учебники / Гаврилов В.П. «Общая и историческая геология и геология СССР»
.pdfГлубоководные котловины окраинных .морей представляют
собой обширные депрессии с плоским или слаборасчлененным
дном. Форма окраинных морей чаще всго изометричная, оваль ная, а глубина составляет 3-5 км. Различают два типа котло вин окраинных морей. Первые располагаются между материко
вой отмелью континентов и островной дугой |
(Охотское, Берин |
|
гово, Южно-Китайское, Коралловое |
моря), |
вторые ограничены |
с внешней и с внутренней стороны |
хребтами островных дуг |
(Филиппинская, Севера- и Южно-Фиджийская котловины). Островные дугиэто система надводных и подводных гор
ных хребтов, приуроченных к единому цоколю. Обычно хребты имеют дугообразную форму с различным радиусом кривизны, однако встречаются и почти прямолинейные формы (Тонга
J:(ермадек, Колвилл-Лау). Протяженность островных дуг ко леблется от 1000-2000 км (Курильская, Марианская) до 3000-4000 км (Тонга-Кермадек, Кюсю-Палау). Обычно ост
ровные дуги образуют специфические островодужные системы, состоящие из несколько конформно изогнутых островных дуг и подводных поднятийаккреционных призм (линз). Послед
ние занимают внешнее положение в системе островной дуги.
Они состоят из пакетов деформированных океанических глубо
ководных осадков, сорванных с океанической плиты, погружаю
щейся под островную дугу. В рельефе дна аккреционная призма выражена дугообразным подводным поднятием, обра зующим иногда серию невулканических островов перед фрон тальной островной дугой (рис. 29).
Глубоководные желоба пространственно тесно связаны с ост
ровными дугами и расположены вдоль их фронтальных скло
нов, обращенных в сторону океана. Этосвоеобразные морфо
структуры переходной зоны. В рельефе океанического дна глу боководные желоба выражены прогибами длиной в несколько
тысяч километров (Перуано-Чилийский желоб-более 6000 км),
при ширине в пределах 20 км (по изобате 5,5-6 км). В попе
речном сечении глубоководный желоб имеет несимметричную
V-образную форму. Крутизна наклона склонов желоба раз
лична: со стороны островной дуги он более крутой ( 10-25°),
а со стороны океанаболее пологий (3-8°). С глубиной кру
тизна склонов возрастает, иногда склоны переходят в почти от
весные уступы.
Океаническое ложенаиболее обширная по площади часть
дна Мирового океана, занимающая 194,81 млн км2 (54 %).В со
ставе его рельефа выделяют глубоководные равнины и разде
ляющие их океанические поднятия.
Глубоководные (абиссальные) равнины располагаются
между материковым подножием (атлантический тип окраин)
или глубоководными желобами (тихоокеанский тип окраин) и ~11стемой срединно-океанических хребтов в пределах глубин
111
з5арбадосс~"й
•р•бет
20
30
H,t'iM
Рис. 29. Схематическое строеиве островодужней снетемы (на nримере Малой
Антильской островной дуги):
1 - островнаfl дуга; 2 - океанические и морсю1с осадю1; З- океаническая кора; 4 -
контуры аккрецианной призмы; 5 - грязевые вулканы D пределах аккрецианной призмы:
б- сбросы; 7 - нанравления погружсн1ш океанической плиты под островную дугу
4-6 км. Наиболее мелководные равнины известны в Северной
Атлантике (2,6-3,1 км), а наиболее глубоководные- в Тихом
океане (до 6,9 км). Строение глубоководных равнин осложнено
подводными горами и холмами. Под подводной горой понима
ется одиночная вершина высотой более 500 м; вершины высо
той 500 м и менее относят к подводным холмам. В зависимости
от происхождения выделяют вулканические и глыбовые под
водные горы. Подводные вулканы чаще всего представлены
плосковершинными конусами, названными гайотами, или гайо.
В зоне сочленения глубоководных котловин и глубоководных
желобов располагаются внешние, |
или краевые валы. Их высота |
не превышает 500 м при ширине |
300-500 м. Поперечное сече |
ние асимметрично: склон, примыкающий к глубоководному же лобу, выше и круче.
