Основные особенности подводного рельефа океанов и морей

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

Введение

По мере накопления сведений о рельефе земной поверхности формировались научные представления и о строении дна Мирового океана. Геоморфология морского дна и сегодня является важнейшим средством познания структуры, динамических процессов и истории формирования океана, хранящего тайны развития и эволюции планеты Земля.

Познание геологического строения только материков не давало ответа на вопросы о происхождении земной коры, ее изменении во времени и пространстве, не объясняло даже очевидных закономерностей геометрического совпадения контуров разделенных океаном материков. Обнаружение планетарной системы срединно-океанических хребтов подтвердило гипотезу о спрединге (расширении) морского дна и дрейфе литосферных плит от линий восходящих конвективных потоков мантийного вещества и погружении (субдукции) других участков плит на активных окраинах континентов.

Кроме теоретических основ глобальной тектоники и геологии изучение рельефа дна Мирового океана имело прикладное значение для установления закономерностей размещения донных полезных ископаемых. Эта проблема актуальна для многих стран мира уже сегодня и в будущем будет иметь еще большее значение, поскольку истощение запасов полезных ископаемых в наземных месторождениях, а также ограничение их добычи по экологическим или экономическим показателям, позволяет рассматривать Мировой океан как потенциальный источник важнейших видов сырья в будущем.

Распределение биологических ресурсов Мирового океана также находится во взаимосвязи со строением дна и закономерностями распределения морских глубин. Кроме того, биосфера Земли, зародившись в глубинах океана, и сегодня чутко реагирует на состояние водной оболочки планеты.

Сведения о гипсометрии морского дна имеют практическое применение для навигационных целей, прокладки трубопроводов по морскому дну, учет динамики береговых линий необходим для проектных и строительных работ в прибрежной зоне, для прогноза оползневых и абразионных процессов, особенно для островных государств и прибрежных территорий.

Поскольку в изучении дна Мирового океана существует еще много нерешенных проблем и интересных вопросов, в данной работе на основе анализа литературного материала сделана попытка оценки тех сведений. Которыми науки геоморфология и морская геология располагают сегодня и дана характеристика рельефа дна четырех океанов планеты, позволяющая выделить как общие закономерности, так и особенности в строении отдельных участков Мирового океана.

1. Общие черты рельефа дна Мирового океана

Средняя глубина Мирового океана, покрывающего более 70% земной поверхности, около 4 км. Это ничтожная величина по сравнению с общей длиной земного радиуса (всего 0,06%), но вполне достаточная для того, чтобы сделать дно Мирового океана недосягаемым для непосредственного исследования обычными геологическими и геоморфологическими методами, которыми пользуются при полевых работах на суше. Дальнейшее изучение рельефа морского дна показало ошибочность прежних представлений о монотонности и простоте строения рельефа дна океана.

Одним из важнейших средств познания строения морского дна явилось эхолотирование, которое в течение 40 - 60-х годов нашего столетия достигло больших успехов, и сейчас мы располагаем полноценными батиметрическими картами океанов и морей, не идущими ни в какое сравнение с довоенными морскими картами. В эти же годы появились и некоторые приборы, позволившие хотя бы частично пополнить зрительными впечатлениями данные эхолотирования об облике морского дна. К их числу относятся акваланги, спускаемые аппараты и другие исследовательские аппараты типа подводных лодок; подводные фотоаппараты, позволяющие фотографировать глубоководные участки дна; подводное телевидение и др. Уже в 50-х годах стала применяться специализированная аэрофотосъемка, дающая фотоизображение дна на малых глубинах. Эти и подобные им технические средства позволяют видеть морское дно, а не только знать, как изменяются в его пределах отметки глубин. Однако возможности визуального обследования дна остаются еще весьма ограниченными, в связи с чем современные представления о закономерностях распространения и развития различных форм и комплексов форм подводного рельефа продолжают основываться преимущественно на результатах эхолотирования. Естественно, что эти представления тем более точны и близки к истине, чем точнее методика и гуще сеть эхолотных промеров. Некоторые районы прибрежного мелководья изучены с точностью, близкой к точности топографической изученности рельефа суши. В то же время имеются огромные пространства морского дна (в юго-восточной части Тихого океана, в южной части Атлантического океана и др.), о морфологии которых представления самые общие и весьма приблизительные. До сих пор существуют значительные трудности в пространственной, топографической привязке точек наблюдений, которая при всех новейших достижениях в этом направлении остается в большинстве случаев менее, точной, чем на суше.

Большие трудности также стоят на пути изучения геологического строения дна океанов. Примерно до 50-х годов нашего столетия практически единственными средствами геологических исследований дна океанов и морей были грунтовые трубки, дночерпатели и драги. За последнюю четверть века основная доля данных о геологическом строении дна океанов была получена благодаря широкому внедрению в практику исследований различных геофизических методов. Однако они при всей эффективности остаются косвенными методами геологического изучения. Среди геофизических методов, безусловно, первое место принадлежит морской сейсморазведке и ее различным модификациям. Затем следуют гравиметрические, магнитометрические, геотермические исследования. Все более широкое применение в морских геологических исследованиях получают различные геохимические методы, в том числе методы радиоизотопной геохронологии.

Батиграфическая кривая. Общее представление о распределении земной поверхности по ступеням высот и глубин дает гипсографическая кривая. По способу построения это кумулятивный график распределения высот и глубин.

Сравнивая батиграфические кривые отдельных океанов и Мирового океана в целом видим, что в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах распределение глубин очень сходно и следует тем же закономерностям, что и распределение глубин по всему Мировому океану. От 73,2 до 78,8% площади дна океанов лежит на глубинах от 3000 до 6000 м, от 14,5 до 17,2% - на глубинах от 200 до 3000 м и только 4,8 - 8,8% площади океанов имеют глубины менее 200 м. Соответствующие цифры для Мирового океана 73,8, 16,5 и 7,2%.

