Глава 14.0. геологическая деятельность окенаов и морей
Водная оболочка Земли покрывает почти 71% ее поверхности (362 млн.км2 ), что в 2,5 раза больше площади суши (149 млн. км2 или 29%), так что нашу планету можно назвать океанической. Объем вод океанов и морей оценивается в гигантскую цифру 1,4 млрд.км3 , тогда как вся гидросфера составляет 1,8 млрд.км3. Распределение акваторий океанов таково, что в северном полушарии, считающимся материковым, суша занимает 39,3%, а океаны - 60,7%. В южном, океаническом полушарии, соответственно 19,1% и 80,9%.
Геологическая деятельность океанов и морей осуществляется разными процессами:
1) абразией (“абрадо” -соскабливать,лат.),разрушением береговых линий волнами,приливами, течениями; 2) переносом разнообразного материала, выносимого реками, образующимися за счет вулканизма, эоловой (ветровой) деятельности, разносимого льдом, а также растворенного вещества; 3) аккумуляция или отложения осадков: биогенных, гидрогенных (эвапоритов, железо-марганцевых конкреций), обломочных и космогенных (сферул); 4) преобразование осадков в породы или диагенез и переотложения осадков. Прежде чем рассматривать геологические процессы в океанах и морях, необходимо сказать о свойствах самой водной массы и ее перемещении под действием различных сил.
Свойства океанской воды.
Огромная масса воды в океанах на разных широтах и разных глубинах отличается по своим свойствам, что придает водной массе расслоенность или стратифицированность.
Температура. Вода в океанах прогревается только в поверхностном слое, поэтому лишь 8% океанских вод теплее +10°С, а больше 50% имеет температуру ниже +2,3°С. Таким образом, океаны в целом холодные (рис. 14.1.1).
Температура в океанах с глубиной быстро понижается, особенно в поверхностной зоне, мощностью до 200 м и более теплый слой воды как бы плавает над более холодной толщей,, которая отделяется от вышележащего слоя зоной резкого, скачкообразного изменения температуры и плотности, называемой, термоклином (рис.14.1.2). Верхний теплый слой, подверженный воздействию ветровых волн называют перемешанным слоем, являющимся основным местом процессов фотосинтеза водорослей. На расстоянии по вертикали в 100 м Т уменьшается на 10-12°С. Различают постоянный и сезонный термоклины.
В поверхностном слое температура изменяется от +30 ° С в низких широтах до 0° С
в высоких широтах. Среднегодовая температура воды около +17°С, но она выше в
северном полушарии +19°С, чем в южном - +16°С. На глубинах примерно в 4 км Т составляет от 0° до +1°С, а в придонном слое, мощностью в 200 м до -1°С.
Рис. 14.1.1. Изменение температур (°С) по вертикали в трех океанских бассейнах (по Dietrich, 1963)
Рис. 14.1.2. Постоянный термоклин. В верхнем перемешанном слое толщиной несколько сотен метров может развиваться сезонный термоклин ( по B.W.Pipkin et al,1977)
Соленость Мирового океана - это общее количество растворенного вещества, в основном, NaCl. Соленость океанов в среднем 34,69г/кг или 34,69‰ промилле ( частей на тысячу). 75% всех вод Мирового океана имеют соленость от 34,5 до 35,0‰, но распределяется она неравномерно и зависит от количества выпадающих осадков, испарения, близости устьев крупных рек, таяния льдов и т.д (рис. 14.1.3). В Красном море соленость равняется 41‰. Повышенной соленостью до 39‰, характеризуется Средиземное море. На дне Красного моря, где в современных рифтах выходят нагретые рассолы, соленость достигает 310‰. Очень высокой соленостью характеризуются лагуны и заливы, отшнурованные от моря.
В то же время моря, в которые впадает большое количество рек, обладают низкой соленостью, особенно вблизи устьев рек. Так, в Каспийском море средняя соленость составляет 12-15‰, а в северной части 3-5‰, что обусловлено с притоком пресных волжских вод. В Черном море соленость больше - 17-18‰, зато в Балтийском море соленость воды в поверхностном слое не превышает 3-6‰.
Плотность вод Мирового океана зависит от температуры, солености и давления. Плотность воды возрастает с глубиной, что определяет стратификацию водной толщи.
