. Под осадочным слоем изменчивой мощности в них залегает слой земной коры более плотный, чем базальтовый. Геологические исследования показали широкое распространение ультраосновных пород, свойственных мантии. Было высказано предположение, что это связано с восходящими токами вещества мантии под сре-динно-океаническими хребтами. Оно подтвердилось высокими значениями теплового потока, присущими рифтовым зонам срединно-океанических хребтов. Открытие этой особенности, как и некоторых других, послужило основанием считать, что срединно-океанические хребты — это зоны формирования океанической коры, возникла гипотеза тектоники литосферных плит, гипотеза разрастания («спрединга») океанической коры и огромных латеральных перемещений литосферных плит. Из сказанного следует вывод о том, что срединно-океанические хребты характеризует особый тип земной коры, отличающийся повышенной плотностью и поступлением материала из мантии. Мы предложили (вслед за Г. Б. Удинцевым, 1972) назвать этот тип земной коры рифтогенальным. Таким образом, каждой из выделен-

ных планетарных морфоструктур свойствен особый тип земной коры: подводным окраинам материков — материковый, ложу океана — океанический, переходной зоне — геосинклинальный, срединно-океа-ническим хребтам — рифтогенальный. Срединно-океаническим хребтам присущи также интенсивный вулканизм и высокая степень сейсмичности.

Структура срединно-океанических

хребтов по простиранию неоднородна.
Участки с резко выраженной рифтовой
структурой чередуются с огромными сво
дообразными вздутиями, где господствую
щим типом геодинамики является вулка
низм. Здесь возникают крупные лавовые
плато, к этим участкам приурочены ос
новные группы вулканов. В Атлантичес
ком океане такими районами являются
Исландия, Азорское плато, сводовое под
нятие района островов Тристан-да-Кунья
и Гоф. Вулканизм по составу магмы —
исключительно базальтовый, ультраоснов
ные породы образуют так называемые
протрузии, т. е. «холодные» блоки, выдав
ленные в вышележащие слои земной коры.
Сейсмичность срединно-океанических

хребтов также имеет свои специфические черты. Здесь распространены исключительно поверхностные землетрясения с глубинами очагов не более 30—50 км.

Ложе океана.Рельеф ложа океана характеризуется сочетанием обширных котловин и разделяющих их поднятий. Дно котловин отличается почти повсеместным распространением холмистого рельефа или рельефа абиссальных холмов. Под абиссальными холмами понимают небольшие подводные возвышения, обычно от 1 до нескольких десятков километров в поперечнике, высотой от нескольких десятков до 500 м. Они образуют скопления, занимающие огромные площади. По представлениям Г. Менарда (1964), абиссальные холмы — вулканические образования. Это либо небольшие вулканы, либо шлаковые конусы, либо мелкие интрузии. Почти всюду они плащеобразно покрыты донными отложениями. Там, где мощность осадков велика, холмистый рельеф дна сменяется волнистыми абиссальными равнинами. Там, где осадки полностью погребают под собой неровности коренного ложа, образуются плоские абиссальные

равнины. Они встречаются редко и занимают не более 8 % площади дна котловин.

Над дном котловин возвышаются подводные горы. Под этим термином понимают отдельно стоящие горы или (в более редких случаях) вершины на подводных хребтах. Подводные горы, как и абиссальные холмы, имеют преимущественно вулканическое происхождение. Некоторые из них столь высоки, что их вершины выступают над уровнем моря и образуют вулканические острова.

Местами в пределах ложа океана обнаруживаются долины, иногда длиной несколько тысяч километров. Образование их предположительно можно связать с деятельностью придонных течений и мутьевых потоков. Поднятия ложа океана и генетически и морфологически неоднородны. Большинство их линейно ориентированы, поэтому их принято называть океаническими (но не срединно-океаническими) хребтами. Они морфологически могут быть подразделены на океанические валы или сводовые хребты, сводово-глыбовые и глыбовые хребты. В большинстве случаев их вершинные поверхности осложнены вулканами. Таков, например, Гавайский хребет, гребень которого образует ряд вулканических гор.

Кроме хребтов выделяются океанические возвышенности, которые отличаются большой шириной вершинной поверхности и относительной изометричностью очертаний (возвышенность Шатского в Тихом океане и др.). Если такая возвышенность очерчивается по краям резко выраженными уступами, ее называют океаническим плато (Бермудское плато в Атлантическом океане, плато Манихики — в Тихом и др.).

Ложе океана асейсмично, т. е. здесь, как правило, не бывает землетрясений. Однако в некоторых хребтах и даже отдельных горах проявляется современный вулканизм (Гавайский хребет и др.). Характернейшей чертой рельефа и тектоники ложа океана являются зоны океанических разломов. Они выделяются линейно ориентированным рельефом горстовых (глыбовых) хребтов и впадин-грабенов, протягивающихся узкой полосой на сотни и тысячи километров (например, зоны разломов в восточной части Тихого океана).