Резко отличается структурой батиграфической кривой Северный Ледовитый океан, где пространства дна с глубинами менее 200 м занимают 44,3%, а глубины, наиболее характерные для всех океанов (т. е. от 3000 до 6000 м), - всего 27,7%.

Эта особенность батиграфической кривой приближает Северный Ледовитый океан к крупным глубоководным морям типа Средиземного или Карибского.

Несомненно, глубина моря или океана - одно из важнейших условий для развития различных природных процессов, и прежде всего - развития жизни и осадкообразования, важное условие формирования рельефа и динамики геологических процессов. В зависимости от глубины океан обычно разделяют на батиметрические зоны:

1) литоральную, т.е. прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров;

2) неритовую - до глубин порядка 200 м;

3) батиальную - до 3 тыс. м;

4) абиссальную - от 3 тыс. до 6 тыс. м;

5) гипабиссальную - глубину > 6 тыс. м.

Пограничные глубины довольно условны, в отдельных конкретных случаях они сильно сдвигаются. Так, в Черном море абиссаль считается с глубины 2 тыс. м.

Еще со времен Г. Вагнера (1912) установилась традиция считать, что различные участки гипсографической кривой прямо соответствуют основным элементам рельефа дна Мирового океана. Так, отрезок кривой между отметками 0 и 200 м отождествляется с материковой отмелью - мелководной, более или менее выровненной поверхностью дна, окаймляющей обычно материки и крупные острова (в последнем случае нередко применяется термин «.островная отмель»). Ниже отметки 200 м идет относительно крутой участок кривой, который соответствует так называемому материковому склону - зоне океанского дна, характеризующейся крутыми уклонами поверхности и ограничивающей снизу материковую отмель. Далее располагается снова выположенный участок кривой, соответствующий ложу океана - сравнительно выровненной глубоководной части дна океана, лежащей на глубинах более 3 тыс. м.

Самый нижний и крутой участок батиграфической кривой сопоставляют с так называемыми глубоководными впадинами, т.е. участками дна океана, имеющими глубину более 6 тыс. м. Преобладающая часть площади дна океана с глубинами более 6 тыс. м приходится на Тихий океан, в Северном Ледовитом океане такие глубины вообще отсутствуют.

В действительности гипсографическая кривая по назначению и способу построения не может служить источником для получения представления об основных элементах донного рельефа. Действительно на дне Мирового океана есть и шельфы, и материковые склоны, и ложе океана, но названные понятия таксономически далеко неравнозначны, и их существование устанавливается не из гипсографической кривой, а из конкретных данных о рельефе дна различных морей и океанов. Кроме того, этими элементами не исчерпывается перечень крупнейших элементов рельефа океанского дна, т. е. имеются и такие элементы, которые не входят ни в шельф, ни в материковый склон, ни в ложе океана. На дне океана, как и на поверхности суши, имеются и горы, и возвышенности, и равнины.

При составлении гипсографической кривой в каждом случае суммируются площади участков земной поверхности, лежащие в определенном интервале высот или глубин, независимо от того, к какому элементу рельефа относятся эти участки. Так, высокие равнины, нередко достаточно обширные (Мексиканская высокая равнина и др.), по гипсографическому положению оказываются в интервале высот, соответствующем верхней крутой - «горной» части гипсографической кривой. В океане глубины менее 3 тыс. м могут быть не только в пределах материкового склона, но и на склонах подводных хребтов. Уже одно то, что на гипсографической кривой подводные горные сооружения получают лишь скрытое отражение (в интервале глубин, приписываемых материковому склону), говорит о неприемлемости выведения представления об основных элементах рельефа на основе прямого истолкования очертаний этой кривой.

Характер рельефа материкового склона в ряде случаев отличается значительной сложностью. В нем наблюдается ступенчатость профиля - чередование уступов с субгоризонтальными ступенями, что, по-видимому, связано с разрывными тектоническими нарушениями. Второй особенностью материкового склона является система рассекающих его поперечных подводных каньонов, заложение части которых, возможно, также связано с тектоническими движениями или с эрозионной деятельностью мутьевых потоков, некоторые же представляют подводное продолжение речных долин (р. Гудзон, Конго и др.) (рис. 1.1).

Рис. 1.1. Схема Атлантической подводной окраины Северной Америки: шельф; материковый (континентальный) склон, расчлененный каньонами; материковое подножье

Материковое подножье выделяется в качестве промежуточного элемента рельефа между материковым склоном и ложем океана и протягивается до глубин 3,5 км и более. Оно представляет собой наклонную холмистую равнину, окаймляющую основание материкового склона и местами характеризующуюся осадками большой мощности за счет выноса материала мутьевыми потоками и периодически возникающими крупными оползнями.

Ложе Мирового океана представлено обычно плоскими или холмистыми равнинами, расположенными на глубине 3500-6000 м. Они осложнены мелкими и крупными отдельными возвышенностями и подводными горами до больших вулканических построек типа Гавайских островов. В Тихом океане особенно много подводных вулканических гор и, в частности, своеобразных плосковершинных гор различной размерности, называемых гайотами. Вершины некоторых гайотов, по данным А. Аллисона, достигают в ширину свыше 60 км и в длину 280 км. Большинство исследователей считают, что гайоты представляют собой вулканические горы, которые в прошлом подвергались интенсивной волновой абразии (лат. «абрадо» - брею, соскабливаю), о чем свидетельствует наличие на их срезанных вершинах скатанной волнами крупной гальки и остатков мелководной фауны. Вершины гайотов располагаются сейчас на глубинах 1000-2000 м, что, по-видимому, связано с тектоническим опусканием океанического дна. Аналогичная картина опускания подтверждается и данными бурения на атоллах, где породы коралловых рифов встречены на глубинах 1200-1400 м при нормальном жизненном развитии кораллов до 50-60 м.