Рис. 14.1.3. Изменение солености (‰) по вертикали в трех океанских бассейнах ( по G.Dietrich, 1963)
Известно, что при Т =+20°С плотность пресной воды составляет 1,0 г/см3, а морской воды
с соленостью в 35‰ - 1,025 г/см3. При Т=+2°С, плотность увеличивается до 1,028 г/см3, а на глубине 5000 м - 1,050 г/см3. На увеличение плотности влияет повышение солености, понижение температуры и возрастание давления. Увеличение плотности воды приводит к ее погружению, что переводит обогащенные кислородом поверхностные воды на более низкий уровень. В Атлантическом океане наименьшая плотность воды наблюдается в районе экватора, а наибольшая - на широтах в 60°. Самая высокая плотность океанской воды отмечена вокруг Антарктиды в связи с формированием ледяных полей.
Давление в океанских водах возрастает на 1 атм. на 10 м глубины. Поэтому в наиболее глубоководных районах океанов давление увеличивается до огромных величин в
800-1100 атм.
Химический и газовый состав морской воды. В океанской воде содержится практически все химические элементы, но только ионы Na и Cl играют решающую роль (рис. 14.1.4).
Рис. 14.1.4. Состав океанской воды на 1 кг (1000 г). Растворенные ионы даны в граммах
Преобладают хлориды (89,1%), затем сульфаты (10,1%) и совсем ничтожную долю составляют карбонаты (0,56%). Соли, находящиеся в растворе, диссоциируют на анионы и катионы
Океанская вода по своему составу отвечает продуктам эмиссии кислых газов вулканов - гидрохлорноватая, серная, угольная кислоты и выщелачивания силикатных пород ( МеSi аAlвOс), где Ме - Na, K, Mg,Ca. Остальное - это нерастворимые окислы Si и Al, т.е. глинистые минералы.
В течение фанерозоя, т.е. за примерно 600 млн. лет состав воды и ее соленость практически не менялись. Это возможно только в том случае, если приток солей равняется
их удалению из воды. СаСО3 связывается в известковых скелетах организмов, Si - в опалиновых скелетах, Ме - в новообразованных минералах, S - в сульфидах тяжелых металлов в анаэробных условиях и т.д. В отличие от океанской воды, речная вода - это раствор бикарбоната кальция и кремнистой кислоты.
Газы, как и соли, растворены в океанской воде. Главными являются О и СО2. Кислород поступает в воду прежде всего из атмосферы, а также при фотосинтезе
растений (фитопланктона). Растворимость кислорода в воде уменьшается с повышением температуры, чем объясняется его низкое содержание в приэкваториальной зоне. Зато в высоких широтах наблюдается обогащение кислородом холодных вод. Взаимный обмен кислородом между атмосферой и океанскими водами происходит в связи со сменой сезонов, когда летом океан прогревается, избыток кислорода выделяется в атмосферу, а зимой, при его охлаждении, он поглощается из атмосферы и растворяется в воде. Глубоководные слои в океанах обогащаются холодными, тяжелыми, насыщенными кислородом водами, поступающими из высоких широт.
Углекислый газ в океанской воде находится либо в свободном состоянии, либо химически связан в карбонатах и бикарбонатах. Содержание СО2 в воде составляет около
45 см3/л, причем 50% его приходится на свободный СО2, а другие 50% находятся в связанном состоянии. Растворимость СО2 также как и О, уменьшается с повышением Т. Поэтому в низких широтах, где растворимость СО2 в воде уменьшается, углекислота выделяется в атмосферу, в высоких широтах, наоборот, поглощается. Максимальное содержание СО2 наблюдается в холодных придонных водах, которые растворяют известковые раковины планктонных организмов, не достигающих по этой причине океанского дна. Закономерности содержания СО2 в океанских водах влияет на образование и сохранность карбонатных осадков.
Сероводород присутствует в морской воде только в тех водоемах, где затруднен обмен воды с открытым океаном, например, в Черном море.
Рассмотрение основных параметров океанской и морской воды показывает насколько это сложная система, все составляющие которой тесно взаимодействуют между собой, влияя друг на друга. Пожалуй, наиболее важный вывод заключается в установлении факта стратификации, т.е. слоистости океанских вод.