Они пересекают Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия, впадины-грабены образуют глубокие океанические троги, секущие рифтовые и фланговые зоны срединно-океанических хребтов.

ВОДЫ МИРОВОГО ОКЕАНА

Соленость и некоторые физические свойства морской воды.Мировой океан — основное вместилище гидросферы. Морская вода — самое распространенное вещество на поверхности Земли, очень сложный химический раствор, содержащий более 60 различных компонентов, причем соотношение этих компонентов отличается удивительным постоянством. Суммарное содержание твердых растворенных веществ в 1 кг морской воды, выраженное в промилле (°/оо), называется соленостью.

Только 13 элементов Таблицы Менделеева (Cl, S, С, Sr, Na, К, Mg, Вг, В, Si, F, Rb, N) содержатся в морской воде в количестве более 0,1 мг/л. Выделяется очень высокое содержание отдельных компонентов (С1 —19 500 мг/л, Na—-10 833, Mg—1311, S —910 мг/л). Кроме минеральных элементов в морской воде содержится также органическое вещество — около 2 мг/л. В целом соленость — довольно стабильная характеристика вод океана. Средняя соленость Мирового океана от 32 до 37 °/оо на поверхности и от 34 до 35 °/оо в придонных слоях.

Соленость и температура воды определяют плотность воды. Средняя плотность морской воды больше 1, наивысшая характерна для поверхностного слоя в тропиках и придонных вод на больших глубинах. Последнее обстоятельство не столько связано с соленостью, сколько с температурой воды, которая в придонных слоях в открытом океане очень низкая — около 2—4 °, а в антарктических и арктических водах имеет даже отрицательные значения.

По теплоемкости вода уступает только жидкому аммиаку или водороду. Благодаря высокой теплоемкости она долго сохраняет свои температурные характеристики. Так как температура наибольшей плотности соленой воды ниже нуля, конвек-

ционный процесс неограничен, происходит широкий обмен газами и растворенными веществами между поверхностными и придонными водами.

Водный баланс Мирового океана.Ежегодно с поверхности океана испаряется 505 тыс. км ³ воды. Приходную часть баланса составляют атмосферные осадки — 458 тыс. км ³ и речной сток с материков — 47 тыс. км ^J, а также подземный сток. При общем объеме гидросферы, близким к 1420 млн. км ³, лишь очень небольшая часть (примерно 0,04 %) участвует в кругообороте воды, но и этого вполне достаточно, чтобы оказывать огромное воздействие на все физико-географические процессы, протекающие на Земле.

В геологическом прошлом уровень Мирового океана многократно менялся. Это нашло отражение в трансгрессивных и регрессивных сериях отложений, оставленных океаном на материках. Именно эти отложения в основном образуют осадочный чехол материковых платформ. В четвертичное время за счет оледенений и дегляциаций уровень океана менялся в пределах от - 100 до + 10 м. В регрессивные фазы стояния уровня океана, совпадавшие в целом с ледниковыми эпохами, шельф становился в большей своей части сушей, и на нем формировались комплексы субаэральных форм рельефа. Уровень океана, близкий к современному нулевому уровню, достиг около 6 тыс. лет назад в результате послеледниковой трансгрессии. Инструментальные наблюдения (период порядка 200 лет) показывают, что уровень Мирового океана ежегодно повышается, причем в текущее столетие скорость подъема уровня около 1,2 мм/год. Это свидетельствует о несбалансированности бюджета прихода и расхода воды в океане.

Термика вод океана.Как известно, ход температур воздуха над океаном отличается гораздо меньшими амплитудами температур, чем над сушей. Суточные изменения температуры воды на большей части поверхности океана составляют 0,5—1°, годовая амплитуда — несколько градусов (5—10°, в зависимости от широты) .

Самые теплые воды в экваториальной зоне, где максимальные годовые темпера-

туры 26—28 °С. В целом экваториальные и тропические воды хорошо очерчиваются годовой изотермой 25° и лишь восточные окраины Атлантического и Тихого океанов выделяются более низкими температурами.

Средняя температура воды океана 17,5 °С. Самый теплый по этому показателю океан — Тихий (19,4°), самый холодный— Северный Ледовитый ( — 0,75°). Восточные районы океанов в экваториально-тропической зоне холоднее западных. В умеренном поясе в Атлантике соотношение обратное: более теплая вода у восточной окраины.

С глубиной температура воды понижается, причем на некоторой глубине (от 100 до 700 м) отчетливо выделяется слой с очень резким градиентом температур, так называемый главный термоклин. Ниже главного термоклина температура воды понижается очень медленно, достигая в придонных слоях 1—2,5°. В приантарк-тических и арктических водах придонные температуры отрицательные: от ~0,2 до ~1,3°. Ледовый режим Мирового океана определяется тем, что на большей части его поверхности температура воды в течение всего года выше точки замерзания соленой воды, поэтому льдообразование возможно только в полярных широтах. В умеренном поясе сезонный ледовый покров устанавливается лишь в немногих, преимущественно мелководных морях. В Антарктике характерно широкое распространение шельфовых ледников. Обламывание края шельфового ледника приводит к образованию плавучих «ледяных гор»— айсбергов. В Арктике образование айсбергов связано с обламыванием краев выводных ледников. Благодаря огромной массе и большой теплоемкости воды айсберги могут сохраняться очень долго и в состоянии достигать в Северном полушарии 50°, а в южном — даже 30° широты.

