учебники / Гаврилов В.П. «‎Общая и историческая геология и геология СССР»

его содержания в атмосфере. Иногда на дне морских бассейнов

и в самом донном грунте ввиду разложения органических остат­

ков и жизнедеятельности серобактерий образуется сероводород.

Характерным примерам такого бассейна является Черное море,

где уже на глубине 150-200 м начинается сероводородное за­ ражение. Таким образом, Черное море только на 13 % своего объема заполнено нормальной морской водой.

В водах ~ирового океана растворено и органическое веlЦе­

воды, ее цвет и прозрачность.

Пропорционально глубине в морях и океанах возрастает давление: на каждые 100 м глубинына 1 ~Па. Зависит оно

от плотности воды, которая колеблется от 1,0275 · 103 (поляр­

ные области) до 1,0220·103 кг/м3 (экваториальные области).

Рассчитать давление Р (~Па) можно по формуле:

Р = _!!L -1o-s

100 '

где Н-глубина, для которой производится расчет, м; р-плот­

ность морской воды, кг/м3 .

Температура ВОД ~ирового океана в поверхностных и в при­

донных слоях сильно различается. Поверхностные воды наи­

более сильно нагреваются в экваториальной зонедо 2728 ос, в полярных зонах температура падает до -1,5 °С. Сред­ няя температура поверхностных вод Мирового океана 17,54 "~С, причем самый теплый-Тихий океан (19,37 ос), а самый хо­ лодныйСеверный Ледовитый (-0,75 °С). С глубиной темпе­ ратура океанических вод понижается. На глубине 400 м она равна 4 '~'С, а в придонных слоях составляет: в Тихом и Индий­ ском океанах 1-2 °С, в Атлантическом- в пределах 2,5 °'С,

в полярных и субполярных водах -от -0,2 до -1 °С. Темпе­

ратура замерзания соленой морской воды -1,21 °С.

В полярных областях температурные условия благоприятны для образования льда. За короткое лето льды не успевают рас­

таять и формируются многолетние паковые льды, мощность ко­

торых иногда более 10 м. В Северном Ледовитом океане такие льды покрывают до 80 % поверхности. Кроме паковых льдов, в высоких широтах распространены айсбергиплавучие льды, возникшие за счет ледников суши. В с--еверном полушарии они спускаются до 50-й параллели, а в JQжном -до 30-й. Темпера­

турный режим вод океанов существенно осложняют холодные и

101

с глубиной изменяются скачкообразно, что приводит к страти­

фикации водной толщи. Исследования последних лет позволяют считать, что океанические воды представляют собой модель, со­ стоящую из серии почти однородных по физическим свойствам

слоев, толщиной от десятков метров до нескольких сантимет­

ров, перемежающихся более тонкими прослойками с резко от­ личными свойствами.

Слой, в котором вертикальные градиенты гидрологических элементов резко изменяются, называется слоем скачка. Обычно различают два основных типа слоев скачка: термаклин (харак­ теризует изменение температуры) и пикноклин. (характеризует изменение плотности). Слои скачка бывают сезонные и посто­ янные. Первые зависят от времени года: они появляются вес­ ной, а зимой исчезают. Непостоянна и глубина их залегания. Вторые существуют постоянно и более-менее на одной глубине. Постоянные слои скачка фиксируют сравнительно на больших глубинах. В Саргассовом море, например, верхняя граница тер­ моклинз лежит на глубине 500-600 м, а нижняяна глубине 1000-1200 м. Иногда в вертикальном разрезе морского бас­ сейна выделяется несколько слоев скачка. В Балтийском море

установлены два пикноклинана глубине 20-30 м и 65-

100 м.

Подводный аппарат, уравновешенный нейтрально, может

лежать на пикноклине, как на грунте, откуда и произошло на­

звание жидкий грунт.

К важным показателям динамики вод Мирового океана от­

носят течения, приливы и отливы, волновые движения, апве­

линг. На перемещение водных масс, nрежде всего, влияют воз­ действие ветра, nритяжение Луны и Солнца, а также колеба-

Течения--:- это горизонтальные перемещения огромных океа­ нических масс воды. Гольфстрим, например, за год переносит 750 тыс. км3 воды, что в 20 раз больше годового стока всех рек мира. Различают постоянные и периодические течения. Первые

возникают в основном за счет неравномерного прогрева океа­

нических вод и действуют постоянно. Вторые появляются в ре­

зультате действия меняющихся ветров и носят периодический

характер.

