Глава 14 1 страница

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОКЕАНОВ 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, считающемся 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 — разрушением береговых линий вол­нами, приливами, течениями; 2) переносом разнообразного материа­ла, выносимого реками, образующегося за счет вулканизма, эоловой (ветровой) деятельности, разносимого льдом, а также растворенного вещества; 3) аккумуляцией, или отложением, осадков: биогенных, гид­рогенных (эвапоритов, железомарганцевых конкреций), обломочных и космогенных (сферул); 4) преобразованием осадков в породы, или диагенезом и переотложением осадков. Прежде чем рассматривать геологические процессы в океанах и морях, необходимо сказать о свойствах самой водной массы и ее перемещении под действием раз­личных сил.

14.1. СВОЙСТВА ОКЕАНСКОЙ ВОДЫ

Огромная масса воды в океанах на разных широтах и разных глуби­нах отличается по своим свойствам, что придает водной массе рассло- енность, или стратифицированность.

Температура. Вода в океанах прогревается только в поверхностном слое, поэтому лишь 8 % океанских вод теплее +10 °С, а больше 50 % имеют температуру ниже +2,3 °С. Таким образом, океаны в целом хо­лодные (рис. 14.1).

Температура в океанах с увеличением глубины быстро понижается, особенно в поверхностной зоне, мощностью до 200 м, теплый слой воды как бы плавает над более холодной толщей, которая отделяется от вышележащего слоя зоной резкого, скачкообразного изменения тем-

Рис. 14.1. Изменение температур по вертикали в трех океанских бассейнах (по Dietrich, 1963)

пературы и плотности, называемой термоклином (рис. 14.2). Верхний теплый слой, подверженный воздействию ветровых волн, называют пе­ремешанным слоем, являющимся основным местом процессов фотосин­теза водорослей. На расстоянии по вертикали 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

Температура, °С Рис. 14.2. Постоянный термоклин. В верхнем перемешанном слое толщиной несколько сот метров может развиваться сезонный термоклин (по В. W. Pipkin et al, 1977)

около +17 °С, но она выше в Северном полушарии (+19 °С), чем в южном (+16 °С). На глубинах примерно 4 км Т составляет от О °С до +1 °С, а в придонном слое мощностью 200 м — до -1 °С.

Плотность вод Мирового океана зависит от температуры, соленос­ти и давления, т. е. от глубины. Плотность воды возрастает с глубиной, что определяет стратификацию водной толщи (рис. 14.3). Известно, что при Т = +20 °С плотность пресной воды составляет 1,0 г/см³, а морской воды с соленостью 35 %о — 1,025 г/см³. При Т = +2 °С плот­ность увеличивается до 1,028 г/см³, на глубине 5 тыс. м — 1,050 г/см³, а на глубине 10 тыс. м — 1,077 г/см³ (рис. 14.4). На увеличение плотно­сти влияют 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 60°. Самая высокая плотность океанской воды отмечена вокруг Антарктиды в свя­зи с формированием ледяных полей.

Холодная Легкая теплая Холодная

Широта Рис. 14.3. а — схематичное изображение распределения плотности в океане. Вода течет и (или) перемешивается вдоль линий постоянной плотности; б — фактическое распределе­ние плотности в Атлантическом океане, приведенное для сравнения (по Pickard, 1975)

Соленость Мирового океана — это общее количество растворенного вещества, в основном NaCl. Соленость океанов в среднем 34,69 г/кг, или 34,69 %о промилле (частей на тысячу). 75 % всех вод Мирового океана имеют соленость от 34,5 до 35 %о, но распределяется она нерав­номерно и зависит от количества выпадающих осадков, испарения, бли­зости устьев крупных рек, таяния льдов и т. д. (рис. 14.5, 14.6). В Крас­ном море соленость на севере равняется 41 %о. Повышенной соленостью, до 39 %о, характеризуется Средиземное море в своей восточной котло­вине. На дне Красного моря, где в современных рифтах выходят нагре­тые рассолы, соленость достигает 310 %о. Очень высокой соленостью ха­рактеризуются лагуны и заливы, отшнурованные от моря. В то же время моря, в которые впадает большое количество рек, обладают