Глубоководные желоба особенно широко развиты в Тихом океане. В его западной части они образуют почти непрерывную цепь, протягивающуюся вдоль островных дуг от Алеутских, Курило-Камчатских до Новой Зеландии и разветвляющуюся в пределах Филиппинско-Марианского расширения. Вдоль восточного побережья располагаются Перуанско-Чилийский и Центрально-Американский глубоководные желоба, сопряженные с Андским поясом молодых кайнозойских горных сооружений. В Индийском океане желоба приурочены главным образом к морям островного Индонезийского архипелага, в Атлантическом - к островным дугам, окаймляющим Карибское море. Глубина желобов от 7000 до 11000 м. Наибольшая глубина у Марианского желоба - 11034 м.

Срединно-океанские хребты образуют единую глобальную систему общей протяженностью свыше 60000 км. Вдоль осевой части Срединно-Атлантического и Индийского хребтов протягивается крупная депрессия - долинообразное понижение, ограниченное глубинными разломами и названное рифтовой долиной или рифтом (англ. «рифт» - расселина, ущелье). Дно рифтов опущено до глубин 3,5-4,0 км, а окаймляющие хребты находятся на глубинах 1,5-2,0 км. Срединно-океанские хребты пересечены многочисленными трансформными (поперечными) разломами с вертикальным смещением до 3-5 км. Они смещают в горизонтальном направлении части осевых рифтов иногда на первые сотни километров (рис. 1.2). Срединно-океанские хребты отличаются интенсивной сейсмичностью, высоким тепловым потоком и вулканизмом. Среди подводных континентальных окраин по особенностям рельефа и тектонической активности выделяются три типа переходных зон от континента к океанам.

1. Атлантический (пассивный) тип, характерный для северной и южной Атлантики, Северного Ледовитого океана и значительной части Индийского. Здесь четко выражена спокойная переходная подводная окраина: континент - шельф - континентальный склон - континентальное подножье - ложе океана.

2. Западно-Тихоокеанский (активный) тип, где наблюдается иной переход: континент - впадины окраинных морей (Охотское, Японское и др.) - островные дуги (Курильская, Японская и др.) - глубоководные желоба - ложе океана. Для этого типа характерна высокая тектоническая активность, проявляющаяся в интенсивных вулканических извержениях, землетрясениях и движениях земной коры.

Рис. 1.2. Мировая система срединно-океанских хребтов, где оси хребтов показаны жирными линиями, а трансформные разломы пунктиром

3. Андский (активный) тип, характерный для восточного и юго-восточного побережья Тихого океана, где переход от молодых горных сооружений Анд к ложу океана осуществляется непосредственно через Перуанско-Чилийский желоб. Здесь также проявляются активные эндогенные процессы. В зависимости от того или иного типа переходных зон изменяется строение земной коры.

Среди окраинных и внутриконтинентальных морей выделяют плоские моря, глубины которых близки к глубинам шельфа. Их называют эпиконтинентальными. К ним относятся Баренцево, Карское, Северное, Балтийское и другие моря, представляющие собой опущенные под воду участки суши. Другим типом являются котловинные окраинные и внутриконтинентальные моря (Охотское, Японское, Черное, Средиземное и др.), приуроченные к тектонически активным зонам. В них развиты шельф, континентальный склон и, главное, глубокие котловины-впадины (от 2000 до 4000-4500 м).

Длительное время океанская кора рассматривалась как двухслойная модель, состоящая из верхнего осадочного слоя и нижнего - «базальтового». В результате проведенных детальных сейсмических исследований бурения многочисленных скважин и неоднократных драгирований (взятие образцов пород со дна океана драгами) было значительно уточнено строение океанской коры. По современным данным, океанская земная кора имеет трехслойное строение при мощности от 5 до 9 (12) км, чаще 6-7 км. Некоторое увеличение мощности наблюдается под океанскими островами.

1. Верхний, первый слой океанской коры - осадочный, состоит преимущественно из различных осадков, находящихся в рыхлом состоянии. Его мощность от нескольких сот метров до 1 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) в нем 2,0-2,5 км/с.

2. Второй океанский слой, располагающийся ниже, по данным бурения, сложен преимущественно базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность его от 1,0-1,5 до 2,5-3,0 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) 3,5-4,5 (5) км/с.

3. Третий, нижний высокоскоростной океанский слой бурением еще не вскрыт. Но по данным драгирования, проводимого с исследовательских судов, он сложен основными магматическими породами типа габбро с подчиненными ультраосновными породами (серпентинитами, пироксенитами). Его мощность по сейсмическим данным от 3,5 до 5,0 км. Скорость сейсмических волн (Vp) от 6,3-6,5 км/с, а местами увеличивается до 7,0 (7,4) км/с.

Субконтинентальный тип земной коры по строению аналогичен континентальному, но стал выделяться в связи с нечетко выраженной границей Конрада. Этот тип коры обычно связывают с островными дугами - Курильскими, Алеутскими и окраинами материков. За последние годы (Т. К. Злобин) профильными сейсмическими исследованиями, методами обменных волн землетрясений и глубинного сейсмического зондирования получены интересные данные о строении субконтинентальной земной коры в пределах Курильской островной дуги. Здесь выделяется первый верхний осадочно-вулканогенный слой, протягивающийся вдоль Большой Курильской гряды мощностью от 0,5 до 5 км. Ниже располагается второй - островодужный гранито-метаморфический («гранитный») слой мощностью 5-10 км. Скорость распространения сейсмических волн в нем (Vp) 5,7-6,3 км/с. Третий - «базальтовый» слой со скоростью сейсмических волн (Vp) 6,8-7,4 км/с залегает на глубинах 8-15 км и характеризуется изменчивой мощностью - от 14-18 км на крайнем юге Курильской гряды, 20 км в ее центральной части, 40 км под островом Итуруп. Итак, мощность земной коры под Большой Курильской грядой не сокращается до 20 км, как считалось ранее, а увеличивается до 33 под островом Кунашир и до 42-44 км под островом Итуруп. И только в Малой Курильской гряде мощность земной коры составляет 17-21 км.

