Батиметрический анализ океанов

Казанский, Борис Андреевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Батиметрический анализ океанов
ВАК РФ 25.00.28, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Батиметрический анализ океанов"

1а правах рукописи

ии-зиь42 15

Казанский Борис Андреевич

БАТИМЕТРИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ ОКЕАНОВ

Специальность: 25.00.28 - «Океанология»

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

Владивосток 2007

003054215

Работа выполнена в Тихоокеанском океанологическом институте им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Официальные оппоненты:

доктор географических наук, профессор Бровко Петр Федорович доктор географических наук Пушкарь Владимир Степанович, доктор геолого-минералогических наук Кулинич Руслан Григорьевич

Ведущая организация: Тихоокеанский институт географии ДВО РАН

Защита состоится 20 апреля 2007г. в 14 ч. на заседании

Диссертационного совета Д 005.017.02

при Тихоокеанском океанологическом институте

им. В.И. Ильичева (ТОЙ) ДВО РАН

Адрес: 690041, Владивосток, ул. Балтийская, 43, ТОЙ

Тел.: (4232) 311 400

Факс: (4232)312 573

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ТОЙ ДВО РАН

Автореферат разослан 12 февраля 2007 г.

Ученый секретарь Диссертационного совета, к.г.н.

Ф.Ф. Храпченков

ВВЕДЕНИЕ (Обшая характеристика работы)

Актуальность проблемы

Причиной сложившейся ситуации является недостаточное (или ошибочное) понимание физической сущности даже уже известных закономерностей распределений глубин (высот рельефа дна) океанов, как в пространстве, так и во времени, оцениваемых до недавнего времени по данным низкоточных картометрических измерений. Но в настоящее время, во многом благодаря широкомасштабным промерам глубин для проектов бурения DSDP и ODP, а также спутниковой альтиметрии [Sandwell, 1990], имеются глобальные базы цифровых данных различной детальности по топографии земной поверхности, позволяющие получить уточненные и совершенно новые данные по распределению высот рельефа дна (батиметрии) океанов в пространстве и во времени, пригодных как для географического описания, так и для геодинамической интерпретации.

Цель исследований

Цель исследований, проводимых на основе цифровых данных по топографии земной поверхности, состоит в получении, демонстрации и интерпретации новых и детальных статистических данных по батиметрии Мирового океана и его различных частей (т.е батиметрический анализ), пригодных для дальнейшего использования в различных приложениях - в постановке и решении тектонических, геологических, геоморфологических и геофизических задач, возникающих на пути построения единой и непротиворечивой теории для «океанического» этапа эволюции Земли. Подобные масштабные исследования (батиметрический анализ) до настоящего времени не проводились (именно из-за отсутствия цифровых баз данных), а крупные работы по анализу рельефа дна океанов сводились к сравнительным региональным

описаниям вообще без использования статистических батиметрических данных [Канаев, 1979; Литвин, 1987; Удинцев. 1987).

Достижение этой цели обеспечивалось решением следующих задач, каждой из которых отведена соответствующая глава:

1 - критической оценкой состояния проблемы и путей ее решения,

2 - созданием удобной для персонального компьютера цифровой базы данных по

глубинам Мирового океана, подбором и апробацией необходимого программного обеспечения,

3 - статистическим анализом данных и выбором способов наглядного графического

отображения результатов статистического (батиметрического) анализа,

4 - геофизической интерпретацией распределений глубин (высот рельефа дна)

океанов в пространстве и во времени с энергетических позиций.

Методика исследований включала: анализ предшествующих работ, касающихся изучения рельефа дна Мирового океана и его статистического (батиметрического) анализа; опробование и обоснование адекватности различных новых (в данном приложении) методик статистического анализа рельефа и графического отображения результатов, предоставляемых современным программным обеспечением для персональных компьютеров: геофизическую интерпретацию полученных закономерностей распределений глубин с позиций принципов симметрии и энергетического принципа.

Научная новизна:

В процессе диссертационных исследований автор получил следующие новые научные результаты:

• получены и продемонстрированы детальные статистические данные о пространственных (в зависимости от широты и долготы) закономерностях распределений глубин в океанах;

• выявлены и продемонстрированы закономерности глобальной симметрии и антисимметрии в распределении акваторий и структур рельефа дна океанов;

• обоснован теоретический закон распределения глубин в океанах и дана его геофизическая интерпретация с позиций энергетического принципа;

• рассчитана топографическая энергия океанов (потенциальная энергия рельефа дна в поле силы тяжести) и ее глобальное пространственное (широтное и долготное) распределение:

• сделан физически (термодинамически) обоснованный анализ прошлой и прогноз будущей эволюции океанов.

Основные защищаемые положения (главы 3 и 4):

1. Распределение океанов на поверхности Земли асимметрично относительно современной оси вращения и географического экватора, но симметрично относительно плоскости, названной Тектоническим экватором, и антисимметрично относительно ортогональной ему плоскости и линии пересечения этих плоскостей.

2. Несмотря на структурно-тектонические различия океанов, распределения глубин океанов близки и подчиняются общему закону распределения -распределению Релея.

3. Тихий океан на протяжении 180 млн. лет является «донором» площади и энергии в эволюции остальных океанов.

4. Равенство плотности тепловых потоков в океанах при равенстве площади Тихого океана суммарной площади остальных океанов свидетельствуют о достижении глобального теплового баланса, делающего масштабный спрединг в океанах далее энергетически невозможным.

Практическая значимость работы

Многочисленные позитивные и негативные примеры использования прежних, менее детальных батиметрических данных и статистических характеристик рельефа дна океанов в геологических, геофизических и тектонических работах доказывают необходимость обновления и уточнения этих данных на современном уровне знаний и технических возможностей. Получение на их основе теоретического закона распределения высот рельефа дна (глубин) океанов открывает путь для объективной геофизической интерпретации эволюции океанов с позиций принципа симметрии и с энергетических позиций, и для критической оценки существующих представлений. Полученные результаты не должны быть проигнорированы при разработке единой и непротиворечивой теории эволюции Земли.

Фактический материал и личный вклад автора

Фактическую основу выполненной работы, помимо литературных источников и карт, составили цифровые данные по топографии земной поверхности ЕТОРО 2', доступные через Data Acquisition Form сайта <http://topex.ucsd.edu>. Указанный сайт предоставляет высоты 68 миллионов точек земной поверхности в целых метрах и их координаты с точностью до десятков метров по равномерной сетке 2'х 2' (в районе экватора) для проекции Меркатора в пределах от 12" с.ш. до 72" ю.ш. На основе этих данных построены получившие широкое распространение карты (несколько версий) топографии земной поверхности и карты (тоже несколько версий) топографии дна океанов В. Смита и Д. Сэндвелла (W. Smith and D. Sandwell).

Что касается личного вклада автора, то он не только более 40 лет занимается анализом и обработкой батиметрических (и гипсометрических) данных, но и сам принимал активное участие (с 1963 г.) в их получении в более чем 40 океанических экспедициях на научно-исследовательских судах «Витязь» (13 рейсов). «Каллисто» (4 рейса). «Первенец» (8 рейсов), «Вулканолог», «Академик А. Несмеянов» и др., внедрив в методику и технику эхолотного промера несколько рацпредложений и одно изобретение (авт. свид. №472315). Все расчеты и графические построения для данной работы выполнены автором самостоятельно на персональном компьютере.

Поскольку необходимых названий для впервые рассчитанных статистических характеристик рельефа дна океанов не существует, пришлось использовать собственные названия, которые в будущем могут быть и пересмотрены.

Апробация работы

Международных геологических конгрессах (Рио де Жанейро. 2000 г.: Флоренция, 2004 г.), на пяти Межведомственных тектонических совещаниях в Москве (2001-2006 гг.), на Симпозиуме по новым концепциям в глобальной тектонике (Цукуба, 1998 г.). на четырех Международных междисциплинарных сипозиумах (Хабаровск-Владивосток, 2000, 2001, 2003. 2005 гг.), на V Косыгинских чтениях (Хабаровск, 2006), на нескольких международных и региональных (Тихоокеанских) школах по морской геологии и геофизике, на заседаниях Океанографической комиссии ДВНЦ АН СССР и ДВО РАН, и пр. Основные результаты этой работы были доложены на очередном (юбилейном 40-ом) Межведомственном тектоническом совещании 3 февраля 2007 г.

Публикации

Основные результаты и положения диссертации опубликованы в препринте [Казанский, 1980], в монографии [Казанский, 2002], в двух коллективных монографиях, в многочисленных (> 50) статьях в научных журналах (в том числе 18 - в реферируемых) и сборниках и в тезисной форме докладов на научных совещаниях различного уровня.

Структура и объем работы

Диссертация общим объемом 158 стр. состоит из введения, 4 глав и заключения. Она включает 73 рисунка, 3 таблицы, список использованной литературы из 176 наименований. Автореферат соответствует диссертации по содержанию и структуре изложения, но количество, нумерация и размещение рисунков в автореферате не совпадает с таковыми в диссертации.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

В главе 1 (БАТИМЕТРИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ КАК ОСНОВА ДЛЯ ДЕШИФРОВКИ ПРИРОДЫ ОКЕАНОВ) раскрывается содержание понятия «батиметрический анализ» в понимании автора, анализируется современное состояние изученности рельефа дна океанов и обосновывается необходимость ревизии и пересмотра существующих представлений о распределении глубин (высот рельефа дна) океанов для обоснования теоретического закона распределения, пригодного для геофизической интерпретации.

Под батиметрическим (гипсометрическим) анализом автор подразумевает не только получение статистических данных о глубинах океанов (высотах рельефа дна), отображаемых обычно в виде одномерных батиграфических кривых S(h), но и расчет пространственных распределений глубин (высот рельефа дна) в зависимости от широты и долготы, а также аналитическое описание, аппроксимацию и геофизическую интерпретацию статистических данных. Важнейшей предпосылкой для успешного решения этих задач является тот факт, что из-за очень незначительной роли экзогенных процессов в океанах рельеф дна целиком определяется его тектоникой, т. е. вся эволюция океанов зафиксирована в рельефе дна.

Батиметрический же анализ океанов в указанном смысле до настоящего времени не проводился (что не помешало написанию множества монографий и статей

о рельефе дна и происхождении океанов, оставшемся-таки невыясненным), а более-менее близкий по смыслу гипсометрический анализ рельефа дна океанов по разномасштабным картам был проведен 40 лет назад Г. Менардом и С. Смитом [Menard, Smith, 1966], использовавшим термин «гипсометрия» вместо «батиметрии». С большой натяжкой к батиметрическом}' анализу можно отнести содержание отдельных статей [Ларина, 1968; Литвин, Емельянова. 1970; Казанский, 1972-2005, и др.].

Последующие крупные работы по анализу рельефа дна океанов обычно сводились к сравнительным-. региональным описаниям без использования статистических батиметрических данных. Так, к примеру, вышедшая в 1987 г. монография крупнейшего специалиста, члена редколлегий всех издававшихся атласов океанов Г.Б. Удинцева «Рельеф и строение дна океанов» при объеме в 239 стр. содержит всего 23 иллюстрации, из которых большую часть составляют региональные структурные профили, а список литературы включает всего 50 названий. В монографии В.М. Литвина «Морфоструктура дна океанов» (275 е.), того же года издания, иллюстраций 63, но опять-таки в основном это мелкомасштабные копии эхолотных профилей и батиметрические карты небольших полигонов, хотя автор и причастен к расчетам батиграфических кривых [Литвин, Емельянова, 1970]. Аналогично построено описание океанов в объяснительной записке к Международной тектонической карте мира масштаба 1:15000000 [Тектоника..., 1988].

Такое положение вещей с явно актуальной задачей объяснялось чрезвычайной трудоемкостью статистического анализа глобального рельефа картометрическими методами и сравнительно (с континентами) слабой до недавних пор изученностью рельефа дна океанов. С появлением же цифровых баз данных по топографии всей земной поверхности и с развитием компьютерных технологий статистический анализ рельефа стал рутинной задачей, но лишь предварительным этапом для гипсометрического (батиметрического) анализа, к которому автор оказался достаточно подготовлен предыдущими работами 1971-2005 гг.

Современное состояние изученности рельефа дна океанов, во многом благодаря спутниковой альтиметрии [Sandwell, 1990] и более простой топографии, сопоставимо с изученностью рельефа суши, что делает предлагаемый батиметрический анализ вполне своевременным (хотя, в принципе, мог быть сделан еще несколько лет назад).

Поскольку необходимых названий для впервые рассчитанных статистических характеристик рельефа дна океанов не имеется, автор использует собственные названия (которые в будущем могут быть пересмотрены), придерживаясь, для определенности, общего правила: батиграфическими (гипсографическими в общем случае) называются характеристики (кривые, гистограммы, поверхности, диаграммы, функции), выражающие зависимости площадей от глубины (называемые также интегральными или кумулятивными распределениями), а производные от них по высоте - (дифференциальные распределения) батиметрическими. Те и другие будут представляться в абсолютных масштабах площади (выраженной в км" или количеством точек - площадок по 13.7 км2 равномерной сетки 2x2 морские мили) или в относительном масштабе (в % от какой-либо общей площади).

В главе 2 (МЕТОДИКА БАТИМЕТРИЧЕСКОГО АНАЛИЗА ОКЕАНОВ) излагается методика статистического анализа топографии дна океанов от opzamaaijuu базы данных на основе цифровой базы данных ЕТОРО 2', выбора минимального программного обеспечения и практики расчетов одномерных и пространственных распределений глубин (высот рельефа дна) до их графического отображения и интерпретации. Попутно вводятся (предлагаются) новые для геоморфологии названия для новых полученных результатов.

