Company Logo

Природа океана

Океан представляет собой очень сложную природную систему, в которой взаимодействуют вода (вернее, сложный солевой раствор), горные породы дна и берегов, населяющие его организмы и находящиеся над океаном воздушные массы. В то же время океан един, развивается по единым законам, отвечает на внешние воздействия как «единый хорошо сбалансированный организм».

   Океан - это прежде всего вода, которая, как образно сказал известный советский океанолог В. Г. Богоров, - «тело океана». Океан поглощает внешнюю энергию, и в нем непрерывно совершается некоторая закономерная работа: механическая, химическая, термодинамическая, биологическая. Он обладает «механизмами защиты» своей температуры, химического состава и живых сообществ. Например, испарение, которое увеличивается с поступлением солнечного тепла, уменьшает нагревание океанических вод, а ледяной покров, выполняя роль теплоизоляционного слоя, защищает их от выхолаживания.

   Средняя температура всего океана от экватора до полюса и от поверхности до дна 3,5 °С, а средняя температура воды на экваторе от поверхности до дна равна 4,9°С. Система течений перераспределяет тепло, которое весьма неравномерно попадает на поверхность океана от полюса до экватора.

   Образование волн имеет регулирующее значение для сохранения циркуляции течений океана на некотором устойчивом уровне. Скорость ветровых течений на поверхности моря на один-два порядка меньше скорости ветра, так как основная энергия ветра расходуется на образование волны.

   Океан един по своему солевому составу. Среди его солей больше всего хлоридов (88,64%), затем сульфатов (10,8%) и меньше всего карбонатов (0,34%). Соли находятся в океанической воде в виде отдельных ионов. Пропорции между содержанием этих ионов постоянны от Арктики до Антарктики и от поверхности до дна. Постоянство солевого состава воды, ее газовое равновесие и устойчивость концентрации растворенного органического вещества поддерживаются в океане сложными химическими и биологическими процессами. Например, избыток карбоната, приносимого реками, в океане через создание скелетов различных организмов переводится в осадок. Углекислый газ, скопление которого в атмосфере, в частности в результате промышленной деятельности человека, может привести к перегреву Земли, поглощается океаном, связывается планктонными организмами и при отмирании последних попадает в осадок.

   Океан - колыбель жизни на Земле. Основой же жизни в самом океане, первичным звеном в сложной пищевой цепи является фитопланктон, одноклеточные зеленые морские растения. Эти микроскопические растения поедаются растительноядным зоопланктоном и многими видами мелкой рыбы, которые в свою очередь служат кормом целого ряда нектонных, активно плавающих хищников. В пищевой цепи океана принимают участие также и организмы морского дна - бентос (фитобентос и зообентос). Суммарная масса живого вещества в океане составляет 29,9∙109 т, при этом на биомассу зоопланктона и зообентоса приходится 90% от общей массы живого вещества океана, на биомассу фитопланктона - около 3 % и на биомассу нектона (главным образом рыба) - 4% (Суетова, 1973; Добродеев, Суетова, 1976). В целом биомасса океана по весу в 200 раз, а на единицу поверхности - в 1000 раз меньше, чем биомасса суши. Однако ежегодная продукция живого вещества океана составляет 4,3∙1011 т. В единицах живого веса она близка к продукции наземной растительной массы - 4,5∙1011 т. Так как морские организмы содержат гораздо больше воды, то в единицах сухого веса это соотношение выглядит как 1:2,25. Еще ниже (как 1:3,4) соотношение продукции чистого органического вещества океана в сравнении с таковым на суше, так как фитопланктон содержит больший процент зольных элементов, чем древесная растительность (Добродеев, Суетова, 1976). Достаточно высокая продуктивность живого вещества в океане объясняется тем, что простейшие организмы фитопланктона имеют короткий срок жизни, они обновляются ежедневно, а общая масса живого вещества океана в среднем примерно через каждые 25 дней. На суше обновление биомассы происходит в среднем за 15 лет.