Постоянные течения, в свою очередь, классифицируют (по О. К. Леонтьеву) на фрикционные, стоковые и плотностные. Все главнейшие течения Мирового океана являются фрикционными, или дрейфовыми. Они подчиняются воздействию nерепада тем­ ператур, постоянно движущихся воздушных масс в атмосфере.

Кроме того, на них существенно влияют силы Карнолиса (силы вращения Земли), поэтому их и;ногда еще называют геострофи­ ческими. В результате воздействия сил Карнолиса в север­

ном nолушарии эти течения отклоняются на северсrвосток,

102

Cl.,

ав южномна юга-восток (рис. 27). Скорость геострофиче­

ских течений V определяется по формуле:

-v'sin \jJ

где А- ветравый коэффициент, равный 0,013; ш- скорость

ветра; 'ljJ-широта местности.

Таким образом, скорость течения прямо пропорциональна

скорости ветра и уменьшается с увеличением широты мест­

ности.

Геострофические течения образуют систему гигантских кру­

говоротов, разделенных океаническими фронтами. На рис. 27

видно, что в одних местах течения сходятся (конвергентные

зоны), а в других местахрасходятся (дивергентные зоны).

Крупные геострофические течения сопровождаются возникно­

вением характерных круговых образованийводных волчков,

называемых рингами (англ.- кольцо). Это сравнительно не­ большие замкнутые водные системы с круговыми движениями

воды, диаметр их измеряется сотнями метров, ·реже километ­

рами. Гидрофизические исследования показали, что в ядре ринга вода может быть холоднее или теплее окружающих вод.

Ринги с холодным ядром называют циклоническими, с теп­

лымантициклоническими. У первых диаметр ядра достигает

30 км, а скорость движения вод 8 км/ч; у вторых скорость те­

чения обычно не превышает 2 км/ч. Глубина рингов не более

600 м.

В последние десятилетия советскими учеными открыты гран­

диозные круговые течения океанических вод, названные синоп­

тическими вихрями. Горизонтальные размеры вихрей достигают

400 км, скорость перемещения частиц воды 10 см/с, а проник­

новения в толщу воды сотни и даже тысячи метров. Образова­

ние синоптических вихрей и рингов связывают с меандрирова­

нием основных струй геострофических течений, последующим отсечением меандр и преобразованием их в волчкаобразные

движения океанической воды.

Стоковые течения возникают в результате накопления воды

при обильном выпадении атмосферных осадков, таянии льдов

или нагонном действии ветра. Плотностные течения обуслов­

лены неравномерным распределением темпеР.атуры и солености

воды, а следовательно, и плотности по горизонтали.

Рассмотренные течения относятся к поверхностным. Кроме них, различают еще промежуточные (подповерхностные), глу­ бинные (придонные) и донные течения. Промежуточные тече­

ния проявляются до глубины 1 км, глубинные течения до 6 км;

донные течения характерны для дна океанов, они наименее изу­

чены. Глубоководными исследованиями последних лет на дне

104

океанов установлены характерные знаки ряби (рuфелu), кото­

рые указывают на интенсивное движение донных вод. В неко­

торых случаях, например в Тихом океане, инструментальна до­ казано существование донных течений со скоростью 28 см/с. В движение был вовлечен слой воды толщиной до 60 см.

Глубинные течения обычно направлены в nротивоположные

стороны по отношению к поверхностным. В результате возни­

кают мощные противоположные движения глубинных вод. Су­

ществует представление, что массы океанической воды харак­

теризуются конвекционным движением, при этом источник по­

догревасолнечное тепло-находится в верхних слоях океана.

Причиной такого необычного, на первый взгляд, конвекцион­

ного движения жидкости является избыточное давление, кото­ рое возникает в области нагрева верхних слоев океанической

воды. Согласно закону Паскаля, давление на любой глубине

равно массе столба жидкости с единичным поперечным се­

чением:

Pz=g·p1 ·Z,

где Pz- давление на глубине Z; g - ускорение силы тяжести в точке наблюдения; р 1 - начальная плотность жидкости.

Давление направлено во все стороны, но оно всюду ском­ пенсировано, поэтому жидкость находится в равновесии. При

прогреве верхних слоев океанической воды плотность ее умень­ шается и становится равной р2, а объем увеличивается, т. е.

