Глава 14

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 (поPickard, 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*- 1,3SO 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.