   Живое вещество в океане распределяется очень неравномерно. Максимальные концентрации живого вещества в открытом океане - 2 кг/м2 - расположены в районах умеренного пояса северной части Атлантического и северо-западной части Тихого океанов. На суше такую же биомассу имеют зоны лесостепей и степей. Средние величины биомассы в океане (от 1,1 до 1,8 кг/м2) имеют области умеренного и экваториального поясов, на суше им соответствуют биомассы сухих степей умеренного пояса, полупустынь субтропического пояса, альпийских и субальпийских лесов (Добродеев, Суетова, 1976).

   В океане распределение живого вещества зависит от вертикального перемешивания вод, вызывающего подъем к поверхности питательных веществ из глубинных слоев, где происходит процесс фотосинтеза. Такие зоны подъема глубинных вод получили название зон апвеллинга, они наиболее продуктивны в океане. Зоны слабого вертикального перемешивания вод характеризуются низкими величинами продукции фитопланктона - первого звена в биологической продуктивности океана, бедностью жизни.

   Другая характерная черта распределения жизни в океане - концентрация ее в мелководной зоне. В районах океана, где глубина не превышает 200 м, сосредоточено 59% биомассы донной фауны; на глубины от 200 до 3000 м приходится 31,1% и на районы с глубиной более 3000 м - менее 10%.

   Из климатических широтных поясов в Мировом океане наиболее богаты субантарктический и северный умеренный пояс: их биомасса в 10 раз больше, чем в экваториальном поясе. На суше, напротив, наиболее высокие значения живого вещества приходятся на экваториальный и субэкваториальный пояс.

Океан занимает большую часть поверхности Земли: из 510 млн. км2 всей площади планеты на его долю приходится 361,2 млн. км2, в том числе на южное полушарие - 81% всей водной поверхности, на северное - 61%. По объему же Мировой океан составляет примерно 1/800 объема Земли (Жуков, 1976).

   Акватория Мирового океана подразделяется большинством исследователей на отдельные океаны (Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый) и моря (около 70). О вертикальном расчленении дна океана представление дает так называемая гипсографическая кривая, вернее, та ее часть, которая лежит ниже нулевой линии, т. е. батиграфическая кривая. На батиграфической кривой хорошо видно, как распределяются глубины океана в соответствии с занимаемыми площадями. Свыше 54% площади океанского дна лежит на глубинах более 4 тыс. м, около 16% располагается на глубине от 200 до 3000 м и около 7% составляет мелководную часть океана до глубины 200 м. Батиграфическая кривая, хотя и дает общее представление о рельефе дна океана, полностью не может отражать его структуру. Лишь на основании подробного эхолотирования дна, исследования строения земной коры под океанами возможно выделить крупные структурные части океанского дна, называемые морфоструктурами. Сравнительно недавно стало известно, что земная кора под океанами имеет совсем иное строение, чем под материками.

Гипсографическая кривая (А) и обобщенный профиль дна океана (Б). По вертикальной оси отложена высота или глубина, по горизонтальной - соотношение площадей, занимаемых морфологическими элементами

Гипсографическая кривая (А) и обобщенный профиль дна океана (Б)

   Земная кора у материков состоит из трех слоев: верхнего осадочного, образованного из продуктов разрушения кристаллических горных пород и имеющего мощность в среднем около 5 км, среднего, состоящего из кристаллических пород, среди которых, видимо, преобладают граниты и гнейсы (мощность 10-15 км), и нижнего слоя из магматических пород, по всей вероятности, базальтового типа. Мощность нижнего слоя около 15 км, а материковой коры - от 30 до 80 км (под горными хребтами). Слои земной коры называют «гранитным» и «базальтовым» условно. Эти названия даны им из-за того, что плотность пород слоев соответствует плотности гранитов и базальтов. Плотность же определяется по скорости прохождения продольных сейсмических волн в разных породах. В частности, в «базальтовом» слое скорость сейсмических волн достигает 6,5-7,2 км/сек, что соответствует плотности около 3 г/см3. В «гранитном» слое скорости порядка 6 км/сек (плотность 2,7 г/см3), в осадочном - 2,2-5 км/сек (плотность 2,3-2,5 г/см3).

