Океанические бассейны

Методы изучения. Океаническое дно изучается разными способами. Глубина воды определяется акустическим зондированием. Океаническая кора под толщей воды исследуется с помощью отраженных и преломленных сейсмических волн, гравиметрических измерений, магнитометрии, измерения теплового потока и сейсмо-акустического зондирования осадков. Самый новейший метод исследования океана заключается в использовании подвижных, управляемых, погружающихся на глубину аппаратов, позволяющих проводить детальные наблюдения и фотографировать
с близкого расстояния. Находящиеся внутри акванавты могут манипулировать механическими руками для захвата образцов.
Прежние приспособления для отбора образцов включали пробоотборные трубки, с помощью которых можно было поднимать колонки рыхлых, неконсолидированных осадков длиной в несколько метров. Использование судна «Гломар Челленджер» с буровой установкой увеличило этот диапазон до многих сотен метров и при этом для твердых, литифицированных (консолидированных) пород, залегающих ниже рыхлых осадков океанического дна. Акустическое зондирование. Глубина океанических бассейнов определяется главным образом с помощью акустического зондирования. Эхолотом измеряется время, за которое звуковой сигнал достигает дна и его отражение - эхо возвращается обратно к кораблю. Исходя из известной скорости распространения звука в воде, прибор автоматически регистрирует глубину по мере того, как корабль следует своим курсом. Записывающие устройства используются для получения непрерывной записи, по которой составляются карты океанических бассейнов. В последние десятилетия за счет использования электронного навигационного оборудования и искусственных спутников сильно повысилась точность определения местонахождения корабля во время зондирования. Проект глубоководного бурения. Совместные океанографические исследования под названием «Проект глубоководного бурения» (сокращенно ДСДП) с использованием судна «Гломар Челленджер» с буровой установкой начались с серии рейсов в 1968 г. За 59 рейсов, выполненных в течение первых 10 лет работы, было пробурено 688 скважин в 541 пункте в Атлантическом, Тихом и Индийском океанах, Мексиканском и Калифорнийском заливах, Средиземном море. Была накоплена большая коллекция-более 51 830 м керна, которая в настоящее время доступна для изучения учеными разных специальностей всего мира. Самая большая глубина океана в местах бурения составляла 7044 м в рейсе 60 в Марианском желобе. Максимальная глубина, на которую были вскрыты породы ложа океана, составила 1300 м. Древнейшие из вскрытых скважинами пород относятся по возрасту к низам верхней юры (около 160 млн. лет), что подтверждает предположение об удалении более древних пород в результате спрединга океанического дна, завершающегося их погружением (субдукцией) в мантию.
Одна из скважин, пробуренных в Калифорнийском заливе, должна быть приспособлена для опускания в нее 5-метрового контейнера с сейсмочувствительной аппаратурой, для удобства соединенной с записывающим прибором на дне. Целью является долговременная запись в этом районе современного (в геологическом смысле) рифтинга и спрединга океанического дна.
В августе 1972 г. началась третья фаза работ по Проекту глубоководного бурения, которая продолжалась до августа 1975 г. Затем последовала Международная фаза бурения дна океана (сокращенно ИПОД), отличающаяся расширенной квотой международного финансирования и большим числом участвующего в работах персонала. Ряд ученых настаивают на использовании значительно более крупного спасательного судна «Гломар Эксллорер», принадлежащего Военно-морскому флоту США и потенциально способного производить бурение на большую глубину, при условии, если можно будет прийти к соглашению относительно приемлемой программы работ и найти необходимые для этого средства. Главной задачей в этом случае было бы
изучение континентальных окраин, где можно рассчитывать на открытие месторождений нефти и газа. Глубина бурения с «Гломара Челленджера» ограничена длиной его буровой колонны, которая составляет 7317 м. Ряд исследователей предпочли бы продолжить менее дорогостоящее, чем на «Эксплорере», относительно неглубокое бурение с «Гломара Челленджера» со стратиграфическими целями.