Поверхностная циркуляция вод Мирового океана.В главных чертах поверхностная циркуляция предопределена общими законами циркуляции атмосферы, которые в свою очередь в большой мере обусловлены вращением Земли вокруг своей оси. В связи с этим так называемые постоянные течения Мирового океа-

на называют геострофическими (от ge — Земля, strophe — вращение).

Пассатная атмосферная циркуляция вызывает в обоих полушариях в субэкваториальных зонах образование пассатных течений, пересекающих океан с востока на запад. При подходе пассатного течения к суше, образующей западный берег океана, оно разветвляется. Ветви, направленные к югу в Северном полушарии и к северу в Южном, питают экваториальные течения, которые в противоположность пассатным направлены с запада на восток. Ветвь северного пассатного течения, идущая к северу, питает самостоятельное течение, которое также постепенно под действием силы Кориолиса и западных потоков воздуха превращается в течение, пересекающее океан с запада на восток (например, Северо-Атлантическое течение). При подходе к восточной окраине океана это течение также раздваивается, давая начало теплому течению, устремляющемуся вдоль края океана на север, и холодному течению, направленному на юг. В южном полушарии южная ветвь образуется при раздвоении пассатного течения и формирует поток теплых вод, устремляющийся к югу.

Еще южнее, в поясе сплошного водного пространства, опоясывающего Землю в пределах 40—50° южной широты, под действием присущей этим широтам западной воздушной циркуляции возникает мощное трансокеаническое течение Западных ветров, которое вблизи окончаний южных материков образует ответвления в виде холодных течений — Перуанского, Бенгельского и Западно-Австралийского.

В целом течения образуют систему круговоротов циклонического и антициклонического характера, закономерно с севера на юг сменяющих друг друга. В северной части Атлантического океана в одном из таких круговоротов участвует также сток холодных вод из Северного Ледовитого океана, в южной — циркуляционный круговорот образуют антарктические воды под влиянием местной циклонической циркуляции воздушных масс (рис. 85).

Границы между круговоротами образованы так называемыми гидрологическими фронтами, которые представляют со-

502 .

Рис. 85. Круговорот течений в Атлантическом океане (по Булатову, 1977): / — течения, 2 — гидрологические фронты (СТФ — северный тропический фронт, начальной буквой обозначены соответствующие южные фронты), 3 — зоны дивергенции, 4 — зоны конвергенции вод

в круговоротах

бой зоны раздела с резко выраженными градиентами гидрологических характеристик. Распределение течений на поверхности океана обусловливает в одних зонах схождение потоков воды, а в других — расхождение их. Первые называются зонами конвергенции, вторые — зонами дивергенции. В зонах конвергенции возникает избыток вод, вызывающий уход вод на глубину, а в зонах дивергенции расхождение поверхностных потоков создает благоприятные условия для восходящих движений глубинных вод. Эти зоны подъема глубинных вод на поверхность называются апвеллингами. Они возникают также в результате действия мощных сгонных ветров, которые систематически удаляют прогретые поверхностные воды и создают условия для подъема холодных глубинных вод.

Благодаря пассатам и пассатным течениям западные периферийные районы океанов получают больше воды, чем восточные. Экваториальное течение не в состоянии полностью выровнять эти различия. В результате в подповерхностном слое глубин возникает дополнительный отток излишков воды, направленный с запада на восток. Образуются своеобразные подповерхностные течения. Они существуют в Индийском, Тихом и Атлантическом океанах. Это течения Кромвел-ла, Тареева и Ломоносова.

Волновые движения в океане.Среди разнообразных движений, которым подвержена водная толща океана, важное место занимают волновые движения, а среди них — ветровое волнение и приливо-отливные движения.

При воздействии воздушных потоков на поверхностный слой морской воды в нем возникают колебательные волновые движения. Это и есть ветровое волнение. Интенсивность волнового движения оценивается энергией волн, которая находится в прямой квадратической зависимости от высоты волны. Чем сильнее и устойчивее ветер, тем значительнее волнение. В открытом море волнение может быть уподоблено движению частиц по круговым замкнутым орбитам, особенно тогда, когда вызвавший его ветер стих, а колебательное движение воды (так как она обладает вязкостью) еще продолжается, но в более упорядочен-

ном виде. Такие волны называют волнами зыби. Однако по мере приближения к берегу, где глубина может быть меньше, чем глубина проникновения волновых движений в толщу воды ', «правильная» волна начинает деформироваться. Орбита уплощается, приобретает неправильные эллип-сообразные, «караваеобразные» очертания, т. е. снизу орбита уплощается больше. В результате устанавливается и неравенство орбитальных скоростей в верхней и нижней частях орбит.