Океанические поднятия разделяют глубоководные равнины на отдельные котловины. Форма поднятий различнаот изо метрических (Бермудское поднятие, поднятие lllатского) до ли нейно-вытянутых хребтов (Китовый, Восточно-Индийский, Мальдивский, Jiайн, Гавайский). Рельеф поднятий расчленен,
переnад высот составляет 2 км и более.
Срединно-океанические хребты протягиваются по дну океа нов непрерывной цепью на расстояние более чем 60 тыс. км, об щая площадь их 55,18 млн км2 ( 15,2 % площади Мирового океана). Рельеф срединно-океанических хребтов резко расчле
нен, причем по мере удаления от оси горные шпили сменяются
зонами холмистого рельефа и в районе сочленения с глубоко
водными равнинами еще более выполаживаются. Хребты со
стоят из горных систем и разделяющих их долинаобразных де
прессий, вытянутых в соответствии с общйм простиранием. Вы
сота отдельных горных вершин достигает 4 км, общая ширина
срединно-океанических хребтов колеблется от 400 до 2000 к~.
)1~
В центральной осевой зоне срединно-океанических хребтов
высота гор максимальна, они сопряжены с узкой расселиной,
прослеживаемой в центральной части всех хребтов. Это рифто
вая долина Мирового океана. Ее ширина от 10 до 40 км, а от носительная глубина от 1 до 4 км. :Крутизна склонов рифтовой долины составляет 10-40°. Рельеф долины сложный: в преде лах склонов наблюдаются многочисленные системы ступеней;
в центре долины находится значительное количество вулканиче
ских конусов, куполов застывшей лавы (блистеры), лавовых по токов; дно разбито трещинами со смещенными в горизонталь ной плоскости краями (гъяры).
Характерная форма рельефа срединно-океанических хреб
товотдельные сегменты хребтов, вытянутые в широтном на
правлении. Эти формы рельефа связаны с так называемыми трансформными разломами (разломы Чейн, Романш, Вима, Сан-Палау в Срединно-Атлантическом хребте; Кларион, Гала пагосский, Пасхи в Воеточно-Тихоокеанском хребте и др.). Ам
плитуда широтного смещения отдельных сегментов хребтов со
ставляет сотни километров. Максимальная величина смещения (до 750 км) замерена в экваториальных частях Срединно-Ат лантического и Воеточно-Тихоокеанского хребтов.
§ 3. РАЗРУШИТЕЛЬНАЯ РАБОТА МОРЯ
Море производит большую разрушительную работу, которая
выражается в размыве берегов. Ежегодно моря и океаны смы вают до 1,5 км3 грунта. Разрушение берегов происходит не
сколькими способами: непосредственным воздействием прибой ной волны, механическим истиранием берега обломками горных
пород и химическим растворением. Совокупная разрушитель ная работа и составляет Аюрскую абразию.
Ударное воздействие производится прибойной волной в мо мент ее опрокидывания на берег. Оказываемое давление в этом
случае измеряется десятками тонн на 1 м2 . Полная энергия
волны Е вычисляется по формуле:
Е=-~- gpH2,
8
где g - ускорение силы тяжести; р- плотность воды; Н- вы
сота волны.
Таким образом, полная энергия волны пропорциональна квадрату ее высоты. Ударная сила волны Р пропорциональна
ее длине L и выводится из соотношения:
Р =О, lBлL/g.
Только за счет ударной силы волны способны разрушать до вольно прочные породы, непрерывно долбя их своеобразными
t~~
гидравлическими клиньями, возникающими при волновых уда
рах. Так nроисходит гидравлическое выпахивание nороды. Если
же в волне оказываются механические обломки, nоднятые ею со дна (галька, гравий, песок), то разрушительное воздействие резко увеличивается. В этом случае волны абразируют, исти рают крутой берег, пропиливают выемки и трещины, подтачи
вают nороды. Содержание в морской воде различных солей, газов (прежде всего С02) делает ее химически активной, спо
собной растворять породы, слагающие берега. Этот процесс на
зывается галь.миролизо.м.