Субокеанский тип земной коры приурочен к котловинным частям (с глубиной выше 2 км) окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и др.). По строению этот тип близок к океанскому, но отличается от него повышенной мощностью (4-10 км и более) осадочного слоя, располагающегося на третьем океанском слое мощностью 5-10 км. Суммарная мощность земной коры 10-20 км, местами до 25(30) км (за счет увеличения мощности осадочного слоя). Геофизические исследования показали, что ниже субокеанской коры располагается разуплотненная мантия, в которой скорости сейсмических волн (Vр) составляют 7,4 км/с. Это значительно ниже скоростей в нормальной мантии и свидетельствует о тектонической активности данных впадин, возможно, их раздвига.

Своеобразное строение земной коры отмечается в центральных рифтовых зонах срединно-океанских хребтов (рис. 1.3). Здесь под вторым океанским слоем располагается линза (или выступ) низкоскоростного вещества. Скорости сейсмических волн в нем в пределах 7,4-7,8 км/с, как бы промежуточные между коровыми и мантийными. Одни исследователи считают, что это низкоскоростное вещество представляет выступ аномально разогретой мантии, другие - смесь корового и мантийного материала.

Рис. 1.3. Принципиальная модель глубинного строения «зрелой» континентальной рифтовой зоны в поперечном разрезе. Горизонтальные стрелки показывают направление горизонтального растяжения коры и верхней мантии; вертикальные - подъем верхней мантии и аномально повышенный тепловой поток под рифтовой зоной (по Милановскому)

Основные черты рельефа дна мирового океана по морфологическим данным. Современные данные свидетельствуют о весьма значительном и разнообразном расчленении рельефа морского дна. Вопреки прежним представлениям в пределах дна океанов наиболее распространен холмистый и горный рельеф (рис. ). Ровные поверхности обычно наблюдаются вблизи суши, в пределах материковой отмели, и в некоторых глубоководных котловинах, где неровности «коренного» рельефа погребены под мощным слоем рыхлых осадков. Существенная внешняя особенность рельефа дна морей и океанов - преобладание замкнутых отрицательных элементов: котловин и узких желобообразных впадин различных размеров. Для рельефа океанского дна характерны также одиночные горы, в большом количестве встречающиеся среди холмистых или выровненных пространств, занимающих днища крупных котловин. На суше, как известно, такие «островные» горы встречаются лишь в особо специфических условиях. Редки по сравнению с сушей линейные долинообразные формы. Горные системы, как и на суше, имеют линейную ориентировку, в большинстве случаев значительно превосходят горные системы континентов по ширине, протяженности и площади, не уступают им в крупномасштабной вертикальной расчлененности. Величайшая горная система Земли - это система так называемых срединно-океанических хребтов. Она протягивается непрерывной полосой через все океаны, общая длина ее более 60 тыс. км, занимаемая площадь составляет более 15% земной поверхности.

Сложно построенные окраинные зоны океанов получили название переходных зон. Кроме описанных выше отличительных черт рельефа переходные зоны выделяются также обилием вулканов, резкими контрастами глубин и высот. Большинство их находится на окраинах Тихого океана. Максимальные глубины океанов приурочены именно к глубоководным желобам переходных зон, а не к собственно ложу океана.

В наиболее типичном виде переходные зоны, таким образом, представлены в виде комплексов трех крупных элементов рельефа: котловин окраинных глубоководных морей; горных систем. Отгораживающих котловины от океана и увенчанных островами, островных дуг; узких желобообразных впадин, расположенных обычно с внешней стороны островных дуг, - глубоководных желобов. Такое закономерное сочетание перечисленных элементов явно указывает на их единство и генетическую взаимосвязь. В строении, некоторых переходных зон имеются заметные отклонения от этой типичной схемы.

Морфологически материковая отмель и материковый склон - единая система. Поскольку материки - это выступы земной поверхности, т. е. объемные тела, то материковую отмель можно рассматривать как часть поверхности материка, затопленную водами океана, а материковый склон - как склон материковой глыбы. Таким образом, на основе только морфологических особенностей намечается довольно четкое разделение дна Мирового океана на следующие основные элементы:

- подводную окраину материка, состоящую из материковой отмели, материкового склона и материкового подножия;

- переходную зону, состоящую обычно из котловины окраинного глубоководного моря, островной дуги и глубоководного желоба;

- ложе океана, представляющее собой комплекс океанических котловин и поднятий;

- срединно-океанические хребты.

2. Основные особенности строения земной коры под океанами

Для построения полноценной генетической классификации рельефа кроме морфологических признаков необходимы также данные о внутреннем строении классифицируемых объектов.

Известно, что Земля в разрезе имеет слоистую структуру. Внешнюю, твердую оболочку, сложенную кристаллическими и осадочными породами и образующую поверхность нашей планеты, называют земной корой. Геофизические исследования в океанах показали, что земная кора под океанами неодинакова по строению и мощности. Нижней границей земной коры считают поверхность Мохоровичича. Она выделяется по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн до 8 км/с и более. В пределах земной коры скорости упругих волн ниже этой величины. Ниже поверхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли.