   Земная кора под океанами имеет также трехслойное строение, однако резко отличное от строения континентальной коры - у нее отсутствует «гранитный» слой. Первый слой представлен рыхлыми, частично консолидированными осадками, имеющими мощность от нескольких десятков метров до километра и более. Он характеризуется скоростями распространения сейсмических волн, равными 2-4 км/сек. Ниже мы опишем его подробнее. Второй слой характеризуется скоростью распространения волн около 4-6 км/сек и мощностью в среднем около 2 км. Он неоднороден и имеет переменную мощность. В пределах срединных океанских хребтов этот слой сложен в верхней части базальтами, переслаивающимися осадочными породами, которые глубже по разрезу сменяются преимущественно магматическими породами, представленными базальтами с многочисленными дайками и силлами габбро-долеритов. О строении второго слоя в пределах глубоководных котловин известно очень мало. При глубоководном бурении океанского дна показано, что во многих случаях сейсмическая граница между первым и вторым слоями соответствует контакту базальтового ложа с вышележащей осадочной толщей. Однако в некоторых районах в пределах второго слоя зафиксировано изменение степени плотности осадочных пород, а не изменение их вещественного состава.

   Некоторые исследователи полагают, что определяемые во втором слое скорости могут характеризовать не обязательно базальты, но и уплотненные осадочные и метаморфические породы.

   В. А. Панаев (1975) при исследовании взаимоотношений второго слоя с континентальной окраиной описывает три случая: 1) слой продолжается на материках в виде вулканогенных и вулканогенно-осадочных толщ; 2) слой выклинивается к континентальному склону; 3) слой выклинивается на большом удалении от континентального склона. В некоторых районах, где наблюдается выклинивание второго слоя у континентального склона, на шельфе и побережье обнаружены литофицированные отложения палеозоя и мезозоя (районы Сьерра-Леоне, Рио-де-Жанейро), для которых обычны сейсмические скорости, характерные для второго слоя.

   Анализируя распределение мощностей второго слоя, А. П. Лисицын (1974) пришел к выводу о значительном участии древних осадочных образований в его строении, особенно в областях с высокими скоростями осадконакопления. В некоторых случаях второй геофизический слой океанской коры (приустьевые районы р. Ганга, Инда, Миссисипи и др.) может быть сложен преимущественно осадочными породами.

   Породы третьего, «базальтового» слоя обладают скоростями сейсмических волн, равными в среднем 6,7 км/сек и мощностью около 5 км. Петрографический состав их до настоящего времени является предметом дискуссии. Одни исследователи полагают, что они представлены габброидами, другие - серпентинитами, третьи считают, что в строении этого слоя принимают участие те же породы, что и во втором слое, но метаморфизованные в условиях амфиболитовой или даже гранулитовой фации. По мнению большой группы ученых, в третьем слое распространен комплекс пород, представленных гипербазитами, габброидами и метаморфитами, причем их соотношение от места к месту меняется.

   Общая мощность океанской коры примерно в 5 раз меньше мощности коры под материками.

   Земная кора и под океанами, и под материками залегает на мантии Земли, состоящей из пород ультраосновного состава. Породы мантии и земной коры отличаются скоростью прохождения сейсмических волн: переход к скоростям более 8 км/сек означает переход от земной коры к мантии. Граница между мантией и корой получила название поверхности Мохоровичича (или «границы Мохо»), по имени открывшего ее в 1914 г. югославского геофизика.

В последние годы выяснилось, что в верхней мантии в пределах глубин на континентах от 100-120 до 250 км, а в океанах от 50-60 до 400 км вещество находится в относительно пластичном состоянии. Около 10-25% вещества расплавлено и заполняет межгранулярное пространство. Полагают, что данный слой, названный астеносферой, выполняет амортизирующую роль для масс вещества, залегающих над ним, и создает условия гидростатического равновесия. Он является также основным базисным уровнем образования магматических очагов, источником магматических процессов, ибо достаточно в его пределах незначительно повысить температуру или снизить давление, чтобы началось плавление вещества.

