Лекции по естественной географии
изменениями климата. Так, во время четвертичного оледенения значительное
количество воды было сосредоточено в покровных и плавающих льдах; при этом
уровень океана был ниже на 100-150 м. Современное положение бровки шельфа,
за которой начинается континентальный склон, в связи с проявлением
вертикальных движений земной коры неодинаково и колеблется в интервале
глубин 90-500 м при среднем значении 132 м. Рельеф шельфа свидетельствует о
проявлении поверхностных эрозионных процессов - здесь известны речные и
ледниковые формы рельефа (подводные русла рек и пролювиальные долины),
ископаемые льды и торфяники с остатками мамонтов и других наземных
животных, что подтверждает прежнее положение суши на шельфе.
Реконструкция климата и связанных с ним изменений уровня океана
свидетельствует о том, что в течение всего фанерозоя (560 млн лет) не
прекращались эвстатические колебания, а в отдельные периоды уровень вод
Мирового океана повышался на 300-350 м относительно его современного
положения (рис.3, а). При этом значительные участки суши (до 60% площади
континентов) оказывались затопленными (рис.3, б).
В последние годы геологи и экологи связывают возможные изменения
уровня вод Мирового океана не только с природными, но и с антропогенными
факторами. В соответствии с одним из таких прогнозов, разогрев атмосферы за
счет повышения содержания СО2 приведет в 2100 г. к полному таянию ледников
и повышению уровня вод Мирового океана на 60-80 м. При этом под водой
окажутся многие низменные области суши, многие крупные города на берегу
океана (рис.3, в).
Континентальный склон характеризуется крутым погружением дна,
достигающим 15о и более. На западном побережье п-ва Флорида (рис.4),
например, начало континентального склона четко фиксируется на карте по
сгущению изобат. Переход от континентального склона к абиссали обычно
выражен хуже - продукты эрозии склона образуют зону континентального
подножья, расположенную на глубинах от 2 до 5 км. Крутизна континентального
склона способствует его интенсивной подводной эрозии, в результате которой
перегиб шельфа и поверхность склона сильно изрезаны. Характерной формой
рельефа склона являются каньоны - глубоко врезанные долины с крутыми
склонами. Часто они являются продолжениями рек. Так, каньон р.Конго (рис.5)
начинается в ее эстуарии и прослеживается до глубины 4 км. В устье каньона
имеется конус выноса площадью в несколько десятков тысяч квадратных
километров.
С разрушением (оползанием) склонов связаны также мутьевые потоки,
выносящие к подножью массы осадков, называемых турбидитами.
Океаническое ложе, включающее континентальное подножье и абиссальные
равнины, занимает наибольшую часть площади Мирового океана. Характерные
формы рельефа здесь - это обширные котловины и протяженные срединно-
океанические хребты. Система срединно-океанических хребтов протягивается
через все океаны на 60000 км.
Рельеф поверхности дна морей и океанов неоднороден; в нем, как и на
материках, различают горы, возвышенности, равнины, плато. В рельефе
различают как линейные, так и мозаичные (изометричные) структуры. Отдельно
стоящие подводные горы, чаще всего встречающиеся на абиссали или у подножья
континентального склона, имеют вулканическое происхождение - это потухшие
подводные вулканы. Если вершина вулкана поднималась над поверхностью
океана, то она подвергалась эрозии и становилась плоской. При повторном
опускании под уровень океана вулканический остров превращался в подводную
гору с плоской поверхностью, которая называется гайотом.
Срединно-океанические хребты образуются в дивергентных зонах
океанического дна, т.е. в местах его растяжения (спрединга). Это вызывает
образование глубинных разломов, приток глубинного мантийного вещества к
поверхности океанов и образование новой коры. Поэтому районы срединно-
океанических хребтов называют также конструктивными зонами. Вдоль всех
срединных хребтов встречаются многочисленные действующие подводные вулканы
и гидротермальные проявления. Вулканическая и гидротермальная деятельность
срединных хребтов ярко иллюстрируется в Исландии, где Срединно-
Атлантический хребет выходит на сушу (рис.6). Характерными формами срединно-
океанических хребтов являются рифтовые долины и трансформные разломы.