Выделяется несколько типов земной коры. Наиболее резкие различия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов.

Земная кора материкового типа. По модели, предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя:

1) осадочный (скорости менее 5 км/с, мощность от нескольких сотен метров до 2 км);

2) гранитный (скорости около 6 км/с, мощность 15 - 17 км);

3) базальтовый (скорости 6,5 - 7,2 км/с, мощность 17 - 20 км).

Отличительным слоем материковой коры является гранитный с плотностью вещества 2,7 г/см3.

В геофизических работах обычно подчеркивается условность названий слоев «гранитный» и «базальтовый». Гранитный слой не обязательно состоит только из гранитов. Скорости прохождения упругих волн через него указывают лишь на то, что он состоит из пород, аналогичных по плотности гранитам, - гнейсов, гранодиоритов, кварцитов и некоторых других плотных кристаллических пород (магматических и метаморфических), объединяемых обычно под названием «кислые» породы вследствие значительного содержания в них (более 60%) кремнекислоты.

Скорость сейсмических волн в базальтовом слое свидетельствует о том, что он сложен породами, имеющими плотность 3,0 г/см3. Эта плотность соответствует базальтам, а также другим основным породам (габбро и др..), которые отличаются пониженным содержанием кремнезема (менее 50%) и повышенным - окислов различных металлов.

Материковая кора широко представлена в пределах морей и океанов. Она слагает шельф, материковый склон, характерна для материкового подножия. В среднем нижняя граница ее распространения проходит примерно в пределах изобат 2 - 3,5 км, но местами отклонения от этой глубины весьма велики. Так, у подводной окраины Североамериканского материка в Атлантическом океане граница материковой коры находится на глубине более 4 км, а в Черном море - порядка 1800 м.

Океанический и рифтогенальный типы земной коры. Земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. Верхнюю ее часть составляет слой воды океана со средней толщиной 4,5 км и скоростью упругих волн 1,5 км/с, плотностью 1,03 г/см3. За ним следует слой неуплотненных осадков мощностью 0,7 км, со скоростью упругих волн 1,5 - 4,5 км/с и средней плотностью 2,3 г/см3. Под этим слоем залегает так называемый второй слой со средней мощностью 1,7 км, скоростью упругих волн 5,1 - 5,5 км/с и плотностью 2,55 г/см3. Под ним лежит базальтовый слой, по существу не отличающийся от того, который образует нижнюю часть континентальной коры. Средняя мощность его 4,2 км. Таким образом, общая средняя мощность океанической коры без слоя воды всего 6,6 км, т. е. примерно в 5 раз меньше мощности материковой коры. Существенных различий в строении океанической коры под различными океанами не наблюдается.

Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Под срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой со скоростями упругих продольных волн 4,5 - 5,8 км/с.

Мощность его очень изменчива - от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности со скоростями продольных волн 7,2 - 7,8 км/с, т.е. значительно большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем на границе Мохоровичича. Последняя практически здесь не выделяется. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры.

Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены и базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы, слагающие верхнюю мантию. Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре.

В последнее время на фоне возрастающей популярности гипотезы «новой глобальной тектоники» намечается тенденция к пересмотру взглядов на происхождение и состав океанической земной коры, к поискам ее генетической связи с процессами, происходящими в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. По этим представлениям, океаническая кора имеет не базальтовый, а серпентинитовый состав и формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов постепенно, в ходе расползания плит литосферы в обе стороны от рифтовой зоны, распространяясь на все пространство ложа океана. Безоговорочному признанию этих представлений препятствуют некоторые довольно веские данные. В частности, трудно объяснить, почему слой с повышенной плотностью (7,2 - 7,8 км/с) не имеет сплошного распространения в пределах ложа океана, а встречается лишь в рифтовыхзонах срединных хребтов и под некоторыми (но не срединными) поднятиями дна, если в формировании океанической коры участвуют главным образом продукты серпентинизации ультраосновных пород.

Геосинклинальный тип земной коры. Большой сложностью строения отличается земная кора под переходными зонами. В котловинах окраинных морей, входящих составными частями в эти зоны, шельф и материковый склон обычно сложены материковой корой, а глубоководная часть дна котловины - корой, по своему составу близкой к океанической, но отличающейся от нее значительно большей мощностью базальтового и осадочного слоев. Особенно резко возрастает толщина осадочного слоя. Второй слой обычно не выделяется резко, а происходит как бы постепенное уплотнение осадочного слоя с глубиной. Этот вариант земной коры был назван. Под островными дугами в одних случаях обнаруживается материковая земная кора, в других - субокеаническая, в третьих - субматериковая, отличающаяся отсутствием резкой границы между гранитным и базальтовым слоями и общей сокращенной мощностью. Так, типичная континентальная кора слагает Японские острова, южная часть Курильской островной дуги сложена субконтинентальной корой, а Малые Антильские и Марианские острова - субокеанической.

Сложное строение имеет земная кора и под глубоководными желобами. Обычно борт желоба, который одновременно является склоном островной дуги, образован корой того типа, который характерен для островной дуги, противоположный борт - океанической корой, а дно желоба - субокеанической.

Интересно, что на островных дугах мы также встречаемся с выходами ультраосновных, обычно сильно серпентинизированных пород такого же состава и облика, что и гипербазиты рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Это со всей очевидностью свидетельствует о том, что магматические процессы в переходных зонах, как и на срединно-океанических хребтах, генетически связаны с процессами в мантии и, в частности, с восходящими движениями глубинного вещества верхней мантии.