Интенсивность волнения определяется интенсивностью ветра, следовательно, различия в интенсивности и характере ветрового волнения имеют зональные черты. Наиболее бурными являются зоны западной циркуляции и здесь же воздействие ветрового волнения на берега наиболее значительно. Зоны действия пассатов характеризуются умеренным ветровым волнением, но в них широко представлены волны зыби, источниками которой являются сильные ветровые волнения зон западной воздушной циркуляции. Экваториальная зона отличается наиболее слабым ветровым волнением.

Периодические приливно-отливные движения воды в океане, обусловленные силами притяжения Луны и Солнца, также представляют собой волновые движения. Это волны очень большой длины и большого периода. В зависимости от ряда условий в разных районах побережья Мирового океана отмечаются полусуточные и суточные приливы. Кроме того, различаются правильные и неправильные приливы. Наиболее распространены неправильные приливы, т. е. такие, при которых продолжительность прилива и отлива неодинакова. Обычно время прилива меньше, чем время отлива. Это определяет неравенство скоростей приливных и отливных течений.

Энергия приливной волны, как и ветровой, определяется квадратом высоты волны. Высота прилива в различных районах океана неодинакова. В открытом океане она несколько больше 1 м, в прибрежной

¹ Эта глубина обычно равна '/а—'/₂ длины волны. Под длиной волны понимают расстояние между гребнями (или подошвами) двух соседних волн.

полосе, где на высоту прилива оказывают огромное влияние изменение глубин моря и конфигурация берега, она от места к месту обнаруживает большие различия. Самый высокий прилив в заливе Фанди (18 м), в СССР высота прилива более 10 м отмечена в Мезенской губе (Белое море)', а также в Пенжинской губе в Охотском море.

Вертикальное перемешивание океанских вод.В динамике вод и в жизни океана огромная роль принадлежит вертикальной циркуляции. Главными факторами перемешивания океанских вод являются волны, приливо-отливные движения, постоянные течения, а также плот-ностной фактор. Плотная холодная вода, воды с повышенной соленостью имеют тенденцию к опусканию на глубину. Опускаясь, они вытесняют глубинные воды, которые начинают подниматься. Воды опускаются также в зонах конвергенции и поднимаются в зонах дивергенции. Ап-веллингу способствует также эффект ветрового сгона поверхностных вод.

Опускание поверхностных вод на глубину и подъем глубинных вод на поверхность океана имеют огромное значение. При погружении поверхностных вод обеспечивается аэрация глубинных слоев водной толщи. Это способствует развитию жизни в океане на любой глубине. Вместе с тем аэрация обусловливает развитие окислительных процессов на дне океана. Подъем глубинных вод обусловливает приток биогенных веществ к поверхности, стимулирующих пышное развитие жизни в зонах апвеллинга. При опускании сильно выхоложенных арктических и особенно антарктических вод образуется система донных течений, которые играют очень важную роль в переносе осадков, построении аккумулятивных форм рельефа на больших глубинах, а иногда и в эрозии дна. Эти же воды формируют донные водные массы в океане.

Вертикальное перемешивание морских вод осуществляется в процессе конвективного обмена между слоями воды, имеющими разные плотностные и температурные характеристики. Горизонтальное и вертикальное перемешивание—основной механизм перераспределения температуры и солености.

Течения, идущие из областей, хорошо прогревающихся, не только теплые, но и более соленые. Общеизвестно влияние теплых течений на климат поверхности океана и прилегающие районы суши. Холодные течения вызывают отрицательные климатические аномалии. Подповерхностные течения в экваториальной зоне Атлантического, Тихого и Индийского океанов могут рассматриваться как пример взаимообусловленных горизонтальной и вертикальной циркуляции океанских вод: конвергенция обеспечивает погружение излишков вод на глубину, а сила Кориолиса и стоковый эффект вызывают латеральное движение в восточном направлении.

Понятие о водных массах. Врезультате динамических процессов, протекающих в толще океанских вод, устанавливается более или менее устойчивая стратификация, происходит обособление так называемых водных масс. Водная масса — это воды, отличающиеся присущими им консервативными свойствами (температура, плотность, соленость), приобретенными ими в определенных районах и сохраняющимися в пределах всего пространства, которое они занимают.

Водные массы разделяются на поверхностные, промежуточные, глубинные и придонные (см. рис. 70). Основные типы водных масс делятся на подтипы. Так, поверхностные водные массы делятся на экваториальные (Э), тропические (СТ и ЮТ), субарктические (СбАр), субантарктические (СбАн), антарктические (Ан) и арктические (Ар).

Поверхностные водные массы наиболее изменчивые по своим характеристикам и наиболее подвижные, так как все время находятся в непосредственном контакте с атмосферой. Толщина слоя поверхностных водных масс 200—250 м.