Крупные элементы рельефа

Главные элементы рельефа океанических бассейнов - это 1) континентальные шельфы, 2) континентальные склоны с подводными каньонами, 3) континентальное подножие, 4) система срединно-океанических хребтов, 5) островные дуги, 6) ложе океана с абиссальными равнинами, положительными формами рельефа (главным образом вулканами, гийотами и атоллами) и глубоководными желобами. Континентальные шельфы. Континентальные шельфы представляют собой окраины континентов, погруженные приблизительно до 200 м ниже уровня моря у их внешнего края, откуда начинается более крутое погружение морского дна. Их общая площадь около 7 млн. км2, или около 2% площади дна Мирового океана.
Поверхность шельфов разнообразна. Местами она осложняется подводными руслами и грядами, замкнутыми депрессиями, подводными террасами и коралловыми рифами. В одних местах дно образовано коренными породами, в других - илом, песком или галькой. На дне мелкого моря у берегов Новой Англии и восточной Канады в изобилии представлены ледниковые формы рельефа - друмлины, зандровые наносы, глубокие троги.
Континентальные шельфы особенно чутко реагируют на относительные изменения уровня океана, вызываемые тектоническими движениями, размывом и понижением суши, накоплением осадков в акваториях. Изменения обусловлены
также потерей воды, идущей на образование льда в ледниках, или ее возвращением в океан при их таянии. Опускание берега или повышение уровня моря могут приводить к вторжению моря на территорию прибрежных низменностей. И наоборот, при воздымании берега или понижении уровня моря часть континентального шельфа может превратиться в прибрежную равнину. Континентальный склон и подводные каньоны. От внешнего края шельфа, называемого также бровкой шельфа, дно опускется круче (хотя все же достаточно плавно), образуя континентальный склон. Его ширина от 15 до 30 км. Континентальный склон вместе с континентальным подножием погружается до глубин порядка 2000 м.
Долины на континентальном склоне, частично продолжающиеся в область континентального подножия, называются подводными каньонами. Каньоны во многих местах рассекают континентальный склон в виде глубоких (1200 м) V-образных, похожих на долины депрессий с крутыми стенками. У некоторых из них имеется ветвистая или дендровидная сеть притоков, аналогичная той, которую создает речная эрозия на суше. Часть их лежит на продолжении устьев рек, таких, как Конго, Инд, Гудзон, Делавэр, Колумбия, тогда как у других соответствующие им элементы на близлежащей суше отсутствуют или почти отсутствуют. В нижней части каньоны достигают глубины 2000-3000 м ниже уровня моря. Стенки каньонов часто скальные, а донные осадки, сгруженные у их устьев на континентальном подножии, указывают на то, что каньоны играют роль лотков, по которым тонкий, а также грубый осадочный материал сносится на большую глубину.
Механизм образования каньонов с уверенностью не установлен. Его связывают с 1) эрозионной деятельностью турби-дитных течений, 2) мутьевыми потоками и процессами подводного оползания, 3) эрозионной деятельностью рек, дренировавших континентальные окраины в эпохи понижения уровня моря, 4) эрозионной деятельностью приливных течений, 5) разрывной тектоникой.
Турбидитные течения представляет собой нисходящие под действием силы тяжести потоки воды, насыщенной взвешенным материалом и поэтому более тяжелой, чем чистая вода. Вследствие ускорения на подводных склонах они могут увлекать песчаный материал со скоростью, достаточной для того, чтобы вызвать эрозию. Известно, что турбидитные течения рвут подводные трансатлантические кабели, но многие геологи сомневаются в их способности глубоко врезаться в твердые породы. Некоторые подводные каньоны, как, например, каньон Скрипc у побережья Калифорнии напротив Ла-Йола, изучены с большой детальностью. Обнаружено, что иногда после штормов дно этих каньонов внезапно углубляется, что, по-видимому, указывает на подводное оползание или какой-то иной способ перемещения песчаного материала вниз по склону. Возможно, правда, что эти процессы происходят только в уже сформировавшихся каньонах. Близкое сходство подводных каньонов с долинами на суше наводит на мысль, что частично их возникновение можно объяснить наземной эрозией. Однако речная эрозия, вызванная понижением уровня Мирового океана в плейстоценовую эпоху, могла проникать до уровня, находящегося сейчас на глубине 100-200 м, но едва ли до глубин в тысячи метров, на которых обнаружены некоторые каньоны.
Взгляды геологов на возможные причины образования каньонов или комбинации причин из числа отмеченных выше разделились. «Морские» геологи
Ф. П. Шепард и Р. Дилл изучили 93 таких каньона и в книге, опубликованной в 1966 г., поставили 28 вопросов, на которые должны быть даны ответы, прежде чем можно будет, по их мнению, остановиться на какой-то приемлемой теории. Вполне возможно, однако, что с помощью лишь одной теории нельзя объяснить происхождение всех типов подводных каньонов. Континентальное подножие. Континентальное подножие представляет собой «осадочную оторочку» с полого наклоненной поверхностью в основании континентального склона. Эта оторочка отсутствует на некоторых участках океана у берегов Калифорнии и в зонах, прилегающих к глубоководным желобам. Континентальное подножие сложено осадками, накопившимися в краевых частях ложа океана, и, следовательно, является аналогом предгорных аллювиальных равнин, образованных речными осадками у подножия горных массивов. Полагают, что континентальное подножие создается в результате деятельности турбидитных течений и гравитационного переноса материала с континентального склона.