жидкость начинает расширяться. Поскольку берега и дно оке­

анического или морского водоема не сжимаются при расши­

рении жидкости, то уровень моря по сравнению с прежним по­

высится на величину «h». Это создаст в области прогрева избы­

точное давление, равное g ·р2 · h. На произвольной глубине Z

давление изменится на величину 11Pz = g[p2 · h- (р,-р2)] · Z.

Поскольку р2<р1, то 11Pz уменьшается с ростом глубины и у дна будет равно нулю.

Избыточное давление вызовет горизонтальный nоток жид­

кости у поверхности из нагретой зоны в холодную. Но как

только уменьшится h, то у дна водоема, в свою очередь, по­

явится избыточное давление, но уже со стороны холодной зоны

и возникнет нижний поток из холодной зоны в нагретую, кото­

рый компенсирует отток жидкости из области нагрева с поверх­

ностным потоком.

В установленном режиме расходы верхнего и нижнего пото­

ков равны. Процесс поддерживается разностью температур дr

между нагреваемой и холодной зонами. При постоянном значе­

нии дТ неизменно и h. Верхний поток горизонтален пока су­

ществует горизонтальный градиент давления, затем он оnуска­

ется и соединяется с нижним потоком, замыкая конвекцион­

ный цикл циркуляции. Из-за непрерывности потока количество

!05

поднимающейся и опускающейся жидкости равно между собой.

В тех местах, где происходит опускание масс воды, могут воз­

никнуть обширные водовороты, а в местах подъема и выхода

на поверхность холодных возвратных потоковапвеллинг.

Апвеллингэто вертикальный подъем холодных глубинных вод к поверхности океана. Скорость такого восходящего потока сравнительно невеликанесколько метров в месяц (у Кали­ форнийского побережья - 20 м в месяц). Обычно они возни­ кают в дивергентных зонах морей и океанов. Поскольку темпе­

ратура придонных слоев мала, то в апвеллингах участвуют

холодные воды. Вместе с ними выносятся свежие запасы еще

неизрасходованных биогенных элементов, содержащихся в мор­

ской воде. Поэтому зоны апвеллинговэто наиболее густо за­

селенные животными организмами районы Мирового океана. Приливы и отливы представляют собой периодические ко­

лебания уровня Мирового океана под действием сил притяже­

уровень воды может повышаться до 21 м. Самые большие при­

ливы бывают во время новолуния и полнолуния, когда прили­

вообразующие силы Луны и Солнца складываютсяэто сизи­ гийные приливы. Во время первой и последней четвертой фазы Луны приливообразующие силы Солнца вычитаются из прили­ вообразующей силы Луны, и высота прилива будет минималь­ ной. Это - квадратурные приливы.

Волновые движения обусловлены перемещением частиц по­

верхностной части воды в вертикальной плоскости. Причиной их возникновения обычно является ветер. Под его действием по­ верхностные частицы воды описывают круговые и орбитальные движения в вертикальной плоскости. Будучи в наивысшей фазе орбитального движения, частицы образуют гребни волн, в нан­

низшей -ложбины волн. Расстояние по вертикали между лож­

биной и гребнем волны называется ее высотой. В открытом океане высота волн составляет 1,5-4,5 м. Штормовые волны у берегов Антарктиды достигают 16 м, максимальная высота волны 37 м замерена в Тихом океане. Расстояние по горизон­

тали между соседними гребнями волны наЗ?IВается ее длиной.

Обычно эта величина составляет 1 м, известны волны длиной до 210 м. Упорядоченные волнообразные движения образуют

рябь.

Волнообразные движения морской воды могут возникать не только в результате действия ветра. Так, при изменении атмос­ ферного давления над поверхностью моря образуются стоячие

волнысейши, амплитуда которых достигает 1,5 м.

Скорость движения волн в горизонтальном направлении различна и зависит от периода во,Jiны. Период JЗOJIHЬJ- ;по

J06

время, за :которое волна проходит nуть между смежными лож­

бинами или гребнями. Обычные мелкие волны подходят к бе­

регу с интервалом в несколько секунд, более крупные волны

с большей длиной подходят к берегу с интервалами до 20 с.

В глубокой воде скорость волны прямо связана с ее периодом. Так, волна с периодом 6 с движется со скоростью 35 км/ч,

а с периодом 20 с- со скоростью около 100 км/ч. В зависимо­

сти от высоты и длины волны обладают различной силой.

Средняя волна высотой 2 м оказывает давление до 15 т/м2,

штормовые же волныдо 80 т/м2 . Особенно значительна раз­

рушительная сила прибойных волн, т. е. таких, которые опроки­

дываются на берег. Опрокидывание волн происходит при вы­

ходе их на мелководье, когда глубина воды становится равной

высоте волн.