Интернет в настоящее время предоставляет достаточно широкий спектр цифровых баз данных по топографии земной поверхности (ЕТОРО, GTOPO) по сеткам со сторонами ячеек от 30 минут дуги до 15 секунд (последние, правда, только на коммерческой осноче), а для суши и более детальные. После оценки возможностей каждой из названных баз данных автором был сделан выбор в пользу данных ЕТОРО 2' [Казанский, 2005], позволяющих анализировать не только глобальный рельеф, но и региональный (отдельные моря, крупные острова и т.п.) с разрешением по высоте, обеспечивающим построение не только гистограмм, но и достаточно гладких кривых и поверхностей распределений. К тому же данные ЕТОРО 2', в отличие от других, представлены в удобном текстовом формате (без архивации), распознаваемым всеми используемыми программами, в виде таблицы в три столбца, первый из которых дает долготу точки (в градусах от 0 до 360) в формате ХХХ,ХХХХ, второй - широту в формате ХХ,ХХХХ (со знаком минус для южных широт), а третий - высоту в целых метрах в формате ХХХХХ,00 (со знаком минус для глубин).

База данных ЕТОРО 2' создана для равномерной сетки Меркаторской проекции, в которой построены указанные выше карты В. Смита и Д. Сэндвелла. Для батиметрического анализа необходима статистика точек с равномерным распределением на поверхности Земли, что достигалось пересчетом для каждой расчетной трапеции частот распределения высот (глубин) по выбранным интервалам (в основном использовался 100-метровый интервал, в отдельных случаях - 10-метровый) введением поправочного множителя cos'cp, где ср - средняя широта расчетной трапеции. Это сократило количество расчетных точек (соответствующих площадкам в 4 квадратных морских мили или 13.7 км2) до 35 миллионов. В качестве основной расчетной единицы поверхности в конечном итоге была выбрана трапеция 5" по широте на 10" по долготе. Координаты и высоты точек этих 1080 трапеций и составили базу данных (1080 текстовых файлов общим объемом около 2 Гб) для последующего батиметрического (и гипсометрического) анализа. Исходное количество оцифрованных точек поверхности Земли, попадающих в границы таких трапеций, составило от 45000 в районе экватора до 118200 в широтных зонах 65-70". Самые высокоширотные трапеции (72 по 83700 точек) занимают 2" по широте (от 70 до 72°). Акватории трех океанов попадают в пределы ~7500 трапеций, охватывающих более 95% общей площади океанов (Северный Ледовитый океан, на долю которого приходится 4.1% площади Мирового океана [Никольский. 2002], остался вне пределов батиметрического анализа. Еще менее 1% акватории океанов в высокоширотных районах также выпадают из анализа).

Минимальный набор программ для выполнения данной работы включал программы Maple 7-9, Surfer 8, MS Office 2000-2003, Bred 2, CorelXara 2.

Методика статистического анализа включала рутинные стандартные процедуры, заложенные в программы Surfer и Excel. С помощью тех же программ

получались и графические материалы - карты, графики, диаграммы, 3-хмерные модели и пр., представленные в иллюстрациях работы. Научную новизну представляет не сам процесс статистического (батиметрического) анализа, а рассмотрение распределения глубин не только в традиционном одномерном варианте (батиграфических и батиметрических кривых), но и в пространственном варианте (батиметрических и батиграфических поверхностей) - с учетом зависимости от географических координат (широты и долготы) и во времени, а также в использовании распределений глубин для расчетов распределений энергии рельефа дна океанов. Получать такие данные можно было бы и раньше (в принципе) с помощью картометрических методов, но их реализация была практически невозможна, из-за чрезвычайной трудоемкости, отпугивавшей тех, кто мог бы это делать.

Основным объектом статистических расчетов и анализа выступают, таким образом, различные распределения, поэтому, а также из-за некоторой специфики используемых в батиметрии распределений, приходится дать определение понятию распределения и функции распределения, используемых в математике (теории вероятностей, математической статистике и др.) и в данной работе.

В простейшем, одномерном случае, функция F(x) распределения случайной величины х обладает свойствами монотонности, ограниченности и непрерывности [Боровков, 1972, с. 42; Хастингс и Пиккок, 1980] и изображаются в виде графиков, где х - горизонтальная координата. У нас же «случайной» величиной являются высоты и глубины, т.е вертикальные по природе координаты точек земной поверхности, поэтому и соответствующие рельефу графики функций распределения строятся относительно вертикальной оси h (или z), т.е с поворотом графика на 90°. Кроме того, за значение функции F(.х) в математике принимаются значение вероятности (в % или долях от единицы) того, что случайная величина х не превосходит заданного значения. В переводе на гипсометрический (батиметрический) «язык» это означало бы (относительную или абсолютную) величину площади S, где высоты h равны или меньше заданной. На самом же деле принято указывать площадь S(h) с высотами >h (площадь горизонтального сечения рельефа на высоте Л), т.е. не саму функцию распределения F(h), а ее дополнение до 1, которое в математической статистике имеет весьма странное название «функции выживания», вместо которого мы используем названия гипсографическая или батиграфическая функции (в первом случае для рельефа вообще, а во втором - для акваторий), а вместо обозначения F(h) используется S(h)-1-F(h).

В силу естественной ограниченности высот, глубин, площадей и координат, распределениями (при соответствующей нормировке) являются также обратные функции типа l\(S).

Производная от функции распределения f(h)=dF/dh называется в математике плотностью вероятности, у нас же будет гипсометрическая (батиметрическая) функция f(h)=-dS/dh. Аналогично для графиков, гистограмм, диаграмм и их пространственных аналогов. В частности, топографическая карта представляет собой распределение высот как функцию широты и долготы. И вообще, в отличие от абстрактных случайных величин и вероятностей в математике, распределения, связанные с рельефом, имеют вполне конкретный физический смысл. К тому же. гипсографическая функция (кривая) S(h) является одновременно функцией (кривой)

плотности распределения объемов и масс горных пород, создавших рельеф, а первый момент этого распределения определяет потенциальную энергию (топографическую энергию) рельефа в поле силы тяжести [Казанский. 1974, ...2005, 2006], определяемую соотношениями:

В работе, помимо традиционных (одномерных) вариантов распределений (графиков, кривых, гистограмм), впервые широко использованы их пространственные аналоги - карты, поверхности и диаграммы, для которых пока еще нет традиционных названий, поэтому используемые в работе названия нужно рассматривать как предварительные, которые в будущем могут быть изменены. Но в этих названиях, как и в наших публикациях, соблюдается общий принцип: интегральным или кумулятивным функциям распределения и их графическим отображениям соответствует определение «гипсографическая» (или «батиграфическая» - для акваторий), а их производным по высоте - «гипсометрическая» («батиметрическая»).

В качестве примера впервые полученных характеристик глобального рельефа на рис.1 представлены контурные карты распределения средних высот и стандартных отклонений высот для трапеций 5°х10°, рассчитанных программой Surfer и построенная в редакторе Excel. Граница континент-океан четко выделяется на карте средних высот темной областью (изначально рисунок построен в цвете по умолчанию), соответствующей интервалу -1...-2 км. Другие примеры новых (в батиметрии) распределений в зависимости от широты и долготы приводятся на иллюстрациях следующей главы.

Для аппроксимации полученных распределений, вместо простого подбора близких по форме стандартных распределений, используется энергетический принцип, согласно которому рельеф и его энергия взаимосвязаны [Казанский, 1973, 19746, в]. Этот принцип является следствием теоремы Лиувилля в статистической физике, которая доказывает, что «функция распределения должна быть лишь функцией энергии» [Иванов, 1973, с. 78].

Прямая связь между рельефом и энергией при любом S(z) выражается интегралами из формул (1), а обратная связь между энергией и рельефом может быть различной (должна задаваться на основе тех или иных «геоморфологических» моделей). В наших работах 1972-2006 гг. используются простейшие модели обратной связи, задаваемые дифференциальными уравнениями:

Решение первого уравнения с учетом нормировки при естественных условиях Б(0) = 1, Б(г)—> 0 при г—► сю представляет собой стандартное распределение Вейбулла [Хастингс. Пикок, 1980], примеры использования которого для аппроксимации реальных геоморфологических распределений приведены в [Казанский. 2001 в], а второе соотношение совместно с уравнением для прямой связи между энергией и рельефом приводит к дифференциальному уравнению второго порядка (уравнению Бесселя):

(1)

z'dS /dz = -dU / dz, z^dS ! dz = U{z).

(2)

общим решением которого (при тех же условиях нормировки для положительных г) является функция [Казанский, 2000. 200 Lв. 2005rj:

S(z) = 2]-'(l-vyz^)Kv{(l-v)z,l^'))/T(v), (4)

где Jz) - модифицированная функция Бесселя (ф>нкция Макдональда), Г (\) - гамма функция, 0 < v (\- < 1. Для г< 0 S(z) =0.

5° в .д. 365°

-6 -5 »4 -3 -2 -1 О 12 3 4 5 6 h средн., км

□НППИйЯПИШЩ

О 0,5 I 1,5 2 2,5 3 3,5 стенд, отклонение, км

Рис. ! Kapi ы распределения средних высот (вверху) и стандартных отклонений высот (внизу) для тралений 5° но широте и 10° гю долготе в равнопромежуточной цилиндрической проекции ¡Казанский. 2006).

Функция (4) является новым (не известным пока в статистике) типом распределения, которое предложено называть по определяющей его функции К-расп ре делением | Казанский. 1973. 19746. 2000. 2001 в. 2005 г) Графики этого распределения и его плотности н традиционном цяя статистики стиле приведены на

рис. 2, а примеры использования для аппроксимации эмпирических распределений показаны в работах [Казанский, 2001 в, 2005г] и в более ранних публикациях, позволяющих причислить это распределение к «чисто геоморфологическим». В данной работе именно это распределение (его частные случаи) будет использоваться для аппроксимации гипсографических и батиграфических кривых. Особо важная роль досталась К-распределению с v=0.5. которое тождественно распределению Вейбулла при Х=2, известному в статистике также под названием распределения Релея (inverse Gaussian, в англоязычной литературе).

Функций для аппроксимации двухмерных аналогов гипсографических (батиграфических) кривых - поверхностей Б(г, <р) и $(г,).), зависящих от широты и долготы, пока нет из-за естественного сложного «рельефа» этих поверхностей (см. рис. 5, 7, 8), которые, в свою очередь, могут стать объектом «гипсометрического» анализа. Анализировать эти поверхности приходится пока с помощью одномерных распределений по широтным или долготным зонам (транссектам), или по отдельным трапециям.

При оценке средних глубин океанов традиционно используют две средние глубины - для океана с окраинными морями и без них. Имея аппроксимирующую функцию для батиметрической кривой, можно добавить третью оценку - среднюю глубину по аппроксимирующей кривой. Очевидно, что Яср1<Яср2<Нф. Все эти три оценки средней глубины для океанов и их частей приведены в Таблице 1 в разделе 3.1. Кроме того, теоретическая аппроксимирующая кривая (распределение Релея. в частности) дает еще одну характерную глубину, соответствующую нулю этой кривой (началу отсчета высот рельефа дна и его энергии), которую можно считать (и назвать)

«теоретически предельной глубиной океана». Н0. соответствующей понятию «свободной поверхности субстрата» в изостатических моделях равновесия [Магницкий, 1965: Сеначин, 2005]. Глубины желобов при этом оказываются вне диапазона «теоретических» глубин океана и их следует рассматривать как аномальные, отсчитываемые от Н0. К сожалению, величина Н0 зависит от возраста соответствующего участка океанической коры, поэтому общего нулевого уровня для отсчета глубин желобов нет, а для океана (океанов) в целом Я0 близка к глубинам самых древних участков океанической коры (с поправкой на осадочный слой).

Анализ симметрии глобального рельефа и отдельных океанов производился, исходя из мобилистских представлений, используя палеореконструкции [Казанский, 1983а-в, 1998а-в, 2002а: Owen, 1976; Briden, Drewry, Smith, 1974; Smith, Briden, 1973], с помощью составленной автором для MAPLE 8 математической программы для пересчета географических координат при заданных поворотах, позволяющей строить контурные карты поверхности Земли с произвольным центром проекции (косые проекции), а также с помощью онлайновой программы "Paleomap" сайта www.odsn.de для прямых проекций. Основной проекцией для анализа симметрии-антисимметрии признана равноплощадная проекция Ламберта, сохраняющая симметрию и антисимметрию относительно всех больших кругов, проходящих через центр проекции. Контуры континентов и островов, внутриконтинентальных морей и озер, оси срединно-океанических хребтов и сетка географических координат в MAPLE задавались массивами координат равномерно (примерно через Io дуги для контуров и точно 2° для сетки географических координат) распределенных точек. Сейчас, правда, на сайте NGDC уже имеется доступная цифровая база данных и для контуров береговой линии.

В главе 3 (РЕЗУЛЬТАТЫ БАТИМЕТРИЧЕСКОГО АНАЛИЗА)

демонстрируются результаты статистического анализа рельефа дна океанов и проводится сравнительный анализ сходства и различия батиметрии и морфометрии отдельных океанов и их частей, широтных и долготных зон, Западно-Тихоокеанской зоны перехода. Сначала анализируется батиметрия Мирового океана и его место в глобальном рельефе, затем батиметрия отдельных океанов (рассматриваемых в алфавитном порядке, совпадающим с порядком усложнения их тектоники, по [Пущаровский и др., 1999]), в глобальном рельефе, а также и экспериментальные зависимости (распределения), связывающие между собой глубины, площади и возраст базальтов дна океанов. Результаты анализа представляются в наглядной (графической) форме. Делается вывод об общей термической причине мезозойско-кайнозойской эволю1\ии океанов, соответствующей идее вторичного разогрева верхней мантии в фанерозое [Yano et al., 2001].