Обобщенный разрез земной коры под океаном (вертикальный масштаб сильно преувеличен)

Обобщенный разрез земной коры под океаном

   Геофизические материалы свидетельствуют об изменчивости астеносферы по простиранию и глубине: в некоторых случаях обнаруживается несколько пластичных слоев. Выше астеносферы вещество мантии находится в твердом состоянии и вместе с земной корой образует литосферу - каменную оболочку Земли.

   Таким образом, отмечается отчетливое различие в строении Земли под материками и океанами. Материковая кора гораздо более мощная, чем океаническая, подошва материков лежит ниже, чем фундамент океанов, под океанами отсутствует «гранитный» слой. В соответствии с различным строением земной коры четко выделяются две основные структурные единицы Земли (планетарные морфоструктуры) - материки и океаны. Граница между этими структурами проходит не по береговой линии, а гораздо глубже. Континенты как бы выдвигаются в океан, образуя на его периферии обширные области (22,6% всей площади океанического дна). Их подножия достигают в океане глубин 2-3 тыс. м. На этой глубине и сочленяется океаническая земная кора с материковой. Граница между материковым и океаническим типом земной коры не во всех случаях выражена достаточно четко, так как для некоторых районов характерен постепенный переход от одного типа к другому.

   Подводная окраина материков, как уже сказано выше, по существу является частью планетарной морфоструктуры первого порядка, сложена земной корой материкового типа и по своему строению разделяется на несколько структурных элементов. Мелководная, прилегающая к суше часть представляет собой шельф, или материковую отмель. Шельф хорошо отражен на батиграфической кривой в виде террасы. Он имеет в целом выровненную поверхность и четким перегибом-бровкой отделен от нижележащего материкового склона. Общая площадь шельфа Мирового океана, по подсчетам советского геоморфолога О. К. Леонтьева, 31 млн.км2, средняя глубина - 130 м, хотя иногда (например, в Охотском море и в приантарктическом районе) он прослеживается гораздо глубже.

   Материковый склон - это как бы «торцовая» часть континента, обращенная к океану. Здесь резко возрастают уклоны дна, иногда они достигают 20-30°. Рельеф материкового склона разнообразен. Часто поверхность склона состоит из нескольких ступеней, образующих гигантскую лестницу, иногда он представляет крутой откос. Такие материковые склоны образованы, видимо, огромными расколами земной коры, по которым было опущено дно океана или, напротив, подняты материки. Материковый склон во многих районах пересекается подводными каньонами, прослеживающимися от бровки шельфа и еще выше, до подошвы склона. Каньоны заслуженно получили такое наименование, ибо это - грандиозные долины с крутыми бортами, плоским дном и довольно крутым падением по тальвегу. Подводные каньоны служат путями для обломочного материала, сносимого с суши. По ним движутся оползни, потоки воды, насыщенной мельчайшими частицами ила (так называемые мутьевые, или суспензионные, потоки), песчаные «реки». Весь этот материал, перемещающийся по каньонам и просто сваливающийся с крутых частей материкового склона, откладывается у подножия последнего. Нередко здесь формируются из наносов огромные равнины, представляющие собой слившиеся конуса мутьевых потоков. Эти равнины, простирающиеся на глубинах 2-3 тыс. км на десятки и сотни километров, формируют третий элемент окраин материков - материковое подножие. Выделение этой морфоструктуры обусловлено не только своеобразием рельефа, но и особенностями строения земной коры. В пределах материкового подножия континентальная кора выклинивается, по геофизическим данным, здесь отмечается прогиб, который при малом количестве осадков выражается в рельефе в виде ложбины, окаймляющей подошву материкового склона.