Поэтому вертикальный разрез океанских вод характеризуется неоднородностью, наличием слоев с разной соленостью, температурой и плотностью, слабо перемешивающихся между собой. Если температурный скачок называется термоклином, то резкое изменение солености – галоклином, а изменение плотности – пикноклином.
Органические частицы столь широко распространенные во взвеси верхнего водного слоя, благодаря своему объемному весу, близкому к таковому океанской воды, задерживаются в термоклине и служат пищей для зоопланктона и бактерий. С другой стороны, более глубинные и холодные воды, богатые фосфатами, не могут пробитьься в верхние слои водной массы океана, т.к. для них препятствием служит хорошо перемешанная и теплая вода термоклина. Перечисленные выше свойства морской воды меняются от слоя к слою очень резко, поэтому водные слои могут как бы скользить друг по другу, а вода при этом перемещается на большие расстояния.
Движение океанских вод.
Вода океанов и морей находится в непрерывном движении. Эта циркуляция в поверхностных и глубинных зонах носит различный характер и определяется разными факторами.
Поверхностная циркуляция зависит в основном от ветров нижней атмосферы, влияющих на перемещение воды в самом верхнем слое. Характер циркуляции обусловлен перемещением атмосферы и вращением Земли. Поэтому в средних и низких широтах Северного полушария ветры образуют круговорот воды по часовой стрелке, а в южном - против. Это главные океанские антициклонические круговые течения (рис.14.2.1), которые не меняются от временного изменения направления ветра, т.к. обладают огромной инерцией. Только в северной части Индийского океана течения меняются из-за смены летнего и зимнего муссонов. Наиболее мощное течение - это циркумполярное, окружающее Антарктиду кольцом и перемещающееся с запада на восток с расходом воды в 200 × 106 м3/ с, тогда как у других течений эта величина составляет (15-50) × 106 м3/с , кроме Гольфстрима 100 × 106 м3/с. Круговые течения в океанах особенно сильны и узки по ширине в западной половине круговорота и более расплывчаты в восточной. Они служат переносчиком тепла. Нагреваясь около экватора в северном полушарии, вода переносит тепло далеко на восток, пример тому - Гольфстрим..
Все круговые течения с их асимметрией обусловлены вращением Земли с запада на восток. В 1835 г. Жак де Кориолис установил влияние вращения Земли на движущуюся жидкость, которое в его честь было названо ускорением Кориолиса (рис. 14.2.2).
Суть этого влияния заключается в том, что направление вращения Земли в Северном и Южном полушарии имеет различную ориентацию, если смотреть с Северного
и Южного полюсов соответственно. С Северного - против часовой стрелки, с Южного - по часовой. Неподвижное тело на экваторе вращается со скоростью 1670 км/час, при длине окружности в 40000 км. По направлениям к полюсам скорость вращения уменьшается и на полюсах равна 0. Поэтому, чтобы выполнить закон сохранения количества движения,
необходимо, чтобы частица, движущаяся от экватора к полюсу, смещалась к востоку по сравнению с неподвижными частицами, а от полюса к экватору к западу, т. е. они отклоняются вправо по отношению к направлению движения. В Южном полушарии их движение будет, естественно, противоположным. Несмотря на то, что ускорение Кориолиса мало - 1,5 ∙ 10-4 V sin ϕ см/с2, где V - скорость, а ϕ - широта, его влияние на воды океана и атмосферу очень велико, т.к. ускорение Кориолиса действует в горизонтальной плоскости. Поэтому ускорение Кориолиса играет важную роль в движении океанских вод.
. 14.2.1. Главные поверхностные течения Мирового океана
Так как вода в океанах стратифицирована, то даже небольшие различия в ее плотности приводят воду в движение и сразу же она подвергается влиянию ускорения Кориолиса. Течения, где градиент давления, т.е. перепад плотностей, соответствует ускорению Кориолиса, называют геострофическим (плотностными).
