Во время плавания в открытом океане мы не видим ничего, кроме воды, до самого горизонта. Какой ландшафт открылся бы перед нами, если бы удалось обнажить дно океана? Была бы топография монотонной или изменялась бы, как на суше? До появления эхолота некоторое представление о форме дна давали промеры, выполненные в отдельных, далеко отстоящих друг от друга точках. Только в прибрежных районах с густой сетью наблюдений могла быть получена реальная картина морского дна. Предполагали, что в открытом океане рельеф дна имеет монотонный характер. Очень мало было известно и о процессах, изменяющих топографию морского дна.
Физиографическая диаграмма
В настоящее время, когда эхолот заменил промерный линь, стало возможным получить непрерывный профиль морского дна вдоль пути корабля. Однако для создания детальной карты топографии дна требуется выполнить много расположенных рядом параллельных галсов. Существует очень мало районов, для которых можно построить детальные карты. Одним из таких районов являются Алеутские острова с прилегающей впадиной, исследованные Береговой и Геодезической Службой США. Там, где отсутствуют детальные исследования, представление об океаническом дне можно составить по физиографической диаграмме. Такая диаграмма показывает общий вид дна, не претендуя на точное картирование. Она рассказывает о существовании подводных равнин, холмов, террас и изолированных высоких пиков. Хизен и Тарп (Ламонтская геологическая обсерватория Колумбийского университета) построили физиографические диаграммы главных океанов. На карте прокладывается путь корабля, вдоль которого была получена эхолотная запись. Запись показывает не только глубины, но и характер дна —ровный или волнообразный. Затем вдоль проложенного на карте пути корабля воспроизводится общий характер дна. Остальная картина получается интерполяцией и экстраполяцией данных, полученных по линиям галсов. Поэтому точность диаграммы определяется плотностью промерных галсов.
Топография дна имеет свою номенклатуру. Мы уже знаем, что смежная с материками часть дна называется шельфом. Между кромкой шельфа и дном глубокого океана лежит материковый склон. Он очень крутой. Средний уклон составляет здесь 4е. Во многих случаях склон распространяется от кромки шельфа до глубоководного дна океана. Однако кое-где между материковым склоном и дном океана встречается более пологая и сглаженная зона материкового подножия. Материковый склон довольно неровный и часто изрезан каньонами (такими, как каньон Гудзона), которые простираются от кромки шельфа до дна склона. Мористее склона чаще всего располагаются абиссальные Равнины — почти горизонтальные и ровные районы дна. Довольно часто наблюдаются изолированные пики; некоторые из них поднимаются выше уровня моря и образуют острова в океане. Наиболее крупными структурами топографии являются срединно-океанические хребты — громадные горные цепи, разделяющие Атлантический океан на две котловины и пересекающие другие океаны.
Абиссальные равнины
Абиссальные равнины, вероятно, наиболее ровные поверхности Земли. Как показали измерения с помощью прецизионных эхолотов (в штилевую погоду), нерегулярности рельефа равнин не превосходят 1 м. В результате каких процессов произошло такое поразительное выравнивание этой части дна океана? С помощью более мощных сейсмических волн можно проникнуть ниже дна и выявить структуру нижележащих слоев. Абиссальная равнина подстилается слоем с неровной верхней поверхностью. Между этим слоем и гладкой поверхностью морского дна запись выглядит более темной, что указывает на значительное отражение звуковых волн от верхнего слоя абиссальной равнины. Пробы грунта показывают, что абиссальная равнина состоит из осадочных пород. Это доказывает, что равнина образовалась не выравниванием неровностей дна, а в результате аккумуляции осадков в неровностях рельефа. Если осадкообразование было следствием отложения тонкодисперсного материала из морской воды, то можно было бы ожидать, что однородный слой осадков постепенно сгладит неровности рельефа нижележащей поверхности. Такой однородный слой осадков должен отражать звуковые волны только от границы вода — осадки и, возможно, от внутренних поверхностей слоя, в котором природа осадков изменялась в прошлом. Чтобы решить эту загадку," необходимо исследовать состав отложений. С помощью грунтовой трубки можно извлечь колонку длиной 10 м и диаметром 5 см. В ней мы обнаружим смесь песка, ила и глины, а также скелеты животных, обитающих только на дне мелководного шельфа. Каким путем занесен сюда этот крупнозернистый материал и почему дно равнины такое ровное? Только очень мощные течения смогли бы вынести песок шельфа. Может быть, эти же самые течения прорезали каньоны в шельфе? При более детальном обследовании мы обнаружим, что наша колонка грунта состоит из ряда слоев. Каждый слой начинается внизу с крупнозернистого материала и кончается Наверху мелкозернистым илом и глиной. Это — градационная слоистость.
Изменение состава осадков по вертикали и обусловливает широкую темную полосу на сейсмическом профиле. Каждый градационный слой вызывает изменение скорости звука и, таким образом, действует как отдельный отражатель. Возникает вопрос: как образовались эти слои на дне океана?
Мутьевые потоки
Загадочное явление, формирующее абиссальную равнину, было впервые обнаружено в озерах. Если тонкозернистый материал, скажем глина, становится взвешенным в пресной воде, он несколько увеличивает ее плотность. Например, если добавить к воде минерального вещества с плотностью 2, то смесь будет иметь плотность 1,001. Этот избыток плотности вызовет погружение воды, содержащей примесь. При погружении воды потенциальная энергия перейдет в кинетическую. Далее более плотная вода движется вниз по материковому склону еще быстрее. Таким путем слабое увеличение плотности, обусловленное взвешенными минеральными частицами, приведет к очень высоким скоростям течения. По мере увеличения скорости опускающейся мутьевой воды силы трения будут возрастать до тех пор, пока фрикционная диссипация не уравновесит изменение в потенциальной энергии. При большом объеме мутьевой воды трение на единицу массы будет мало, так что даже слабое увеличение плотности может привести к скоростям порядка нескольких десятков километров в час. Могут ли быть в действительности такие высокие скорости на дне океана? Хизен и Юинг (1952) указали, что после землетрясения мористее Ньюфаундленда произошло несколько разрывов кабеля в соседнем районе морского дна. Они предположили, что землетрясение вызвало оползание осадков на материковом склоне. Оно увеличило плотность воды и по мере опускания более плотной воды вниз ее движение все ускорялось, пока сила трения не уравновесила разницу в потенциальной энергии. По времени, прошедшему от момента землетрясения до момента разрыва кабелей, установили, что скорость течения составляла 2000 см/c. Это подтверждает наше предположение об экстремально высоких скоростях мутьевого потока. Для проверки того, что именно мутьевой поток был причиной разрушения кабелей, были взяты пробы грунта. Поверхностный слой осадков содержал ил вместе с мелководными ископаемыми остатками. Это также подтвердило вышеупомянутое предположение. Разрывы кабелей случаются и в других местах, и они могут быть связаны с мутьевыми потоками материкового склона. Мутьевые потоки, обладая высокой скоростью, способны вырезать глубокие каньоны на своем пути по материковому склону Ко дну океана. В зависимости от местной топографии осадки, выносимые мутьевыми потоками, распространяются в глубоко-Водные части океана. Заполняя смежные с материком депрессии, они формируют абиссальные равнины. Разумеется, здесь Необходим механизм, приводящий осадки шельфа во взвешенное состояние, и непрерывность струи мутьевого потока. Эти течения отсутствуют в районах подводных хребтов, 0тсекающих кромку материка от океана. После достижения абиссальной равнины мутьевой поток замедляется и постепенно исчезает. С уменьшением скорости более крупные частицы быстро выпадают. Затем на дно отлагается и тонкозернистый материал.
Другие источники глубоководных осадков
Мы уже видели, каким образом мутьевые потоки переносят осадки с шельфа к подножию материкового склона. За кромкой материка скорость осадкообразования очень мала. Однако большая часть дна океана покрыта осадками. Каково их происхождение и как они отлагаются на дне? В высоких широтах лед от материка дрейфует в сторону моря. При таянии он теряет свой «груз» материкового материала, который опускается на дно. Так, вокруг Антарктиды мы обнаруживаем зону, содержащую крупные обломки пород, принесенных льдами. Беря длинные колонки грунта, можно выяснить, как далеко распространялся к низким широтам этот материал в эпоху оледенений. Конноли и Юинг (1965) показали, что в настоящее время вблизи 52° з. д. приносимый льдом материал распространяется только до 65° ю. ш. В колонке на 42° с. ш. этого же меридиана было обнаружено три слоя крупнозернистого материала. Следовательно, перед таянием в течение эпохи оледенения антарктические льды достигали этой широты. Крупнозернистый материал может быть вынесен в океан мутьевыми потоками и льдами. Мелкозернистый материал может быть вынесен воздушными потоками. Частицы пыли поднимаются над сушей, в особенности в пустынях. Постепенно эти частицы оседают или прибиваются дождем. Попадая в море, они медленно опускаются ко дну. Мелкозернистый материал выносится также реками, а затем подхватывается и разносится океаническими течениями. Крупные вулканические извержения могут выбросить в атмосферу большое количество пыли, которая в конце концов отлагается на дне океана в виде слоя вулканического пепла. До сих пор мы рассматривали морские осадки из материала, сформировавшегося на суше. Происхождение осадков может быть связано также с подводным вулканизмом или химическим осаждением из морской воды. Многие морские растения и животные строят свои скелеты из растворенных в воде кремния и карбоната кальция. После смерти организмов их скелеты опускаются ко дну. При падении вниз скелеты могут быть вновь растворены в воде или могут достичь дна и медленно аккумулироваться здесь. На кромках тропических островов карбонат кальция быстро отлагается растениями и животными; органические скелетные обломки могут выноситься в океан оползнями и мутьевыми потоками. Такие осадки, как фосфатные минералы и марганцевые конкреции, образуются путем химического осаждения из морской воды. Эти хемогенные осадки наблюдаются чаще всего там, где отсутствуют осадки терригенного и биогенного происхождения. Скорость осадкообразования меняется в широких пределах. Па шельфах, в местах выноса большого количества материала реками, эта скорость максимальна (1 см-год-1). Мористее побережья Южной Калифорнии, по оценкам Эймери (1960), она изменяется от 40 до 5 см за 1000 лет. Скорость аккумуляции тонкозернистого материала колеблется от нескольких сантиметров до долей сантиметра за 1000 лет.
Изолированные океанические пики
Физиографическая диаграмма экваториальной Атлантики показывает ряд пиков, расположенных или по прямой линии, или группами. Некоторые из них, например острова Зеленого Мыса, поднимаются выше уровня моря. Эти острова обычно имеют вулканическое происхождение. В настоящее время продолжают появляться все новые вулканические острова. Примером цепи вулканических островов являются Гавайи, простирающиеся от большого острова Гавайи до расположенного в 2500 км к ЗСЗ от него маленького острова Куре. На Гавайях двойной вулканический пик (Мауна-Кеа и Мауна-Лоа) поднимается на 4,2 км выше уровня моря. Поскольку соседнее дно океана имеет глубину 5 км, возвышение этих пиков относительно дна сравнимо с высотой самой высокой горы на Земле Джомолунгма. Острова от Гавайских до Ниихау высоки и сложены вулканическими породами. Острова, протянувшиеся цепочкой к Мидуэю и Куре, едва выступают над уровнем моря. Они сложены известняком, содержащим скелеты растений, водорослей и животных, таких, как кораллы. Как показало бурение, известняк подстилается вулканическими породами. Образование коралловых атоллов мы рассмотрим в главе 26. Отметим только, что вулканические основания должны погружаться в воду, поскольку кораллы могут расти только на мелководье. При этом рост кораллов и растений обеспечивает такое количество известняка, что верхняя часть горы оказывается постоянно над водой. Одни океанические пики поднимаются выше уровня моря, другие находятся под водой. Подводные пики называются подводными горами или гюйо (гайотами). Они представляют собой подводные вулканы. Во время второй мировой войны Гесс из Принстонского университета нанес на карту Тихого океана много новых подводных пиков с плоскими, срезанными вершинами. Он дал им название гюйо (гайоты) в честь Арнольда Генри Гюйо (1807—1884), профессора геологии и физической географии в Принстоне. Как объяснить горизонтальность верхней части гюйо? При драгировании мы обнаруживаем здесь хорошо окатанную гальку и типичную фауну и флору рифов. Это указывает на то, что верхняя часть гюйо была близка к уровню моря. Волны разрушили верхнюю часть острова и превратили ее в окатанный крупный материал. Они выровняли вулкан, и оставшаяся подводная платформа стала обиталищем кораллов. Ископаемые древние организмы верхней части гюйо рассказывают нам, что когда-то вулкан опустился на 100 м ниже Уровня моря, т. е. на максимальную глубину, на которой развиваются кораллы, строящие рифы. Возраст найденных ископаемых колеблется от среднего Мела до наших дней. Таким образом, на протяжении по крайней мере 100 млн. лет вулканы поднимались со дна океана, выступая над уровнем моря, выравнивались, а затем вновь погружались.
Срединно-океанические хребты
Наиболее характерная особенность физиографической диаграммы экваториальной Атлантики — это подводный хребет в центральной части океана. При движении на восток мы пересекаем абиссальную равнину с глубиной около 5 км. Затем местность постепенно поднимается, становится холмистой и далее гористой. В средней части океана мы обнаруживаем ряд высоких гор, поднимающихся до глубин 2 км или даже выше. Далее мы встречаем глубокую рифтовую долину с глубиной порядка 3,5 км и шириной около 10 км. Еще дальше к востоку мы попадаем в гористую местность с глубинами около 2 км. Постепенно горные пики понижаются, переходя в абиссальную равнину, граничащую с Африкой. Вся эта местность довольно симметрична относительно центральной рифтовой долины. Рифтовая долина не везде сохраняет меридиональное направление. Она разветвляется рядом разрывов. Вблизи экватора одна из этих зон разрывов имеет глубокую депрессию — впадину Романш с максимальной глубиной 7865 м. Центральную часть всей Атлантики пересекает Срединно-Атлантический хребет. Он разделяет ее на два бассейна: восточный и западный. Впадина Романш является каналом, соединяющим эти два бассейна. Источники землетрясений в основном располагаются вдоль оси Срединно-Атлантического хребта и вдоль разломов, разветвляющих его. Если источники землетрясения океанических впадин чаще всего залегают на глубинах, превышающих 100 км, то эпицентры землетрясений, связанных с хребтом, относительно неглубоки. Поэтому хребет является активной частью земной поверхности, где имеет место относительное движение. Срединно-Атлантический хребет представляет собой часть большого хребта, опоясывающего весь земной шар. При выходе из Южной Атлантики, на полпути между Африкой и Антарктидой, он поворачивает на восток. В Индийском океане хребет разветвляется, причем одна его ветвь идет в Красное море, а другая проходит на восток в Тихий океан, примерно посредине между Австралией и Антарктидой. Основная часть хребта простирается дальше на восток, а затем в восточной части Тихого океана поворачивает на север. Здесь она называется Восточно-Тихоокеанским поднятием. Это поднятие исчезает в северной части Калифорнийского залива и вновь появляется мористее калифорнийского побережья к северу от мыса Мендосино. Ответвления хребта связывают его с Новой Зеландией и с оконечностью Южной Америки. В Северной Атлантике хребет продолжает идти через Исландию в Северный Ледовитый океан. Этот хребет является наиболее протяженным на Земле. Вдоль всего хребта отмечаются частые мелкофокусные землетрясения. На дне океана имеются и другие горные цепи, которые в настоящее время не проявляют сейсмической активности. Одна из них — Найнтиист — хребет в Индийском океане, простирающийся вдоль меридиана 90° в. от 10° с. ш. до 30° ю. ш.
Глубоководное бурение
До сих пор наше исследование дна океана ограничивалось его поверхностью. Сейсмические разрезы дают нам информацию о расслоении морских осадков. Для определения природы и геологического возраста этих слоев необходимо брать пробы грунта. Грунтовые трубки, как мы уже отмечали, могут взять колонку мягкого грунта высотой максимум несколько десятков метров. Там же, где дно сложено твердыми породами, мы сможем собрать редкие обломки или их куски с помощью драгирования. В отдельных местах часть более глубоких слоев обнажена и становится доступной для взятия проб. Однако для детального изучения истории океанических бассейнов требуется бурение дна с извлечением длинных колонок осадков. Такие колонки осадков получают из нефтяных скважин при бурении на суше или на мелководных шельфах. При бурении таких скважин на глубокой воде возникают новые проблемы. Буровая вышка должна быть смонтирована на судне, а судно должно находиться точно над скважиной. При этой операции невозможно стать на якорь. Для удержания судна в одном и том же положении служат специальные винты. Предварительные испытания показали, что бурение на глубокой воде возможно. При этом высота колонки грунта может достигать 300 м. Проект глубоководного бурения дна Атлантического и Тихого океанов начал осуществляться осенью 1968 г. С помощью глубоководного бурения слоев осадков, аккумулированных за большой геологический отрезок времени, станет возможным исследование истории океанов. По-видимому, произойдет революция в нашем понимании океана. Когда будут получены новые результаты, многое из того, что здесь изложено, несомненно, потребует пересмотра. Топография дна океана изменчива. Вблизи материковых окраин расположены абиссальные равнины, заполняемые осадками, которые приносят мутьевые потоки. Вулканические пики являются характерным элементом рельефа дна океана. Некоторые из них простираются выше уровня моря, другие имеют плоскую поверхность. Глубоководные осадки состоят также из тонкозернистого материала, приносимого в океан ветрами и океаническими течениями. Минеральные остатки растений и животных формируют донные отложения, а некоторые глубоководные осадки выпадают прямо из морской воды. Наиболее поразительной особенностью дна океана являются срединно-океанические хребты, опоясывающие весь Мировой океан.
Физиографическая диаграмма
В настоящее время, когда эхолот заменил промерный линь, стало возможным получить непрерывный профиль морского дна вдоль пути корабля. Однако для создания детальной карты топографии дна требуется выполнить много расположенных рядом параллельных галсов. Существует очень мало районов, для которых можно построить детальные карты. Одним из таких районов являются Алеутские острова с прилегающей впадиной, исследованные Береговой и Геодезической Службой США. Там, где отсутствуют детальные исследования, представление об океаническом дне можно составить по физиографической диаграмме. Такая диаграмма показывает общий вид дна, не претендуя на точное картирование. Она рассказывает о существовании подводных равнин, холмов, террас и изолированных высоких пиков. Хизен и Тарп (Ламонтская геологическая обсерватория Колумбийского университета) построили физиографические диаграммы главных океанов. На карте прокладывается путь корабля, вдоль которого была получена эхолотная запись. Запись показывает не только глубины, но и характер дна —ровный или волнообразный. Затем вдоль проложенного на карте пути корабля воспроизводится общий характер дна. Остальная картина получается интерполяцией и экстраполяцией данных, полученных по линиям галсов. Поэтому точность диаграммы определяется плотностью промерных галсов.
Изменчивость топографии дна океана
Топография дна имеет свою номенклатуру. Мы уже знаем, что смежная с материками часть дна называется шельфом. Между кромкой шельфа и дном глубокого океана лежит материковый склон. Он очень крутой. Средний уклон составляет здесь 4е. Во многих случаях склон распространяется от кромки шельфа до глубоководного дна океана. Однако кое-где между материковым склоном и дном океана встречается более пологая и сглаженная зона материкового подножия. Материковый склон довольно неровный и часто изрезан каньонами (такими, как каньон Гудзона), которые простираются от кромки шельфа до дна склона. Мористее склона чаще всего располагаются абиссальные Равнины — почти горизонтальные и ровные районы дна. Довольно часто наблюдаются изолированные пики; некоторые из них поднимаются выше уровня моря и образуют острова в океане. Наиболее крупными структурами топографии являются срединно-океанические хребты — громадные горные цепи, разделяющие Атлантический океан на две котловины и пересекающие другие океаны.
Абиссальные равнины
Абиссальные равнины, вероятно, наиболее ровные поверхности Земли. Как показали измерения с помощью прецизионных эхолотов (в штилевую погоду), нерегулярности рельефа равнин не превосходят 1 м. В результате каких процессов произошло такое поразительное выравнивание этой части дна океана? С помощью более мощных сейсмических волн можно проникнуть ниже дна и выявить структуру нижележащих слоев. Абиссальная равнина подстилается слоем с неровной верхней поверхностью. Между этим слоем и гладкой поверхностью морского дна запись выглядит более темной, что указывает на значительное отражение звуковых волн от верхнего слоя абиссальной равнины. Пробы грунта показывают, что абиссальная равнина состоит из осадочных пород. Это доказывает, что равнина образовалась не выравниванием неровностей дна, а в результате аккумуляции осадков в неровностях рельефа. Если осадкообразование было следствием отложения тонкодисперсного материала из морской воды, то можно было бы ожидать, что однородный слой осадков постепенно сгладит неровности рельефа нижележащей поверхности. Такой однородный слой осадков должен отражать звуковые волны только от границы вода — осадки и, возможно, от внутренних поверхностей слоя, в котором природа осадков изменялась в прошлом. Чтобы решить эту загадку," необходимо исследовать состав отложений. С помощью грунтовой трубки можно извлечь колонку длиной 10 м и диаметром 5 см. В ней мы обнаружим смесь песка, ила и глины, а также скелеты животных, обитающих только на дне мелководного шельфа. Каким путем занесен сюда этот крупнозернистый материал и почему дно равнины такое ровное? Только очень мощные течения смогли бы вынести песок шельфа. Может быть, эти же самые течения прорезали каньоны в шельфе? При более детальном обследовании мы обнаружим, что наша колонка грунта состоит из ряда слоев. Каждый слой начинается внизу с крупнозернистого материала и кончается Наверху мелкозернистым илом и глиной. Это — градационная слоистость.