14. №4

Рис. 14.4. Изменение плотности в поверхностных водах океанов с изменением широты

низкой соленостью, особенно вблизи устьев рек. Так, в Каспийском море средняя соленость составляет 12-15 %о, а в северной части 3-5 %о, что обусловлено притоком пресных волжских вод, в заливе Кара- Богаз-Гол соленость равна 164 %о. В Черном море соленость больше — 17-18 %о, зато в Балтийском море соленость воды в поверхностном слое не превышает 3-6 %о.

Рис. 14.6. Изменение солености по вертикали в трех океанских бассейнах (по G. Dietrich, 1963)

Давление в океанских водах возрастает на 1 атм на 10 м глубины. Поэтому в наиболее глубоководных районах океанов давление увели­чивается до огромных величин 800-1100 атм.

Химический и газовый состав морской воды. В океанской воде содержатся практически все химические элементы, но только ионы Na и С1 играют решающую роль (рис. 14.7). Преобладают хлориды (89,1 %), сульфаты (10,1 %), и совсем ничтожную долю составляют карбонаты (0,56 %), а соли, находящиеся в растворе, диссоциируют на анионы и катионы. Океанская вода по своему составу отвечает продуктам эмис­сии кислых газов вулканов с образованием гидрохлорноватой, серной, угольной кислот и выщелачивания силикатных пород (MeSi аА1вОс), где Me — Na, К, Mg, Са. Остальное — это нерастворимые окислы Si и А1, т. е. глинистые минералы.

СГ- 19,3 Na+- 10,7 Мд2*- 1,3 SO V 2,7 Са2*- 0,42 К*- 0,38 другие - 0,20

Рис. 14.7. Состав океанской воды на 1 кг (1000 г). Растворенные ионы даны в граммах

В течение фанерозоя, т. е. примерно за 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. СаС0₃ свя­зывается в известковых скелетах организмов, Si — в опалиновых скеле­тах, Me — 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, т. е. если в морской воде основную долю составляют хлориды, то в речной — карбонаты, свидетельствующие о том, что соленость океана не связана с привносом реками солей.

Газы, как и соли, растворены в океанской воде. Главными являются кислород, углекислый газ и азот.

Кислород поступает в воду прежде всего из атмосферы, а также за счет фотосинтеза 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.

При температуре О °С вода поглощает кислорода и азота в два раза, а углекислого газа — в три раза больше, чем при температуре +30 "С. При средней солености морских вод в 35 %о 1 л воды при давлении 760 мм рт. ст. поглощает кислорода при температуре -2 °С — 8,47 см³, +15 °С - 5,84 см³, а при +30 °С - только 4,50 см³.

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 охлажде­нии океана, кислород 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 в химически связаном — в карбонатах и бикарбонатах. Содержание С0₂ в воде составляет около 45 см³/л, причем 50 % его приходится на свободный С0₂, а другие 50 % находятся в связанном состоянии. Растворимость С0₂, так же как и О, уменьшается с повышением Т. Поэтому в низких широтах, где растворимость С0₂ в воде уменьшается, углекислота выделяется в атмосферу, в высоких ши­ротах, наоборот, поглощается. Максимальное содержание СО, наблю­дается в холодных придонных водах, которые растворяют известковые раковины планктонных организмов, не достигающих по этой причине океанского дна. Закономерность содержания С0₂ 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. 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 у океанской воды, задерживаются в термоклине и служат пи­щей для зоопланктона и бактерий. С другой стороны, более глубинные и холодные воды, богатые фосфатами, не могут пробиться 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.

14.2. ДИНАМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ МИРОВОГО ОКЕАНА

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 (рис. 14.8). 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. 14.9), 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 200 • 10⁶ м³/с, тогда как у других течений эта величина составляет (15-50) ■ 10⁶ м³/с, кроме Гольфстрима: 100 ■ 10⁶ м³/с (рис. 14.10). 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. Ж. де Кориолис установил влияние вращения Земли на движущуюся жидкость, которое в его честь было названо ускорением Кориолиса (рис. 14.11).