Описанный выше тип взаимоотношения океанской и материковой кор характеризует окраины атлантического типа. Значительно сложнее наблюдается картина на окраинах Тихого океана. Окаймляющая большую часть Тихого океана так называемая переходная зона отличается исключительно сложным рельефом, разделяющимся на несколько морфологических элементов. Она состоит из глубоких котловин окраинных морей (типа Охотского, Японского, Карибского), островных дуг (вулканических подводных хребтов с гирляндами островов типа Курильских, Алеутских и т. п.) и глубоководных желобов - узких, глубоких впадин, располагающихся, как правило, с внешней стороны островных дуг. К желобам - Курило-Камчатскому, Марианскому, Филиппинскому и др.- приурочены максимальные глубины Мирового океана. В переходных зонах происходит очень интенсивная тектоническая деятельность, здесь часты разрушительные землетрясения, эпицентры которых залегают очень глубоко, и извержения вулканов, земная кора в переходных зонах имеет как бы мозаичное строение: участки океанической коры чередуются с материковым типом коры, мощность ее меняется от места к месту. Под котловинами окраинных морей земная кора по своему составу близка к океанической, но отличается от нее значительно большей мощностью «базальтового» и осадочного слоев. В то же время «второй» слой выражен плохо или имеет малую мощность. Такой тип коры получил название субокеанического.

   Под островными дугами в одних случаях обнаруживается земная кора материкового типа, в других - субокеанического, в третьих - кора своеобразного строения, характеризующаяся сравнительно постепенным переходом «гранитного» слоя в «базальтовый», т. е. отсутствием здесь четкой границы между ними (так называемой «границы Конрада»). Такую разновидность коры предложено было называть субматериковой. Обычно материковая кора обнаруживается под крупными островными (или полуостровными) массивами, входящими в состав переходной зоны. Например, типичная континентальная кора слагает Японские острова, южная часть Курильской островной дуги сложена субконтинентальной корой.

   Сложное строение имеет земная кора и под глубоководными желобами. Обычно тот борт желоба, который одновременно является склоном островной дуги, характеризуется корой того типа, который слагает островную дугу; противоположный борт сложен океанической корой, а дно желоба - субокеанической.

   Представляет определенный интерес также рельеф поверхности Мохоровичича в переходной зоне. Глубоководной котловине здесь соответствует выступ поверхности Мохо. Островные дуги в одних случаях приурочены к областям прогиба поверхности Мохо, а в других - к выступам ее, однако менее рельефным, чем выступы под котловиной. Глубоководные желоба приходятся обычно на склон выступа поверхности Мохо, соответствующего переходу к ложу океана.

   Таким образом, основное, что в целом характеризует строение земной коры в пределах переходной зоны, - ее большая неоднородность, которая очень хорошо согласуется с резкой дифференциацией рельефа переходной зоны. Представляется, что эта дифференциация рельефа и земной коры в переходных зонах отражает высокую динамичность процессов развития земной коры в пределах этих зон. На этом основании выделяется специфичный тип земной коры, присущий переходной зоне. Его лучше всего назвать геосинклинальным типом, имея в виду, что по всем признакам строения и динамики коры переходные зоны в предлагаемом здесь понимании - это современные геосинклинальные области. Переходные зоны довольно разнообразны по своему строению. Они находятся, как можно предположить, на разных стадиях своего развития. Так, у тихоокеанских берегов Южной Америки нет островных дуг и окраинных морей, прослеживается лишь глубоководный Перуанско-Чилийский желоб. Марианский желоб окаймлен подводным хребтом с очень мелкими островами. Курильская и Алеутская переходные зоны имеют менее глубокие желоба, но более крупные острова. Еще более крупные массивы суши с материковым типом земной коры располагаются в Японской и Карибской переходных зонах. Последняя замечательна еще и тем, что ее островная дуга и с внешней, и с внутренней стороны окаймлена глубоководными желобами.