Скорость разрушения морских берегов зависит от характера
пород (крепости, структуры, текстуры) и особенностей их зале гания. Максимальная скорость разрушения берега, при прочих
равных условиях, в том случае, когда породы падают в сторону
материка, а минимальная, когда лороды падают в сторону
моря. Трещиноватые, слабосцементированные, более выветре
лые лороды разрушаются быстрее массивных, хорошо сцемен тированных образований. Сильнее разрушается та часть берега,
которая попадает в зону приливов и отливов, так как при этом
максимально проявляются процессы выветривания. Морская абразия, действующая на берег постоянно, вначале приводит к образованию волноприбойной ниши, или горловины, которая располагается в основании крутого берега. При разрастании
волноnрибойной ниши в глубь материка вода подмывает крутой
берег до тех пор, nока он не обрушится под действием соб ственной массы. Возникшие обломки формируют намывную тер расу, а крутой берег (клиф) отстуnает в сторону континента.
Создается площадка, называемая волноприбойной террасой,
часть ее сложена nродуктами абразии (намывные террасы), а частькоренными породами берега (абразионная терраса). Если происходит наступление моря на континент, то серия воз никающих последовательно расположенных волноприбойных террас формирует шельф. При отступлении моря волноприбой ные террасы обнажаются. Такие террасы получили название
морских (рис. 30).
Главный результат морской абразии заключается в отступ
лении морских берегов. В некоторых случаях эта скорость из меряется несколькими метрами в год. Например, в период
с 900 г. по 1900 г. периметр берегов о-ва Гельголанд в Север ном море сократился с 200 км до 5 км. В йоркшире, в Англии,
берег отступает со скоростью от 1 до 3 м в год. Потери со вре
мен римских завоеваний оцениваются эдесь в виде полосы суши
шириной до 4 км. В Советском Союзе сравнительно быстрому
разрушению подвергаются |
северные, крутые берега |
Черцого |
моря. В районе г. Одессы за последние 50 лет берег |
отступил |
|
на 45 м в глубь материка, |
а в районе г. Сочн э~ последние |
|
20 летна 15-40 м. |
|
|
114
|
Лерduчна.~r пoleprнocDtь' |
|
|
|
|||
|
-------, |
|
|
|
|
||
|
|
|
~ ВмноприО01lнан ниша |
|
4} 11 n |
||
Xлutp |
|
|
..,--;.-;:;_.:::J.-(гопло8ина) |
|
п |
||
(аоращонныЦ ~~~~~==,_====~~=.. |
ttpuлuv оtроdень |
||||||
псm'f!П) |
1 |
"'", |
|
|
ОтлиВ |
&хlы |
|
.,. |
|
|
|
|
лоiJ8о8на.н |
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
аккумул.нти8нан |
|
|
|
|
|
БенчrаОрази |
терраса |
· |
|
онна" терраса;
~7 1:-:-:-:lz
Рис. 30. Схема разрушения морем крутого берега:
1 - коренные породы берега; 2 - продукты морскоА абразии
Для борьбы с абразией проводят специальные мероприятия по укреплению берегов: сооружают дамбы, молы, буны, волно ломы, волнаотбойные стенки, набережные.
§ 4. ТРАНСПОРТИРУЮЩАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРЯ
Морские течения и волны перераспределяют обломочный мате
риал, попавший в море из рек или при собственном разруше
нии берега. Во взвешенном состоянии течения, приливы и от ливы способны переносить сравнительно мелкие частицы. Так,
для переноса глинистых частиц скорость движения воды должна
быть 0,03-0,08 м/с, а для переноса гальки диаметром 5 см не
обходима скорость течения 1,1 м/с и выше. Такая скорость может быть лишь у мощных океанических течений. Например,
Гольфетрим имеет скорость у берегов Флориды до 2,5 м/с. Пе
репое крупных обломков (галька, гравий) возможен также и
приливными течениями, скорость которых достигает иногда
7 м/с. Чаще всего сравнительно крупный обломочный материал вдоль берега переносится под действием косой волны, набегаю щей на берег под острым углом. В этом случае твердые час
тицы двигаются по зигзагообразным траекториям, периодиче
ски приближаясь и отдаляясь от берега. При таком движении даже крупная галька диаметром 5-6 см переносится на мно гие километры, а песокна сотни километров. Так, на побе режье г. Сочи во время штормов зарегистрирована скорость пе редвижения галек до 700 м в сутки, в среднем же она состав ляет здесь 100 м в сутки.
Наиболее. ощутима транспортирующая деятельность моря
при переносе тонкоотмученного материала в виде взвеси. По
оценкам А. П. Лисицына, в воде Мирового океана содержится
около 1370 млрд т взвеси, причем средняя продолжительность
пребывания частиц во взвешенном состоянии 60 лет. Вся эта
115
м:~сса глинистого материала перемещается океаническими те
чениями и при снижении скорости или вследствие других nри
чин осаждается на дно бассейна.