Суть этого влияния заключается в том, что направление вращения Земли в Северном и Южном полушариях 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/ч, при длине окружности 40 тыс. км. По направлению к полюсам скорость вращения уменьшается, и на полюсах она равна 0. Поэтому, чтобы выполнить закон сохранения количества движения, необходимо, чтобы частица,

Г

"л I I л

50 с. ш.

Западные ветры

2£^с. ш.

Северо-восточный пассат

г

Юго-восточный пассат

?5 ю. ш.

j

v.

Западные ветры

.„о

эО ю. ш.

Рис. 14.8. Схематическое изображение ветровой циркуляции в океане. Под действием

ветра поверхностные воды океана движутся в Северном полушарии по часовой стрелке, а в Южном — против часовой стрелки. Возникают два круговорота течений.

Несколько севернее экватора, в зоне встречи северо-восточных и юго-восточных пассатных ветров, между круговоротами проходит разделяющее их противотечение

Рис. 14.9. Главные поверхностные течения Мирового океана

А Б Рис. 14.10. Образование Циркум-Антарктического холодного течения благодаря перемещению литосферных плит. Белые стрелки обозначают холодные воды, черные — более теплые. А — 60 млн лет назад; Б — в наши дни

Рис. 14.11. 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)

Z[6]------- 1	Bsiepoi
Ч-------- 1	■■ r.'-'l 1
	v / У
— у	\ / /
_ /
----

Метворопогичеекмй жаатвр ЧЗго ttdcrtwiwt i')<::U'.'. r

пассаты

Рис. 14.12. 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 В. 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 1-5 см/с были открыты в 1960 г. Основными поставщиками холодных придонных вод являются районы Северной Атлантики, и особенно Антарктиды (рис. 14.13). Хо­лодные плотные воды, сформировавшиеся вокруг Антарктиды около 15 млн лет назад, составляют почти 60 % всех вод Мирового океана, достигая примерно 45° с. ш. в Тихом и Атлантическом океанах. А само Циркум-Антарктическое течение зародилось в раннем кайнозое при разделении Австралии и Антарктиды и возникновении пролива Дрейка между Южной Америкой и Антарктическим полуостровом. Эти воды бо­гаты кислородом и обладают температурой +2...+3 °С. В их образовании большую роль играют морские льды соленостью не более 30 %о. Следова­тельно, подледная вода становится солонее и плотнее, опускается на дно
и движется в низкие широты. Так как придонные течения следуют вдоль линий равной глубины — изобат, их называют контурными те­чениями и они обычно двигаются вдоль рельефа дна, а не перемещают­ся поперек придонных поднятий.

Рис. 14.13. Распределение течений воды в продольном разрезе Атлантического океана. Холодные арктические и антарктические воды располагаются в глубоких частях океана, 1 — теплая вода; холодные воды: 2 — антарктические, 3 — арктические

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. Уровень океана в течение суток не остается постоянным. Он периодически то повышается, то понижается. При­ливные силы возникают из-за действия масс Луны и Солнца на части­цы воды в океанах. Луна расположена ближе к Земле, поэтому ее вли­яние на Землю больше, чем Солнца с его неизмеримо большей массой. Двойная система Земля — Луна вращается вокруг оси, находящейся на расстоянии 0,73 радиуса Земли от ее центра. Силы притяжения раз­личных частиц Земли Луной не совсем одинаковые, т. к. частица в точке экватора, обращенной к Луне, притягивается сильнее, чем части­ца, расположенная на противоположной стороне экватора. Следователь­но, приливообразующая сила — это разность сил притяжения Луны или Солнца в любой из точек на поверхности и в ее центре.