   В центральных частях океана, в пределах его ложа, занимающего более 50% площади дна океана, мы встречаемся с типичной корой океанического типа. Однако неправильно считать, что она достаточно однородна. Разные морфоструктуры океанского дна значительно отличаются по строению. Ложе океана состоит из огромных котловин и разделяющих их хребтов и возвышенностей. Наиболее впечатляющие положительные формы рельефа дна океана - срединно-океанические хребты. Они образуют целостную систему, пересекающую все океаны. Ни одна горная страна суши не может "по масштабам сравниться с этой системой хребтов. Общая длина срединно-океанических хребтов - около 80 тыс. км, площадь - более 15% площади океанов. Рельеф хребтов в сильной степени расчленен: они пересечены поперечными разломами, а в их сводовой части прослеживаются глубокие продольные рифтовые впадины. Срединно-океанические хребты представляют собой одну из самых тектонически активных зон Земли. Вдоль хребтов располагаются очаги землетрясений, здесь весьма интенсивен поток тепла из недр, широко проявляется современный и недавний вулканизм, происходят мощные тектонические движения.

   Земная кора в области срединно-океанических хребтов несколько отличается от типичной океанической. Здесь выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающих главным образом в понижениях между грядами и гребнями хребтов. «Второй» переходный слой также изменчив по мощности и, видимо, по плотности, так как скорость прохождения через него упругих сейсмических волн колеблется от 4,5 до 5,8 км/сек. Под «вторым» слоем залегают породы повышенной плотности, где скорости сейсмических волн от 7,2 до 7,8 км/сек, т. е. больше, чем в типичном «базальтовом» слое. Поверхность Мохо под срединно-океаническими хребтами не выражена. Складывается впечатление, что под гребнями хребтов вещество мантии поднимается к поверхности и смешивается с материалом базальтового слоя. По мере удаления от гребневых частей хребтов на их крыльях происходит переход к обычному типу океанической коры с хорошо выраженным «базальтовым» слоем. Тип земной коры, свойственный срединно-океаническим хребтам, советские ученые предложили назвать рифтогенальным, поскольку в условиях существования тонкой коры образуются грандиозные рифтовые впадины-долины.

Кроме срединно-океанических хребтов между отдельными котловинами протягиваются горные хребты и поднятия, отличающиеся по строению коры. Многие возвышенности дна представляют собой гигантские своеобразные вздутия океанической коры протяженностью в несколько тысяч, а шириной в несколько сот километров. Эти возвышенности служат фундаментом для больших групп вулканических островов. Например, Гавайский вал увенчан островами, поднимающимися над уровнем океана более чем на 4 км при глубине подножия вала от уровня океана 6 км. Среди такого рода поднятий могут быть выделены три группы структур: 1) с аномально высокой мощностью третьего слоя; 2) с аномально высокой мощностью второго слоя; 3) с аномально высокой мощностью второго и третьего слоев. По-видимому, эти различия связаны со временем заложения и длительностью формирования данных структур, ибо увеличение мощностей второго и третьего слоя происходило главным образом за счет вулканитов. Другой тип рельефа ложа океана - грандиозные ложбины и хребты, заложенные по разломам. В районах разломов дно разбито на отдельные глыбы, одни из которых подняты, а другие опущены.

   Дно океана преобразуется под воздействием многообразных процессов. Обычно в геологии различают внутренние, проходящие в глубинах Земли процессы и процессы внешние, обусловленные факторами, действующими на поверхности. Первые получили название эндогенных, вторые - экзогенных. К эндогенным процессам относятся землетрясения, вулканизм, различного рода тектонические движения, перемещающие отдельные блоки и целые континенты в горизонтальном и вертикальном направлениях, раскалывающие земную кору на плиты. В результате действия эндогенных сил создаются крупнейшие формы рельефа Земли. Источником энергии этих сил являются, по-видимому, гравитационная дифференциация вещества мантии Земли и радиоактивный распад. Кроме того, энергия выделяется при некоторых геохимических реакциях. Одной из таких реакций является серпентинизация, т. е. соединение оливина - одного из наиболее распространенных минералов верхней мантии - с водой. При этой реакции образуется горная порода серпентин, объем вещества увеличивается на 20-25% и выделяется значительное количество тепла. Многие геологи считают, что процесс серпентинизации активно протекает в гребневых зонах срединно-океанических хребтов.