Изменение состава осадков по вертикали и обусловливает широкую темную полосу на сейсмическом профиле. Каждый градационный слой вызывает изменение скорости звука и, таким образом, действует как отдельный отражатель. Возникает вопрос: как образовались эти слои на дне океана?
Мутьевые потоки
Загадочное явление, формирующее абиссальную равнину, было впервые обнаружено в озерах. Если тонкозернистый материал, скажем глина, становится взвешенным в пресной воде, он несколько увеличивает ее плотность. Например, если добавить к воде минерального вещества с плотностью 2, то смесь будет иметь плотность 1,001. Этот избыток плотности вызовет погружение воды, содержащей примесь. При погружении воды потенциальная энергия перейдет в кинетическую. Далее более плотная вода движется вниз по материковому склону еще быстрее. Таким путем слабое увеличение плотности, обусловленное взвешенными минеральными частицами, приведет к очень высоким скоростям течения. По мере увеличения скорости опускающейся мутьевой воды силы трения будут возрастать до тех пор, пока фрикционная диссипация не уравновесит изменение в потенциальной энергии. При большом объеме мутьевой воды трение на единицу массы будет мало, так что даже слабое увеличение плотности может привести к скоростям порядка нескольких десятков километров в час. Могут ли быть в действительности такие высокие скорости на дне океана? Хизен и Юинг (1952) указали, что после землетрясения мористее Ньюфаундленда произошло несколько разрывов кабеля в соседнем районе морского дна. Они предположили, что землетрясение вызвало оползание осадков на материковом склоне. Оно увеличило плотность воды и по мере опускания более плотной воды вниз ее движение все ускорялось, пока сила трения не уравновесила разницу в потенциальной энергии. По времени, прошедшему от момента землетрясения до момента разрыва кабелей, установили, что скорость течения составляла 2000 см/c. Это подтверждает наше предположение об экстремально высоких скоростях мутьевого потока. Для проверки того, что именно мутьевой поток был причиной разрушения кабелей, были взяты пробы грунта. Поверхностный слой осадков содержал ил вместе с мелководными ископаемыми остатками. Это также подтвердило вышеупомянутое предположение. Разрывы кабелей случаются и в других местах, и они могут быть связаны с мутьевыми потоками материкового склона. Мутьевые потоки, обладая высокой скоростью, способны вырезать глубокие каньоны на своем пути по материковому склону Ко дну океана. В зависимости от местной топографии осадки, выносимые мутьевыми потоками, распространяются в глубоко-Водные части океана. Заполняя смежные с материком депрессии, они формируют абиссальные равнины. Разумеется, здесь Необходим механизм, приводящий осадки шельфа во взвешенное состояние, и непрерывность струи мутьевого потока. Эти течения отсутствуют в районах подводных хребтов, 0тсекающих кромку материка от океана. После достижения абиссальной равнины мутьевой поток замедляется и постепенно исчезает. С уменьшением скорости более крупные частицы быстро выпадают. Затем на дно отлагается и тонкозернистый материал.
Другие источники глубоководных осадков
Мы уже видели, каким образом мутьевые потоки переносят осадки с шельфа к подножию материкового склона. За кромкой материка скорость осадкообразования очень мала. Однако большая часть дна океана покрыта осадками. Каково их происхождение и как они отлагаются на дне? В высоких широтах лед от материка дрейфует в сторону моря. При таянии он теряет свой «груз» материкового материала, который опускается на дно. Так, вокруг Антарктиды мы обнаруживаем зону, содержащую крупные обломки пород, принесенных льдами. Беря длинные колонки грунта, можно выяснить, как далеко распространялся к низким широтам этот материал в эпоху оледенений. Конноли и Юинг (1965) показали, что в настоящее время вблизи 52° з. д. приносимый льдом материал распространяется только до 65° ю. ш. В колонке на 42° с. ш. этого же меридиана было обнаружено три слоя крупнозернистого материала. Следовательно, перед таянием в течение эпохи оледенения антарктические льды достигали этой широты. Крупнозернистый материал может быть вынесен в океан мутьевыми потоками и льдами. Мелкозернистый материал может быть вынесен воздушными потоками. Частицы пыли поднимаются над сушей, в особенности в пустынях. Постепенно эти частицы оседают или прибиваются дождем. Попадая в море, они медленно опускаются ко дну. Мелкозернистый материал выносится также реками, а затем подхватывается и разносится океаническими течениями. Крупные вулканические извержения могут выбросить в атмосферу большое количество пыли, которая в конце концов отлагается на дне океана в виде слоя вулканического пепла. До сих пор мы рассматривали морские осадки из материала, сформировавшегося на суше. Происхождение осадков может быть связано также с подводным вулканизмом или химическим осаждением из морской воды. Многие морские растения и животные строят свои скелеты из растворенных в воде кремния и карбоната кальция. После смерти организмов их скелеты опускаются ко дну. При падении вниз скелеты могут быть вновь растворены в воде или могут достичь дна и медленно аккумулироваться здесь. На кромках тропических островов карбонат кальция быстро отлагается растениями и животными; органические скелетные обломки могут выноситься в океан оползнями и мутьевыми потоками. Такие осадки, как фосфатные минералы и марганцевые конкреции, образуются путем химического осаждения из морской воды. Эти хемогенные осадки наблюдаются чаще всего там, где отсутствуют осадки терригенного и биогенного происхождения. Скорость осадкообразования меняется в широких пределах. Па шельфах, в местах выноса большого количества материала реками, эта скорость максимальна (1 см-год-1). Мористее побережья Южной Калифорнии, по оценкам Эймери (1960), она изменяется от 40 до 5 см за 1000 лет. Скорость аккумуляции тонкозернистого материала колеблется от нескольких сантиметров до долей сантиметра за 1000 лет.