Суммарная площадь континентальных шельфов и континентальных склонов приблизительно в три раза превышает общую площадь континентального подножия. Глубоководные бассейны за внешней границей континентального подножия занимают около 3/5 всей поверхности земного шара. Ложе океана. До применения методов акустического зондирования ложе океанов представлялось в виде однообразной равнины. В действительности оно весьма изменчиво и кроме глубоководных равнин включает также другие крупные и мелкие формы рельефа. а. Абиссальные равнины. Обычно это самые плоские и самые глубокие (3000-6000 м) участки океанического дна. Они представляют собой аккумулятивные поверхности, образованные осадками, вынесенными турбидитными течениями с континентальных склонов и подножия, а также пелагическими осадками, выпавшими из находящейся над ними толщи океанической воды. Абиссальными равнинами занято 30% площади океанического дна, но морфология их поверхности, их форма и размер от океана к океану сильно меняются. б. Положительные формы рельефа. Не считая системы срединно-океанических хребтов, абиссальные равнины осложняются мелкими и крупными, выраженными в рельефе дна возвышенностями размером от маленьких абиссальных холмов и подводных гор до больших вулканических построек типа Гавайских островов. Две своеобразные разновидности возвышенностей - гийоты и атоллы — дают нам некоторое представление о горизонтальной и вертикальной подвижности океанического дна, в том числе тех его частей, которые в настоящее время представляют собой абиссальные равнины.
Гийоты - это подводные горы с плоскими вершинами. Огромное множество гийотов открыто в центральном и западном секторах Тихого океана. Некоторые из них очень велики. Размер вершины гийота Кейп-Джон-сон 11 х 16 км, а гийот Хорайзн имеет почти до 66 км в ширину и 280 км в длину (рис. 15.6). Их вершины, ныне находящиеся на глубинах 1000-2000 м, являются, по-видимому, вулканическими горами, которые в геологическом прошлом подверглись волновой эрозии и приобрели в результате этого усеченную форму. На вершинах сохранилась окатанная волнами крупная галька и остатки раковин мелководных организмов. Таким образом, гийоты, по всей видимости, свидетельствуют о ярко выраженном опускании океанического дна. С вершин гийотов Хесс и Кейп-Джонсон подняты драгой ископаемые остатки мелководных кораллов и моллюсков, относящихся по возрасту к середине мела (110 млн. лет); они указывают на то, что опускание произошло после этого времени. Многие из найденных окаменелых остатков организмов принадлежат видам животных, обитавшим заметно ближе к экватору, чем расположены те пункты, в которых они обнаружены. Указания на латеральное перемещение и опускание согласуются с моделью тектоники плит, в соответствии с которой океаническая кора движется от возвышающихся срединно-океанических хребтов в сторону более глубоководных частей океана.
Атоллами называют почти круглые коралловые или водорослевые рифы, окаймляющие лагуну. Дарвин в 1842 г., Дэна в 1885 г. и Дейвис в 1928 г. высказали предположение, что атоллы образуются на определенной стадии формирования кораллловых рифов, растущих на погружающихся вулканических конусах. Вначале риф может возникнуть в виде банки на мелководье или в виде оторочки вокруг острова. По мере опускания острова такой окаймляющий его риф может расти в основном в сторону моря, превращаясь в барьерный риф, отделенный от суши лагуной. Затем, если остров продолжает опускаться и в конце концов погружается ниже уровня моря, кораллы продолжают надстраивать риф, пока он не превратится в атолл.
При бурении на атоллах Фунафути, Бикини и Эниветок породы коралловых рифов были вскрыты на глубине от 338 до 1400 м. Принимая во внимание то обстоятельство, что рифообразующие кораллы в настоящее время обитают только на небольшой глубине, мы можем, по-видимому, говорить о значительном погружении, обусловленном спредингом, и перемещении в более глубокие части океана. Фораминиферы (крошечные животные с известковой раковиной) верхнеэоценового возраста, найденные в керне глубоких скважин, указывают на опускание, происходившее на протяжении по крайней мере 50 млн. лет. Установлено, что основание рифа Эниветок сложено базальтами. По-видимому, в основании атоллов находятся когда-то существовавшие вулканические острова. Многие из
них были срезаны наподобие гийотов, но оставались вблизи поверхности моря, поскольку кораллы и ассоциирующиеся с ними организмы наращивали риф с той же скоростью, с какой шло погружение дна. В других местах, где кораллы не обеспечивали необходимый рост вверх, вместо атоллов возникали гийоты. в. Отрицательные формы рельефа. Глубоководные желоба, окружающие Тихий океан и частью Карибский бассейн и Индийский океан, представляют собой главные отрицательные формы рельефа ложа океанов. 

