Рельеф Мирового океана

По современным представлениям поверхность Земли — тонкая кора, покрывающа

расплавленные внутренности планеты. Передача энергии из внутренних слоёв к поверхности происходит путем конвективных токов.

Рис. 1.23. Возраст островов Атлантического океана.

На карте показаны Срединно-Атлантический хребет и другие зоны спрединга.

возраст

островов

О lt;20 млн. лет О ранний третичный период

токов кора слегка приподнимается, что приводит к образованию рифтовых (от англ. rift — трещина, расщелина) зон. Поднявшись к поверхности Земли, магма растекается в стороны, вызывая раздвижение коры. Таким образом, в районе рифтовых зон происходит образование новой океанической коры и постепенное расширение приводит к образованию океанов, а рифто- вые зоны становятся срединно-океаническими хребтами. В результате участки коры, расположенные в непосредственной близости от срединно-океанических хребтов, — самые молодые (рис. 1.23). Этот комплекс явлений, приуроченных к срединно-океаническим хребтам получил название спре- динг. Классическим примером зоны спре- динга является Атлантический океан (рис.

1.23). Примером недавно образовавшейся рифтовой зоны, не приведшей ещё к образованию океана является Красное море. Зоны срединно-океанических хребтов — центры современного вулканизма и землетрясений.

По направлению к материкам (с увеличением возраста) океаническая кора постепенно уплотняется, что приводит к увеличению глубины. В зоне контакта океанической коры с материковой могут происходить явления двух типов. В случае пассивных окраин нарастающая океаническая кора отталкивает материковую от зоны спрединга; пример пассивных окраин — берега Атлантического океана. В случае активных окраин океаническая кора согласно теории мобилизма уходит под материковую и вновь поглощается мантией. При этом одна плита скользит по другой. Вначале плоскость скольжения близка к горизонтальной, в рельефе эта часть зоны субдукции выражается в виде глубоководных желобов на границе плит и горами по краю материковых платформ (рис. 1.24, 1.25). Затем, по-

Срединно-Атлантический хребет

Рис. 1.24. Современные представления мобилизма.

вулкан

pentdj жёлоб              срединно-океанический

хребет

разломы

континентальная платформа

основание литосфер^ астеносфера J

астеносфера

Рис. 1.25. Схема зоны субдукции.

еле разлома океанической плиты под тяжестью материковой, плоскость скольжения становится близкой к 45°. Напряжение, создающееся в зоне скольжения, разгружается землетрясениями (ближе к зоне контакта на поверхности) и извержениями вулканов (дальше от зоны контакта на поверхности, где океаническая плита начинает плавиться, что снижает создающиеся напряжения). Поэтому эти зоны — центры современного вулканизма и землетрясений. Комплекс явлений, происходящий на активных окраинах океанов, называют субдукцией. Все глубокофокусные землетрясения, кроме Памиро-Гидукушских, происходят в зонах субдукции, их эпицентры расположены с континентальной стороны от глубоководных желобов. Землетрясение 2004 г. в Индийском океане, вызвавшее катастрофическое цунами, произошло в зоне субдукции. Из-за субдукции пород древнее 200 млн.

Северо-

Евразийская

американски;

Карибскря

Филиппинская

Тихоокеанская

Індостанскаі

Кокос

Африканская

Южн‘0-

імериканская

Наска

Австралийская

СКОТИа

смещения

Антарктическая

плит

Зоны: лллл субдукции

спрединга

Рис. 1.26. Современное положение платформ, зон спрединга, субдукции и горизонтального

смещения плит.

Кроме зон спрединга и субдукции на Земле имеются центры тектонической активности совершенно другой природы, расположенные вдали от них: в центре континентальных (Иеллоустон в США) или океанических (Гавайские и Маркизские острова, острова Общества) плит. Эти центры образуются в местах, где магма поднимается к поверхности Земли. В отличие от зон спрединга, такие участки не имеют большой протяжённости, в масштабах Земли они являются скорее точками, поэтому открывший их J.T. Wilson (1963) так их и назвал — горячие точки (hot spots). Восходящие токи магмы проплавляют «дырки» в плитах, на поверхности Земли это проявляется в виде одного или нескольких близкорасположенных вулканов, питающихся из одного магматического очага. Причины подъёма магмы в горячих точках неизвестны. Предполагают, что источник энергии подъёма магмы в них расположен глубже, чем в зонах спрединга, поэтому его положение гораздо

Рис.

более постоянно, чем положение плит. По мере движения плиты над горячей точкой положение «дырки» на плите меняется. В рельефе это выражается в том, что действующие вулканы угасают, появляются новые, и постепенно образуется цепочка всё более разрушенных вулканов. Так, у Гавайских островов центр горячей точки в настоящее время расположен юго-восточнее самого крупного острова, а самый древний вулкан, созданный в результате действия этой горячей точки — гора Meiji — находится на севере Императорских гор, около Алеутских островов и имеет возраст 74 млн. лет. Длина этой цепочки — 6130 км (рис. 1.27). Вполне возможно, что цепочка эта была бы ещё длиннее, но южнее

Рис. 1.28. Гипсографическая кривая.