Изолированные океанические пики
Физиографическая диаграмма экваториальной Атлантики показывает ряд пиков, расположенных или по прямой линии, или группами. Некоторые из них, например острова Зеленого Мыса, поднимаются выше уровня моря. Эти острова обычно имеют вулканическое происхождение. В настоящее время продолжают появляться все новые вулканические острова. Примером цепи вулканических островов являются Гавайи, простирающиеся от большого острова Гавайи до расположенного в 2500 км к ЗСЗ от него маленького острова Куре. На Гавайях двойной вулканический пик (Мауна-Кеа и Мауна-Лоа) поднимается на 4,2 км выше уровня моря. Поскольку соседнее дно океана имеет глубину 5 км, возвышение этих пиков относительно дна сравнимо с высотой самой высокой горы на Земле Джомолунгма. Острова от Гавайских до Ниихау высоки и сложены вулканическими породами. Острова, протянувшиеся цепочкой к Мидуэю и Куре, едва выступают над уровнем моря. Они сложены известняком, содержащим скелеты растений, водорослей и животных, таких, как кораллы. Как показало бурение, известняк подстилается вулканическими породами. Образование коралловых атоллов мы рассмотрим в главе 26. Отметим только, что вулканические основания должны погружаться в воду, поскольку кораллы могут расти только на мелководье. При этом рост кораллов и растений обеспечивает такое количество известняка, что верхняя часть горы оказывается постоянно над водой. Одни океанические пики поднимаются выше уровня моря, другие находятся под водой. Подводные пики называются подводными горами или гюйо (гайотами). Они представляют собой подводные вулканы. Во время второй мировой войны Гесс из Принстонского университета нанес на карту Тихого океана много новых подводных пиков с плоскими, срезанными вершинами. Он дал им название гюйо (гайоты) в честь Арнольда Генри Гюйо (1807—1884), профессора геологии и физической географии в Принстоне. Как объяснить горизонтальность верхней части гюйо? При драгировании мы обнаруживаем здесь хорошо окатанную гальку и типичную фауну и флору рифов. Это указывает на то, что верхняя часть гюйо была близка к уровню моря. Волны разрушили верхнюю часть острова и превратили ее в окатанный крупный материал. Они выровняли вулкан, и оставшаяся подводная платформа стала обиталищем кораллов. Ископаемые древние организмы верхней части гюйо рассказывают нам, что когда-то вулкан опустился на 100 м ниже Уровня моря, т. е. на максимальную глубину, на которой развиваются кораллы, строящие рифы. Возраст найденных ископаемых колеблется от среднего Мела до наших дней. Таким образом, на протяжении по крайней мере 100 млн. лет вулканы поднимались со дна океана, выступая над уровнем моря, выравнивались, а затем вновь погружались.