Физические и химические свойства морской воды

Соленость. В морской воде заключено огромное количество растворенного твердого вещества. Морская вода-это ионный раствор со средним содержанием растворенного вещества 34,6 г на 1000 г воды. Термин «соленость» используется для характеристики состава этого раствора, выраженного в промилле (‰). Твердое вещество, растворяясь в морской воде, распадается на ионы. В морской воде обнаружено по меньшей мере 67 различных химических элементов; однако главными из них являются хлор, натрий, ионы сульфатов, магний, кальций, калий, ионы двууглекислых солей, бром.
Соленость океанической воды заключена между крайними значениями 33 и 37‰, но обычно колеблется от 34 до 35‰. У поверхности соленость понижается из-за выпадения в море атмосферных осадков, притока пресной воды с суши, таяния ледников, увеличивается же она вследствие испарения с поверхности  или образования морского льда, почти лишенного солей.
Существует несколько возможных источников морских солей: 1) часть их в растворенном виде могла содержаться в первичной воде; 2) некоторые соли, вероятно, были вымыты из пород морского дна; 3) часть солей, по-видимому, поступила за счет дегазации Земли при ее остывании; 4) в настоящее время источником солей служит подводная вулканическая деятельность и горячие источники на морском дне; 5) часть солей выносится в океан реками, в которые они попадают из подземных вод, вымывающих их из пород на суше. В отношении последнего из указанных источников следует заметить, что солевой состав воды в реках существенно отличается от состава морской воды. 

Концентрации кремнезема, железа и алюминия относительно низки в речной воде и составляют менее одной миллионной доли в морской воде.
Происхождение и история становления солености Мирового океана до сих пор остаются интригующей проблемой для химиков-океанографов. Сегодня господствует взгляд, согласно которому состав морской воды отличается поразительным постоянством. Изучение древних форм жизни в океане показывает, что состав воды мало изменился за последние 600 млн. лет (т. е. с начала кембрийского периода).
Температура. Температура океана меняется от экватора к полюсам и от поверхности к абиссальным глубинам. У экватора температура на поверхности в среднем равна примерно 36°С, тогда как в полярных областях она составляет около -2°С, т. е. близка к точке замерзания морской воды. У дна температура воды меняется от -2°С в полярных областях до + 2°С в низких широтах. Температура воды в океане быстро уменьшается от поверхности до глубины
400 м, где она равна примерно 4°С. Затем до глубины 2000 м она понижается уже не столь быстрыми темпами и на этой глубине становится относительно постоянной - около 2°С. Для более глубоких слоев океана характерен большой объем холодной плотной воды, которая движется из полярных и субполярных областей в сторону экватора, входя составной частью в общую систему циркуляции Мирового океана.
Вариации температуры воды у поверхности океана на разных широтах отражают разницу в количестве получаемого солнечного тепла. Вклад в тепловой бюджет океана слабого тепла, поступающего из земных недр, от радиоактивности пород морского дна и окисления органического вещества, пренебрежительно мал.
Растворенные газы. Газы, как и твердое вещество, присутствуют в растворенном виде в морской воде. Самыми распространенными из них являются азот, кислород и двуокись углерода, получаемые из воздуха. Общее количество их здесь во много раз больше, чем в атмосфере, вследствие высокой растворимости газов в холодной воде. Кислород необходим для морских организмов и для процессов гниения органического вещества, двуокись углерода служит пищей для зеленых и бурых морских водорослей.

Освещенность. Солнечный свет быстро пропадает с глубиной; при этом глубже всего проникают лучи голубой части спектра. Более половины световых волн видимой части спектра поглощается в первых десяти метрах морской воды среднего состава, 99% поглощается в верхних 100 м. Большая часть поглощенной энергии трансформируется в тепло, но существенная ее доля усваивается с помощью фотосинтеза морскими растениями.
Плотность и давление. Плотность средней по солености и температуре морской воды составляет примерно 1,025. В холодных полярных водах она увеличивается приблизительно до 1,028, а в теплых тропических морях уменьшается приблизительно до 1,022. Изменение плотности, обусловленное изменением солености, температуры и давления, ответственно за существование определенного вида океанических течений.
Гидростатическое давление на любой глубине соответствует весу толщи воды. Хотя вода почти несжимаема, давление на больших глубинах все же достаточно велико для весьма слабого увеличения плотности. Без этого слабого возрастания плотности воды с глубиной уровень моря был бы примерно на 30 м выше существующего.