Очень мощные волны возникают при землетрясениях на

морском дне. Их называют цунами. Такие волны могут дости­ гать в длину сотен метров, а в высоту 25 м. Скорость движе­ ния цунами- 70()-800 км/ч. Они обладают огромной разруши­

тельной силой.

В последнее время еще один вид волн привлекзет внима­

ние океанологовэто внутренние волны. Предполагают, что

возникают они на границах слоев скачка температурных и плот­

ностных характеристик. Внутренние волны имеют гораздо большую амплитуду, чем ветровые, но гораздо меньшие скоро­

сти распространения.

В водах Мирового океана обитают разнообразные живот­

ные и растения. Часть из них непосредственно усваивает сол­

нечную энергию и преобразует ее в органическое вещество. Это продуцентырастительные организмы, обладающие способ­ ностью к фотосинтезу. Другие потребляют уже готовую продук­ цию. К ним относятся животныеконсументы. Третьи, реду­

центы, составляют бактерии, питающиеся растительными и

животными остатками. Они сами служат пищей для многих морских организмов. Биомасса продуцентов оценивается в 1,1, консументов- в 28,8 и редуцентов- в О, 1 млрд т. Годовая продукция растений в Мировом океане 240,2 млрд т (на суше- 430 млрд т), животных- 16,2 млрд т.

Распределение организмов в толще воды крайне неравно­ мерно. Выделяются две зоны их жизни: донная и поверхност­

ная (до 100 м), разделенные зоной разреженной жизни. Наи­ более обитаемы прибрежные районы экваториальной зоны. Бо­ гатая населенность этих областей океанов объясняется тремя

обстоятельствами: частыми апвеллингами, приносом с суши

речными артериями питательных веществ и хорошим прогревом

вод солнечным теплом.

Морская среда разделяется на пять зон обитания, каждая из которых характеризуется своей фауной и флорой: 1) лито-

107

ральная или nриливно-отливная, расnоложенная между уров­

нямн высокого и низкого приливов; 2) неритовая (до глубины

200 м); 3) батиальная (до глубины 2 км); 4) абиссальная

(ниже уровня 2 м); 5) пелагическая, которой соответствует верхний слой воды на обширных nространствах морей и океа­

нов за nределами латеральной зоны.

§ 2. ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСI(АЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ ДНА OI(EAHA

Анализ рельефа дна Мирового океана позволяет выделить че­

тыре круnные геоморфологические nровинции: подводные ок­

раины континентов, переходные зоны, океаническое ложе и сре­

динно-океанические хребты. Общие представления о вертикаль­ ном расчленении земной nоверхности, в том числе дна океанов, дает гипсаграфическая кривая (рис. 28). Из нее следует, что

в Мировом океане на долю глубин от О до 200 м приходится

7,2 % общей поверхности; от 200 до 3000 м- 16,5 %; от 3000

до 6000 м - 73,8 %; свыше 6000 м- 2,5 %.

Подводные окраины континентов занимают 80,61 млн км2 ',

или 22,4 % общей nлощади Мирового океана. В состав этой геоморфологической провинции входят три зоны: шельф, мате­

риковый склон и материковое подножие.

Шельф (англ.- полка, выступ, отмель) представляет собой nодводную равнину вокруг материков, простирающуюся от бе­

реговой линии до глубины, на которой резко увеличивается

крутизна дна. Обычно углы наклона шельфа не превышают 1°. Граница резкого увеличения крутизны дна называется внеш­

ним краем шельфа. Глубина моря вдоль этой границы колеб­

лется от 200 до 600 м. В геоморфологическом отношении шельфэто продолжение nрибрежных материковых равнин. Образование современного шельфа связывают обычно с тая­ нием четвертичных ледников, которое началось 10-15 тыс. лет назад. В то время уровень Мирового океана был на 100-150 м ниже современного. Средняя ширина шельфов 65-80 км, но она может колебаться от 1 до 1500 км. Площадь их 31,08 млн км2, т. е. 8,6 % поверхности Мирового океана. Рельеф характе­

ризуется наличием уступов, террас, nодводных поднятий и же­

лобов.

