Геология и минеральные ресурсы Мирового Океана - Владимир Судариков
Шрифт:
Интервал:
Закладка:
Из растворенных в морской воде газов наиболее важны кислород и углекислый газ. Нередко встречается также аммиак. В морях, из которых сток воды затруднен в океан (Черное море), на глубине скапливается сероводородный продукт разложения органических остатков. В Черном море глубже 183 м в связи с сероводородным заражением воды могут существовать только анаэробные бактерии.
По современным представлениям (академик Виноградов А.П.), только половина солевого состава океана произошла за счет эрозии материков, другая половина – за счет солей вулканического происхождения.
Краевые бассейны типа Черного моря характеризуются затрудненной циркуляцией воды. Черное отделено от Средиземного мелкими и узкими проливами. Вода на глубине его застаивается, быстро расходуется запас кислорода, а на дне накапливаются неразложенные органические вещества поступающие сверху. Верхняя зона опреснена за счет речного стока (соленость 16 г/кг), нижняя более соленая (22,5 г/кг). Ее минерализация поддерживается донным течением Босфорского пролива, несущим очень соленую воду Средиземного моря (38 г/кг), сразу же опускающуюся на дно. Органическое вещество на глубинах окисляется бактериями за счет восстановления сульфатов морской воды с образованием карбонатов и выделением сероводорода, который частично выделяется анаэробными бактериями при разложении белков. На дне моря накапливается черный ил и создается сероводородное заражение, убивающее (за исключением бактерий), все живые существа на глубинах превышающих 120-200 м.
Более слабое сероводородное заражение обнаружено в Готландской впадине Балтийского моря и в Каспийском море. В норвежских фиордах, отделенных от моря порогами, во время сильных штормов, глубинные сероводородные воды перемешиваются с поверхностными, вызывая массовую гибель фауны.
Солевой режим океанических вод меняется. Это подтверждается рядом явлений. Так, накопление огромных масс железистых кварцитов в допалеозойское время академик Страхов Н.М. объясняет незначительной соленостью вод древнего океана. Древние моря, по его мнению, представляли собой «огромные озероподобные бассейны с пресной или слабосолоноватой водой». Это обстоятельство способствовало осаждению железистых кварцитов в докембнрии на больших территориях, образуя огромные запасы (более 3 400 млрд.т.). Соли, растворенные в морской воде, способствуют осаждению коллоидов в виде хлопьев в прибрежной полосе, поэтому железистых кварцитов в палеозойское время и позже образуется мало.
Каспийское море, потерявшее связь с океаном, стало разбавляться речными водами.
На больших, так называемых критических или компенсационных глубинах, характеризующихся высоким давлением и низкой температурой воды, углекислота находится в особом полужидком состоянии. Это приводит к интенсивному растворению извести, накопление которой на этих глубинах прекращается. Критическая глубина в Тихом океане колеблется в пределах 4000-5100 м, в Индийском – 4500-5100 м, в Атлантическом – 3650-6000 м.
Давление на глубинах 10 км составляет 1000 кг/см2. Температура на больших глубинах не превышает 2-3 градусов, а в полярных морях колеблется от 0,7 до 1,6 градусов. Плотность морской воды зависит от солености температуры и давления. В среднем при солености 35 г/км, температура 0 градусов, плотность воды на поверхности воды составляет – 1,02813 г/см3 , а на глубине 10 км – 1,07105 г/см3. Хотя сжимаемость воды невелика, но если бы ее не было, уровень океана поднялся бы на 30 м.
2.4 Планетарные морфоструктуры дна Мирового океана
Океаническое дно подразделяется на глубоководное ложе и подводные окраины материков. Большая часть океанов, ограниченная подножиями материковых склонов и глубоководными желобами, сопряженными с островными дугами называются талассократонами (в отличие от кратонов – материковой плиты, сложенной сиалическим материалом).
Талассократоны состоят из плоских абиссальных равнин, разделенных срединно-океаническими хребтами на обособленные котловины, названные Удинцевым Г.Б. (1972) талапленами.
Абиссальные глубоководные равнины (от греч. абиссос – бездна) располагаются на глубине 3-6 км и занимают почти 42 % площади океанов. Это простые аккумулятивные пространства с холмами и с глубоководными медленно накапливающимися отложениями (несколько миллиметров в 1000 лет).
Океанические поднятия – это срединно-океанические хребты или просто положительные формы рельефа, возвышающиеся над океанским ложем. Они занимают почти 30 % площади океана. Подводные поднятия – это наиболее молодые участки океанического дна, в пределах которых осадочный покров имеет небольшую мощность или отсутствует совсем. Поднятия деформированы трансформными разломами, выраженными в виде уступов или желобов, с амплитудой, превышающей 2 км. Сюда относятся сводово-глыбовые поднятия и вулканические хребты. В океанах большое количество гор. Природа большинства из них вулканическая. На континентах такого количества вулканических гор нет.
Среди подводных гор находятся и гайоты. Это горы с уплощенными вершинными поверхностями, эродированными в надводных условиях, а затем опущенных (иногда на несколько километров) под уровень поверхности океана.
Общее представление о распределении земной поверхности по ступеням высот и глубин в океанах дает гипсографическая кривая. По способу построения это 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 (Степанов, 1959).
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 более 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.
Морфологически материковая отмель и материковый склон – единая система. 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.
К отрицательным формам рельефа дна океана относятся котловины, ложбины и океанические желоба (глубиной более 6000 м). Океанические глубоководные желоба – узкие и протяженные, в плане обычно дугообразные депрессии, располагающиеся вдоль внешнего края островных дуг, а также некоторых материков. Ширина желобов от 1 – 3 до нескольких десятков километров, а длина – сотни километров.
2.5 Типы земной коры
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 – мощность от нескольких сотен метров до 2 км;
2) гранитный – мощность 15-17 км, с плотностью 2,7 г/см3;
3) базальтовый – мощность 17-20 км, с плотностью 3,0 г/см3.
Океанический тип земной коры. Земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. Верхнюю ее часть составляет слой осадков со средней мощностью около 2 км.