   Мы уже упоминали о существовании на глубине 100-150 км менее плотного слоя мантийного вещества - астеносферы. Материал находится здесь в пластичном состоянии, и поэтому в этом слое могут возникать внутренние течения как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях. Менее плотный материал астеносферы, по мнению крупного советского тектониста В. В. Белоусова, «всплывает», собирается в отдельные массивы - «астенолиты», которые проплавляют земную кору, внедряясь в нее в виде огромных батолитов, образующих часто «сердцевину» горных массивов.

   Вообще, движение вещества в астеносфере и во всей мантии является, видимо, основой тектонической жизни планеты. Сейчас эти процессы активно изучаются советскими и зарубежными геофизиками, причем высказано много гипотез о механизме таких движений. С некоторыми из гипотез мы познакомим читателя в одной из следующих глав. Наиболее наглядные проявления эндогенных процессов - землетрясения и вулканизм. При землетрясениях почти мгновенно выделяется огромная энергия, которая вызывает большие разрушения, приводит к расколу земной коры, сдвигу отдельных ее блоков. Эпицентры землетрясений располагаются в толще земной коры (мелкофокусные) или в подкорковых слоях (глубокофокусные). Они распределяются по определенным областям Земли, образуя сейсмические пояса. Крупнейший по протяженности сейсмический пояс охватывает окраины Тихого океана, полностью совпадая с переходными зонами. Причем следует отметить, что здесь преобладают глубокофокусные землетрясения. Другая область проявления землетрясений - срединно-океанические хребты, где преобладают мелкофокусные землетрясения. При землетрясениях происходят значительные изменения рельефа земной поверхности. Например, хорошо известен огромный разлом, образовавшийся при землетрясении в Калифорнии. На Аляске в заливе Якутат после землетрясения 1899 г. произошло поднятие участка побережья на 14 м. В районе Ниигаты на берегу Японского моря, наоборот, во время землетрясения 1964 г. участок берега опустился на 2 м. К сожалению, подобные подвижки земной коры почти невозможно зарегистрировать на дне океана но, несомненно, они там происходят, причем в гораздо большем масштабе, чем на побережье.

   Более наглядно в рельефе океана проявляется вулканическая деятельность. Одинокие вулканы разбросаны по всему дну океана. Эти вулканические конуса строятся при извержениях из лавы, поднимающейся по трещинам из недр Земли. Каждое новое извержение надстраивает вулканы, многие из которых достигают 5-6 км в высоту. Часто вулканы образуют целые хребты огромной протяженности. Наиболее широко развита вулканическая деятельность в пределах срединных хребтов и активных переходных зон.

   Проявления в океане экзогенных процессов менее эффектны, чем эндогенных. Дно океана - наиболее низкий гипсометрический уровень Земли. Поэтому сюда попадают обломки пород, снесенные с более высоких уровней, продукты жизнедеятельности морских организмов и химических процессов, происходящих в толще вод и у дна. Все это приводит к образованию толщи океанических осадков, и в целом процесс осадкообразования - один из основных процессов преобразования рельефа дна океана.

   Обломочный материал, образующийся при разрушении (в результате выветривания, действия водных потоков, ветра и т. д.) горных пород суши, выносится в основном реками в береговую зону и на шельф. Этот материал (терригенные осадки) распределяется на шельфе благодаря деятельности волн и течений. Наиболее крупные частицы остаются в береговой зоне и на шельфе, более мелкие - переносятся к краю шельфа, а мельчайшие - разносятся в виде взвеси по всей акватории океана, постепенно опускаясь на его дно. В области материкового склона происходит снос осадков, поступающих с шельфа, в зону материкового подножия. На значительных уклонах материкового склона развиты подводные оползни, мутьевые потоки, подводные лавины и обвалы. В результате развития гравитационных процессов возникают разнообразные формы рельефа. Например, предполагается, что мутьевые потоки способны врезаться в материковый склон и формировать подводные каньоны. Основная часть терригенного материала, таким образом, транспортируется к подошве материкового склона и образует рельеф материкового подножия.