Обломочный материал может трансnортироваться и во
вмерзшем состоянии айсбергамиледовый разнос. Масштабы его незначительны. Более грандиозное явление-мутьевой (сус~ nензионный) nоток, который, зарождаясь на внешней бровке шельфа, сnособен перемещаться к материковому подножию со
скоростью 100 км/ч. Он переносит многие тысячи кубических
метров рыхлых образований.
§5. АI(I(УМУЛИРУЮЩАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРЯ
ВМировой океан ежегодно rюступает 27,1 млрд т осадочного
материала, который nоставляется реками (19,5 млрд т), вулка
нами (1,7 |
млрд т), ветром (2 млрд т), ледниками |
(1,2 млрд. т) |
и собственно в результате морской деятельности |
(2,7 млрд т). |
|
Весь этот |
материал осаждается на морском дне, |
формируя но |
вые осадочные породы морского происхождения. На. долю мор ских отложений приходится 3/4 всех осадочных пород земной коры. Они характеризуются большим разнообразием; их состав
и особенности строения во многом зависят от места формирова
ния, поскольку каждая зона характеризуется своей спецификой
осадкон акоnления.
Осадки литоральной области представлены преимущест
венно обломочным материалом (nесок, гравий, галька). Здесь происходит намывание пляжей, береговых валов, кос. Пляжи nредставляют собой насыnи гальки, гравия или песка, полого спускающиеся в сторону моря. Продолжение nляжа в море об разует косу. Косы, соединяющие между собой острова или другие части суши, называют пересьтью. Длинные прибрежные валы, сложенные преимущественно грубообломочным материа
лом, выделяют как береговые валы, высота их превышает сред нюю высоту волны. Если подобные валы намываются перед за
ливом или лагуной, то их рассматривают как барьерные бары. Они всегда вытянуты параллельна берегу.
В пределах литорали могут накапливаться известняки, со
стоящие из битой ракушки (детритусовый известняк), и угле носные толщи (паралическое, т. е. близкое к морю, угленакоп ление).
Осадки перитовой области также широко представлены об
ломочным материалом, но уже более тонкозернистым. Это
пески, песчаники, глины. Обломочный материал распределяется
здесь по определенной закономерности: грубый материал (галька, гравий, песок) формируется непосредственно у берега
до глубины 20 м (зона взмучивания); алевролиты и алевриты
откладываются на глубинах до 100 м; глины:- на глубинах
116
свыше 100 м (халистатическая зона). В пределах пернтовой об
ласти распространены органогенные породы: известняки-раку
шечники, коралловые известняки. Формирование последних свя
зывают с расселением колониальных кораллов вокруг вулка
нических островов и на подводных поднятиях. После гибели организмов коралловые постройки образуют рифы кольцевой
(атолл) или вытянутой формыбереговые рифы, барьерные рифы. Высота рифовых построек измеряется сотнями метров (высота рифа атолла Бикини- 600 м). В перитовой области
значительным развитием пользуются породы химического про
исхождения, накопившиеся в полузамкнутых бассейнах, от деленных от моря подводным поднятием или рифами. Такие бассейны называют лагунами. Поскольку в них водообмен на
рушен, происходит засоление воды и выпадение хемоrенных
осадков: каменной соли, мирабилита, гипса, ангидрита, доло
мита и др.
Осадки батиальной и абиссальной областей моря относят к пелагическим. Здесь, вдали от берегов, при незначительном
поступлении обломочного материала, осаждаются тонкоотму
ченные глинистые частицы, остатки простейших организмов
и глубоководных водорослей. В соответствии с этим дно ба
тиальной и абиссальной областей Мирового океана выстлано
специфическими зелеными, синими или красными илами,
цвет которым придают минеральные включения: глауко
нит, органика или оксидные соединения железа. Органо
генные породы этих областей океана представлены глоби гериновыми, радиоляриевыми и диатомовыми илами. Первые
сложены микроскопическими остатками простейших орга
низмов; вторыекремнистыми остатками диатомовых водо
рослей.