Алеутских островов располагается зона субдукции, и океаническая платформа уходит в неё.

В рельефе Земли материковые платформы образуют более высокие участки, и они примерно соответствуют материкам, океанические платформы образуют более низкие участки, они примерно соответствуют океанам. Имеющаяся на Земле жидкая вода заполняет впадины, образуя океаны и моря, а не залитые водой возвышенности образуют материки и острова. Общее представление о современном распределении разных высот и глубин на Земли даёт гипсографическая кривая (рис. 1.28). Выделяют следующие крупные геоморфологические структуры: литораль, шельф, материковый склон, океаническое ложе, глубоководные желоба.

Литораль (приливо-отливная, или осушная зона) ограничена максимальными уровнями отлива и прилива. В некоторых местах она достигает ширины в несколько километров (при пологом дне и больших — до 12-16 м — приливо-отливных колебаниях уровня моря), но в среднем по Мировому океану она не превышает 10-15 м. Протяжённость этой зоны (с учётом островов) составляет около 1 млн. км (Виноградова, 1977), что составляет примерно 0,003% площади океана.

Жидкой воды на Земле сейчас достаточно, чтобы не только полностью покрыть океанические платформы, но и залить наиболее низкие части материковых платформ: их окраины и понижения. Эти затопленные участки материковых платформ получили название шельф. Падение уровня моря в плейстоцене приводило к тому, что практически весь шельф становился сушей. Края материковых платформ называют материковый склон, залитые водой океанические платформы — океаническое ложе, а узкие глубокие желоба в зонах субдукции так и называют глубоководные желоба.

Шельф — затопленная окраина материковых платформ — имеет в среднем малые углы наклона (отсюда и название: shelf— полка). За среднюю границу шельфа принимают 200 м, что почти в два раза выше реальной величины. Психологические причины этого рассмотрены в главе 6. На глубины 0-200 м приходится 7,6%.

Края материковых платформ — материковый склон — имеют гораздо большую среднюю величину наклона — 3°27\ что близко к среднему углу склона горных цепей (Степанов, 1974). Считают, что в среднем склон заканчивается на глубине 3000 м. На глубины 200-3000 м приходится 15,3% площади Океана. На океаническое ложе (глубины более более 3000 м) приходится 77,1% площади Океана.

Доля площади Мирового океана с глубами более 6000 м, которую считают границей глубоководных желобов — чуть более 1%.

Уровень моря на протяжении истории Земли менялся (рис. 1.29), трансгрессии (высокий уровень моря) сменялись регрессиями (низкий уровень моря). Как видно из рисунка представления об этих изменениях разных авторов не полностью идентичны. Тем не менее, очевидно, что современный уровень моря — один из самых низких в фанерозое. В настоящее время ледники покрывают около 10% суши, в них (преимущественно в Антарктиде) связано 26 млн. куб. км воды, или около 2% всей земной воды, если её растопить, то уровень моря поднимется примерно на 64 м.

,              ,              ды увеличивается, что вызывает

Рис. 1.29. Изменение уровня Мирового океана в фа-              С              _              , __

подъем уровня моря. Рис. 1.28 пока-

нсиизис.

А — уровень океана (пунктир — по Hallam (1984а), сплош-              ЗЫВает, ЧТО существовали периоды,

ная — по Brunton, Dixon (1994), Б — площади морей в % к              КОГДЭ уровень моря был гораздо

общей площади континентов. По Сеславинскому (1995) из              (ВОЗМОЖНО, ДО 500 м) выше СОВре-

JI.A. Невесскои (1999).              МЄННОГО. Для ТОГО, Чтобы обеСПе-

чить такой подъём уровня моря за счёт таяния ледников, их объём должен на порядок превосходить современный, т. е. вся Земля должна была быть покрыта слоем льда толщиной как в Антарктиде, что совершенно невероятно и не подтверждают палеонтологические данные. Поскольку нет оснований предполагать значительное уменьшение количества воды на Земле, очевидно, что уровень моря преимущественно определяют другие причины, связанные, по-видимому с объёмом океанических бассейнов: морфология дна, в частности развитие центральноокеанических хребтов, глубина котловин и т. п. Поскольку подъём уровня моря вызывали другие причины (не ледники), вполне можно предположить, что и падение уровня моря не столь однозначно связано с ними. Поэтому существуют теории (одну из первых предложил ещё М.В. Ломоносов), которые отрицают существование ледниковых периодов в том виде, как нас учат со школы (см. например, Восточно-европейские леса..., 2004).