Рис. 14.2.2. Эффект ускорения Кориолиса: 1 – если вода или воздух перемещаются от экватора к полюсам, то они двигаются быстрее, чем вращающаяся поверхность Земли под ними и отклоняются к востоку (вправо в северном полушарии, влево – в южном); 2 – если вода или воздух перемещаются от полюсов к экватору, то они двигаются медленнее, чем вращающаяся поверхность Земли и отклоняются к западу ( вправо в северном полушарии, влево – в южном)
Обычно они направлены вдоль зон воды с разной плотностью. В результате нагона воды из-за дующих ветров и течений, уклон поверхности воды может достигать 1 м на 100 км. Такое явление известно в поперечном сечении Гольфстрима.
Течения, вызванные деятельностью ветра, уменьшают свою скорость с глубиной ввиду трения слоев в водной толще. На поверхности океана вода не движется точно в направлении ветра, а с действием ускорения Кориолиса, течение будет направлено под углом в 45° к направлению ветра, причем, чем глубже расположен слой воды, тем отклонение от направления ветра будет больше. Подобная закономерность была установлена в1902 г. В.В.Экманом и получила наименование спирали Экмана.
Апвеллинг представляет собой очень важное явление и заключается в подъеме воды в океанах с уровня термоклина или более глубоких слоев воды в силу разных причин.. Это и ветер, сгоняющий теплую воду с поверхности; и действие ускорения Кориолиса; и конфигурация береговой линии; и разница в плотности воды (рис.14.2.3). Значение процесса апвеллинга заключается в выносе к поверхности вод относительно богатых разнообразными питательными веществами, обогащая поверхностные слои компонентами, увеличивающими биопродуктивность. Поэтому апвеллинг, помимо других факторов, контролирует тип биогенных осадков: карбонатных, кремнистых, фосфатных. С апвеллингом связана низкая температура воды у побережий Калифорнии и Южной Америки, Северо-Западной и Юго-Западной Африки. В этих случаях важную роль играют пассаты, которые дуя с востока на запад постоянно сдувают нагревающийся поверхностный слой воды, а на смену ему поднимаются холодные глубинные воды.
Рис. 14.2.3. Процессы апвеллинга (описание в тексте). Точка в кружке – ветер, дующий в сторону читателя; косой крест в кружке – ветер, дующий от читателя. А – апвеллинг в открытом океане, обусловленный действием силы Кориолиса; Б – апвеллинг, вызванный ветром; В – перенос вод под действием силы Кориолиса; Г – апвеллинг, вызываемый конфигурацией берега; Д – апвеллинг, обусловленный разницей в плотности вод (по B.W.Pipkin et al, 1977)
Глубинная циркуляция отличается от поверхностной тем, что ее движущей силой является разница в плотности вод, обусловленная их охлаждением в высоких широтах, опусканием в придонные глубоководные области, а на смену этим холодным водам из низких широт поступают более нагретые воды. Так осуществляется глубинный круговорот, а придонные течения со скоростями 5-1- см/с были открыты в 1960 г. Основными поставщиками холодных придонных вод являются районы Северной Атлантики и, особенно, Антарктиды (рис. 14.2.4). Холодные, плотные воды, сформировавшиеся вокруг Антарктиды составляют почти 60% всех вод Мирового океана, достигая примерно 45° с.ш. в Тихом и Атлантическом океанах. Эти воды богаты кислородом и обладают температурой +2 - +3°С. В их образовании большую роль играют морские льды, с соленостью не более 30‰. Следовательно, подледная вода становится солонее и плотнее, опускается на дно и движется в низкие широты. Т.к. придонные течения следуют вдоль линий равной глубины - изобатам, их называют контурными
течениями и они обычно двигаются вдоль рельефа дна,а не перемещаются поперекпридонных поднятий.
Описанные выше течения, вызванные разными причинами, местами движутся навстречу друг другу и тогда возникают зоны конвергенции. Когда же течения как бы расходятся в разные стороны, образуются зоны дивергенции, которые благодаря подъему холодных, плотных вод, обогащенных кислородом, в свою очередь, богаты биогенным веществом, что определяет характер осадконакопления в этих зонах. Хорошо известен экваториальный апвеллинг,вдоль которого наблюдается высокая биопродуктивность.
Приливы и отливы. В двойной системе Земля-Луна возникают приливные силы. На Землю воздействует Луна и Солнце. Но поскольку Луна ближе к Земле, несмотря на меньшую массу ее воздействие сильнее. Приливы достигают наибольшей величины в новолуние и полнолуние, т.е. когда Земля, Луна и Солнце находятся на одной прямой (рис. 14.2.5). Это положение называется сизигеем (“сизигма” - сопряжение, греч.) и при нем воздействие Солнца и Луны на Землю суммируются и возрастают. В тоже время,
Рис. 14.2.4. Распределение течений воды в продольном разрезе Атлантического океана.
Холодные Арктические и Антарктические воды располагаются в глубоких частях океана.
когда Луна находится в первой или последней четверти, т.е. линии Земля-Луна и Земля-Солнце образуют прямой угол, приливы минимальны.
Высота приливов в открытом океане крайне мала, около 1 м, но эти движения охватывают всю водную толщу. Вблизи побережий, в зоне мелководного шельфа или в узких заливах, эстуарий рек высота приливов увеличивается, достигая, 18 м на СВ Канады или в Пенжинской губе (эстуарии) северной части Охотского моря ∼ 13 м.
Движение волн. Океанские и морские волны характеризуются круговыми движениями частиц воды, причем верхняя часть круга движется по направлению движения волны, а нижняя - в противоположную (рис. 14.2.6). Периодом волны называется время, за которое волна проходит расстояние, равное длине волны, ее фронтом
- линия, проходящая вдоль гребня волны. В открытом океане при нормальном ветре высота волн бывает от 0,3 до 5 м, а при сильном шторме до 15 м. В северной части Тихого океана в 1933 г. была измерена высота волны в 34 м.
Рис. 14.2.5. Образование приливов в океанах на Земле. I. При новой и полной Луне, солнечные и лунные приливы суммируются. 1 – Солнце, 2 – Земля, 3 – новая Луна, 4 – полная Луна, 5 – солнечный прилив, 6 – лунный прилив, 7 – первая четверть Луны, 8 – третья четверть Луны. II. Положение приливных выступов при отсутствии (ввуерху) и наличии (внизу) трения
Рис. 14.2.6. При движении волны частицы воды совершают круговые движения, оставаясь на месте. При накатывании волны на пляж, когда глубина становится меньше ½ длины волны, волна забурунивается и увеличивает свою высоту
Во время цунами - образования волн вследствие землетрясения, высота волны у берега может достигать 30-40 м, а в 1971 г. у островов Рюкю в Японии, высота волны цунами достигла фантастической величины в 85 м! Большинство океанских волн имеет длину в 50-450 м при скорости от 25 до 90 км/час на глубокой воде.
Круговые движения частиц воды в волне быстро уменьшаются с глубиной и постепенно сходят на нет на уровне, соответствующем половине длины волны. Таким образом, волновыми движениями затрагивается только самая поверхностная часть водного слоя, хотя существуют плохо изученные внутренние волны в термоклине.
Поведение волн в прибрежных районах резко отличается от такового в открытом океане. Как только глубина воды становится меньше четверти длины волны, последняя касается дна и круговые движения частиц воды становятся эллипсоидальными, уплощаясь ко дну, а на самом дне движения осуществляются только назад-вперед и скорость волны у дна резко замедляется. Скорость гребня волны опережает скорость в ее подошве, длина волны уменьшается, но сразу увеличивается ее высота и крутизна склона, обращенного к берегу. Верхняя часть волны забурунивается и опрокидывается на ее передний склон, который всегда используют любители виндсёрфинга, скользя с него как с горы.
Наконец, волна всей тяжестью гребня обрушивается на отмелый берег, таща за собой песок и гальку и формируя широкую полосу пляжа. Если волна подходит к приглубому берегу, то она всей своей массой ударяет в береговую кромку или обрыв, разрушая его.
Нельзя не упомянуть о таком явлении, как нагон воды при сильных и длительно дующих в сторону суши ветрах в районах низменных побережий. При таких процессах вода как бы сдувается с поверхностного слоя и перемещается, создавая подъем уровня. Так, с нагонами связаны наводнения в Санкт-Петербурге, когда ветер дует с запада на восток вдоль Финского залива. В Мексиканском заливе высота нагонных волн достигает 5 м, в Бенгальском - 6, в Северном Каспии 2-3 м.
Рельеф океанского дна.