Промежуточные массы выделяются в полярных областях повышенной температурой, а в умеренных и тропических широтах — пониженной или повышенной соленостью. Нижняя их граница лежит на глубине 1000—2000 м. В них также выделяется ряд подтипов. Основная часть промежуточных вод формируется путем трансформации опускающихся поверхностных вод в зоне субполярной конвергенции. Они перемещаются с меньшими скорос-

Рис. 86. Водные массы в Атлантическом океане (по меридиональному разрезу: от

60° с. ш. до 70° ю. ш.): / — поверхностная, // — промежуточная (а — антарктическая, б — субантарктическая, в — северо-атлантическая); /// — глубинные (а — циркуляционная, б— северо-атлантическая, в — южно-атлантическая); IV — донные (о — антарктическая, б — северо-атлантическая)

тями, чем поверхностные воды, и главным образом в направлении от субполярных областей к экватору.

В северных частях Атлантического и Индийского океанов промежуточные воды образуются на поверхности в областях высокого испарения. Благодаря испарению поверхностные воды становятся избыточно солеными и более плотными. В результате они погружаются и становятся промежуточными водными массами. В этих районах промежуточные водные массы формируются также в результате стока в океан избыточно соленых вод из Средиземного и Красного морей (рис. 86).

Глубинные водные массы образуются в высоких широтах в результате перемешивания поверхностных и промежуточных водных масс и охлаждения их на шельфах. Из-за низкой температуры они очень плотные, поэтому сползают по шельфу, затем по материковому склону и растекаются в котловинах в направлении к экватору. Нижняя граница глубинных вод лежит на глубине 4—4,5 тыс. м. Температуры глубинных вод 3—5 °С, соленость до 35%.

Придонные водные массы отличаются наиболее низкими температурами и наибольшей плотностью. Они образуются за счет дальнейшего опускания глубинных вод и главным образом благодаря выхолаживанию вод на шельфах Арктики и Антарктики. Эти воды испытывают значительные горизонтальные перемещения, образуют на дне систему донных абиссальных течений, общее направление кото-

рых в большой степени контролируется рельефом дна.

Итак, воды океана находятся в непрерывном движении, основным источником энергии которого являются приток энергии из атмосферы и ротационная сила Земли. В самых крупных чертах динамика поверхностных вод имеет зональный характер, с глубиной влияние зональности сглаживается. Динамика вод океана — важнейшее условие, обеспечивающее развитие жизни и определяющее геологические процессы в океане.

жизнь

В МИРОВОМ ОКЕАНЕ

Основные компоненты биосферы в океане.Океан — среда обитания различных организмов. В океане обитает около 150 тыс. видов животных и более 15 тыс. видов растений. Особенно много одноклеточных организмов, в частности одноклеточных водорослей. Они составляют до 80 % всей фитомассы океана. Еще недавно богатство и обилие органического мира в океане резко переоценивалось. По современным уточненным данным на долю океана приходится около 40 % первичной продукции и не более 0,5 % всей биомассы нашей планеты.

По условиям обитания все морские организмы подразделяются на планктон, бентос и нектон. Планктон включает в себя многочисленные виды одноклеточных водорослей, из животных — различных простейших, рачков, некоторые виды червей, кишечнополостных и моллюсков. Организмы планктона не имеют органов активного плавания и перемещаются в буквальном смысле по воле волн и течений. В состав планктона входят кремнистые организмы (диатомовые водоросли и радиолярии), известковые организмы (водоросли кокколитофориды), из простейших — фораминиферы.

К бентосу относятся различные животные и растения, живущие либо на поверхности морского дна, либо в донном грунте. Это различные водоросли, морская трава (представители цветковых растений), многие виды моллюсков, ракообразные, черви, иглокожие, некоторые простейшие. К бен-

и продукции основных групп населения океана,

млрд. т (по Богорову, 1969; Суетовой, 1976)

Экологические	Био-	Про	Отно-
группы	масса	дукция	шение
Фитобентос	0,2	0,2
Фитопланктон	0,9	240,0
Зообентос	16,6	3,0	0,2
Зоопланктон	21,2	!5,0	0,7
Нектон	1,0	0,2	0,2

тосным организмам относятся также «об-растатели» — моллюски, губки, водоросли, поселяющиеся, в частности, на поверхностях искусственных сооружений. Многим бентосным свойственны явления симбиоза (например, одноклеточная зеленая водоросль зооксантелла, поселяющаяся в полости живых коралловых полипов).

Нектон объединяет всех морских животных, активно перемещающихся в воде или по ее поверхности. Это рыбы, морские млекопитающие (китообразные, ластоногие), некоторые представители моллюсков (осьминоги, кальмары, каракатицы и др.), рептилий (коралловые змеи, черепахи и др.). Хотя нектон представлен преимущественно крупными животными, его биомасса в 23 раза меньше суммарной биомассы планктона. Таким образом, роль нектона, планктона и бентоса как по биомассе, так и по продуктивности неодна-значна (табл. 25).