Таким образом, строение земной коры в пределах переходной зоны отличается большой неоднородностью, мозаичностью, которая в целом очень хорошо согласуется с резкой дифференциацией рельефа переходной зоны. Дифференциация рельефа и строения земной коры отражает высокую динамичность процессов развития земной коры в пределах этих зон и может служить основанием для выделения четвертого типа земной коры, присущего переходной зоне. Его можно назвать геосинклинальным типом, так как по всем признакам строения и геодинамики переходные зоны в предлагаемом здесь понимании - современные геосинклинальные области.

Планетарные морфоструктуры дна мирового океана.

В геоморфологии формы рельефа, соответствующие определенному типу геологической структуры, принято называть морфоструктурами. Каждый тип земной коры соответствует крупнейшим тектоническим структурам или геотектурам Земли.

На основе современных тектонических представлений, распространяющихся не только на континенты, но и на океаны, можно тектоническими структурами высшего порядка (геотектурами) считать следующие:

1) материковые платформы;

2) геосинклинальные области,

3) талассократоны (структуры, характеризующиеся океаническим типом земной коры, образующие ложе океана),

4) георифтогенали (подвижные пояса в пределах океанов, образующие срединно-океанические хребты с рифтогенальной земной корой).

Перечисленные крупнейшие элементы рельефа - материковые выступы (в океане - их подводные окраины), ложе океана, срединно-океанические хребты и переходные зоны (области) - являются морфоструктурами наивысшего порядка. Что это морфоструктуры наивысшего порядка, видно из следующих классификационных признаков: 1) они не могут быть объединены иначе, чем в единое целое, т. е. объединение названных четырех элементов в какие-либо два или три элемента невозможно; 2) любой другой элемент рельефа поверхности Земли является составной частью какого-либо из названных. Говоря о соответствии каждого из типов земной коры определенному типу планетарной морфоструктуры, имеется в виду общее соответствие, допуская те или иные частные несовпадения, границ типов земной коры и планетарных морфоструктур.

Основные вехи геологической истории океана с позиции «новой глобальной тектоники». Наиболее известная схема палеогеографической реконструкции этих позиций приведена в работе Р. Дитца и Дж. Холдена (Новая глобальная тектоника, 1974). Авторы исходят из того, что около 200 млн. лет назад все континенты были соединены в единый суперматерик Пангею. Пангея была реконструирована путем совмещения контуров современных материков по изобате 2 тыс. м. Единый континент был окружен океаном Панталасса, залив которого - море Тетис (предшественник Средиземного моря) вторгался в пределы суши между современными Евразией и Африкой. Материки, объединенные в Пангею, располагались в общем восточнее и южнее своего нынешнего положения, так что площадь суши, находившейся в Южном и Северном полушариях, была примерно одинаковой.

Предположительно раскол Пангеи произошел не ранее 200 млн. лет назад. Одновременно с образованием разломов начался дрейф литосферных плит и расположенных на них континентов. Спустя 20 млн. лет после начала дрейфа, к концу триаса, Пангея была разделена широтным рифтом на две группы материков: северную - Лавразию, и южную - Гондвану. Последняя также начала распадаться благодаря образованию рифта, отделившего Африкано-Южноамериканский блок от Австрало-Антарктического, началось «раскрытие» Индийского океана. В юрском периоде зародилась рифтовая зона, по которой произошло «раскрытие» Северной Атлантики в результате дрейфа Северной Америки в северо-западном направлении. Море Тетис на востоке начало сужаться вследствие поворота Африканского континента против часовой стрелки и движения Индостанской глыбы к северу. Здесь происходило поддвигание части литосферной плиты под Евроазиатский континент. В дальнейшем в кайнозое, когда материки сблизились, субдукция сменилась короблением краевых зон Евразии и Индостана, что привело, в частности, к образованию горных цепей Гималаев.

Южная часть Атлантики начала раскрываться 135 млн. лет назад, в конце юры. Рифтовая зона, от которой началось раздвижение Африки и Южной Америки, как полагают, напоминала современное Красное море, Атлантический океан принял знакомые нам очертания, вероятно, к концу мела (65 млн. лет назад). Нераскрытой оставалась только самая северная его часть и Северный Ледовитый океан.

В Тихом океане в юрское и меловое время, по-видимому, существовала система глубоководных желобов, поглощающих литосферные плиты Северной и Южной Америки. Двигаясь на запад, Северная Америка надвинулась на существовавшие здесь глубоководные желоба и перекрыла их. Южная Америка, достигнув Андского (Перуанско-Чилийского) желоба, не закрыла его, а начала сдвигать его к западу. В кайнозое материки заняли современные позиции.

3. Геоморфологические процессы в Мировом океане

Общая характеристика эндогенных процессов.

Эндогенные процессы - это прежде всего сложные и в общем малоизвестные движения масс, слагающих недра Земли. Воздействуя на перекрывающую эти массы земную кору, они вызывают ее Движение, деформации, формируют структуру земной коры и создают различные крупные формы рельефа.

В качестве возможных причин как вертикальных, так и движений земной коры могут быть названы следующие физические процессы, протекающие в земной коре или в подкоровом слое верхней мантии: тепловое расширение или сжатие вещества. Разнообразные фазовые превращения, сопровождающиеся увеличением или уменьшением объема горных пород; зонная плавка материала мантии, приводящая к его дифференциации и поднятию легкоплавких компонентов; гравитационная или тепловая конвекция в мантии, приводящая к всплыванию более легких или более разогретых составляющих. К этому надо добавить некоторые геохимические реакции сопровождающиеся увеличением объема и выделением тепловой энергии.

Сейсмичность и вулканизм в мировом океане.

