Рельеф Мирового океана - Физико-географическая характеристика Мирового океана - Биогеография бентали Мирового океана

Биогеография общая и частная: суши, моря и континентальных водоёмов - 2017 год

Рельеф Мирового океана - Физико-географическая характеристика Мирового океана - Биогеография бентали Мирового океана

По современным представлениям Землю покрывает тонкая кора, покрывающая расплавленные внутренности планеты. Передача энергии из внутренних слоёв к поверхности происходит путём конвективных токов. Это приводит к разрыву сплошной коры на несколько фрагментов, именуемых плитами. Плиты состоят из лёгких веществ, образовавшихся в результате дифференциации первичного вещества планеты. Различают два типа плит: материковые и океанические. Их толщина и удельный вес различны. Материковые плиты образованы более лёгкими веществами, они толще океанических. Поскольку плиты плавают в астеносфере, поверхность океанических плит из-за их большей плотности расположена ниже, образовавшиеся углубления покрыты водой (океаном и морями). В местах восходящих токов кора слегка приподнимается, что приводит к образованию рифтовых (от англ. rift — трещина, расщелина) зон. Поднявшись к поверхности Земли, магма растекается в стороны, вызывая раздвигание коры. Таким образом, в районе рифтовых зон происходит образование новой океанической коры. И постепенное расширение приводит к образованию океанов, а рифтовые зоны становятся срединно-океаническими хребтами. В результате участки коры, расположенные в непосредственной близости от срединно-океанических хребтов, являются самыми молодыми (Рис. 5.34). Этот комплекс явлений, приуроченных к срединно-океаническим хребтам получил название спрединг. Классическим примером зоны спрединга является Атлантический океан (Рис. 5.35). Примером недавно образовавшейся рифтовой зоны, не приведшей ещё к образованию океана, является Красное море. Зоны срединно-океанических хребтов — центры современного вулканизма и землетрясений.

Рис. 5.34. Возраст островов Атлантического океана.

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

Рис. 5.35. Современные представления мобилизма.

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 происходит комплекс явлений, называемый субдукцией. 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. 5.35, Рис. 5.36). Затем, после 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 остаются центрами современного вулканизма и землетрясений. Все глубокофокусные землетрясения, кроме Памиро-Гиндукушских, происходят в зонах субдукции. Их эпицентры расположены с континентальной стороны от глубоководных желобов. Самое катастрофичное природное событие в истории современной цивилизации с наибольшим числом жертв (почти четверть миллиона) — землетрясение 2004 г. с магнитудой выше 9 у берегов Суматры, вызвавшее цунами с высотой волны до 30 м, произошло в зоне субдукции. Из-за субдукции пород древнее 200 млн. лет на океаническом ложе нет. Положение зон спрединга за время существования Земли менялось: возникали новые, прекращали деятельность старые. В результате действия зон спрединга материки двигаются на поверхности Земли. Современное положение платформ, зон спрединга и субдукции показано на Рис. 5.37. Необходимо отметить, что изложенная выше теория, хотя и является наиболее распространённой в настоящее время, но, возможно, не стала “истиной в последней инстанции”, поскольку объясняет отнюдь не все факты, и не все её предсказания удалось подтвердить геологическими данными.

Рис. 5.36. Схема зоны субдукции.

Рис. 5.37. 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 (Йеллоустон в США) или океанических (Гавайские и Маркизские острова, острова Сообщества) 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), в литературе используют также термин “плюм”. 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 подъема магмы в них расположен глубже, чем в зонах спрединга, поэтому его положение гораздо 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, но 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. 5.38). Вполне возможно, что данная цепочка была бы ещё длиннее, но южнее Алеутских островов располагается зона субдукции, и океаническая платформа уходит в неё.

Рис. 5.38. Цепочка вулканов, идущая от Гавайских до Алеутских островов, образованная горячей точкой. По GoogleEarth.

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 незалитые водой возвышенности образуют материки и острова. Общее представление о современном распределении разных высот и глубин на Земле даёт гипсографическая кривая (Рис. 5.39).

