Владимир Судариков - Геология и минеральные ресурсы Мирового Океана

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.

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.

Под ним лежит базальтовый слой, по существу не отличающийся от того, который образует нижнюю часть континентальной коры. Средняя мощность его 4,2 км. Таким образом, общая средняя мощность океанической коры без слоя воды всего 6,6 км, т.е. примерно в 5 раз меньше мощности материковой коры. Существенных различий в строении океанической коры под различными океанами не наблюдается.

Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Над срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой базальтов. Мощность его очень изменчива – от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры.

Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы. Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре.