Геологические процессы и документы

А в целом, используя  геологические данные, удалось установить, что в последний ледниковый период ледниковым покровом была охвачена третья часть суши (около 45 млн. км²), втрое большая, чем занятая ледниками в настоящее время. В этот период 60 % площади Северной Америки и 25 % площади Евразии были покрыты мощным ледниковым покровом

Естественно, что периоды  глобального похолодания и потепления на планете, сопровождающиеся переходом  в твердое состояние огромных объемов воды, приводили к резким, получившим название эвстатических, колебаниям уровня вод Мирового океана. Так, в периоды оледенений отмечались понижения этого уровня на 50—100 м ниже современного. В такие периоды существенно изменялась география континентов — в одних районах они покрывались мощным ледниковым покровом, а в других площадь суши увеличивалась за счет понижения уровня моря. Геологам удается проследить на дне современных морей даже русла рек, протекавших здесь в ледниковые эпохи, эпохи отступания моря.

1.1.6. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ  МОРЯ

роль океанических и морских бассейнов весьма велика. Они занимают 361 млн. км² площади земной поверхности, что составляет 70.8%. в океане заключено 86% общего количества воды гидросферы. Они являются главными бассейнами, в которые поступают продукты разрушения материков и где происходит формирование осадочных горных пород.

Строение морского дна и отделы моря

Океаническое дно изучается  разными способами. Глубина океанических бассейнов определяется акустическим зондированием. Океаническая кора исследуется  с помощью сейсмических волн, гравиметрических измерений, магнитометрии, измерения теплового потока.

Самый новейший метод исследования заключается в использовании  подвижных управляемых глубоководных  аппаратов и научно-исследовательских  судов, как например, судно «Гломар  Челленджер», которое оснащено буровой  установкой способной бурить скважины до глубины 7200 м и отбирать керн океанических пород. С 1968 года за 10 лет работы пробурено 688 скважин в 541 пункте в Атлантическом, тихом и Индийском океанах, Мексиканском и Калифорнийском заливах, Средиземном море.

Главные элементы рельефа дна океанических бассейнов – это:

1) Континентальный шельф, 2) Континентальный  склон 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.

Континентальный склон – представляет собой окраины континентов, погруженные до 200 – 300 м ниже уровня моря у их внешнего края, откуда начинается более крутое погружение морского дна. Общая площадь шельфа около 7 млн. км², или около 2% площади дна Мирового океана.

Континентальный склон  с каньонами. От бровки шельфа дно опускается круче, образуя континентальный склон. Его ширина от 15 до 30 км и погружается он до глубины 2000 – 3000 м. Изрезан глубокими долинами – каньонами глубиной до 1200 м и имеющие V – образный поперечный профиль. В нижней части каньоны достигают глубины 2000 – 3000 и ниже уровня моря. Стенки каньонов скальные, а донные осадки, сгруженные у их устьев на континентальном подножие, указывают на то, что каньоны играют роль лотков, по которым тонкий и грубый осадочный материал с шельфа сносится на большую глубину.

Континентальное подножие – осадочная оторочка с полого наклоненной поверхностью в основании континентального склона. Является аналогом предгорных аллювиальных равнин, образованных речными осадками у подножья горных массивов.

Ложе океана кроме глубоководных равнин включает также другие крупные и мелкие формы рельефа.

Абиссальные равнины – это плоские и самые глубокие (3000 – 6000 м) участки океанического дна. Занимают около 30% площади дна. Они представляют собой аккумулятивные поверхности, образованные осадками.

Срединно-океанические хребты – образуют единую глобальную систему возвышенностей общей протяженностью около 60 тыс. км. Центральная, наиболее приподнятая часть хребта обычно рассечена глубокой продольной долиной – рифтом. В пределах рифтовой долины проявляется активный базальтовый вулканизм, происходит раздвижение океанического дна и формирование молодой океанической коры.

Гийоты – это подвижные горы вулканического происхождения с плоскими вершинами, которые опущены на глубину 1000 – 2000 м от уровня моря.

Атоллами называют почти круглые, коралловые или водорослевые рифы, окаймляющие лагуну.

Глубоководные желоба, окружающие Тихий, Индийский океаны и частью Карибский бассейн, представляют собой узкие протяженные впадины глубиной до 11034 м, как например, Марианская впадина.

Островные дуги – вытянутые на тысячи километров архипелаги вулканических островов (например, Курильская гряда) с внешней стороны которых располагаются глубоководные желоба.

Выделяется два типа сочленения материков с Мировым океаном:

1. Атлантический тип

2. Тихоокеанский тип

Отличительной особенностью строения морского дна Тихоокеанского типа от Атлантического в том, что такие элементы морского дна как шельф, континентальный склон и его подножье в Тихоокеанском типе четко не разделяются.

Физические и химические свойства морской воды

Температура морской  воды. В поверхностном слое морей и океанов температура воды во многом зависит от климатических условий местности. В тропиках она значительно выше, чем в умеренных и полярных широтах. Но начиная с некоторой глубины колебания температуры морской воды, обусловленные климатическими условиями, исчезают, и далее с глубиной температура неуклонно понижается. Многочисленные замеры позволили определить среднегодовую температуру воды у поверхности отдельных океанов и Мирового океана в целом. Для Мирового океана она оказалась равной 17,4°С, что почти на 3°С выше температуры нижних слоев атмосферы.

Температура воды в придонных  слоях Мирового океана, по данным многочисленных замеров, понижается до 3°С, а в глубоководных  впадинах может быть ниже нуля, так  как температура замерзания воды из-за наличия в ней солей понижается. Так, в придонных слоях глубоководных впадин температура воды понижается до —2 °С. Температура, воды Северного Ледовитого океана до глубины 350—450 м резко повышается до 0,5—1°С, при дальнейшем росте глубины она неуклонно понижается и уже на глубине 1500 м достигает —1°С.

На температуру морских вод  значительное влияние оказывают  морские течения, которые могут  повысить или понизить среднюю температуру  бассейна. Резкое различие температуры  морской воды высоких широт и  тропических областей обусловливает циркуляцию и постоянное перемешивание вод Мирового океана.

Давление и плотность  морской воды. Давление в морях и океанах возрастает пропорционально глубине. На каждые 100 м глубины оно увеличивается примерно на 1 МПа, достигая наибольшей величины в глубоководных впадинах. Расчет давления р для конкретных глубин производится по формуле р = Нg/100, где Н — глубина, для которой производится расчет; g  — плотность морской воды.

Обычно плотность морской воды при расчетах невысокой точности принимают равной единице; фактически она изменяется в небольших пределах (1,0275—1,022 г/см³) и зависит от колебаний температуры и содержания растворенных солей.

Химический  состав вод. Морская вода содержит в растворенном виде значительное количество различных солей. Их содержание в 1 л морской воды измеряют в промилле (⁰/₀₀), составляющих 0,1 %. Средняя соленость морской воды, равная 3,5% (35 ⁰/₀₀), называется нормальной. Различают абсолютную соленость, т. е. количество растворенных солей, и солевой состав воды, т. е. соотношения между содержанием растворенных солей. В водах с нормальной соленостью подавляющая часть растворенного вещества приходится на долю хлористого натрия (78,32 %) и хлористого магния (9,44 %). Сульфаты, представленные MgSO₄, CaSO₄, K₂SO₄, составляют всего 11,94 %, на долю всех других солей приходится 0,3 %. В морской воде помимо перечисленных солей присутствуют йод, фтор, фосфор, цинк, свинец и другие элементы. Поскольку воды Мирового океана постоянно перемешиваются, их средняя соленость остается неизменной. Что касается вод некоторых обособленных морей, то на их соленость влияют многие факторы, главными из которых следует считать климатические условия, речной сток, газовый режим и т. д. В результате соленость вод таких морей значительно отличается от нормальной. Чем больше изоляция морского бассейна, тем значительнее это отличие. При этом может измениться не только абсолютная соленость, но и солевой состав вод. О масштабах отклонения можно судить по данным табл. 3.

Таблица 3

Естественно, что вблизи устьев рек морская вода имеет  пониженную соленость. В других случаях, например в Средиземном море, в результате испарения понижается уровень воды и увеличиваются ее соленость и плотность. В связи с этим в Средиземное море направляются поверхностные течения через пролив Дарданеллы из Мраморного и Черного морей, где испарение компенсируется притоком речных вод. Такой же обмен водами происходит между Красным морем, воды которого характеризуются резко повышенной соленостью (45 ⁰/₀₀), и Индийским океаном, а также между относительно пресноводным Балтийским морем и Северным. Менее соленые воды имеют меньшую плотность и распространяются над более солеными и тяжелыми, поэтому поверхностные течения всегда движутся к областям с большей соленостью, а придонные течения — в противоположном направлении.