Распространение жизни в океане.В океане выделяются две области жизни — пелагиаль (поверхность воды и водная толща) и бенталь (дно океана). В пела-гиали наиболее населена верхняя 50-метровая толща воды, но и здесь жизнь распространена неодинаково. Ближе к берегу она несравненно более обильна, чем в открытом океане. В бентали также большая часть жизни сосредоточена на малых прибрежных глубинах. На 7,6 % площади океана, лежащей на глубине менее 200 м, сосредоточено 59 % всей биомассы океана, на ту часть океана, которая имеет глубины от 200 до 3000 м (17,2 % площади), приходится 31,1 % биомассы, а на ту часть океана, где глубины более 3 тыс. м (75,9 % площади океана),— только 9,5 %.

Наиболее яркое представление о закономерностях жизни в океане дает картина распределения первичной продукции на рис. 87. Данные рисунка свидетельствуют о высокой насыщенности жизнью прибрежных вод, а также субполярных вод в обоих полушариях. Повышенным количеством первичной продукции характеризуются приустьевые районы океанов, а также зоны апвеллинга — районы подъема глубинных вод на поверхность океана: Бискайский залив, районы Канарского, Перуанского, Бенгельского течений, районы зарождения пассатов, ветров сороковых широт южного полушария, область муссонной циркуляции в северной части Индийского океана.

В умеренных широтах в процессах обогащения поверхностной водной толщи биогенными элементами большое значение имеют сезонные изменения температуры воздуха и воды. Зимние холодные воды с начала прогрева опускаются на глубину, вызывая подъем глубинных вод к поверхности. Этот процесс обеспечивает расцвет жизни, например, в северных районах Атлантического океана, в таких классических рыбопромысловых районах, как Ньюфаундлендская банка, Норвежское море, пригренландские воды и др.

Участки устойчивого опускания вод — области конвергенции — бедны жизнью. Мала первичная продукция в тропических водах открытого океана.

Во-вторых,

Мы уже упоминали о том, что за последние десятилетия произошел существенный пересмотр широко распространенных ранее представлений о безграничных биологических ресурсах океана. Во-первых, выяснилось, что общая масса живого вещества на Земле в 4—5,5 раза меньше, чем предполагал В.И. Вернадский,—

2,5- 10 т вместо

суммарная масса живого вещества на суше в 750 раз больше, чем в океане. Из всей годовой продукции фитомассы, оцениваемой в 219 млрд. т, 84 млрд. т приходится на леса суши. Это вдвое больше всей годовой продукции фитопланктона в океане. Плотность живой биомассы густонаселенных районов Мирового океана меньше или равна плотности населения пустынь и полупустынь суши (от 0,2 до 1,2 кг/м ²).

Рис. 87. Распределение первичной продукции (С мг/м² в день) в океане (по Кобленц-Мишке и др., 1970): / — меньше 100, 2 — от 100 до 150, 3 — от 150 до 250, 4 — от 250 до 500, 5 — более 500 (С — органический углерод)

Биогеоценозы Мирового океана. Всоответствии с определением биогеоценоза суши В. Н. Сукачева (1945) можно предложить следующее определение океанического биогеоценоза: биогеоценоз в океане — это участок поверхности океана, его дна или объем водной толщи, в пределах которого биоценоз и отвечающие ему части внешних оболочек Земли {гидросферы, атмосферы, литосферы) однородны, связаны однородными взаимодействиями и образуют единый взаимообусловленный комплекс.

Л. А. Зенкевич (1970) различает следующие макробиогеоценозы в Мировом океане. В пределах пелагиали как биогеоценоз он выделяет поверхностную пленку воды, населенную представителями ней-стона — организмами, обитающими на поверхностной пленке, и плейстона — некоторыми животными, ведущими полуподводный образ жизни (физалия и др.). Далее идет эвфотический слой — продуцирующий слой, населенный фитопланктоном и сопровождающими его представителями других групп (зоопланктон, нектон). Под этим слоем идет зона зоопланктона, охватывающая большую часть водной толщи, и, наконец, . придонный слой.

В пределах бентали выделяется биогеоценоз литорали, характеризующийся растительно-животными сообществами, приспособленными к переменному режиму уровня моря и к условиям максимальной подвижности водной среды. Далее следует зона фитозоогеоценозов, соответствующая той части шельфа, которая лежит на глубинах, еще позволяющих селиться представителям фитобентоса. Она сменяется батиалью, где растительность уже отсутствует. Однако населенность дна остается значительной, чему, очевидно, способствует еще значительная, свойственная внешнему шельфу и материковому склону подвижность вод, облегчающая приток питательных веществ. Следующий макробиогеоценоз —^абиссаль с ее редким бентальным населением, приспособленным к условиям большого давления, низких температур, с преобладанием организмов, питающихся грунтом, с бедным видовым составом. Особый биогеоценоз образует ультраабиссаль (гипабиссаль) — мир глубоководных желобов с крайне резко вы-

раженной адаптацией очень немногочисленных представителей животного мира к наиболее тяжелым жизненным условиям этой части Мирового океана.