Рис. 5.39. Гипсографическая кривая. По Watling et al. (2013).

Жидкой воды на Земле сейчас достаточно, чтобы не только полностью покрыть океанические платформы, но и залить наиболее низкие части материковых платформ: их окраины и внутренние понижения. 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.

Шельф (затопленные части 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 ниже, при рассмотрении вертикальной зональности. На глубины 0—200 м приходится 7,6%. Падение уровня моря в плейстоцене приводило к тому, что практически весь шельф становился сушей.

Края материковых платформ — материковый склон, как и сходный с ним островные склоны) — имеют гораздо большую среднюю величину наклона — 3°27', что близко к среднему углу склона горных цепей (Степанов, 1974). Местами крутизна склона гораздо больше и может достигать 45° и более, создавая обрывы в сотни метров. Изменение глубин на несколько сотен метров может происходить при перемещении по горизонтали на такое же расстояние. За нижнюю границу материкового склона принимают глубину 3000 м, хотя среднее для Мирового океана значение — 3660 м (Степанов, 1982). Ширина материкового склона невелика, обычно 15—30 км (Степанов, 1982). На глубины 200—3000 м приходится 15,3% площади Океана, но в эту цифру входят и подводные горы.

На океаническое ложе (глубины более 3000 м) приходится 77,1% площади Океана.

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

Уровень моря на протяжении истории Земли менялся (Рис. 5.40). Трансгрессии (высокий уровень моря) сменялись регрессиями (низкий уровень моря). Как видно из рисунка, представления разных авторов об этих изменениях не полностью идентичны. Тем не менее, очевидно, что современный уровень моря является одним из самых низких в фанерозое. В настоящее время ледники покрывают около 10% суши, в них (преимущественно в Антарктиде) связано 26 млн. км3 воды, или около 2% всей земной воды. Если её растопить, то уровень моря поднимется примерно на 64 м. Предполагают, что в периоды оледенений возникали сопоставимые по размеру с Антарктическим ледники в Европе и Северной Америке. Связывание воды в этих ледниках должно было привести к падению уровня моря на 100—150 м, что соответствует имеющимся данным. В периоды межледниковий количество жидкой воды увеличивается, что вызывает подъём уровня моря. Рис. 5.40 показывает, что существовали периоды, когда уровень моря был гораздо (возможно, до 500 м) выше современного. Для того, чтобы обеспечить такой подъём уровня моря за счёт таяния ледников, их объём должен на порядок превосходить современный, т. е. вся Земля должна была быть до этого покрыта слоем льда толщиной как в Антарктиде, что совершенно невероятно. Это не подтверждают и палеонтологические данные. Поскольку нет оснований предполагать значительное уменьшение количества воды на Земле, то очевидно, что уровень моря преимущественно определяют другие причины, связанные, по-видимому, с объёмом океанических бассейнов: морфология дна; в частности, развитие центрально - океанических хребтов, глубина котловин и т. п. Поскольку подъём уровня моря вызывали другие причины, кроме ледников, вполне можно предположить, что и падение уровня моря не столь однозначно связано с ними.

Рис. 5.40. Изменение уровня Мирового океана в фанерозое.

А — уровень океана (пунктир — по Hallam (1984a), сплошная — по Brunton, Dixon (1994), Б — площади морей в % к общей площади континентов. По Сеславинскому (1995) из Л.А. Невесской (1999). N — неоген, P — палеоген, Q — четвертичный период; индексы — их подразделения.

Виды и другие таксоны, приуроченные к разным геоморфологическим элементам дна, называют литоральными, шельфовыми, материкового склона, океанического ложа, глубоководных желобов. Однако, поскольку реальные ареалы видов редко совпадают с геоморфологическими структурами, эту терминологию использовать нецелесообразно. Вместо неё следует использовать терминологию, основанную на дискретности распределения биоты (сублитораль, абиссаль и т. п.). Распределение биоты морских водоёмов по глубине и соответствующая классификация рассмотрены ниже.