21 декабря 1872 г. в 10 ч. утра начались промеры глубины океана с океанографического экспедиционного судна “Челленджер”, плавание которого продолжалось 4 года. Измерения велись канатом с грузом и когда ряд промеров соединили линией, то получили рельеф океанского дна. Всего было сделано 500 промеров. В конце 30-х годов нашего века, во время знаменитого дрейфа Папанинцев на льдине в районе Северного полюса измерения глубины Ледовитого океана проводили с помощью лебедки и троса с грузом.
Ситуация резко изменилась с изобретением эхолота, принцип действия которого ясен из рис. 14.3.1.
Рис. 14.3.1. Принцип действия эхолота. Звуковой сигнал отражается от дна и принимается снова на корабле. Зная скорость звука в воде и разделив время прохождения звукового сигнала на 2, получают глубину океана
В 1925-1927 гг. с его помощью был открыт в Южной Атлантике Срединно-Атлантический хребет немецкой экспедицией на “Метеоре”. Сотни тысяч промеров, профилей и т.д., сделанных со времени начала применения эхолота, позволили в 1963 г. Б.Хизену и М.Тарп составить подробную карту рельефа Мирового океана.
Распределение площадей по высотным уровням Земного шара дает гипсометрическая кривая,из которой следует,что средняя высота суши всего840м,тогдакак средняя глубина океана 3800 м. Из этой же кривой следует, что почти 21% поверхности Земли занято сушей с высотами меньше 1000 м, а в океанах 53,5% площади - это глубины от 3000 до 6000 м. Средний уровень рельефа континентов находится на 4600 м выше среднего уровня рельефа дна океанов, что отражает особенности строения континентальной коры (рис. 14.3.2).
К основным формам рельефа океанского дна относятся: 1) срединно-океанские хребты, 2) континентальные окраины и 3) глубоководные или абиссальные котловины.
Срединно-океанские хребты имеют общую протяженность до 60 000 км, прослеживаясь во всех океанах и обладают средней глубиной около 2,5 км. Как правило, они располагаются с середине океанов, за исключением Тихого, где хребет смещен к его восточной окраине.
Хребты представляют собой хорошо выраженное, пологое сводовое поднятие, возвышающееся над дном глубоководных котловин в среднем на 2 км, имея ширину до 1000 км. Обе стороны хребта симметричны и обладают умеренно расчлененным рельефом. Осадочный покров появляется только на флангах хребта и его мощность постепенно увеличивается в стороны от гребня. По простиранию рельеф хребтов может изменяться, Восточно-Тихоокеанский хребет отличается от всех остальных своей шириной - до 4000 км и высотой в 2-4 км над дном абиссальных котловин, а, кроме того, вдоль его оси отсутствует ярко выраженная у других хребтов щель, т.н. рифтовая (рифт – расселина, ущелье, англ.) долина (рис. 14.3.3). Например, в Срединно-Атлантическом хребте, рифт выражен глубоким, в 1-2 км ущельем, шириной в 20-40 км, впервые открытым Б.Хизеном из Ламонтской обсерватории США. Внутри главного рифта находится более узкий, всего в несколько км рифт, в котором наблюдается холмистый рельеф, образованный недавно излившимися лавами - базальтами. В редких местах, как, например, в Исландии, рифтовый хребет выходит на поверхность и его можно изучать
обычными геологическими методами. На дне узкого внутреннего рифта наблюдаются открытые молодые трещины - гьяры.
Рис. 14.3.2. Распределение площадей по высотным уровням. Гипсографическая кривая поверхности Земли, построенная по гистограмме частоты встречаемости (слева), показывает долю ( в %) поверхности, лежащей выше или ниже любого уровня ( по W.A.Anikuchine, R.W.Sternberg, 1973)
Еще одной замечательной особенностью срединно-океанических хребтов является огромное количество параллельных разломов, пересекающих хребет перпендикулярно его оси и смещающих осевую рифтовую долину (рис. 14.3.4). Такие разломы называются трансформными и нередко представляют собой глубокие ущелья,
Рис. 14.3.3 Характерные профили рельефа рифтовой зоны СОХ с различными скоростями спрединга. Неовулканическая зона ограничена символами V, а зона трещиноватости – F, отметки ГП определяют зону границы плиты
Рис. 14.3.4. Трансформный разлом. 1 – рифтовая долина, 2 – трансформный разлом, 3 – эпицентры землетрясений, 4 – направление перемещения масс
с уступами, крутыми склонами, пересекающими не только сами хребты, но и дно прилегающих глубоководных котловин. Длина разломов достигает 3500 км, а амплитуда вертикального смещения от нескольких сот метров до 4 км. Величина горизонтального смещения превышает 3800-4000 км, за счет чего хребет изгибается наподобие буквы S.