Материковый склон начинается на глубине 200-600 м рез­

ким nерегибом дна. В его пределах средние углы наклона

составляют 3-4°, максимальные 45°. На участках резкого пере­

гиба рыхлые осадки nод действием силы тяжести соскальзы­

вают, обнажая скалистые nороды. Нижняя граница материко­

вого (или континентального) склона проходит в среднем по

1 Площади геоморфолоrнческ11х зон дна Мирового океана nриведены no данным О. К:. Леонтьева.

108

Рис. 28. Гипсаграфическая кривая (и) и обобщенный профиль дна Мирового океана (6). По О. К. Леонтьеву.

Вверху справасоотношение площадей г~оморфологичеСJ<IIХ провннцнй океанического

дна

изобатам 2,5-3 км, варьируя от 1 до 4,5 км. Материковый

склон, как и шельф, относится к сравнительно узкому участку океанического дна, его ширина меняется от 8 до 270 км, а пло­

щадь равна 24,53 млн км2 , или 6,8 % площади Мирового океана. Высота склона составляет в среднем от 3 км (котло­ вины окраинных морей) до 6 км (островные дуги), иногда пре­ вышает 10 км (Марианская островная дуга).

Типичная форма рельефа материкового склоначередова­

ние крутых уступов, незамаскированных современными осад­

ками, и субгоризонтальных ступеней, покрытых рыхлыми

илами. Важная форма рельефа материкового склонасистема

поперечных подводных каньонов, представляющих собой глу­

боко врезанные V-образные долины, по которым с континентов поступает большое количество обломочного материала. Пере­ мещение последнего происходит с помощью мутьевых (суспен­

зионных или турбидитных) потоков, выносящих к подножию

огромные массы осадков, называемых турбидитами. Наиболее

распространены подводные каньоны на материковом склоне ат­

лантического побережья Северной Америки. Протяженность их

достигает сотен километров; в устьях каньонов формируются

109

мощные конусы выноса. Часто подводные каньоны продолжают

современные речные долины крупных рек (Гудзон, Конго, Ама­

зонка и др.).

Материковое подножие выделено в качестве самостоятель­

ной геоморфологической формы подводного рельефа сравни­ тельно недавно. Оно располагается в самом основании матери­

кового склона; его верхняя граница находится на глубине от 2

до 4 км, в среднем 3 км. Нижняя граница устанавливается на

глубине 5 км. Площадь материкового подножия 25 млн км2 , или 7 % площади Мирового океана. В морфологическом отно­

шенииэто наклонная, слабоволнистая равнина, ширина ко­

торой меняется от 200 до 1000 км. Поперечный профиль мате­

рикового подножия имеет форму вогнутой кривой, выполажи­

вающейся в сторону океана. Углы наклона в верхней части

подножия составляют первые градусы, а на границе с абис­

салью не выходят за пределы 10'. Выровненный рельеф мате­ рикового подножия осложняет система холмов высотой от 10

до 300 м. Предполагают, что это либо конусы выноса подвод­

ных каньонов, либо результаты оползания крупных блоков оса­

дочных пород или намывающей деятельности придонных те­ чений.

Рассмотренная геоморфологическая провинция Мирового

океана, выделяемая как подводная окраина материков, состоя­

щая из шельфа, материкового склона и материкового подно­

жия, весьма характерна для побережья Атлантического океана. Обычно она выделяется как атлантический тип окраин (или пассивная окраина) континентов. Кроме Атлантики, она при­ суща также Северному Ледовитому океану и западному сек­

тору Индийского океана. Иное геоморфологическое строение

характерно для азиатского побережья Тихого океана. Тихооке­ анический тип (или активная окраина) включает в себя шельф, материковый склон и глубоководный желоб. Имеет более слож­

ный рельеф, чем атлантический тип окраин.

Переходная зона (транзиталь, по Л. И. Красному; зона кра­

шинга, по И. П. Герасимову) наиболее отчетливо выражена вдоль северного и западного побережий Тихого океана (от бе­ регов Аляски до Новой Зеландии). Ширина ее достигает почти

4000 км. Степень расчлененности рельефа переходной зоны не

имеет аналогов не только в пределах других геоморфологиче­

ских провинций Мирового океана, но и на суше. Достаточно

сказать, что разность отметок ее поверхности достигает почти

15 км при очень высоком градиенте рельефа. Она состоит из

глубоководных котловин окраинных морей; подводных и ост­

ровных сооружений, известных под названием «островных дуг»;

глубоководных желобов, отделяющих переходвые зоны от абис­ сальных равнин океанов. Общая площадь переходных зон 30,62 млн км2, или 8,5 % общей площади Мирового океана.

110