Характерные осадки батиальной и абиссальной областей
океановтурбидиты, отлагающиеся обычно в пределах мате рикового подножия. Это маломощные (1-100 см) пласты тон козернистых песков и алевритов с укрупнением обломков от
кровли к подошве и слоистой текстурой в кровле. Часто тур
бидиты переслаиваются тонкими пропластками пелагических
осадков. Осадочный материал, из которого состоят турбидиты,
приносится с внешнего края шельфа, с континентального
склона, с помощью суспензионных (мутьевых, турбидитных)
потоков. Мощные накопления подобных осадков известны вдоль
западного побережЬя Северной Америки, где они образуют ог ромные конусы выноса против устьев подводных каньонов. Пре
имущественно турбидитами заполнены, вероятно, периокеаниче
ские прогибы, вытянутые вдоль атлантического побережья Северной Америки. Ряд внутриконтинентальных осадочио-по
родных бассейнов (например, Лос-Анджелес, Вентура в США)
выполнен:w турбидитами.
117
На глубинах 6-8 км известны весьма специфические осадки
океановкрасные глины, происхождение которых оконча
тельно не установлено. Присутствие в ней метеоритной пыли
дает основание предполагать ее космическое происхождение.
Скорость накопления красной глины исключительно медленная
(порядка 5 мм за 1000 лет). Еще одним весьма специфиче
ским видом современных осадков глубоководных частей Миро
вого океана являются железомарганцевые конкреции. Предпо лагают, что эти образования имеют химическое происхождение
ивозникли как стяжение различных металлов вокруг мелких
частиц (песчинка, зуб акулы и т. д.). Железомарганцевые кон креции состоят из гидроксидов железа, марганца, кобальта, ни келя, меди, свинца; присутствуют в них кремний, алюминий,
барий, опал, гётит, рутил и т. д. (всего до 30 элементов). Наи
более широко распространены эти конкреции в Тихом океане, где они занимают площадь 16 млн км2, т. е. на 1 м2 дна при ходится до 10 кг конкреций. Общие их запасы только в Тихом океане оцениваются в 1,66 · 1012 т.
В последние годы благодаря развитию визуальных глубоко водных наблюдений установлено, что в Мировом океане даже
на глубинах 6-7 км может происходить донная эрозия с накоп
лением песчаных и более грубообломочных пород. Такие отло жения выделяют как эдафогенные. Они находятся в стадии изу
чения. Другим экзотическим образованием глубоководных об
ластей Мирового океана является скопление сульфидов, форми
рование которых связывают с гидротермальной деятельностью
океанического дна. В Тихом океане обнаружены сульфидные тела с запасами до 25 млрд т.
Таким образом, разрушающая работа моря непрерывно ком пенсируется накоплением осадков: разрушение крутых берегов в одних местах влечет за собой намывание пляжей, отмелей и даже островов в других. Причем намывающая деятельность
моря не менее грандиозна, чем ее разрушительная работа. В Ка
лифорнии было зарегистрировано намывание пляжей со ско ростью до 600 тыс. т песка в год.
На дне Мирового океана распределение осадков подчинено
некоторым закономерностям: по мере удаления от срединно
океанических хребтов увеличиваются их мощность и возраст.
В рифтовой долине океана осадочные образования практически
отсутствуют, там дно сложено молодыми базальтовыми излия
ниями. В пределах самих хребтов осадки развиты прерывисто,
заполняя ущелья и карманы между горными пиками. Причем толщина осадков не превышает 100 м. На дне глубоководных котловин мощность осадков достигает 500 м, увеличиваясь к бе
регу континентов до 2 км. В некоторых местах материкового
подножия зарегистрированы линзы осадков толщиной до 15 км
(периокеанические прогибы). Велика мощность отложений и Н3
118
дне окраинных морей (до 20 км). В аналогичной последова
тельности меняется и возраст осадочных отложений: в цен
тральных районах Мирового океана они не |
старше 1 млн лет, |
|
а |
по мере приближения к континентам |
достигает 100- |
150 млн лет. |
|
|
5. |
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ |
|
ОЗЕР И БОЛОТ |
|
Озера и болота представляют собой изолированные водные бас сейны. Возникают они при условии близкого залегания от по верхности грунтовых вод. В Советском Союзе 8,3 % всей тер
ритории приходится на озера и болота, из них 1,3 % падает на долю озер и 7 % -на долю болот. Наиболее крупные озера Каспийское (395 000 км2 ), Аральское (65448 км2 ), Байкал
(30500 км2 ) и Ладожское ( 18400 км2 ). Болота распространены на севере нашей страны, в Сибири, в Полесье. Изучением озер занимается наука лимнология (озероведение), болоттельма тология (болотоведение).