Мировой океан в глобальном рельефе. Океаны (Мировой океан) занимают большую часть поверхности Земли и в отношении границ Мирового океана нет никаких разногласий, как в случае границ отдельных океанов [Леонтьев. 1975; Никольский. 2002], — это просто береговая линия континентов и островов. Но в географическом и геологическом отношении понятие «Мировой океан» (как и его размеры) существенно различаются, поскольку, в первом случае, в пределы Мирового океана включены и значительные части подводных окраин континентов, т.е. участков

с корой континентального и переходного тина. Наиболее точно границы Мирового океана в геологическом смысле обозначаются интервалом глубин от 1 до 2 км. четко выделенном па карте средних высот (рис, I). хотя на новой гипсометрической кривой (рис, 3. пунктир) локальный минимум, разделяющий континентальную и океаническую части приходится на интервал глубин 0,8-0.9 км. Карт средних высот в океанической части весьма близка (что естественно) мелкомасштабной карте топографии дна океанов.

Рис i Сопоставление глобальных гипсометрических характеристик но различным данным.

привезенным к 50-метровому интервал) высот (слева) и график кумулятивной площади поверхности океанической литосферы с юры по настоящее время {Махlow, 1998].

Для общей характеристики батиметрии Мирового океана использована получившая широкое распространение (и различных версиях) карта «Seafloor Topography» В. Смита и Д. Сандвелла (W ll.F, Smith. D.T, Sandwell). построенная по цифровым данными ЕТОРО 2', но которым автором была рассчитаны и традиционные распределения — гипсометрическая и гипсографическая кривые, приведенные на рис, 3 в сопоставлении с результатами предшествующи* расчетов по менее точным картометрическим данным. Как видно по рисунку, наибольшие расхождения между гипсометрическими данными разной детальности наблюдаются именно в океанической части, что лишний раз подчеркивает актуальность ревизии этих данных на основе цифровых данных максимальной детальности. На этом же рисунке показано и возрастное распределение плошали океанической коры по [Maxlow, 1498].

Сопоставление основных м о рфо метрических характеристик Мирового океана и его частей, полученных в разное время по разным данным, сделано в Табл. 1.

За центральную часть Атлантического океана (СА) взяты низкоширотные площади между параллелями 25°. а за северную (1ЧА) и южную (5А) - площади соответственно севернее и южнее. Деление Индийского океана на западную и восточную части сделано по меридиану 80° в.д.. а Тихого океана - по меридиану 210° в.д. (150° з.д.).

Таблица 1

Основные морфометричесте характеристики океанов, в м

Океаны и их части 1 2 3 4 5 6 7 8

Атлантический океан 3597 3900 3575 3663 4200 2167 1630 1640

Северная часть (МА) 3187 1900

Центральная часть (СА) 3984 1443

Южная часть (8А) 3830 1422

Индийский океан 3711 3987 3840 3694 4100 2106 1700 1441

Западная часть (\У1) 3679 1329

Восточная часть (Е1) 3710 1555

Тихий океан 3976 4334 3940 4108 4300 2092 1900 1327

Западная часть(\\Т) 4260 1545

Восточная часть (ЕР) 3937 1000

Мировой океан 3847 4141 3729 3900 4220 2100 1880 -

1 - Средняя глубина для полной площади океанов, по Географическому атласу , 1980 г., Табл.8,

2 — Средняя глубина для океанов без морей, по Географическому атласу , 1980 г., Табл. 8,

3 - Средняя глубина океанов по [Menard, Smith, 1966].

4 - Расчетное значение средней глубины, по цифровым данным НТОРО 2',

5 - Расчетное (графически) значение средней глубины для релеевской составляющей,

6 - Расчетное значение средней высоты рельефа дна, по цифровым данным,

7 - Расчетное значение средней высоты рельефа дна для релеевской составляющей,

8 - Расчетное значение среднеквадратичного отклонения, по цифровым данным.

Распределение площади океанической коры Мирового океана по возрасту отображается на многочисленных опубликованных (в печати и в Интернет) картах, наиболее авторитетными из которых признаются карты Мюллера и др. «Digital Isochrons of the Ocean Floor» [Müller et al., 1997]. построенные на основе цифровой базы данных для 6-минутной равномерной сетки. Статистику этого распределения и показывает график кумулятивной площади поверхности океанической литосферы на рис. 3. Этот график рассчитан по картам палеомагнитных изохрон, указанных на графике, с позиций гипотезы расширения Земли (ГРЗ). отчего появилась «неучитываемая литосфера», которая, с позиций постоянства размеров Земли, соответствует не учитываемой площади древнего Тихого океана, за счет которой и расширялись другие океаны. В учитываемую океаническую литосферу включены и площади подводных окраин континентов. Другими словами, график на рис. 3 однозначно показывает только современное распределение площади океанической

коры но возрасту независимо от позиции автора графика. Этот график, как и подобные ему. обычно аппроксимируют жспонснтой типа Л' = S^Kpt-kti,

Двумя приведенными па рис. 3 типами распределений и ограничивалось, собственно, современное статистическое описание рельефа дна океанов. Встречаются еще и графики широтного распределения суши и океанов, иллюстрирующие экваториальную асимметрию глобального рельефа [Carey. 1976]. Этому распределению соответствует изолиния (нзогипса) 0 м на широтной ги neo грамме (рис, 4) - проекции широтной гипсометрической поверхности глобального рельефа (пространственного аналога гипсографической кривой) на плоскость hip (рис. 4). показанной в абсолютном и в относительном масштабах [Казанский. 2006]. Помимо широтных распределений ii(S.ip). на рис. 4 приведены и впервые рассчитанные долготные распределения h(S. '/.).

I'nc -I Широтная гипсографически поверхности глобального рельефа (вверху слева) н

долготная гипсографическая поверхность пойальною рельефа (ниже), a cnpaita соответствующие им бати граммы [Казанский, 2005, 2006).

Частные производные от h(S,<p) и IUS. по высоте - пространственные аналоги Гипсометрической кривой, гипсометрические поверхности, — показаны па рис. 5 (слева), а их проекции на горизонтальную плоскость (контурные карты) -справа,

1 [риведеппые рисунки 4 и 5 демонстрируют широтную и долготную асимметрию в распределении океанов на поверхности Земли. На широтных

распределениях, в отличие от долготных, отдельные океаны не выделяются, а абсолютный максимум плотности распределение глубин 11)3700 точек в широтой диапазоне 0-5° с.ш, приходится на интервал глубин 4300-4400 м. имеющийся ад всех океанах.

!Jnc 5 Широтная (вверчу слева) li долготная (вишу) гипсометрические поверхности - плотности распределения высот глобального рельефа и контурные карты ч\ проекций на горизонтальную плоскость [Казанский, 2006].

На долготной контурной карте рис. 5 границы между океанами определяются очень четко, а два близких по абсолютным значениям максимума плотности (83187 и 85129 точек) приходятся па глубины 4500 и 5200 м в долготных зонах 230-240" и 200-210° в.д„ относятся к Тихому океан)1.

Более детально распределение lлубии Мирового океана показывают батиметрические диаграммы «с накоплением» по 5-градусным широтным и 10-градусным долготным зонам в абсолютном и в относительном масштабах, представленные на рис. 6.

Для характеристики берегов Мирового океана рассмотрены гистограммы распределения высот континентов е диапазоне от 100 м до -200 м с шагом 10 ")ти гистограммы представлены на рис, 7.

Все гистограммы показывают максимальную площадь для батиметрической ступени 0,..-10 м, но для следующего интервала глубин наблюдается Существенное различие между северными и южными континентами: сокращение площади ступени -1(1 .,,-20 м \ северных континентов носит аномальный характер, свидетельствуя о не полном достижении частью шельфов северных континентов состояния динамического равновесия после четвертичных оледенений.

% хЮОООО точек

О 20 40 60 80 0 2 4 6 8 10

км £ <----> Ю

% хЮОООО точек

О 20 40 60 80 0 2 4 6 8 10

км 3 <-----> В

Рис, 6. Контурные широтные (вверху) и долготные (внизу) батиметрические диаграммы «с накоплением» в относительном и абсолютном масштабах [Казанский, 2006].

Дальнейшая детализация распределений глубин (высот рельефа дна) осуществлена при батиметрическом анализе отдельных океанов и некоторых специфических регионов.

Симметрия глобального рельефа. Необходимость изучения симметрии в распределении блоков литосферы по поверхности Земли определяется тем. что «в основе современной физико-математической культуры заложен факт: свойства симметрии заменяют физические законы, знание которых у нас неполно» [Семихатов. 1996, с. 21]. и тем, что «только научным изучением симметрии можно выяснить, какие геометрические состояния могут на Земле встречаться» [Вернадский. 1987. с. 154]. Важность и роль принципов симметрии в геоморфологии обсуждалась автором в специальных статьях [Казанский. 1983. 1992. 1998. 1999. 2004], где также уточнены определения и границы применимости ряда понятий теории симметрии.

Ш(с 7 Гистограммы плотности вероятности распределения высот окраин континентов (берегов

Мировою океана) 1 - Ю Америка, 2 - Африка. 3 - Австралия, 4 - Европа. 5 - С Америка.

За 100% принята площадь указанного интервала высот [Казанский. 2005).

В отличие от п ре дш ест не и н и ко н. пытавшихся выявлять элементы симметрии литосферы Земли с: фиксистских позиций для современной оси вращения и и очень неподходящих для этот картографически?; проекциях, автор и селе до нал симметрию с мобилисгских позиций в равно площадной проекции Ламберта, используя налеорсконстр) книи. не привязываясь к современной системе географических координат. В результате было показано изменение симметрии с начала раскола Нашчждо настоящего времени [Казанский. 1983. 1992. 1998. 1999. 2002. ¡$¡04] от типа I.,21*21,'¡Р'С' до Р1,'2Р'С, где штрихами отмечены элементы антисимметрии. Главным и элементом симметрии, сохраняющимся на протяжении океанического этана эволюции, является впервые выявленная автором плоскость симметрии Р (см, рис. 8). названная Тектоническим экватором (ТО) [Казанский. 1983). наклоненная к плоскости современного экваторй под углом 44° . Максимальное отклонение плоскости ТО от плоскости современного географического экватора и восточном полушарии по величине и направлению совпадает с пространственными характеристиками (длина, направление) хребта 90-1 о градуса в Индийском океане, 11а

этом же меридиане находится и максимальная аномалия рельефа континентов (Казанский. 2006]. Прямая у. образуемая пересечением плоскостей симметрии и антисимметрии является осью антисимметрии глобального рельефа,

Рис Я. Косая равиоплощадная проекция Ламберта (вверху) с центром' к Шчке ЗУ с.ш и ! 40° в д.. демоне фнруюнюи элементы симмо рии и антисимметрии в распределении континентов и океанов; Р - плоскость симметрии (Тектони-ческий экватор. ТЭ). V - н юс кос гь антисимметрии. Заливкой выделен Тн\0-океанскиЙ гюлвшный пояс по [Мас.тов, 1Ч%]. líyiít1 тиром - оси срел пнио-кща нчческну хребтов, ортогвнальны* ТЭ. Вии ¡у поилмЩ ачл ¡ре\ больших кругов симметрии и аншеиччефии в наиболее популярных проекциях -прямоугольной ii Йвльвейде ¡Kaшнкнн, 2004].

Па рис. иллюстрирующим мерное защищаемое положение, приведена контурная карча для настоящего времени в косой равноплошадной проекции Ламберта, демонстрирующая Современную симметрию и антисимметрию в распределении континентов и океанов, а на рис. 9 показан результат совмещения контуров при повороте этой проекции вокруг ее центра (оси антисимметрии) ни ISO®, дающий самое оптимальное из всех возможных решение задачи. Сходную картину дает и зеркальное отражение проекции относительно плоскости антисимметрии Р', являющейся мезозойской границей Тихого океана в мобилистских реконструкциях [Казанский. 1983, 1992. 1998. 1999. 2002. 2004]. проходящей но желобам Тихого п Атлантического океанов.

Рис 9 Совмещение контур о is континентов с рис 8 при повороте ча вокрут центра проекции (оси антисимметрии) [Kazansky, 1998].

Распределение энергии рельефа дна океанов | Казанский. 2006] также подчиняется, как можно видеть но рисунку 10, выделенным элементам симметрии

литосферы: максим)м широтного распределения энергии, как и распределение площади океанов, сдвинут в южное полушарие. 4 максимума долготного распределения энергии коррелированны с 4 сегментами Тектонического экватора. а 4 минимума - с 4 сегментами кр\ га антисимметрии.

В работе отмечена также корреляция описанных выше элементов симметрии с векторным полем «скоростей современных движений литосферы, рассчитанном по коэффициентам Си,. Сц. S:n, Sn тороидальной части модели Дж, Мин стера и Т. Джордана (Minster. Jordan. 1979)» |Маслов. 1996].

Рис К). Сопоставление т рафиков распределения энергии рельефа дна океанов с элементами глобадййрй симметрии .штосферы [Казанский, 2006]

Результаты анализа симметрии доказывают единствен!Е0£ть полученного автором решения, но вместе с тем. если исходить из правила, что «всякий природный объект по внутренним причинам развивается как тело симметричное» [Шубаев, 1970. с. 109]. то современную симметрию-антисимметрию литосферы Земли нельзя объяснять внутренними причинами. А это - серьезное ограничение, накладываемое на возможные варианты объяснения эволюции Земли па этапе океанизации.

Атлантический океан имеет промежуточное значение по площади среди трех океанов, но главенствующее по роли, выпавшей на его долю в разработке и становлении всех мобилистеких построений. Начиная с работ Л. Вегенера. этому океан) обычно отводится роль главной иллюстрации, хотя общее решение проблем происхождения и эволюции Океанов целиком завязано на Тихом океане.