Центральная, наиболее приподнятая часть хребта обычно бывает рассечена
глубокой продольной долиной, образованной разрывами и протягивающийся вдоль
всего хребта - эта долина и называется рифтовой. Сегменты хребта по
простиранию смещены на значительные расстояния вдоль поперечных, или
трансформных разломов. Их протяженность измеряется тысячами км.
Наиболее погруженной частью Мирового океана является область
глубоководных желобов, занимающая всего 0,9% площади океанов. Основная
часть этих впадин приурочена к периферии Тихого океана и генетически
связана с конвергентными зонами, т.е. с зонами, в которых происходит
«сдвижение» океанских плит. Это сдвижение сопровождается субдукцией
(пододвиганием) океанической плиты под континентальную, т.е. в этих зонах
происходит поглощение океанической коры и ее постепенное преобразование в
континентальную кору. У основания зон субдукции образуются глубоководные
желоба, состоящие из отдельных очень глубоких впадин. Самой глубокой
известной впадиной является впадина Марианского желоба, открытая в 1954
году в одном из рейсов научно-исследовательского судна Академии наук
«Витязь». Ее глубина составляет 11022 м. Над зонами субдукции располагаются
хотя и надводные, но относящиеся к океаническим структурам - островные
дуги. Земная кора в островных дугах имеет океанический облик, что и
позволяет их относить скорее к океанам, чем к континентам.
К основным физико-химическим свойствам Мирового океана относятся
температура, плотность, химический состав, теплоемкость и др.
Океаны холодные. Вода в них прогревается только у самой поверхности, а
с глубиной она становится все холоднее и холоднее. Только 8% вод океана
теплее 10оС, более половины холоднее 2,3оС. Можно сказать, что по
особенностям температуры океан представляет собой холодную массу воды с
тонким более нагретым слоем у поверхности. Поверхностная «пленка» воды в
тропиках теплее, чем в более высоких широтах. С глубиной температура
изменяется неравномерно. Термометр, миновав теплый поверхностный слой воды,
обычно регистрирует резкое понижение температуры. Такое распределение
характерно для большей части океана: прогретый поверхностный слой с
довольно однородной температурой сменяется областью резкого ее падения,
которая отделяет его от холодных вод океана. Поверхностный слой часто
называют слоем перемешивания, а область быстрого изменения температуры -
термоклином (рис.7). Поскольку в тропиках поверхностный слой теплее, чем в
высоких широтах, а глубинные воды везде однородно холодные, то характер
термоклина меняется с глубиной. Самые мощные термоклины наблюдаются в
тропиках. В некоторых глубоководных районах океана, особенно во впадинах и
желобах, температура с глубиной медленно возрастает (рис.8). В какой-то
мере это вызвано прогревом воды глубинным тепловым потоком из недр Земли.
На графиках как функция глубины показаны: ход температуры (Т), измеренной
in situ, и ход потенциальной температуры ((), т.е. температуры, которая
должна была бы наблюдаться у поверхности океана, если частицу воды со дна
при адиабатических условиях перенести к поверхности. Поясним это явление.
Для воды с глубин в несколько тысяч метров различия между температурой in
situ и потенциальной температурой составляют несколько десятых долей
градуса. Поскольку для изучения процессов в придонных слоях воды
океанологам нужно знать температуру до сотых долей градуса, эта разница в
температуре имеет решающее значение. Она обусловлена сжимаемостью морской
воды под давлением. Так, если 1 м3 с поверхности опустить на глубину 5 км,
где давление в 500 раз выше атмосферного, то этот объем уменьшился бы на
2%. Более того, при сжатии температура воды повысилась бы почти на 0,5оС,
поскольку в этом процессе обмена теплом с окружающей водой не происходит.
Такой процесс называется адиабатическим. В глубоководных впадинах различие
между потенциальной температурой и температурой in situ особенно
примечательно. Если в распределении потенциальной температуры с глубиной
наблюдается максимум у дна, то можно говорить о наличии аномального
прогрева слоя придонных вод за счет поступления глубинного тепла. Этот
признак позволяет в некоторых случаях определять факт разгрузки термальных
вод на океанское дно.