Осевые зоны срединно-океанических хребтов обладают повышенной сейсмичностью, неглубоким расположением очагов землетрясений, а в трансформных
разломах сейсмически активным оказывается отрезок между двумя смещенными участками рифтовой долины хребта.
Глубоководные котловины расположены между континентальными окраинами и срединно-океаническими хребтами и подразделяются на 3 типа: 1)плоские и слабохолмистые равнины; 2) подводные возвышенности; 3) подводные одиночные горы и группы гор.
1.Плоские абиссальные равнины в глубоководных котловинах встречаются во многих океанах, они обладают очень ровным дном, шириной до 2000 км, иногда со слабым уклоном, не превышающим 1 м на сформированной за счет выноса материала с суши.
2.Котловины с подводными возвышенностями или холмами широко распространены в Тихом океане, где занимают до 85% его площади, хотя встречаются и в других океанах. Дно таких котловин покрыто овальными холмами высотой до 1 км и диаметром до 10-50 км, частично погребенными под осадочным чехлом. Холмы часто располагаются группами и реже поодиночке.
3.Подводные горы представлены, как правило, вулканами и располагаются либо поодиночке, либо группами, обладают типичной для вулканов конусовидной формой. Основания вулканов погребены под осадочными толщами. Если вулканов много, они могут сливаться в протяженные хребты, как, например, Гавайский или Имераторский хребты в Тихом океане. Вулканические горы, поднимаясь выше уровня моря постепенно разрушаются абразией и на них формируется плато. В дальнейшем, в связи с опусканием океанического дна, они оказываются под поверхностью воды. Такие плосковершинные горы - гайоты, были открыты в 1940 г. Хессом, и особенно широко развиты в северо-западной части Тихого океана.
Континентальные окраины подразделяются на два главных типа. Один из них это окраины Атлантического типа или пассивные окраины,второй- окраины Тихоокеанского типа или активные.Разделение на Атлантический и Тихоокеанский типыбыло предложено еще Э.Зюссом в 1883 г. Окраины 1-го типа - это непрерывно, с момента образования, погружающиеся края континентов, на которых накопилась мощная толща осадочных отложений, в основном за счет материала, сносимого с суши. Вулканизм и сейсмичность отсутстсвуют.
Окраины 2-го типа характеризуются наличием расчлененного рельефа, присутствием глубоководных желобов, островных дуг с активным вулканизмом и высокой сейсмичностью, иногда наличием окраинных морей, высокой тектонической
активностью и присутствием наклоненной от глубоководного желоба под континент зоны гипоцентров (очагов) землетрясений до глубины 700 км.
Из вышеизложенного четко видна разница между двумя типами континентальных окраин. Одна, действительно, лишь пассивно опускается, вторая испытывает активные тектонические движения и вулканизм.
Окраины Атлантического типа(пассивные) образовались в результате расколадревнего материка, расхождения в стороны его половин и погружения отдельных краевых блоков континента, ввиду охлаждения океанской коры, а накапливающиеся толщи осадков своим весом способствуют еще большему погружению (рис. 14.3.5, А).
Рис. 14.3.5. Пассивная континентальная окраина: 1 – суша, 2 – океан, 3 – шельф, 4 – континентальный склон, 5 – континентальное поднятие, 6 – морские осадки, 7 - континентальные осадки, 8 – базальты, 9 – каменная соль, 10 – рифтовый массив, 11 – направление смещения блоков, 12 – листрические сбросы, 13 – континентальная кора
В морфологии таких окраин выделяется шельф, непосредственно примыкающий к суше и представляющий собой очень мелкое, до 200 м, дно океана или моря. Ширина шельфа, как, например, в Северном Ледовитом океане может достигать и более 1000 км. Иногда глубина т.н. высокого шельфа, достигает 300-500 м. Внешняя граница шельфа очерчена четким перегибом рельефа дна или бровкой шельфа. Во время ледниковых эпох большие участки мелководного шельфа были сушей и сейчас на шельфе прослеживаются древние долины рек, террасы, погребенные бары и другие формы рельефа. В районах недавних материковых оледенений на шельфе имеются моренные гряды, а рядом с ними большие песчаные равнины - зандры ( см. гл.12 о ледниках). На Западно-Африканском шельфе во время низкого уровня океана в последнюю ледниковую эпоху реки глубоко врезались в шельф, вырабатывая долины, по которым материал выносился за пределы шельфа, иногда образуя дельтовые конусы.