По структурно-тектоническим характеристикам Атлантическим океан считается самым простым гю строению и самым симметричным [ПущаровсйШ и др.. 1999]. имея в виду долготную симметрию относительно сто осевой линии (линии спредйнга. она же ось Срединно-Атлантического хребта — САХ), 13 региональном масштабе выявляются многочисленные отклонения от простых мобилистских моделей и от симметрии рельефа и тектонических структур относительно САХ [Пущаровекий и др.. 1999: Иущаровский. 20021. 15 глобальном же рельефе, как видно на рис, 8 и 11, Атлантический океан имеет и широтную симметрию относительно Тектонического экватора, образуя с Индийским и Северным Ледовитым океаном симметричную водную систему И идо-Атлантического полушария (или сегмента, по [Пушаро некий. 1985|).

зооаос

200000

ТО" ю.ш.

Рис 11 Широтная батиграмма Атлантическою океана [Казанский, 2005]

Рис 12 Аппроксимация батиметрической кривой Атлантического океана одним (слева) и суммой двух распределений Реле» (¡пунктир) [Казанский. 2005],

Индийский океан - минимальный по площади среди океанов, целиком расположенный к югу от Тектонического экватора. По структурно-тектоническим характеристикам этот океан считается структурно дисгармоничным или тектонически рассогласованным, с «весьма прихотливым общим контуром» [Пущаровский и др., 1999, с. 75]. хотя, как отмечено в разделе «Симметрия...» и заметно на рис. 8, можно говорить о симметрии Индийского океана относительно ортогональной Тектоническому экватору диагональной оси Срединно-океанического хребта, нарушающего глобальную симметрию. В глобальном же рельефе Индийский океан образует симметричную относительно Тектонического экватора пару с северной частью Атлантического океана и Северным Ледовитым океаном, который некоторые предлагают считать просто большим заливом Атлантического океана или его окраинным морем [Леонтьев, 1975]. Даже «нетипичный» Западно-Индийский хребет образует довольно симметричную пару с северной частью САХ.

Структурная дисгармония Индийского океана проистекает из-за наличия «тройной точки» почти в центре океана и отходящего от нее «нетипичного» Западно-Индийского хребта), «экзотичного» хребта 90° и «неупорядоченного» распределения по площади поднятий [Пущаровский и др., 1999], что позволяет авторам делить Индийский океан на 4 «совершенно разных и несопоставимых по строению тектонические области» [там же, с. 75], тогда как рифтогенная система срединных хребтов делит океан естественным образом на 3 сектора: Северо-Восточный. Западный и Южный [Удинцев, 1987]. Формирование Индийского океана проходило на первом этапе под влиянием Атлантического океана с запада, а на втором (кайнозойском) - преимущественно под влиянием Тихого океана с востока.

Пунктиром показана кривая распределения Релея, а стрелкой - средняя глубина для него.

Батиграммы Индийского океана не выявляют каких-либо особенностей рельефа дна Индийского океана, несмотря на признаваемую сложность его тектоники, явившейся «результатом воздействия большого спектра нелинейных геодинамических

эффектов» [Пущаровский и др.. 1999. с. 75]. Самым спорным вопросом эволюции Индийского океана (которые некоторые исследователи просто стараются избегать) остается проблема океана Тетис; происходило ли расширение Индийского океана, как и Атлантического, просто за счет раздвига континентальных блоков, либо (и) за счет закрытия Тетиса. Именно решение этой проблемы с учетом принципов симметрии (см. раздел «Симметрия...») предоставило бы возможность окончательного выбора между конкурирующими мобилистскими гипотезами [Казанский, 2001а. 20026].

Несмотря на структурную дисгармонию Индийского океана, распределения глубин и средние глубины в его западной и восточной половинах оказываются практически одинаковыми - 3679 м и 3710 м соответственно (таблица 1, рис. 13), по аппроксимирующей кривой средняя глубина на 100 м меньше, чем у Атлантического океана, а асимптотически предельная глубина такая же, -5800 м, что подчеркивает общность эволюции двух этих океанов.

Распределение площади базальтов дна Индийского океана по возрасту приводится на общем графике на рис. 23; оно такое же, как и в Атлантическом океане.

Тихий океан - главный океан планеты Земля, не только из-за своей величины, но и по ключевой роли, какая ему досталась (во многом благодаря наличию уникальной активной зоны перехода) в моделях тектонической эволюции планеты. Ему также часто приписывают эпитет «древнейший» при сопоставлении с другими океанами, что абсолютно ничем не доказано, а по распределению океанической коры по возрасту, показанному на рис. 23, Тихий океан ничем не отличается от других.

В чем исследователи почему-то единодушны, так это в характеристике Тихого океана как асимметричного, с ярко выраженной асимметрией как относительно экватора, так и меридиональной (рис. 14), как морфологической, так и возрастной [Пущаровский и др, 1999; Казанский, 2006]. Вся мезозойская океаническая кора сосредоточена в западной половине Тихого океана (точнее - в северо-западном квадранте) со средней глубиной 3915 м. примерно половина которой приходится на Западно-Тихоокеанскую зону перехода [Казанский, 19996, 2002а, 2006ж], а вся восточная половина Тихого океана со средней глубиной 3873 м имеет кору только кайнозойского возраста. По дисперсии высот (о2) эти половины различаются вдвое (см. Табл. 1).

Но это единодушие в оценке симметрии (т.е. ее отсутствии) оказывается обоснованным только за счет анализа симметрии по картам в прямой проекции. В косой проекции (рис. 8 и 9) Тихий океан обнаруживает не такую уж плохую симметрию относительно плоскости Тектонического экватора, что подтверждает и попарное подобие батиметрических кривых В-Ю, 3-С на рис. 14. Два пика (локальные максимумы) суммарной батиметрической кривой Тихого океана, приходящиеся на интервалы глубин 4300-4400 и 5200-5300 м. соответствуют максимумам батиметрических кривых его асимметричных половин. Теоретически-предельные глубины северной и западной половины, определяющие таковую и для всего Тихого океана, равны 6200 м. а в восточной и южной - такие же. как в Атлантическом и Индийском океанах. 5800 м. Долготную и широтную асимметрию Тихого океана иллюстрируют также и соответствующие батиграммы. приведенные на рис. 15.

тысяч точек

Рис.14 Иллюстрация батиметрической асимметрии Тихого океана относительно экватора и меридиана 150° т.д. (С - батиметрическая кривая Северной половины Тихого океана. Ю - батиметрическая кривая южной половины, 3 - западной. В - восточной) в Сопоставлении с суммарной батиметрической кривой в абсолютном масштабе -количестве точек(площадок 13 7 км-), приходящихся на 100-метровый интервал глубин

Рис 15 Долготные и широтные бани рам мы Тихого океана в абсолютном н в относительном Масштабе | Катами кий. 2006|.

Широтная батиметрическая поверхность Тихого океана и ее проекция на горизонтальную плоскость показаны на рис. 17. Главный максимум плотности широтного распределения (67300 точек, или 922 тыс. км", или 9.12% площади широтной зоны 0-5° с,ш.) приходится на интервал глубин 4.5-5 км. совпадающий с шкальным минимумом на батиметрической кривой Тихого океана и с глубинами Восточной котловины. Второй максимум с глубинами 5.5-5.6 км на 20° ели.

соответствует модальным глубинам Филиппинской и Северо-Западной котловин. Оба эти максимумы находятся л полосе, приуроченной к Тектоническому экватору -липни тренда максимумов па рис. 17. Тренд относительного минимума на этой батиметрической поверхности соответствует второй, параллельной полосе, смешенной па 30е к югу и совпадающей с длинной осью древнего поднятия Дарвина. Она проходит через поднятия Каролинских островоб. вала Капингамаранги. островов Кука. Туамоту, самую широкую часть Восточно-Тихоокеанского поднятия и по Чилийском) поднятию.

Рис. 16, Плотность распределения глубин Тихого океана но 10-градусным долготным и по 5-градусным широтным зонам в абсолютном и в относительном масштабе.

Рис 17. Широтная батиметрическая поверхность абсолютном масштабе (Казанский. 2006]

- сГЛ> -- - - - ч^р

Тихого океана н ее проекция на плоскость Нф в

О долготной батиметрической поверхности можно судить по рис. 4 и 5 для глобального рельефа.

Более детальный анализ рельефа дна Тихого океана выполнен в работе по 5-градусным широтным и 10-градусным долготным зонам, по трапециям 5x10° и 5x5° отдельных широтных танссектов с расчетом нескольких статистических характеристик, а также для Западно-Тихоокеанской переходной зоны, представляющей особый интерес. В отличие от Атлантического и Индийского океанов, распределение глубин по широтным и долготным зонам, даже пересекающим все возрастные границы, характеризуется очень большим разнообразием графиков, не имеющих подобия с графиками для всего океана, которые аппроксимируются распределением Релея [Казанский, 1973...2006].

Западно-Тихоокеанская переходная зона, занимающая около 6% от общей площади поверхности Земли, является ключевой зоной и самой сложно устроенной частью Тихоокеанского подвижного пояса, соотношение которого с глобальным рельефом видно на рис. 8. По определению Л.А.Маслова, «Тихоокеанский подвижный пояс суть деформированная в ходе тектонических движений относительная узкая область - окружность большого круга - разделяющая два полушария, различия между которыми определяют меридиональную антисимметрию Земли» [Маслов, 1996, с. 147]. Эта окружность соответствует плоскости антисимметрии Р' на рис. 8.

Западно-Тихоокеанская переходная зона (ЗТПЗ). на которой апробируются различные геоморфологические, тектонические и геофизические модели [Казанский, 1992а, 2006ж], включает окраинные моря востока Азии, Австралии и Австрало-Азиатские (Индонезийские) моря, существенно различающиеся по размерам. Поэтому, для удобства площадных сопоставлений, мелкие Индонезийские моря были объединены в две группы - северную и южную. Расчетные границы анализировавшихся морей и транссектов ЗТПЗ показаны на рис. 18, а на рис. 19 приведены нормированные батиграфические кривые этих морей и ненормированные батиметрические графики. Рис. 19 показывает существенные различия батиметрии всех морей ЗТПЗ: вопреки результатам многолетней давности, полученным на основе картометрических данных для 500-метровых интервалов [Ларина, 1968], где батиграфические кривые разделены на три типа (выпуклые, вогнутые и прямолинейные), практически нет ни одной пары объектов с одинаковыми (подобными) батиметрическими и батиграфическими кривыми, т.е. в формировании рельефа дна морей ЗТПЗ элементы случайности превалируют над общими закономерностями. Более-менее близки только батиграфические кривые ЮжноКитайского моря (6) и южной гру ппы Индонезийских морей (8), и батиграфические кривые Кораллового (10) и Соломонова (9) морей, которые морфологически вообще можно было объединить в один объект. Суммарная батиграфическая кривая ЗТПЗ, показанная на рис. 19 пунктиром, очень близка к батиграфической кривой северной группы Индонезийских морей (также являющейся суммой нескольких морей).

Среди батиграфических кривых особенно резко выделяются кривые Берингова (1) и Филиппинского морей (5): первая имеет максимальную крутизну (резко сокращенная доля промежуточных глубин), пересекая другие кривые, а вторая

вообще располагается вне всех остальных кривых за счет аномально большой глубины при аномально малой доле шельфовых Шубин (менее 2% н интервале 0-100 м).

100' 120' 140' 160' 100' -160'

Рий (8 Карга расчетных границ мерей Затано-Тцхоокеансфй переходной юны

1 - Берингова моря, 2 — Охотского моря. 3 - Японскою моря. 4 - Восточно-Китайского моря. 5 - Фи ЛИН п инС кого моря, 6 - Южно-Китайского моря, 7 - северно]! группы Индонезийских морей, 8 - южной группы Индонезийских морей, 9-Соломонова моря. 10- Коралловог о моря, ! I - моря Фиджи, 12 - Тасманова моря Пунктиром обозначены границы анализируемых транссектов [Казанский. 2007].

Филиппинское море вообще выглядит на рис. )? как чужеродный элемент среди других морей. Бати графическая кривая моря Фиджи (11) также пересекает несколько других кривых, но уже за счет меньшей крутизны.

1'ис 19 Нормированные бати графические кривые морей Западно-Тихоокеанской переходной зоны (слева) и их ненормированные батиметрические графики (справа) для глубин больше; 200 v На круговых диаграммах показано распределение площади глубин 0-200 м (слева) и полных площадей морей I (нфровые Обозначения соответствуют карте на рис, 18

Соответствующая ей батиметрическая кривая не имеет четкого максимума. Батиметрическая кривая Берингова моря (7) имеет четкий пик в интервале глубин 3.54 км. проявляющийся И на суммарной батиметрической кривой, а батиметрическая кривая Филиппинскою моря (5) - типичное бимодальное распределение с локальными максимумами в интервалах глубин 4,5-5 км и 5.5-6 км. Последний

максимум, обусловленный глубинами Фили......некой котловины (т.е. западной

частью Филиппинского моря с «океанической» асимп готически-предельной глубиной, лежащей полностью за пределами глубин остальных морей ЗТПЗ, Уже на этом основании (не учитывая епрединг в этой котловине) глубины западной части Филиппинскою моря можно называть океаническими, а переходной зоне по глубинам и морфологии соответствует только восточная часть Филиппинскою моря. Включающая островные дуги И котловины Нампо и Западно-Марианская. хотя средние глубины обеих частей Филиппинского моря (4644 и 4017 м) больше, чем средняя глубина Тихою океана. I ¡римечагелыю. что максимальные значения плотности вероятности распределения глубин Филиппинскою моря оказались такими

же, как и в распределениях глубин всех океанов, т.е. на уровне 3.5-4%. но характер распределения существенно отличается от всех океанов.

Среди батиметрических кривых на рис. 19 также выделяется кривая Тасманова моря (12), имеющая два пика - в интервале 1,4-1,5 км и 4,6-4,7 км. Первый соответствует глубинам подводных хребтов Лорд-Хау и Норфолк, а второй, более «мощный», - зоне кайнозойского спрединга в Тасмановой котловине, разделяющей этот сектор ЗТПЗ на две разные части - зоны перехода пассивного и активного типов. Глубины этого пика совпадают с глубинами восточной части Филиппинского моря и локальным максимумом Кораллового моря (10)г но опять же - с локальным минимумом батиметрической кривой Тихого океана. Филиппинское и Тасманова моря из-за их большой площади определяют в основном и вид суммарного распределения переходной зоны, показанного на рис. 19 пунктирной линией. Отсутствие общих закономерностей в форме распределений глубин морей ЗТПЗ связано, вероятно, с тем, что большая часть из этих морей (морских впадин) генетически и в геоморфологическом смысле не является самостоятельными (изолированными) системами, а являются частями более сложных систем или комплексов, включающих и участки суши [Казанский, 1997]. Поэтому и закономерности в распределениях глубин морей переходной зоны следует искать в ином контексте (в иных границах). Анализ вариантов [Казанский, 2006ж] показал, что весьма информативными являются батиметрические и батиграфические кривые (графики) для 5-градусных широтных полос (транссектов), пересекающих ЗТПЗ, имеющую в общем-то долготное простирание.

В подтверждение сказанному на рис. 20 представлены ненормированные батиметрические графики и нормированные батиграфические кривые для пяти широтных транссектов северной части ЗТПЗ от 35° до 60° с.ш. с выходом в Тихий океан, границы которых показаны пунктиром на рис. 18 (аналогичные и более детальные данные представлены в работе и для остальных транссектов, указанных на рис. 18). Здесь уже четко просматривается корреляция и определенная закономерность в распределениях глубин: для 4 из 5 транссектов океанические глубины (>5 км) отделены от глубин морей переходной зоны широким и глубоким минимумом на батиметрических графиках (самая северная полоса 1, 55-60° с.ш., не выходит в океан, а заканчивается в Командорской котловине Берингова моря) и ступенью на батиграфических кривых. Глубины морей переходной зоны ограничены (снизу) уровнем около 4 км, а океанические - уровнем около 5 км (сверху). Смещение вверх «океанического» максимума в полосе 3 обусловлено подводной возвышенностью Шатского. Обращает на себя внимание сходство распределений глубин в полосах 3 (4550°) и 4 (40-45° с.ш.). Первая пересекает южную (наиболее глубокую) часть Охотского моря, а вторая - северную (тоже самую глубокую) часть Японского моря. Сходство распределений позволяет говорить об общем происхождении (общей природе) глубоководных котловин этих морей. Выход транссектов на океанические глубины порядка 6 км нормализует батиграфические кривые и по глубине, что позволяет их классифицировать. а также выстаивать определенные эволюционные последовательности кривых более объективно, чем это было сделано ранее [Казанский и др., 1985]. Сопоставляя батиметрические графики, можно обнаружить не только корреляцию распределений глубин на соседних транссектах, но и сходство распределений для весьма удаленных транссектов (и для отдельных трапеций). Что же

касается батиметрических ступеней на большей части транссектов, то их глубины (интервалы глубин) изменяются в пределах 3-5 км, но эти глубины характеризуют не какой-то специфический для коры зоны перехода интервал глубин, а мощность накопившихся в глубоководных котловинах осадков. Глубина же базальтовой коры (акустического фундамента) в зоне перехода, как показывают результаты сейсмических исследований, практически такая же. как в прилегающих частях океана [Казанский и др., 1985], где мощность осадков во много раз меньше. Следовательно формирование батиметрической ступени в зоне перехода связано со спецификой режима осадконакопления в котловинах окраинных морей, длительное время отделенных от открытого океана барьером островных дут. Этот барьер делает понятие «зона перехода» на западе Тихого океана семантически двусмысленным, но позволяет более обоснованно говорить о реальной геологической границе Тихого океана, проходящей по осям глубоководных желобов. Окраинные же моря (дальневосточные, по крайней мере) следует относить к Тихоокеанской окраине Азии [Казанский, 1992а, 1997], подвергшейся в связи с эволюцией Тихого океана глубокой тектонической переработке [Уткин, 1987; Милановский, Никишин, 1988; Казанский, 1997]. Именно дешифровка этого процесса тектонической переработки может быть ключом в решении «проблемы проблем» происхождения и эволюции Тихого океана.

Рис. 20. Ненормированные батиметрические графики для глубин >200 м и нормированные батиграфические кривые 5-градусных широтных транссектов от береговой линии до выхода в океан, показанных на рис. 18, от 60° (I) до 35° (5) с.ш. [Казанский. 2007].

Некоторое подобие ЗТПЗ в распределении глубин обнаружено только еще на двух транссектах зон перехода - в Карибском море на 10-20° с.ш.

Нормированные распределения глубин шельфов Дальневосточных морей, показанные на рис. 21, различаются незначительно: их можно разделить всего на две группы - выпуклые (которые можно назвать нормальными) и прямые (аномальные шельфы, обычно не заканчивающиеся на глубине 200 м). По этому критерию Охотское и Японское моря также обнаруживают большое сходство.

О 20 40 60 80 100 %

Рис. 21. Нормированные батиграфические кривые шельфов Дальневосточных морей: 1 - Японское море, 2 - Берингово море, 3 - Южно-Китайское море, 4 - Охотское море, 5 - Восточно-Китайское море. Утолщенной линией показана суммарная кривая для дальневосточных Морей [Казанский, 2007].

Но локальные батиметрические характеристики шельфов всех морей зоны перехода могут существенно отличаться от приводимых на рис. 21. Так. например, на шельфе залива Петра Великого в Японском море на интервал глубин 0-10 приходится более 50% площади, тогда как в среднем по Японскому морю он занимает 25% шельфа. Особенно контрастны распределения глубин разных частей шельфов Берингова и Охотского морей, опровергающие хрестоматийные представления о шельфе, как о предельно ровной поверхности с небольшим уклоном. На шельфах этих морей фиксируются изолированные поднятия и впадины с перепадами глубин до 100 м. что связано, скорее всего, с последним оледенением.

В главе 4 (АППРОКСИМАЦИЯ И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ РАСПРЕДЕЛЕНИЙ ГЛУБИН В ОКЕАНАХ) анализируются эмпирические данные по распределению глубин в океанах, отображаемые в виде графиков распределений площади по глубинам и площади и глубин по возрасту, позволяющие рассматривать эволюцию океанов как единый геотермический процесс и описать ее математически.

Эмпирические данные по распределению глубин в океанах отображаются в

виде:

• графиков распределений площади океанов по глубине,

• графиков распределения площади дна океанов в зависимости от возраста базальтов, и

• графиков зависимости (распределения) глубины дна океанов от возраста базальтов.

Рис. 22. Батиметрические кривые всех океанов в относительном (слева) и в абсолютном

масштабах. Для мирового океана (Л/, пунктир) справа приведена аппроксимирующая кривая и соответствующие ей начало отсчета высот и средняя высота (стрелка) рельефа дна [Казанский, 2006].

На рис. 22, иллюстрирующем 2-е защищаемое положение, сведены батиметрические кривые всех океанов в абсолютном и в относительном масштабах. Несмотря на морфологические, тектонические и генетические различия океанов, акцентируемые исследователями в сравнительных описаниях океанов [Удинцев, 1987; Леонтьев, 1987; Казанский. 1999; Пущаровский и др., 1999; Никольский, 2002; и др.], батиметрические кривые их очень близки (в отличие от гипсометрических кривых континентов, например [Казанский, 1974, 1988, 2005], или окраинных морей), поэтому все они могут аппроксимироваться одним теоретическим законом распределения. Близость (3.5-4%) максимальных относительных значений плотности распределений в трех океанах при двукратном различии абсолютных значений говорит об общем энергетическом источнике энергии в эволюции океанов и одинаковой плотности рельефообразующей энергии во всех океанах. Потенциальная энергия рельефа дна океанов (топографическая энергия), аккумулировавшая лишь малую часть рельефообразующей энергии, оценивается величиной КЗхЮ32 эрг [Казанский, 2005, 2006]. Напомним, что и в Филиппинском море модальные значения плотности распределения глубин такие же. как в океанах, но батиметрическая кривая отличается от океанических (рис. 19).

Распределения площади океанической коры по возрасту S(t) для всех океанов показано на рисунке 23 [Верба, 1998: Никольский, 2002]. Подобные этим графики

предпочитают использовать сторонники гипотез расширения Земли, а не сторонники плитовой тектоники, которым подобные графики обязаны своим происхождением. В оригинале приведенные графики представлены как «динамика прироста площади земного шара в процессе формирования современных океанов» [Никольский, 2002, рис. 18], т.е. для иллюстрации масштабов расширения Земли за последние 170 млн. лет. Причем в начальные значения площади океанов включены и площади подводных окраин континентов и площади с корой переходного типа. Но независимо от этого и от тектонической ориентации авторов, приведенные графики являются изображениями функции современного распределения площади океанической коры по возрасту и (исключительно единодушно) аппроксимируются экспоненциальной зависимостью = 50ехр(-Л/). (50 здесь - площадь океана на момент г=0, который не обязательно совпадает с сегодняшним). Если эти графики перестроить в относительном масштабе (в процентах от современной площади каждого океана), то их кривые окажутся практически совпадающими. Примечательно, что современная площадь Тихого океана практически равна сумме площадей всех остальных океанов (по Атласу Тихого океана [Атлас..., 1974] на Тихий океан приходится 49,4% общей площади), по это равенство «сиюминутное», а в прошлом площадь Тихого океана всегда превышала площадь остальных океанов.

Рис. 23. Современное распределение площади дна океанов по возрасту [Верба, 1998;

Никольский, 2002] и аппроксимирующая их экспонента.

Распределение глубин океанов в зависимости от возраста коры (базальтов) обычно иллюстрируют профилями рельефа дна перпендикулярных осям спрединга. Пример такого профиля для Тихого океана из [Сорохтин. 1974] приведен на рис. 24; аналогичные профили (но более короткие) имеются и для других океанов. Эти профили (также единодушно) аппроксимируются параболической зависимостью D(tj = а + bt12, где D - глубина океана (на рис. 24 - z). Для глобального распределения глубин статистически определены величины: а=2.5 км. b = 0.214 [Кабан, 1988].

Глубины, км

Рис. 24. Профиль рельефа дна Восточно-Тихоокеанского поднятия [ВиПагсЭ, 1969] и парабола, аппроксимирующая его. На горизонтальной оси отмечены пересечения профиля изохронами 20 и 40 млн. лет.

Аппроксимирующую батиметрические кривые океанов теоретическую функцию распределения можно получить, используя приведенные на рисунках экспериментально полученные зависимости - экспоненциальное распределение площади океанической коры по возрасту S ~ exp(i) [Maxlow, 1998; и др.] и квадратическую зависимость глубины океана от возраста z2~ t [Сорохтин, 1974].

Исключая из соотношений время (т.е. возраст), получим [Казанский, 2005в,

2006]:

S(z) = ехр(-22) и f(z) = - dS/dz = 2z exp(-z2) (5)

Функция (5) называется распределением Релея [Хастингс, Пиккок, 1980], график которого и приведен на рис. 22 в качестве аппроксимирующей кривой для Мирового океана (в англоязычной литературе это распределение называют гакже "the inverse Gaussian distribution" [Folks, Chhikara, 1978; Moore, Clarke, 1981, 1983]). Максимальная глубина океана, соответствующая нулю z распределения Релея, равна 6100 м, средняя глубина по распределению Релея равна 4220 м, что дает среднюю высоту рельефа дна Мирового океана 1880 м. Расчет потенциальной энергии рельефа дна океанов U по распределению Релея по формулам (2) показывает [Казанский. 2005, 2006], что плотность энергии U/S и dU/dS оказывается постоянной для любой глубины, а близость (в относительном масштабе) батиметрических кривых всех океанов позволяет распространить это утверждение на отдельные океаны. Соотношение U/S = const (или dU/dS = const), таким образом, можно было взять за исходное (соответственно идее постоянства теплового потока) для вывода теоретического распределения высот рельефа дна океанов. А поскольку распределение Релея также может быть получено из решения одномерного уравнения

теплопроводности для бесконечного полупространства [Джеффрис и Свирлс. 1969. Шайдеггер. 1987]:

0/ (Г d2f

— =--Т' <6)

dt 2 dz2

имеющего фундаментальное решение:

X X1

/(i;z,cr) = -===ехр(-—, (7)

л/2ла-t3 2ст t

можно твердо говорить о термической природе источника энергии эволюции океанов, а во всех эмпирических соотношениях вместо площадей можно рассматривать эту энергию (перевести геометрические соотношения в термодинамические).

Современное распределение площади океанической коры по возрасту, приводимое на рис. 23, можно аппроксимировать экспонентой с общим для всех океанов показателем X. А это свидетельствует о том, что относительная скорость новообразования океанической коры одинакова во всех океанах, а абсолютная скорость (-dS/dt=i.S) оказывается пропорциональной площади океана также с общим коэффициентом пропорциональности, но не площади литосферных плит, не скорости их движения и не длине линий спрединга (осевых линий срединных хребтов), т.е. континенты, впаянные в отдельные литосферные плиты, оставались полностью инертными в процессе эволюции океанов. Океаны служили как бы «отдушинами», через которые происходил сброс избыточной тепловой энергии мантии, а континенты являются хорошими теплоизоляторами и не влияли на скорость расширения океанов, хотя прогрев континентальной коры снизу вызвал «первые обширные базальтовые излияния вдоль окраин материков около 200 млн. лет назад» [Диц, Холден, 1974, с.322]. послужившие «непосредственной прелюдией к распаду Гондваны» [там же].

Но рис. 23 рассматриваются авторами [Верба, 1998; Никольский, 2002] с позиций гипотезы «умеренного» расширения Земли, в рамках которой все приведенные графики можно экстраполировать в будущее (по той же экспоненте), что термодинамически никак нельзя обосновать. В рамках же обычных представлений о постоянстве площади океанов и континентов экстраполяция в будущее возможна только для Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов, которые расширялись за счет сокращения площади Тихого океана (Пантапассы), сократив её вдвое. Это отображено на рис. 25, иллюстрирующем 3-е защищаемое положение, где представлены перестроенные (модифицированные) графики бюджета литосферы для постоянной суммарной площади океанов и континентов, а в площади последних учтена площадь подводных окраин [Казанский, 2006].

Вместо кривых для отдельных океанов приводится кривая для суммарной площади расширяющихся Атлантического. Индийского и Северного Ледовитого океанов (АИС) и кривая современного распределения площади Тихого океана по возрасту коры (ТО), т.е. та же. что и на рис. 23. но с вычетом площади неокеанической коры. Пунктирной кривой, которая зеркальна кривой АИС. показано изменение площади Тихого океана во времени, а экспоненциальными кривыми ТО-100 и ТО-50 показаны гипотетические распределения площади коры Тихого океана по возрасту 100 и 50 млн. лет назад в предположении, что в прошлом экспоненциальный закон прироста площади сохранялся и в Тихом океане, который даже ярый сторонник

гипотезы расширения Земли считает единственным «плейттектоническим тектонотипом» [Никольский, 2002, с. 109].

Как видно из сопоставления кривых ТО, ТО-50 и ТО-100, говорить о равенстве относительных скоростей и в прошлом уже нельзя, поскольку скорость генерации новой коры и скорость перераспределения ее по возрасту на площади Тихого океана до недавнего времени в несколько раз превышала скорость сокращения

Рис. 25. Модифицированные графики бюджета литосферы [Казанский, 2007].

' г

его площади (и скорость спрединга в других океанах). То же относится, очевидно, и к тепловым потокам. Так, например, площадь океанической коры в Тихом океане древнее 100 млн. лет сократилась за период 50-100 млн. лет в 2.5 раза и еще более чем вдвое за следующие 50 млн. лет при более скромном сокращении полной площади океана, что невозможно без привлечения дополнительного механизма регулирования этих процессов. В качестве такого механизма в плитовой тектонике привлекается механизм субдукции со всеми сопутствующими ей противоречиями и дискуссионностью. В числе таковых следует отметить, что сохранность в западной части Тихого океана обширного мезозойского ядра должна либо отвергать возможность существенной субдукции в западном (северо-западном) направлении, либо там происходила субдукция коры древнее сохранившейся (по странному стечению обстоятельств оказавшейся в наши дни одновозрастной с древнейшей корой Атлантического и Индийского океанов), либо там, как и в противоположном направлении, происходила субдукция более молодой коры, а мезозойская кора Тихого океана изначально являлась ядром, образовавшимся в его центральной части, для объяснения чего потребуется пересмотр уже и механизмов спрединга. Всего же. для

соблюдения баланса, через субдукцию за 170-200 млн. лет необходимо пропустить площадь во много раз больше современной площади Тихого океана (!). Но из реконструкций плитовой тектоники такого результата получить нельзя.

Другими словами, с позиций плитовой тектоники экстраполяция зависимости S(i) для Тихого океана в прошлое (как и в будущее) вызывает проблемы, чем, видимо, и объясняется непопулярность подобных графиков в плитовой тектонике. Субдукция была бы весьма убедительной, если бы современное распределение коры Тихого океана по возрасту существенно отличалось от распределений в других океанах, но этого-то и нет.

Но есть и альтернативный механизм, учитывающий специфические отличия геодинамики Тихого океана от геодинамики остальных океанов, проявляющиеся и на рис. 25: Тихий океан не только предоставляет свою территорию для возможности расширения других океанов, но сам, обладая более высоким тепловым потоком (потенциалом), является и термическим источником энергии для их эволюции, получившим свою энергию от «повторного нагрева верхней мантии в фанерозое» [Yano et al.. 2001], хотя «остаются нерешенными вопросы ... процесса и причины неоднородного вторичного нагрева верхней мантии в фанерозое» [там же. стр. 164], а констатируется лишь сам факт этого нагрева (рис. 26). произошедшего на фоне длительного периода прогрессивного остывания недр Земли (как и других планет земной группы [Барсуков. 1985; Шмакин, 1991]), приведшего к глобальному покровному оледенению в период 900-650 млн. лет назад [Ушаков. Ясаманов, 1984; Казанский, 2002а, б; Чумаков, 2001, 2005], следы которого известны на всех континентах. Этому же периоду соответствует минимум (менее 10% современной или рифейской) интенсивности магнитного поля Земли [Hale, 1987] и виртуального дипольного момента [Merrill, 1987]. что можно трактовать с термических (тектонофизических) позиций как свидетельство остывания и нижней мантии, поскольку магнитное поле Земли связывают с жидким проводящим слоем на границе нижней мантии и ядра, для существования которого нужны высокие температуры [Стейси, 1972].

млрд. лет

Рис. 26. Схематический график термической истории Земли по [Уапо е( а1., 2001]. Заливкой выделен интервал глобального покровного оледенения континентов 950-600 млн. лет назад.

При таком механизме, признавая «геотермический поток первопричиной всей геодинамики» [Голицын. 2003, с. 7] мезозоя и кайнозоя, «новообразование» океанической коры в Тихом океане можно рассматривать просто как процесс постепенного остывания литосферы Тихого океана, нагретой выше точки Кюри. Палеомагнитный возраст базальтов как раз и указывает на время достижения температурой поверхности точки Кюри для базальтов, а изохроны падеомагнитного возраста можно рассматривать как изотермы точки Кюри на данный момент. В таком случае, кривая ТО на рис. 25 уже может рассматриваться как близкая к реальному распределению площади «остывшей» коры Тихого океана для всего интервала в 170 млн. лет, когда остывание распространялось концентрически от древнего ядра (поднятия Дарвина) в западной части океана, а сокращение площади (более скромная субдукция) происходило в основном за счет надвига («наезда», по [Трубицын, 2006]) континентов на «перегретые» участки ложа восточной части Тихого океана (гипотетические кривые ТО-50 и ТО-ЮО при этом можно удалить, а вместо них нарисовать изотермы). Никакого спрединга в Тихом океане, как и субдукции, в этом случае вообще не нужно, хотя они и не исключаются в ограниченных масштабах.

В любом случае, механизм образования новой коры Тихого океана оказывается отличным от механизма спрединга (или расширения) в Индо-Атлантическом сегменте (по [Моссаковский и др, 2001]), а современное равенство теплового потока в океанах при равенстве площади Тихого океана суммарной площади остальных океанов говорит о достижении теплового равновесия, что и является конечной (финальной) стадией любого термического процесса, в данном случае - эволюции океанов. Экстраполяция же всех графиков распределений на рис. 25 в будущее должна представлять собой при этом просто горизонтальную прямую линию вправо от современной точки пересечения графиков.

Как бы то ни было, полученный результат позволяет обобщить на всю земную кору выводы Г.Штилле, изучавшего в первой половине прошлого века тектонику континентов, о том, что «современную тектонику мы должны рассматривать как последнюю и даже окончательную главу истории непрерывного, последовательного развития.... Современое состояние земной коры представляет полную или почти полную консолидацию» и «сжатие альпийского типа более невозможно в условиях такой консолидации» [Штилле, 1957, с. 205]. Нам же остается добавить, что масштабный спрединг в океанах более невозможен при достигнутом тепловом балансе, когда снова стали возможными оледенения, а интенсивность магнитного поля начала снижаться.

Этот вывод (последнее, 4-е защищаемое положение) и следует считать главным на сегодня результатом батиметрического анализа океанов, избавляющим от неопределенности в представлениях о дальнейшей эволюции Земли.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В работе продемонстрированы современные возможности статистического анализа рельефа на основе цифровых данных с помощью персонального компьютера и стандартного программного обеспечения, которые впредь могут быть широко использованы и в практике региональных и локальных геоморфологических исследований.

Проделанный нестандартный анализ симметрии и батиметрии океанов позволил существенно уточнить представления о глобальном рельефе вообще и рельефе дна океанов в особенности, показав недостаточное (или ошибочное) понимание физической сущности даже давно известных закономерностей в распределении глубин океанов.

Вопреки бытующим представлениям о симметрии в глобальном рельефе (или ее отсутствии) относительно современной оси вращения, показано, что симметрия и антисимметрия глобального рельефа (и у океанов) связана с другой системой координат, повернутой по отношению к современной, наследующей элементы симметрии и антисимметрии с момента зарождения современных океанов (начала распада суперконтинента Пангея).

Получение (теоретически, а также и из эмпирических аппроксимаций) аналитического выражения общей для всех океанов батиметрической функции впервые дало прямой выход на физическую (энергетическую) интерпретацию графиков распределения площади океанов в зависимости от возраста базальтов ложа, в результате чего сделан вывод о неприменимости механизма классического спрединга к эволюции Тихого океана, который обладал повышенным тепловым потоком и служил источником (донором) энергии и площади для расширения других океанов. Поэтому современное глобальное равенство теплового потока в океанах при равенстве площади (и энергии) Тихого океана суммарной площади (и энергии) остальных океанов делает невозможным их дальнейшее расширение, что снимает неопределенность в вопросе о будущей эволюции океанов, проявляющуюся в современных мобилистских моделях. Этот результат позволяет распространить на всю эволюцию Земли вывод, сделанный ранее Г. Штилле по результатам изучения тектоники континентов, о том, что современную тектонику Земли следует «рассматривать как последнюю и даже окончательную главу истории непрерывного, последовательного развития».

Полученные результаты не должны быть проигнорированы при разработке единой и непротиворечивой теории глобальной эволюции Земли, а должны получить адекватную трактовку и место в рамках такой теории.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ Монографии

1. Симметрия рельефа. Упорядоченность в рельефе и морфогенезе. М.: Наука. 1992 (соавтор). 252 с.

2. Геоморфология зон перехода от континентов к океанам. М.: Наука. 1992 (соавтор). 240 с.

3. Палеореконструкции в моделировании эволюции Земли. Владивосток: Дальнаука. 2002. 108 с.

Статьи в реферируемых (по перечню ВАК) журналах

1. Об аналитическом выражении гипсометрических функций континентов // Изв. АН СССР. сер. геогр. 1971. С. 18-21.

2. Анализ распределения высот рельефа дна некоторых морей и котловин переходной зоны Тихого океана // Океанология. 1972. Т. XII. Вып. 3. С. 445-448.

3. Батиметрическая функция Атлантического и Тихого океанов // Океанология. 1974. T.XIV. Вып.З. С.489-492.

4. Структурно-цифровая модель рельефа для банков геоморфологической информации // Геоморфология. 1988а. № 2. С. 47-52.

5. Ревизия данных по гипсометрии континентов // Геоморфология. 19886. №3. С.13-18.

6. Количественная характеристика формы географических объектов // Изв. АН СССР, сер. геогр. 1989. №6. С. 114-119.

7. Роль уравнения диффузии в математической геоморфологии // Геоморфология. 1990." №2. С. 20-26.

8. Об энергетическом подходе к анализу рельефа // Геоморфология. 1992. №2. С. 2627.

9. Упорядоченность рельефа Тихоокеанской окраины Азии // Тихоокеанская геология. 1997. Т. 16. №3. С. 29-33.

10. Роль принципов симметрии в геоморфологии // Геоморфология. 1998а. №2. С. 2328.

11. Региональный уровень упорядоченности рельефа// Геоморфология. 19986. №4. С. 22-27.

12. Гипсометрический анализ континентов по цифровым данным // Геоморфология. 2005а. №1. С.60-67.

13. Гипсометрия крупнейших океанических островов // Геоморфология. 20056. №3. С. 66-71.

14. Прямой расчет потенциальной энергии рельефа поверхности Земли по цифровым данным // Физика Земли. 2005в. №12. С. 72-75.

15. Энергетический анализ глобального рельефа // Геотектоника. 2006а. №2. С. 83-93.

16. Статистическое описание глобального рельефа по цифровым данным ЕТОРО 2' // Геоморфология. 20066. №2. С. 73-82.

17. Батиметрический анализ Тихого океана по цифровым данным ЕТОРО 2'// Тихоокеанская геология. 2006в. Т. 25. №5. С. 115-123.

18. Батиметрия морей Западно-Тихоокеанской переходной зоны по цифровым данным ЕТОРО 2' // Тихоокеанская геология. 2007. Г. 26. №3.

Борис Андреевич Казанский

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

Подписано к печати 12 января 2007 г. Формат 60x84/16

Уч.-изд. л. 1,8 а.л. Тираж 100 экз. Заказ № 62 Отпечатано с авторского оригинал-макета

в ТОЙ ДВО РАН 690041, г. Владивосток, ул. Балтийская, 43

Содержание диссертации, доктора географических наук, Казанский, Борис Андреевич

Введение (общая характеристика работы).

Гл. 1. Батиметрический анализ как основа для дешифровки природы океанов.

Гл. 2. Методика батиметрического анализа океанов.

Гл. 3. Результаты батиметрического анализа.

3.1. Мировой океан в глобальном рельефе.

3.2. Берега Мирового океана.

3.3. Симметрия глобального рельефа.

3.4. Атлантический океан.

3.5. Индийский океан.

3.6. Тихий океан.

3.7. Батиметрия Западно-Тихоокеанской переходной зоны.