В распространении и некоторых особенностях проявления землетрясений и вулканизма в пределах морей и океанов наблюдается определенная специфика, анализ которой позволяет выявить дополнительно значительные различия между планетарными морфоструктурами дна Мирового океана. Землетрясения, как известно, представляют собой результат мгновенного выделения механической энергии в толще земной коры или в подкоровой области, следствие возникающих в них огромных напряжений. При взрывоподобной разрядке напряжений из центра возникновения землетрясения - фокуса (очага) или гипоцентра - распространяются упругие волны, в принципе подобные тем, которые возникают при сейсморазведке. Проекция гипоцентра на поверхность Земли называется эпицентром землетрясения.

Издавна замечено, что эпицентры землетрясений на земной поверхности располагаются не беспорядочно, а группируются в определенные зоны или пояса, которые получили наименование сейсмических поясов. В пределах этих поясов землетрясения не только наиболее часты, но и наиболее разрушительны.

На Земле можно выделить три сейсмических пояса. Первый, крупнейший по своей протяженности, образует почти замкнутое кольцо, охватывает окраины Тихого океана и пространственно полностью совпадает с переходной зоной. Второй пояс сложно разветвлен и географически соответствует системе срединно-океанических хребтов. Третий - охватывает Средиземноморье, горы Южной Азии и сливается с первым в области Индонезийских морей и архипелагов. Таким образом, особенности распространения сейсмических поясов на поверхности Земли еще раз подчеркивают высокую подвижность земной коры в пределах наиболее динамичных структур дна Мирового океана - переходных зон и срединно-океанических хребтов. Вне их на материковых платформах (за некоторыми исключениями) и ложе океана землетрясения случаются крайне редко и не приобретают разрушительной силы.

Изучение напряжений, возникающих при землетрясениях в окраинной зоне Тихого океана, показало, что примерно 75% землетрясений здесь связано с горизонтальными подвижками по разломам. Главные горизонтальные напряжения на большей части периферии Тихого океана направлены по нормали к простираниям основных морфоструктур переходных зон. Исключение составляют Северная и Центральная Америка, а также южная часть Южной Америки, где эти напряжения обнаруживают приблизительную параллельность морфоструктурам.

Расположение фокусов землетрясений под геосинклинальными областями подчинено определенным закономерностям. Оно определяется системой зон повышенной неустойчивости земной коры и мантии, наклоненных в сторону материков и пронизывающих земные недра до глубин порядка 700 - 750. Эти зоны получили название зон. В типичном случае они уходят в глубь Земли примерно под углом 60°.

Под срединно-океаническими структурами, судя по неглубокому залеганию очагов землетрясений, плоскости разломов могут быть прослежены лишь на небольшую глубину (первые десятки километров). По всей вероятности, разломы должны иметь встречный наклон плоскостей или вертикальное заложение. Эпицентры землетрясений здесь имеют тенденцию группироваться на участках пересечений рифтовой зоны с поперечными разломами и вдоль разломов. Сходная картина отмечается и в переходных зонах: большая часть их сосредоточена там, где глубоководные желоба и островные дуги секут поперечные разломы.

Во время землетрясений нередко происходят мгновенные и весьма значительные изменения рельефа дна и берегов. Каждое землетрясение в океане или на его побережье вызывает образование огромных волн - так называемых цунами. Высота их достигает 30 м, скорость распространения - 400 - 800 км/ч. Цунами способны взмучивать донные осадки на глубинах до 1000 м. Они энергично воздействуют на берега и подводные береговые склоны, при сильных землетрясениях могут вызывать катастрофические разрушения прибрежных сооружений и населенных пунктов.

Вулканизм в Мировом океане. В распространении действующих вулканов наблюдается большое сходство с распространением эпицентров землетрясений. Из действующих вулканов (как подводных, так и надводных) в пределах ложа океана можно назвать такие, как вулканы Гавайских островов, островов Самоа, Питон-Фурнез на острове Реюньон. Можно полагать, что подводные извержения довольно часто происходят в районе острова Пасхи, где в современных осадках встречено много обломков свежих лав и туфов. В Индийском океане плато Крозе и Принца Эдуарда, банки Обь и Лена, пространства в осевой зоне Австрало-Антарктического хребта заняты покровами лав или покрыты вулканогенными осадками.

Вулканизм имеет огромное значение для формирования рельефа дна Мирового океана. Островные дуги, гигантские океанические вулканические цепи, многие хребты и вершины срединно-океаннческих хребтов, одиночные подводные горы ложа океанов - все это формы, обязанные своим происхождением вулканизму. Можно предполагать, что в ряде районов дна океана кроме обычного вулканизма центрального типа происходят и извержения трещинного типа. На суше такие извержения имели значительное распространение в неогене. В четвертичное время они отмечены в Исландии.

При вулканических извержениях быстро и эффективно изменяется подводный рельеф, внезапно появляются и исчезают новые острова в океане. И.В. Лучицкий считает, что присутствие кислых пород на дне океана может указывать либо на погружение отдельных блоков материковой коры, либо на «латеральную изменчивость состава мантии». Второе предположение нам кажется гораздо более вероятным, так как в случае погружения континентальных блоков мы должны были бы в указанных районах встретиться и со значительным увеличением мощности земной коры, что в действительности не наблюдается.

Экзогенные гравитационные и гидрогенные процессы.

Сезонные изменения плотности, солености, температуры, солевого состава воды происходят лишь в самом верхнем слое и не отражаются на геологических процессах на подавляющей части площади дна Мирового океана. В придонных слоях воды и от места к месту эти характеристики изменяются также в узких пределах. Например, на глубинах более 3 км разница в средних температурах придонных вод в антарктической области и в экваториальном поясе составляет лишь 2 - 3° С. В незначительных, пределах изменяются по меридиональному разрезу плотность и соленость придонных вод.

В целом эти общие положения, казалось бы, должны указывать на второстепенное значение экзогенных процессов в формировании рельефа дна Мирового океана. Однако появляется все больше данных, свидетельствующих о значительной деятельности экзогенных факторов на дне океана, причем не только в прибрежной зоне, где огромная преобразующая роль таких факторов, как волны и течения, не вызывала сомнений, но и на больших глубинах.