От бровки шельфа начинается континентальный склон, представляющий собой участок морского дна, обладающий наклоном до 7-8° и даже 10-15°, относительно не
широкий и прослеживающийся до днищ глубоководных котловин, т.е. 3000-5000 м. Выполаживающаяся нижняя часть склона называется подножием континентального склона. Нередко континентальный склон изрезан глубокими,до1км,каньонами,выработанными против устьев крупных рек, впадающих в океан. Другие каньоны - это результат донной эрозии мутьевыми потоками, периодически сходящими, наподобие лавин, со склонов и, благодаря, большей плотности, прорезающими осадочные породы континентального склона.
Значительная мощность (до 10-15 км), осадочных отложений на пассивных окраинах, кроме обильного выноса материала с суши, связана еще с явлениями оползания и мутьевыми потоками.
Окраины Тихоокеанского типа(активные) развиты преимущественно попериферии Тихого океана, в восточной части Индийского океана и характеризуются, прежде всего, сильно расчлененным рельефом (рис. 14.3.5,Б).
Рис. 14.3.6. Активная континентальная окраина: 1 – континентальная кора, 2 – океаническая кора, 3 – литосфера, 4 – астеносфера, 5 – аккреционный клин, 6 – островная дуга, 7 – окраинное море, 8 – первичный магматический очаг, 9 – суша континента, 10 – глубоководный желоб
Если провести профиль в широтном направлении в западной части Тихого океана, через Японию, то, начиная с ровного глубоководного ложа океана через небольшой вал мы пересекаем глубоководный желоб, наиболее глубокую структуру всех океанов, глубиной от 7 до 11 км. Самая большая глубина измеренная с корабля “Витязь” в Марианском желобе составляет 11022 м и в желобе Тонга - 10800 м. Желоба обладают асимметричной структурой с более пологим и низким океаническим бортом и крутым и высоким - у островной дуги или континентальной окраины. В желобах иногда наблюдается узкое горизонтальное днище, а внутренний склон осложняется уступами.
Далее в сторону континента активные окраины обладают рельефом двух типов. В одном из них за желобом, имеющим в плане дугообразную форму, выпуклую в сторону океана, располагается островная дуга, усеянная действующими вулканами и обладающая расчлененным гористым рельефом. Хорошо известны такие островные дуги как
Алеутская, Курильская, Японская, Марианская, Антильская, Зондская и другие. За островной дугой располагается т.н. окраинное море, отделяющее островную дугу от континента. Примерами таких морей являются: Берингово, Охотское, Японское, Филиппинское, Коралловое, Южно-Фиджийское и другие, находящиеся на западе Пацифики. Глубина окраинных морей может достигать 3 км и все особенности их строения свидетельствуют о том, что они образовались в условиях тектонического растяжения.
Второй тип представлен активными окраинами без окраинных морей. На востоке Тихого океана, вблизи Центральной и Южной Америки находятся глубоководные желоба
и сразу же за ними на окраине континента поднимаются горные хребты с действующими вулканами. Таковы Анды, простирающиеся вдоль западного края Южной Америки. В этих случаях окраинные моря отсутствуют. Помимо вулканизма, активные континентальные окраины характеризуются высокой сейсмичностью, вызванной уходящей наклонно в сторону континента, т.н. сейсмофокальной зоной Беньофа, достигающей глубин в 600-700 км. Наличие такой зоны не случайно и связано, как мы увидим в дальнейшем, с погружением - субдукцией океанической коры под континентальную.
Рельеф дна Мирового океана очень ярко отражает особенности его геологического строения и развития. Ни один из его элементов не является случайным и полностью вписывается в современную геологическую теорию - тектонику литосферных плит.