Растворимость солей, а следовательно, и соленость вод увеличиваются с повышением температуры. Поэтому в полярных областях в поверхностном слое с низкой температурой соленость минимальная, а замерзающий лед практически пресный.

Газовый режим  морей и океанов. В воде современных морей растворены кислород, азот, углекислый газ, иногда сероводород в сочетании с азотом и углекислым газом. Бассейны, в водах которых растворен кислород, обладают нормальным газовым режимом; при наличии сероводорода развивается аномальный газовый режим, или сероводородное заражение. Газовый режим морских бассейнов зависит от многих факторов, главными из которых являются температура морских вод и их вертикальное перемешивание. Газовый режим, в свою очередь, определяет характер органического мира бассейна и существенно влияет на процессы осадконакопления. Наибольшее геологическое значение имеют кислород и углекислый газ, обладающие большой химической активностью. Кислород играет основную роль в жизнедеятельности морских организмов. Он поступает в воды бассейна как из атмосферы, так и за счет фотосинтезирующей деятельности водорослей. Количественно в морской воде преобладает углекислый газ, которого здесь во много раз больше, чем других газов атмосферы. Действительно, в 1 л поверхностного слоя морской воды растворено 50 мл углекислого газа, 13 мл азота, 2—8 мл кислорода и небольшое количество аргона и других газов. Таким образом, в водах Мирового океана растворено около 140 трлн.т углекислоты, что в 60 раз больше ее количества, содержащегося в атмосфере. Объясняется это повышенной растворимостью углекислого газа в морской воде. Кислорода в воде растворено всего 8 трлн. т, т. е. в 130 раз меньше, чем содержится в атмосфере.

Растворение газов в  морской воде — процесс обратимый. При этом устанавливается динамическое равновесие между количеством газов, поступивших из атмосферы в морские воды и выделившихся из них. Растворимость газов зависит от температуры воды. При ее повышении образуется избыток газов и последние могут выделиться в атмосферу.

Особенно важную геологическую  роль играют изменения растворимости  углекислого газа. В полярных областях с низкой температурой она особенно высока и воды здесь обычно недонасыщены углекислотой. В экваториальной зоне, наоборот, морская вода перенасыщена углекислотой. Перемешивание вод приводит к возникновению циркуляции СО₂ в атмосфере: в экваториальных широтах углекислота выделяется в атмосферу из воды, а в полярных областях интенсивно поглощается водой.

Изменяется содержание СО₂ и по разрезу вод океана. В нижних, холодных его слоях образуется избыток СО₂ и возникает растворимый бикарбонат кальция Са(НСО₃)₂. В верхних, прогретых слоях растворимость углекислоты падает и избыток ее выделяется в атмосферу. Кроме того, часть СО₂ поглощается фотосинтезирующими водорослями. Создающийся дефицит СО₂ приводит к образованию нерастворимого карбоната кальция СаСО₃ и выпадению его в осадок.

Однако, если глубина  моря превышает 4—4,5 км, то нерастворимый  карбонат в нижних слоях океана снова  превратится в растворимый бикарбонат. Таким образом, на глубине 4—4,5 км расположен так называемый уровень карбонатной компенсации. Если дно океана выше этого уровня, то происходит активное накопление карбонатов и захоронение углерода в коре, если же океан глубже, то формирования карбонатных осадков не происходит.

Органический  мир Мирового океана. В геологической деятельности моря принимают участие многочисленные животные и растительные организмы, в изобилии населяющие морские и океанические водоемы. После гибели организмов их скелетные остатки в дальнейшем преобразуются в органогенные горные порода.

Состав и  строение огромной массы обитающих  в морях растительных и животных организмов в значительной мере зависят  от среды обитания, т. е. от таких  факторов, как глубина моря, температура, соленость, давление, глубина проникновения света, динамика морской воды и т.д. Даже незначительное, изменение хотя бы одного из этих факторов часто приводит к массовой гибели животных и растений, населяющих участок морского бассейна. Этим и объясняется тот факт, что к определенным областям моря приурочены приспособившиеся к обитанию в них сообщества (биоценозы) животных и растений. Весь органический мир морских бассейнов подразделяется на три основные группы: бентос, планктон и нектон.