Экзогенные геологические факторы, действующие в океане, разделяют на гидрогенные, гравитационные и биогенные. К гидрогенным факторам относятся: различные виды движения морских вод - ветровое волнение и производные от него волны зыби и прибойный поток, цунами, приливоотливные движения воды, течения, сопровождающие ветровое волнение и приливоотливные колебания; постоянные или квазистационарные течения поверхностной циркуляции вод; внутренние волны, вертикальная циркуляция (перемешивание) морских вод; различные придонные течения. Все они являются предметом изучения динамической океанологии, и мы ограничимся лишь оценкой их возможности производить геологическую работу на морском дне.

Гравитационные процессы. Каждый гидрогенный процесс в тон или иной степени протекает с участием силы тяжести. На дне Мирового океана довольно четко выделяется группа процессов, где сила тяжести является главным фактором движения минеральных частиц и вмещающих или пропитывающих и окружающих их масс воды. Эти процессы обычно называют гравитационными. В гидрогенных процессах обломочный (минеральный) материал всегда играет пассивную роль (Лонгинов, 1973). К гравитационным факторам относятся суспензионные или мутьевые потоки и подводные оползни, а также массовое медленное перемещение толщи наносов - крип - в направлении уклона дна. Одна из разновидностей крипа - «течение» песка, сопровождающееся «пескопадами», подобными наблюдавшимся при обследовании подводных каньонов у Калифорнийского побережья.

Подводные оползни могут быть структурными (движение цельных блоков осадков без существенных нарушений внутренней структуры блока) и пластичными (движение блока, или пакета отложений, постепенно переходящее в пластическое течение составляющего его материала с «внутренним взаимодействием частиц», аналогичное лавинам или грязе-каменным потокам).

Начало мутьевым потокам дают реки, выносящие огромное количество мелкоземного материала в прибрежную зону моря, подводные оползни, которые могут быть спровоцированы землетрясениями или же возникнуть самопроизвольно при накоплении очень крупных масс осадков на склонах, не соответствующих по крутизне условиям устойчивого равновесия. При движении оползня вниз по склону осадки разжижаются и оползень постепенно преобразуется в мутьевой поток. Причиной возникновения мутьевых потоков может быть также перехват подводным каньоном масс наносов, перемещающихся в береговой зоне под действием волнения. Мутьевые потоки стекают по подводным каньонам. В устьях каньонов, где скорость потоков из-за выполаживания склона падает, они отлагают осадочный материал. Мутьевые потоки, особенно мощные, могут разрывать и перемещать разобщенные куски подводных телеграфных кабелей на большие расстояния, если кабели проложены на путях их движения. По усилиям, необходимым для разрыва кабелей и переноса их обрывков на те или иные расстояния, рассчитаны скорости мутьевых потоков: они могут доходить до 100 км/ч и более. Стекая по подводным каньонам, заложенным, по-видимому, в основном по тектоническим разломам, мутьевые потоки активно воздействуют на их дно и стенки. В результате каньоны углубляются, становятся извилистыми, на них появляются террасы и другие признаки русловых и долинных форм. Там, где скорость мутьевых потоков падает, происходит массовая аккумуляция переносимого ими материала, формируются обширные конусы выноса, обычно привязанные вершинами к устьям подводных каньонов. Конусы выноса соседних каньонов могут сливаться между собой. В результате у основания материкового склона формируется обширная наклонная аккумулятивная равнина - наиболее типичное морфологическое выражение материкового подножия. Суммарная мощность осадков может достигать нескольких километров. На шельфе совокупное действие гидрогенных и гравитационных факторов обеспечивает по преимуществу транзитный режим осадочного материала. К тому же субаквальное существование шельфа непродолжительно, поэтому морфологические результаты аккумулятивной деятельности гидрогенных и гравитационных факторов и ее влияние на рельеф шельфа ограничены. В батиальной и абиссальной зонах дна Мирового океана интенсивность действия этих процессов ниже, чем на шельфе, но зато длительность действия несравненно больше.

Геологическая работа донных и поверхностных океанских течений. В последнее время стало известно, что существует целая система донных абиссальных течений, совершающих геологическую работу на дне океана. Они образуются за счет опускания и растекания по дну выхоложенных шельфовых вод Антарктики и в меньшей степени, но также охлажденных арктических вод. Более локальное значение имеет донный сток очень соленых, а потому аномально плотных вод, втекающих в океан из Средиземного, Красного морей, а также из Персидского залива.

Главную роль в формировании донных водных масс играют антарктические воды. На пути донных потоков холодных антарктических вод, следующих на север, располагаются широтные и субщиротные звенья планетарной системы срединно-океанических хребтов, однако они не являются для этих потоков препятствием, так как рассечены поперечными ущельями, используемыми донными водами для стока из приантарктических котловин в океанические котловины, лежащие севернее.

К настоящему времени сложилось общее представление о циркуляции донных течений в Мировом океане. Изучено Атлантико-Антарктическое донное течение в южной части Аргентинской котловины, оно прорывается через узкий проход в зоне Фолклендского разлома, растекается в обе стороны от прохода, но главным образом к западу и образует Западное фолклендское донное. Скорость Западного Пограничного донного течения, образующегося вдоль материкового подножия Северной Америки в Атлантическом океане благодаря донному стоку холодных вод из Норвежско-Гренландского бассейна у северного подножия плато Блейк, достигает 20 см/с. Из течений, образуемых стоком ненормально соленых вод, изучено Лузитанское течение (к западу от Гибралтарского пролива). Его скорость по данным непосредственных измерений на глубине 700 - 800 м превышает 150 см/с.