§ 1. ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОЗЕР
Озероэто изолированный, иногда слабопроточный водоем, центральная часть которого не покрыта растительностью. Озера
выделяются по размерам, форме, солености, температуре, ха
рактеру осадков и т. д. Наиболее распространена классифика ция озер по происхождению (генезису). С этих позиций выде
ляют озера экзогенного и эндогенного происхождения.
Экзогенные озера возникли за счет деятельности внеш
них сил природы. По характеру углубления, заполненного водой, экзогенные озера делят на котловинные и плотинные. Первые образуются за счет эрозионной деятельности рек, ледников, ветра, подземных вод. В зависимости от этого вы
деляют:
речные озера, созданные речной эрозией; обычно это речные
старицы:
ледниковые озера, образовавшиеся при выпахивающей лед
никовой эрозии (озера l(арелии, окрестностей Ленинграда);
для этих озер характерна вытянутость в сторону движения лед
ника, т. е. в юга-восточном направлении (Ладожское, Онеж
ское и др.); эоловые озера, возникшие в результате выдувающей дея
тельности ветра;
карстовые (провальные) озера, появление которых обуслов лено провалом сводов подземных карстовых полостей (Суксун ское озеро в Предуралье, более 250 подобных озер в СФРЮ) ; эта категория озер развита р карстовых районах, где близко от
JJSI
поверхности залегают легко карстующиеся породы (известняк, гипс, ангидрит и т. д.).
Плотинные озера возникают при подпруживании воды на
отдельных участках земной поверхности. Одна из стенок озер
ного углубления в этом случае является своеобразной плотиной,
которая может возникнуть вследствие обвалов, оползней, под
пора ледниковыми отложениями, в результате изменения на
правления течения рек, отгораживания береговым валом при
брежных участков моря. В зависимости от этого выделяют ла винные (или обвальные), ледниковые, прирусловые или речные
и морские озера.
Лавинные озера образуются в горных областях. Одно из
грандиознейших озер такого типаСарезское, на Памире. На равнинах чаще встречаются ледниковые и прирусловые озера.
Из группы плотинных озер следует особо отметить искус
ственные озера, созданные человеком: Московское, Цимлянское, Куйбышевское, Рыбинское и др.
Эндогенные озера возникли в результате деятельности внут ренних факторов Земли. Они подразделяются на вулканиче
ские, тектонические и реликтовые. Вулканические формируются на месте кратеров древних недействующих вулканов. Такие
озера известны на Камчатке, Курильских островах, в Северной Америке, Африке, Новой Зеландии и др. Тектонические, или
дислокационные озера обязаны своим происхождением текто
ническим движениям, приводящим к образованию расколов и опусканию по ним отдельных блоков коры. Возникают крупные
грабены, заполняющиеся атмосферной или подземной водой.
Классический пример такого типаоз. Байкалсамое глубо кое озеро в мире. Глубина его 1741 м, длина более 600 км, ши рина до 70 км. К тектоническим озерам относятся также Ис сыккуль, Танганьика, Виктория и др. Реликтовые, или остаточ
ные озера возникли при отделении крупных водных прост
ранств от основного материнского моря или океана. К такому
типу озер можно отнести Каспийское и Аральское моря-озера.
В свое время (20-25 млн лет назад) эти водоемы соединялись с Черным, Азовским и Средиземными морями, образуя единый
океанический бассейн.
В зависимости от водного режима озера подразделяют на
проточные (Ладога, Байкал) и бессточные (Арал, Каспий, Бал
хаш); в зависимости от солености различают пресные озера
с |
минерализацией |
около |
1 %0 |
(Ладога, Байкал) и соленые |
с |
минерализацией |
более |
1 °/00 |
(Арал, Каспий, Эльтон, Баскун |
чак).
Органическая жизнь в большинстве озер намного беднее, чем в морях. Из животных организмов наиболее распростра
нены простейшие, моллюски, рыбы; из растенийразличные
водоросли. Известны озера, где органическая жизнь практиче-
!20