Срединно-океанические хребты
Наиболее характерная особенность физиографической диаграммы экваториальной Атлантики — это подводный хребет в центральной части океана. При движении на восток мы пересекаем абиссальную равнину с глубиной около 5 км. Затем местность постепенно поднимается, становится холмистой и далее гористой. В средней части океана мы обнаруживаем ряд высоких гор, поднимающихся до глубин 2 км или даже выше. Далее мы встречаем глубокую рифтовую долину с глубиной порядка 3,5 км и шириной около 10 км. Еще дальше к востоку мы попадаем в гористую местность с глубинами около 2 км. Постепенно горные пики понижаются, переходя в абиссальную равнину, граничащую с Африкой. Вся эта местность довольно симметрична относительно центральной рифтовой долины. Рифтовая долина не везде сохраняет меридиональное направление. Она разветвляется рядом разрывов. Вблизи экватора одна из этих зон разрывов имеет глубокую депрессию — впадину Романш с максимальной глубиной 7865 м. Центральную часть всей Атлантики пересекает Срединно-Атлантический хребет. Он разделяет ее на два бассейна: восточный и западный. Впадина Романш является каналом, соединяющим эти два бассейна. Источники землетрясений в основном располагаются вдоль оси Срединно-Атлантического хребта и вдоль разломов, разветвляющих его. Если источники землетрясения океанических впадин чаще всего залегают на глубинах, превышающих 100 км, то эпицентры землетрясений, связанных с хребтом, относительно неглубоки. Поэтому хребет является активной частью земной поверхности, где имеет место относительное движение. Срединно-Атлантический хребет представляет собой часть большого хребта, опоясывающего весь земной шар. При выходе из Южной Атлантики, на полпути между Африкой и Антарктидой, он поворачивает на восток. В Индийском океане хребет разветвляется, причем одна его ветвь идет в Красное море, а другая проходит на восток в Тихий океан, примерно посредине между Австралией и Антарктидой. Основная часть хребта простирается дальше на восток, а затем в восточной части Тихого океана поворачивает на север. Здесь она называется Восточно-Тихоокеанским поднятием. Это поднятие исчезает в северной части Калифорнийского залива и вновь появляется мористее калифорнийского побережья к северу от мыса Мендосино. Ответвления хребта связывают его с Новой Зеландией и с оконечностью Южной Америки. В Северной Атлантике хребет продолжает идти через Исландию в Северный Ледовитый океан. Этот хребет является наиболее протяженным на Земле. Вдоль всего хребта отмечаются частые мелкофокусные землетрясения. На дне океана имеются и другие горные цепи, которые в настоящее время не проявляют сейсмической активности. Одна из них — Найнтиист — хребет в Индийском океане, простирающийся вдоль меридиана 90° в. от 10° с. ш. до 30° ю. ш.
Глубоководное бурение
До сих пор наше исследование дна океана ограничивалось его поверхностью. Сейсмические разрезы дают нам информацию о расслоении морских осадков. Для определения природы и геологического возраста этих слоев необходимо брать пробы грунта. Грунтовые трубки, как мы уже отмечали, могут взять колонку мягкого грунта высотой максимум несколько десятков метров. Там же, где дно сложено твердыми породами, мы сможем собрать редкие обломки или их куски с помощью драгирования. В отдельных местах часть более глубоких слоев обнажена и становится доступной для взятия проб. Однако для детального изучения истории океанических бассейнов требуется бурение дна с извлечением длинных колонок осадков. Такие колонки осадков получают из нефтяных скважин при бурении на суше или на мелководных шельфах. При бурении таких скважин на глубокой воде возникают новые проблемы. Буровая вышка должна быть смонтирована на судне, а судно должно находиться точно над скважиной. При этой операции невозможно стать на якорь. Для удержания судна в одном и том же положении служат специальные винты. Предварительные испытания показали, что бурение на глубокой воде возможно. При этом высота колонки грунта может достигать 300 м. Проект глубоководного бурения дна Атлантического и Тихого океанов начал осуществляться осенью 1968 г. С помощью глубоководного бурения слоев осадков, аккумулированных за большой геологический отрезок времени, станет возможным исследование истории океанов. По-видимому, произойдет революция в нашем понимании океана. Когда будут получены новые результаты, многое из того, что здесь изложено, несомненно, потребует пересмотра. Топография дна океана изменчива. Вблизи материковых окраин расположены абиссальные равнины, заполняемые осадками, которые приносят мутьевые потоки. Вулканические пики являются характерным элементом рельефа дна океана. Некоторые из них простираются выше уровня моря, другие имеют плоскую поверхность. Глубоководные осадки состоят также из тонкозернистого материала, приносимого в океан ветрами и океаническими течениями. Минеральные остатки растений и животных формируют донные отложения, а некоторые глубоководные осадки выпадают прямо из морской воды. Наиболее поразительной особенностью дна океана являются срединно-океанические хребты, опоясывающие весь Мировой океан.