Земля вращается вокруг своей оси значительно быстрее, чем Луна вокруг Земли. Поэтому два приливных «горба» движутся по поверхно­сти Земли в направлении, противоположном ее вращению. Это не только вызывает морские приливы, но и приводит к торможению вращения Земли. Так как суммарный момент количества движения в системе Земля — Луна остается неизменным, то Луна должна отдаляться от Земли, что и происходит.

Приливы достигают наибольшей величины в новолуние и полнолу­ние, т. е. когда Земля, Луна и Солнце находятся на одной прямой (рис. 14.14). Это положение называется сизигеем, и при нем воздействия Солнца и Луны на Землю суммируются и возрастают. В то же время, когда Луна находится в первой или последней четверти, т. е. линии Земля — Луна и Земля — Солнце образуют прямой угол, приливы минимальны. Так возникает полумесячное неравенство приливов.

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 северо-восток Канады или в Пенжинской губе (эстуарии) северной части Охотского моря (-13 м), а в Черном море приливно-отливные колебания захватывают всего лишь 10 см.

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. 14.15).

Но каждая частица воды, хотя и движется по орбитам с равными радиусами, но имеет некоторый сдвиг по фазе с небольшим запаздыва­нием по отношению к предыдущей фазе. Поэтому волновой профиль смещается в направлении действия ветра, и скорость этого смещения носит название фазовой скорости волны.

К элементам волны относятся: скорость — С, период — х, длина — L, высота — Н.

Т = L/C или L = С х, а Н определяется величиной энергии, переда­ваемой от ветра воде. 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 в 9 баллов — до 15 м. В северной части Тихого океана в 1933 г. наблюда­лась волна высотой в 34 м. Во время иунами — 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 85 м! Большинство океанских волн имеет длину 50-450 м при скорости от 25 до 90 км/ч на глубокой воде.

Рис. 14.14. Образование приливов в океанах на Земле. Положение приливных выступов при отсутствии (вверху) и наличии (внизу) трения

€ 1-я четВерть

3 -я vem Sep ть С .i.

Полнолуние €

Лунный прилиВ

"Солнце

\ Солнечный прилиб НоВолуние «)

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.

[

Рис. 14.15. Элементы волны (I) и ветровая морская волна (II)

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 увели­чиваются ее высота и крутизна склона, обращенного к берегу (рис. 14.16). Верхняя часть волны забурунивается и опрокидывается на ее передний склон, который всегда используют любители виндсерфинга, скользя с него, как с горы.

В Рис. 14.16. Различные типы обрушения гребня волны: А — ныряющий, Б — стекающий, В — выступающий. Забурунивание показано черным цветом

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.

Такие колебания уровня воды, охватывающие все море целиком, на­зываются сейшами. Они особенно типичны для внутриматериковых мо­рей, таких как Балтийское, Азовское, Черное. Высота сейш в последнем достигает 60 см.

14.3. РЕЛЬЕФ ОКЕАНСКОГО ДНА

21 декабря 1872 г. в 10 ч. утра начались промеры глубины океана с океанографического экспедиционного судна «Челленджер», плавание которого продолжалось четыре 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 гг. про­шлого 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 (рис. 14.17). В 1925-1927 гг. с его помощью был открыт в Южной Атлантике Сре- динно-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 гипсографическая кривая, из которой следует, что средняя высота суши всего 840 м, тогда как средняя глубина океана 3800 м. Из этой же кривой следует, что почти 21 % поверхности Земли занят сушей с высотами меньше 1000 м, а в океанах 53,5 % площади — это глубины от 3 тыс. до 6 тыс. м. Средний уровень рельефа континентов находится на 4600 м выше среднего уровня рельефа дна океанов, что отражает осо­бенности строения континентальной коры (рис. 14.18).

К основным формам рельефа океанского дна относятся: 1) средин- но-океанские хребты, 2) континентальные окраины и 3) глубоковод­ные, или абиссальные, котловины.

Срединно-океанские хребты (СОХ) имеют общую протяженность до 60 тыс. км, прослеживаются во всех океанах и обладают средней глубиной