На ложе океана попадает небольшая часть терригенного материала. В формировании пелагических (глубоководных) осадков большую роль начинают играть скелетные остатки морских организмов, а также образования, формирующиеся за счет растворенных в воде химических элементов. В целом в процессе осадкообразования в океане происходит общее выравнивание его дна. Это естественно, так как осадки заполняют углубления рельефа. Однако из осадочного материала образуются и крупные положительные формы рельефа. Частицы терригенного и биогенного материала, попадающие в зону мощных океанских постоянных течений, переносятся ими в пределах сравнительно узкой зоны. Такой перенос осуществляется сотни тысяч лет по одной и той же трассе, и поэтому на дно в зоне действия течения проектируются огромные массы материала, формирующие гигантские аккумулятивные формы в виде, например, подводного хребта Блейк у подножия атлантического материкового склона США, Восточно-Тихоокеанского экваториального вала длиной до 3000 км, шириной до 500 км и высотой до 1,5 км. Подобные формы встречены в разных районах океана. Они исследованы и описаны американским ученым Б. Хизеном, советским исследователем О. К. Леонтьевым и др.

   Океанские течения, особенно придонные, создают и более мелкие формы рельефа типа песчаных волн, дюн, рифелей. Эти формы рельефа открыты благодаря развитию глубоководного фотографирования. Особенно сильные течения даже размывают дно или во всяком случае не позволяют откладываться на отдельных участках тонким частицам, оставляя оголенными коренные породы.

   При подводном фотографировании дна обнаружены многочисленные формы рельефа, созданные животными. Это бугорки, ямы, норки, просто следы ползающих организмов.

Глубоководные фотографии (по Н. Л. Зенкевичу): а) следы донных животных (глубина 2970 м);  б,в) коренные выходы горных пород среди форамини-ферового ила на глубине 1500 м. На фотографиях масштабные отрезки равны 10 см

Глубоководные фотографии

   Крупнейшие формы рельефа создают рифообразующие кораллы. Так, большой Барьерный риф у восточного побережья Австралии по своим размерам может соревноваться с крупнейшими горными системами Земли: его протяженность более 2000 км.

   Велико и рельефообразующее значение морского волнения. Волны разрушают дно, перераспределяют обломочный материал, создают аккумулятивные формы. Однако их деятельность ограничивается зоной берегов и шельфа, и поэтому более подробно об их созидательной и разрушительной роли будет рассказано в соответствующих разделах книги.

   Итак, достаточно полное представление о современных процессах, происходящих в океане, знание его современной природы - основной ключ к познанию его происхождения и истории. По интенсивности протекания того или иного процесса, по его распространению, характерным особенностям обычно определяют геологический возраст объектов, им созданных, условия, в которых эти объекты возникли. Подробное изучение океанического дна позволяет обосновывать гипотезы происхождения океана, понимать историю его развития. Например, выяснение в середине нашего столетия принципиальных различий в строении дна под океанами и материками сразу же привело к отмиранию нескольких признававшихся ранее теорий происхождения океана. Подробное изучение в пределах ложа океана распределения современных магнитных аномалий, напротив, возродило на новом уровне гипотезу дрейфа материков и отдельных участков океанического дна. Подобные примеры можно было бы продолжить, но читатель увидит, что в последующих главах книги нам для восстановления истории развития океана и отдельных его частей снова и снова придется обращаться к современным процессам, современным структурам. Можно сказать, что полнота наших знаний о прошлом океана в значительной степени зависит от того, насколько хорошо знаем мы его настоящее.

Класс!
Поделиться
vk.com/v_noviy_god_2018
Aviasales.ru - самый удобный поисковик авиабилетов.


статистика