Гл. 4. Аппроксимация и интерпретация распределений глубин в океанах.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Батиметрический анализ океанов"

Актуальность проблемы

Проблема происхождения и эволюции океанов (равно как и Земли в целом) остается актуальной уже более 200 лет, начиная с Джеймса Геттона (J. Hutton), основоположника плутонизма, автора книги «Theory of the Earth», 1775 г. [Хаин, 1996; Кэри, 1991]. Научную важность изучения рельефа дна океанов впервые отметил в 1888 г. «отец современной морской геологии» [Кеннет, 1987, с.16], Джон Мерей (J. Murray) [Murray, 1888], позже издавший совместно с Й. Хьортом (J. Hjort) монографию «The Depths of the Ocean» [Murray, Hjort, 1912]. Сейчас известно, что из-за незначительной роли экзогенных процессов в океанах, вся эволюция океанов зафиксирована в рельефе дна в практически неискаженном виде, что является важнейшей предпосылкой для успешной дешифровки этой информации. За начало планомерного изучения рельефа дна океанов принято считать инициативу Альберта I Монакского и других участников Международного географического конгресса 1899 г., с которой в 1903 г. началась работа «по созданию Международной карты рельефа дна Мирового океана - «Генеральной батиметрической карты океанов» (ГЕБКО) масштаба 1:10 ООО ООО. Первое издание этой карты вышло в свет в 1904 г.» [Удинцев, 1987, с.З]. Почти 100 лет после этого карта постоянно уточнялась и совершенствовалась (как и способы получения, обработки и хранения информации о глубинах океанов) под покровительством Международной Гидрографической организации (IHO) и Межправительственной Океанографической комиссии (ЮС) ЮНЕСКО (UNESCO). Работа над последним, 5-м изданием карты, были начаты в 1966 г. и закончены в 1982 г.; сейчас эта карта, состоящая из 18 листов доступна и в цифровой форме на CD-ROM. В этот же период в ГУНиО ММФ СССР были изданы три тома Атласа океанов [Атлас., 1974, 1977, 1980], включающие и статистические данные по рельефу дна океанов и морей. С появлением новых методов сбора, хранения и обработки батиметрических данных эта работа считается завершенной (уже с использованием спутниковых данных запущенного в 1978 спутника Seasat), но к началу 21-го века в науках о Земле сложилось удручающее положение: несмотря на гигантский прирост знаний по рельефу, геологии и геофизике дна океанов за последние десятилетия, до сих пор не удается построить единую непротиворечивую теорию эволюции Земли, что отмечается во многих обзорах [Власов, 1995; Казанский, 1980-2006; Пущаровский, 1991, 2001, 2004, 2005; Хаин, 1987, 2002, 2007, Иогансон, 2006, и др.]. Не случайно, что последнее (юбилейное 40-е!) Межведомственное тектоническое совещание в январе-феврале 2007 г. было посвящено именно этой проблеме. И не будет преувеличением сказать, что главными в решении этой актуальной задачи представляются вопросы происхождения и эволюции современных океанов (а здесь «проблема проблем», по В.Е. Хаину, - происхождение Тихого океана [Хаин, 1987]), т.е. самый последний, занимающий менее 5% во времени, отрезок геологической истории, но наиболее полно обеспеченный фактическим материалом - геологическими и геофизическими данными.

Причиной сложившейся ситуации является недостаточное (или ошибочное) понимание физической сущности даже уже известных закономерностей распределений глубин (высот рельефа дна) океанов, как в пространстве, так и во времени, оцениваемых до недавнего времени по данным низкоточных картометрических измерений. Но в настоящее время, во многом благодаря широкомасштабным промерам глубин для проектов бурения DSDP и ODP, а также спутниковой альтиметрии [Sandwell, 1990; Smith, Sandwell, 1997], имеются глобальные базы цифровых данных различной детальности по топографии земной поверхности, позволяющие получить уточненные и совершенно новые данные по распределению высот рельефа дна (батиметрии) океанов в пространстве и во времени, пригодных как для географического описания, так и для геодинамической интерпретации.

Цель исследований

Цель исследований, проводимых на основе цифровых данных по топографии земной поверхности, состоит в получении, демонстрации и интерпретации новых более детальных статистических данных по батиметрии Мирового океана и его различных частей (т.е батиметрический анализ), пригодных для дальнейшего использования в различных приложениях - в постановке и решении геологических, геоморфологических, тектонических и геофизических задач, возникающих на пути построения единой и непротиворечивой теории для «океанического» этапа эволюции Земли. Столь масштабные и детальные исследования (батиметрический анализ) до настоящего времени не проводились именно из-за отсутствия цифровых баз данных, а крупные работы по анализу рельефа дна океанов традиционно сводились к сравнительным региональным описаниям вообще без использования статистических батиметрических данных [Канаев, 1979; Литвин, 1987; Удинцев, 1987].

1 - критической оценкой состояния проблемы и путей ее решения,

2 - созданием удобной для персонального компьютера цифровой базы данных по глубинам Мирового океана, подбором и апробацией необходимого программного обеспечения,

3 - статистическим анализом данных и выбором способов наглядного графического отображения результатов статистического (батиметрического) анализа,

4 - геофизической интерпретацией распределений глубин (высот рельефа дна) океанов в пространстве и во времени с энергетических позиций.

Методика исследований

Методика исследований включала: анализ предшествующих работ, касающихся изучения рельефа дна Мирового океана и форм его статистического (батиметрического) анализа; опробование и обоснование адекватности различных новых (в данном приложении) методик статистического анализа рельефа и графического отображения результатов, предоставляемых современным программным обеспечением для персональных компьютеров; геофизическую интерпретацию полученных закономерностей распределений глубин с позиций принципов симметрии и энергетического принципа.

Научная новизна:

В процессе работы над диссертацией автор получил следующие новые научные результаты:

• Рассчитаны и продемонстрированы новые детальные статистические данные для пространственных (в зависимости от широты и долготы) закономерностей распределений глубин в океанах;

• Выявлены и продемонстрированы неизвестные ранее закономерности глобальной симметрии в распределении акваторий, и морфоструктур дна океанов;

• Обоснован теоретический закон распределения глубин в океанах и дана его геофизическая интерпретация с позиций энергетического принципа;

• Рассчитана топографическая энергия (потенциальная энергия рельефа дна в поле силы тяжести) океанов и ее глобальное пространственное (широтное и долготное) распределение;

• Сделан физически (термодинамически) обоснованный прогноз дальнейшей эволюции океанов.

Основные защищаемые положения:

1 - Распределение акваторий и морфоструктур океанов на поверхности Земли, асимметричное по отношению к современной оси вращения и современному экватору, симметрично относительно плоскости, названной Тектоническим экватором, и антисимметрично относительно ортогональной ему плоскости и линии пересечения этих плоскостей (глава 3.3).

2 - Несмотря на значительные структурно-тектонические различия океанов, распределение глубин океанов (в первом приближении) однотипно, аппроксимируется законом распределения Релея и подчиняется общему геотермическому процессу (глава 4).

3 - Тихий океан на протяжении последних 180 млн. лет является энергетическим и пространственным донором для расширения других океанов.

4 - Равенство теплового потока в океанах при равенстве площади Тихого океана суммарной площади остальных океанов свидетельствуют о достижении глобального теплового баланса, делающего масштабный спрединг в океанах далее невозможным.

Практическая значимость работы.

Многочисленные позитивные и негативные примеры использования прежних, менее детальных батиметрических данных и статистических характеристик рельефа дна океанов в геологических, геофизических и тектонических работах доказывают необходимость обновления, уточнения и дешифровки этих данных на современном уровне знаний и технических возможностей, что и было осуществлено автором. Получение на их основе теоретического закона распределения высот рельефа дна (глубин) океанов открывает путь для объективной геофизической интерпретации эволюции океанов с позиций принципа симметрии и с энергетических позиций, и для критической оценки существующих представлений. Полученные результаты не должны быть проигнорированы при разработке единой и непротиворечивой теории эволюции Земли.

Фактический материал и личный вклад автора.

Фактическую основу выполненной работы, помимо литературных источников, атласов и карт, составили цифровые данные по топографии земной поверхности ЕТОРО 2", доступные через Data Acquisition Form сайта <http://topex.ucsd.edu>. Указанный сайт предоставляет высоты 68 миллионов точек земной поверхности в целых метрах и их координаты с точностью до десятков метров по равномерной сетке 2х 2' (в районе экватора) для проекции Меркатора в пределах от 72° с.ш. до 72° ю.ш. На основе этих данных построены получившие широкое распространение карты (несколько версий) топографии земной поверхности и карты (тоже несколько версий) топографии дна океанов В. Смита и Д. Сэндвелла (W. Smith and D. Sandwell). Данные ЕТОРО 2' были скачаны автором дважды - сначала для трапеций 5° по широте на 30° по долготе, а затем для более мелких трапеций - 5° по широте на 10° по долготе (и частично для трапеций 5°х5°).

Что касается личного вклада автора, то он не только более 40 лет занимается анализом и обработкой батиметрических (и гипсометрических) данных, но и сам принимал активное участие (с 1963 г.) в их получении в более чем 40 океанических экспедициях на научно-исследовательских судах «Витязь» (13 рейсов), «Каллисто» (4 рейса), «Первенец» (8 рейсов), «Вулканолог», «Академик А. Несмеянов» и др., внедрив в методику и технику эхолотного промера несколько рацпредложений и одно изобретение (авт. свид. №472315). Все расчеты и графические построения для данной работы выполнены автором самостоятельно на персональном компьютере.

Поскольку необходимых названий для некоторых впервые рассчитанных статистических характеристик рельефа дна океанов не существует, пришлось использовать собственные, достаточно обоснованные названия, которые, однако, в будущем могут быть и пересмотрены.

Апробация работы.

Основные научные результаты и отдельные положения диссертационной работы докладывались или представлялись и обсуждались на множестве совещаний различного уровня - от регионального до международного, в том числе на двух Международных геологических конгрессах (Рио де Жанейро, 2000 г.; Флоренция, 2004 г.), на пяти Межведомственных тектонических совещаниях в Москве (2001-2006 гг.), на Симпозиуме по новым концепциям в глобальной тектонике (Цукуба, 1998 г.), на четырех Международных междисциплинарных сипозиумах (Хабаровск-Владивосток, 2000, 2001, 2003, 2005 гг.), на V Косыгинских чтениях (Хабаровск, 2006), на нескольких международных и региональных (Тихоокеанских) школах по морской геологии, на заседаниях Океанографической комиссии ДВНЦ АН СССР и ДВО РАН, и пр. Основные результаты этой работы («Анализ энергетики эволюции океанов») были доложены на очередном (юбилейном 40-ом) Межведомственном тектоническом совещании 3 февраля 2007 г. (Москва).

Публикации.

Основные результаты и положения диссертации опубликованы в препринте [Казанский, 1980], в личной монографии [Казанский, 2002], в двух коллективных монографиях, в многочисленных (> 50) статьях в научных журналах (в том числе 18 - в реферируемых журналах) и сборниках и в тезисной форме докладов на научных совещаниях различного уровня.

Структура и объем работы.

Диссертация, общим объемом 156 стр., состоит из введения, 4 глав и заключения. Она включает 73 рисунка, 3 таблицы, список использованной литературы из 176 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Казанский, Борис Андреевич

Выводы

Проведенный батиметрический анализ позволил получить уточненные данные о распределении глубин в ЗТПЗ, которые могут служить более надежной основой для геолого-геофизического анализа и моделирования всей зоны и ее отдельных фрагментов, чем прежние данные. Выявлено крайнее разнообразие типов распределения глубин в морях и показана перспективность анализа

126 батиметрии полос (транссектов) ортогональных пересечений ЗТПЗ с выходом в океан вместо батиметрии изолированных морей. Отмечено особое положение в ЗТПЗ Филиппинского моря. Для более полного анализа ЗТПЗ необходимо, видимо, привлекать также данные по гипсометрии островов, входящих в зону [Казанский, 2005г], и участков прилегающей суши, либо рассматривать гипсометрию инь-ян-систем, составляющих ЗТПЗ [Казанский, 1997, 1998в, Кагашку, 1993].

ГЛАВА 4

АППРОКСИМАЦИЯ И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ РАСПРЕДЕЛЕНИЙ

ГЛУБИН В ОКЕАНАХ

Эмпирические данные по распределению глубин в океанах, иллюстрирующие 2-е и 3-е защищаемые положения, отображаются в виде:

• графиков распределений площади океанов по глубине,

• графиков распределения площади дна океанов в зависимости от возраста базальтов, и

• графиков зависимости (распределения) глубины дна океанов от возраста базальтов.

О 1 2 3 4 % Г) ?>1Г) 400 Й0Г1 Ю>Г>-гыг.

Рис. 4.1. Батиметрические кривые океанов в относительном (слева) и абсолютном (справа) масштабах, рассчитанные поданным ЕТОРО 2'. А - Атлантический океан, И -Индийский океан, Т - Тихий океан, М - Мировой океан (пунктир), Р - график плотности распределения Релея. Одна точка горизонтального масштаба правых графиков соответствует 13.7 км2 площади. Стрелкой отмечена средняя глубина Мирового океана (4220 м) для аппроксимирующей кривой распределения Релея.

Распределения площади в зависимости от глубины рассматривалось выше как для Мирового океана, так и для океанов раздельно. А на рис. 4.1, иллюстрирующем 2-е защищаемое положение, сведены батиметрические 8

Г|, км

11, км кривые (плотности вероятности этих распределений) всех океанов в абсолютном и в относительном масштабах.

Суть 2-го защищаемого положения состоит в том, что, несмотря на морфологические, тектонические и генетические различия океанов, акцентируемые исследователями в сравнительных описаниях океанов [Удинцев, 1987; Леонтьев, 1987; Казанский, 1999; Пущаровский и др., 1999; Никольский, 2002; и др.], батиметрические кривые их очень близки (в отличие от гипсометрических кривых континентов, например [Казанский, 19886, 2005в], или окраинных морей), поэтому все они могут аппроксимироваться одним теоретическим законом распределения. Близость (3.5-4%) максимальных относительных значений плотности распределений в трех океанах при двукратном различии абсолютных значений говорит об общем энергетическом источнике энергии в эволюции океанов и одинаковой плотности рельефообразующей энергии во всех океанах. Потенциальная энергия рельефа дна океанов (топографическая энергия), аккумулировавшая лишь малую часть рельефообразующей энергии, оценивается величиной 1,3x1032 эрг [Казанский, 2005, 2006]. Напомним, что и в Филиппинском море модальные значения плотности распределения глубин такие же, как в океанах (рис. 3.7.8), но батиметрическая кривая отличается от океанических.