Формирование морских биогеоценозов контролируется тремя группами факторов: косными, биокосными и биологическими. К косным факторам относятся условия освещенности, температура, газовый состав, соленость, плотность, давление воды, ее прозрачность, особенности циркуляции вод, физические и химические свойства грунта, «эффект гравитации», рельеф дна. К биокосным факторам относятся биогенные элементы, содержащиеся в морской воде, которые могут быть извлечены и использованы организмами для их Жизнедеятельности, а также органические вещества, растворенные в воде и содержащиеся в грунте. Биологические факторы — это качественный и количественный состав фауны и флоры, физиологические и биохимические свойства организмов, входящих в состав биогеоценозов, трофические связи, способы размножения и раннего развития, плотность населения.

Биогеографические области Мирового океана.Океан по особенностям органического мира делится на биогеографические области. Отсутствие резких границ, непреодолимых преград и постепенность смены жизненных условий на поверхности Мирового океана способствуют тому, что эти области в значительной степени совпадают с определенными физико-географическими зонами или включают несколько зон (Воронов, 1963). Биогеографические области в океане — это очень крупные экваториальные единицы, далеко выходящие за пределы понятия «область» в его обычном географическом понимании.

В Мировом океане выделяются следующие биогеографические области: Антарктическая, Северо-Тихоокеанская, Северо-Атлантическая, Тропика- Индотихоокеан-ская и Арктическая (рис. 88). Каждая из них, в свою очередь, подразделяется на литоральную (прибрежную) и пелагическую подобласти. В Антарктической области нередко выделяют также Нотальную биогеографическую подобласть.

Обширная Антарктическая область сходна по природным условиям с Арктической в своей южной части

150 120 90 60 30 0 30 60 90 120 150 180 150 120 90 60 30 0

150 120 90 60 30 0 30 60 90 120 150 180 150 120 90 60 30 0

Рис. 88. Биогеографические области в Мировом океане (по Воронову, 1963) (циркумполярная Антарктическая под- котик, сивуч, калан, китообразные. Из

область) и с бореальными в северной части (Нотально-антарктическая подобласть). Среди рыб, имеющих промысловое значение, наиболее характерны нототениевые. Из млекопитающих эндемичны южный и малый киты и некоторые виды ластоногих.

Северо-Атлантическая и Се-в е р о-Т и х о о к е а н с к а я или Б о реальные области соответствуют субарктическим и умеренным условиям температур воздуха и воды. Растительный и животный мир гораздо богаче, чем в Арктической и Антарктической областях, продуктивность его высока. Здесь сосредоточены важнейшие рыбопромысловые районы. Из рыб для Северо-Атлантической области наиболее характерны треска, пикша, сайда, различные камбаловые, в более южных районах — губан, кефаль, султанка. Типичны крупные ракообразные — омары, лангусты, креветки. Из млекопитающих характерен тюлень-лысун, из птиц — чайки, кайры, гагары, чистиковые.

В Северо-Тихоокеанской области важнейшее промысловое значение имеют лососевые рыбы, дальневосточная сардина, а из беспозвоночных—камчатский краб. Характерные млекопитающие — морской

птиц наиболее распространены различные чистиковые.

Т ро п и ко-А т л а н т и ч е с к а я и

Тропико-Индотихоокеанская области имеют сходные природные условия, обусловливаемые их экваториально-тропическим положением, постоянно теплыми водами, хорошей освещенностью. В этих областях в наибольшей степени проявляется различная плотность заселенности прибрежных вод и пелагиали, особенно тех ее частей, где господствует антициклональная циркуляция, обусловливающая опускание вод. Плотность населения здесь ниже, чем в бореальных областях, за некоторым исключением, но видовой состав наиболее разнообразен. Из рыб характерны различные акуловые, скаты, летучие рыбы, сростночелюстные (еж-рыба), тунцы и др. Только в пределах этих областей развиты колониальные кораллы, создающие совершенно специфические литоральные биоценозы. Особенно характерны они для Индотихоокеанской области. Из млекопитающих в Тропико-Ин-дотихоокеанской области специфичны дюгонь, малый кашалот, дельфиновые; в Тропико-Атлантической — ламантины. Из птиц — фаэтоны и фрегаты.

Арктическая область характеризуется постоянно низкой температурой воды, ледовым покровом, относительно малой соленостью. Состав фауны и флоры бе-.ден, продуктивность организмов невелика. Только в летнее время у кромки льдов развивается обильный фитопланктон, соответственно возникают условия и для развития зоопланктона и других животных. В это время у кромки льдов много промысловой рыбы, появляются тюлени, китообразные, моржи, белые медведи. Центральная часть Арктической области всегда покрыта льдами и наиболее бедна по видовому составу и биомассе.

Географическое распространение растительных организмов обнаруживает определенную приуроченность к тем или иным биогеографическим областям различных групп. Так, диатомовые водоросли особенно обильны и разнообразны в Но-тально-Антарктической подобласти и в северной части Бореально-Пацифической области. Ламинариевые также наиболее типичны для Северо-Тихоокеанской и Антарктической областей, а саргассовые — для тропических областей. Для последних характерны также разнообразие и обилие известковых водорослей.

ДОННЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ МИРОВОГО ОКЕАНА

Поступление осадочного материала в океан.Донные отложения служат той экологической средой, в которой живут бен-тальные животные и растения. Они могут быть в какой-то мере уподоблены почвам на суше — также служат для бентальных организмов источником питания, в них происходит накопление органического вещества, они образуют поверхность, на которой поселяются донные организмы.

Донные отложения формируются из мелких твердых минеральных частиц, которые называют осадочным материалом. Происхождение осадочного материала различно. Часть его представляет результат разрушения горных пород, слагающих сушу. Это терригенный материал. Он выносится в океан реками, ветром, льдом (береговым припаем и айсбергами) или образуется в результате абразии берегов

и дна. Значительная часть осадков представлена вулканогенным (пирокластиче-ским) материалом. Важную роль в пополнении осадочного материала играет отмирание морских организмов, имеющих скелеты или покровы из кремнезема и извести. Это биогенный осадочный материал. Есть осадочные частицы, образующиеся в результате химических процессов, протекающих в морской воде или на морском дне. Их называют хемогенным или аути-гённым материалом. Нередко понятие «аутигенный» распространяется и на биогенные частицы. Так, говорят «аутигенный кремнезем», «аутигенный карбонат кальция». Небольшое количество осадочного материала является космическим. Это метеоритная пыль, образующаяся в результате сгорания метеоритов в атмосфере и оседающая на дно океанов. Приблизительная оценка поступления осадочного материала различного генезиса дана в табл: 26.

В течение значительного времени большая часть осадочного материала пребывает во взвешенном состоянии в морской воде. В бассейне Мирового океана одновременно находится около 1370 млрд. т взвеси. При указанной выше величине поступления осадочного материала в океан среднее пребывание осадочных частиц в состоянии взвеси около 60 лет. Еще дольше, и далеко не полностью, мобилизуется в осадок растворенный сток. Некото-

Таблица 26. Поступление осадочного материала в океан (млрд. т/год)

		Ко-
Источники осадочного	ли-че-	Автор
материала		ст-
		во
Твердый сток рек		18,3	Бондарев,
Растворенный сток	рек	1,2	Лисицын,
Твердый сток ледников	1,2	Лисицын,
Эоловый принос		2,0	Бондарев,
Абразия		0,9	Бондарев,
Вулканы		1.7	Бондарев,
Живые организмы	(био-
генный материал	— из-
весть, кремнезем)		1,8	Лисицын,
Всего.		27,3

Таблица 27. Классификация морских отложений по генезису и вещественному составу

			Содержание
	Группы осадков	Типы осадков	определяющего
			компонента
1.	Терригенные (обломочные и
	глинистые)
2.	Биогенные (органогенные)	Кремнистые	SiO₂ более 10 %
		а) диатомовые
		б) диатомово-радиоляриевые
		в) губковые
		Карбонатные	СаСОз более 10%
		а) фораминиферовые и кокколитово-фора-
		миниферовые
		б) птероподово-фораминиферовые
		в) кораллово-водорослевые
		г) ракушечные
3.	Пирокластические
	(вулканогенные)
4.	Полигенные	Глубоководная красная глина
5.	Аути генные	Глауконитовые
		Оолитовые	СаСОз более 50 %
		Железо-марганцевые конкреции	Fe₂O₃ более 30 %
			МпО более 10 %

рая часть выносимого реками материала накапливается в береговой зоне в виде наземных аккумулятивных форм (дельт, а также различных кос, пересыпей и др.) и таким образом может принимать лишь ограниченное участие в донном осадкообразовании. Из материала, оседающего в береговой зоне морей и океанов, формируется особый вид морских отложений — морские наносы, имеющие важное значение в рельефообразовании в береговой зоне.

Типы морских отложений.Морские отложения, образующиеся в результате сложного процесса разноса, дифференциации и аккумуляции осадочного материала на дне морей и океанов, можно классифицировать по крупности составляющих их частиц, по их генезису и вещественному составу (табл. 27).

По содержанию определяющего компонента выделяют слабоизвестковистые (10—30%), известковистые (30—50%), сильноизвестковистые (более 50%), слабокремнистые (10—30%), кремнистые, сильнокремнистые отложения.

Терригенные отложения. Их обычно классифицируют по гранулометрическому составу. Как особую разновид-

ность терригенных отложении выделяют айсберговые отложения. Они образуются из осадочного материала, выпадающего на морское дно при таянии айсбергов, и наиболее характерны для антарктических вод Мирового океана. Айсберговые осадки отличаются очень низким содержанием извести, органического углерода, плохой сортировкой и разнообразием гранулометрического состава. Особо выделяются также терригенные отложения Северного Ледовитого океана, образующиеся из осадочного материала, выносимого реками, с примесью ледового минерального материала, поступающего с айсбергами, речными льдами и льдами «берегового припая». Особую группу отложений образуют тур-бидиты — осадки мутьевых потоков, большей частью также имеющие терригенный состав.