Распределения площади океанической коры по возрасту S(t) для всех океанов показано на рис. 4.2 [Верба, 1998; Никольский, 2002]. Это один из многих примеров графиков такого рода, которые предпочитают использовать сторонники гипотез расширения Земли, а не сторонники плитовой тектоники, которым подобные графики обязаны своим происхождением. В оригинале приведенные графики представлены как «динамика прироста площади земного шара в процессе формирования современных океанов» [Никольский, 2002, рис. 18], т.е. для иллюстрации масштабов расширения Земли за последние 170 млн. лет. Причем в начальные значения площади океанов включены и площади подводных окраин континентов и площади с корой переходного типа. Но независимо от этого и от тектонической ориентации авторов, приведенные графики являются изображениями функции современного распределения площади океанической коры по возрасту и (исключительно единодушно) аппроксимируются экспоненциальной зависимостью I) = 5,0ехр(-Я^). ( здесь - площадь океана на момент £=0, который не обязательно совпадает с сегодняшним). млн.лет

Рис. 4.2. Распределение площади океанической коры по возрасту [Верба, 1998] с добавлением аппроксимирующей экспоненты.

1 Ю параболической зависимостью D(t) = а + Ы , где D - глубина океана (на рис. 4.3 - z). Для глобального распределения глубин статистически определены величины: а=2.5 км, b = 0.214 [Кабан, 1988]. Фактически указанная зависимость соблюдается, что видно и по рис. 4.3, не по всему профилю, а только для базальтов кайнозойского возраста (моложе 70 млн. лет), более древние базальты (не поверхность дна) обычно находятся на меньших глубинах из-за различия, видимо, стилей эволюции океанов в мезозое и кайнозое, хотя некоторые авторы приписывают это «несоответствие» фазовыми переходами в древних базальтах [Smith, 1984]. Поэтому для мезозоя профиль нужно аппроксимировать кривой с иным, чем для кайнозоя, значением коэффициента Ь, т.е. аппроксимирующая кривая должна состоять из двух отрезков.

Глубины,км

Расстояние от оси поднятия, км

Рис. 4.3. Пример эхолотного профиля в Тихом океане, ортогонального возрастным границам океанической коры. Расстояния от оси поднятия пропорциональны возрасту базальтов [Ви11агс1, 1969; Сорохтин, 1974], указанному в Ма.

Аппроксимирующую батиметрические кривые океанов теоретическую функцию распределения можно получить теперь, используя приведенные экспериментально полученные зависимости - экспоненциальное распределение площади океанической коры по возрасту 5 ~ ехр(?) [Maxlow, 1998; и др.] и квадратическую зависимость глубины океана от возраста t [Сорохтин, 1974] (в случае аппроксимации последнего графика двумя отрезками парабол, получим сумму из двух аналогичных распределений).

Исключая из соотношений время (т.е. возраст), получим [Казанский, 2005а,б, д, 2006в, г]:

S(z) = exp(-z2) и f(z) = - dS/dz = 2z exp(-z2) (6)

Функция (6) называется распределением Релея [Хастингс, Пиккок, 1980], график которого и приведен на рис. 4.1 в качестве аппроксимирующей кривой для Мирового океана (в англоязычной литературе это распределение называют также "the inverse Gaussian distribution" [Folks, Chhikara, 1978; Moore, Clarke, 1981, 1983]). Максимальная глубина океана, соответствующая нулю z распределения Релея, равна 6100 м, средняя глубина по распределению Релея равна 4220 м, что дает среднюю высоту рельефа дна Мирового океана 1880 м. Расчет потенциальной энергии рельефа дна океанов U по распределению Релея по формулам (2) показывает [Казанский, 2005а, б, 2006в], что плотность энергии U/S и dU/dS оказывается постоянной для любой глубины, а близость (в относительном масштабе) батиметрических кривых всех океанов позволяет распространить это утверждение на отдельные океаны. Соотношение U/S = const (или dU/dS — const), таким образом, можно было взять за исходное (соответственно идее постоянства теплового потока) для вывода теоретического распределения высот рельефа дна океанов. А поскольку распределение Релея также может быть получено из одномерного уравнения теплопроводности для бесконечного полупространства [Джеффрис и Свирлс, 1969, Шайдеггер, 1987]: dt 2 dz2 ' <7) имеющего фундаментальное решение:

Z z2 л/2/гсгУ 2cr t ' (8) нужно твердо говорить о термической природе источника энергии эволюции океанов, а во всех эмпирических соотношениях вместо площадей можно рассматривать эту энергию, т.е. на графиках, подобных представленным на рис. 4.2, можно вертикальный масштаб оцифровать в единицах энергии.

Уравнение теплопроводности не раз использовалось для решения различных частных задач в тектонике плит [Сорохтин, 1974]. Оно же входит в систему уравнений (наряду с уравнением Навье-Стокса и уравнением неразрывности) для решения задач тепловой конвекции (безотносительно к тектонике плит). Это же уравнение (под названием «уравнение диффузии») признается «составляющим основу математической геоморфологии» [Торнес и Брунсден, 1981, с. 171; ТЪогпез, 1983] и специально рассматривалось в нашей статье [Казанский, 1990], а геотермический поток - «первоосновой всей геодинамики» [Голицын, 2003, с. 3]. Использование уравнения диффузии (теплопроводности) в решении геоморфологических задач не случайно, т.к. для его вывода необходимо соблюдение только двух необременительных условий для описывающей рельеф функции /(¡г) - условия неразрывности (литодинамического или теплового потока, например) и условия пропорциональности потока градиенту функции / [Казанский, 1990; Морс и Фешбах, 1958].)

Современное распределение площади (=тепловой энергии) океанической коры по возрасту, приводимое на рис. 4.1 [Верба, 1998; Никольский, 2002], показывает, что его можно аппроксимировать экспонентой с общим для всех океанов показателем. А это свидетельствует о том, что относительная скорость новообразования океанической коры одинакова во всех океанах, а абсолютная скорость оказывается пропорциональной площади океана (-¿Б/Ш^Х^) также с общим коэффициентом пропорциональности, но не площади литосферных плит, не скорости их движения и не длине линий спрединга (осевых линий срединных хребтов), т.е. континенты, впаянные в отдельные литосферные плиты, оставались полностью инертными в процессе эволюции океанов. Океаны служили как бы «отдушинами», через которые происходил сброс избыточной тепловой энергии мантии, а континенты являются хорошими теплоизоляторами и не влияли на скорость расширения океанов, хотя прогрев континентальной коры снизу вызвал «первые обширные базальтовые излияния вдоль окраин материков около 200 млн. лет назад» [Диц, Холден, 1974, с.322], послужившие «непосредственной прелюдией к распаду Гондваны» [там же].

Но рис. 4.1 приводится авторами [Верба, 1998; Никольский, 2002] как показатель «динамики прироста площади земного шара в процессе формирования современных океанов», т.е. с позиций гипотезы «умеренного» расширения Земли, в рамках которой все приведенные графики можно экстраполировать в будущее (по той же экспоненте). С энергетических позиций это означало бы экспоненциальное нарастание выделяемой в океанах энергии, источник которой остается неизвестным. В рамках же представлений о постоянстве площади океанов и континентов экстраполяция в будущее возможна только для Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов, которые расширялись за счет сокращения площади (т.е. и за счет

Рис. 4.4. Модифицированные графики бюджета литосферы для Земли неизменного размера.

ТО-100 и Т0-50 - гипотетические графики распределения коры Тихого океана по возрасту 100 и 50 млн. лет назад соответственно. АИС - суммарный график для площади Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов. Пунктир - график сокращения площади Тихого океана [Казанский, 2005а]. запасов энергии) Тихого океана (Панталассы), сократив её (их) вдвое. Это отображено на рис. 4.4, иллюстрирующим 3-е защищаемое положение, где представлены перестроенные (модифицированные) графики бюджета литосферы для постоянной суммарной площади океанов и континентов, а в площади последних учтена площадь подводных окраин. Эти же графики можно рассматривать с термодинамических позиций как графики перераспределения энергии между Тихим океаном и остальными океанами (что и составляет суть 3-го защищаемого положения).

Вместо кривых для отдельных океанов приводится кривая для суммарной площади расширяющихся Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов (АИС) и кривая современного распределения площади Тихого океана по возрасту коры (ТО), т.е. та же, что и на рис. 4.1 за вычетом площади не океанической коры. Пунктирной кривой, которая зеркальна кривой АИС, показано изменение площади Тихого океана во времени, а экспоненциальными кривыми Т0-1СЮ и Т0-50 показаны гипотетические распределения площади коры Тихого океана по возрасту 100 и 50 млн. лет назад в предположении, что в прошлом экспоненциальный закон прироста площади сохранялся и в Тихом океане, который даже сторонник гипотезы расширения Земли считает единственным «плейттектоническим тектонотипом» [Никольский, 2002, с. 109].

Как видно из сопоставления кривых ТО, Т0-50 и ТО-100, говорить о равенстве относительных скоростей и в прошлом уже нельзя, поскольку скорость генерации новой коры и скорость перераспределения ее по возрасту на площади Тихого океана до недавнего времени в несколько раз превышала скорость сокращения его площади (и скорость спрединга в других океанах). То же относится, очевидно, и к тепловым потокам. Так, например, площадь океанической коры в Тихом океане древнее 100 млн. лет сократилась за период 50-100 млн. лет в 2.5 раза и еще более чем вдвое за следующие 50 млн. лет при более скромном сокращении полной площади океана, что невозможно без привлечения дополнительного механизма регулирования этих процессов. В качестве такого механизма в плитовой тектонике привлекается механизм субдукции со всеми сопутствующими ей противоречиями и дискуссионностью. В числе таковых следует отметить, что сохранность в западной части Тихого океана обширного мезозойского ядра должна либо отвергать возможность существенной субдукции в западном (северо-западном) направлении, либо там происходила субдукция коры древнее сохранившейся (по странному стечению обстоятельств оказавшейся в наши дни одновозрастной с древнейшей корой Атлантического и Индийского океанов), либо там, как и в противоположном направлении, происходила субдукция более молодой коры, а мезозойская кора Тихого океана изначально являлась ядром, образовавшимся в его центральной части, для объяснения чего потребуется пересмотр уже и механизмов спрединга. Всего же, для соблюдения баланса, через субдукцию за 170-200 млн. лет необходимо пропустить площадь во много раз больше современной площади Тихого океана (!). Но из реконструкций плитовой тектоники такого результата получить нельзя.

Рис. 4.5. Положение мезозойского (древнее 100 млн. лет) ядра Тихого океана 100 млн. лет назад по палеомагнитным данным. Карта построена с помощью онлайновой программы "Ра1еотар" сайта wwvv.odsn.de. Точками обозначены скважины ОББР и СЮР, вскрывшие базальты с возрастом 100 млн. лет и древнее.

Так, например, по реконструкции для 100 млн. лет назад, приводимой на рис. 4.5, мезозойское ядро Тихого океана имело (по палеомагнитным данным) лишь возможность перемещения за 100 млн. лет из южной части в северозападную. Большая часть площади древнего Тихого океана на этой и других реконструкциях для мезозоя остается «белым пятном». На рис. 4.4 этому «белому пятну» соответствуют площади дна Тихого океана между кривой ТО и пунктирной кривой.

Другими словами, с позиций плитовой тектоники экстраполяция зависимости S(t) для Тихого океана в прошлое (как и в будущее) вызывает проблемы, чем, видимо, и объясняет непопулярность подобных графиков в плитовой тектонике. Субдукция была бы весьма убедительной, если бы современное распределение коры Тихого океана по возрасту существенно отличалось от распределений в других океанах, но этого-то и нет.

Но есть и альтернативный механизм, учитывающий специфические отличия геодинамики Тихого океана от геодинамики остальных океанов, проявляющиеся и на рис. 4.4: Тихий океан не только предоставляет свою территорию для возможности расширения других океанов, но сам, обладая более высоким тепловым потоком (потенциалом), является и термическим источником энергии для их эволюции, получившим свою энергию от «асимметричного повторного нагрева верхней мантии в фанерозое» [Яно и др., 2005; Yano et al., 2001], хотя «остаются нерешенными вопросы . процесса и причины неоднородного вторичного нагрева верхней мантии в фанерозое» [там же, стр. 164], а констатируется лишь сам факт этого нагрева (рис. 4.6), произошедшего на фоне длительного периода прогрессивного остывания недр Земли (как и других планет земной группы [Барсуков, 1985; Шмакин, 1991]), приведшего к глобальному покровному оледенению в период 900-650 млн. лет назад [Ушаков, Ясаманов, 1984; Казанский, 2002а, б; Чумаков, 2001, 2005], следы которого известны на всех континентах. Этому же периоду соответствует минимум (менее 10% современной или рифейской) интенсивности магнитного поля Земли [Hale, 1987] и виртуального дипольного момента [Merrill, 1987], что можно трактовать с термодинамических (тектонофизических) позиций как свидетельство остывания и нижней мантии, поскольку магнитное поле Земли связывают с жидким проводящим слоем на границе нижней мантии и ядра, для существования которого нужны высокие температуры [Стейси, 1972].

Механизм же «повторного разогрева» практически целого полушария объясняет, помимо альтернативной интерпретации геодинамики и структур Тихого океана [Яно и др., 2005; Уапо е! а1., 2001], и специфику климата Земли в период «океанизации», самый длительный период, когда на Земле не было оледенений [Чумаков, 2001, 2005], когда до конца третичного периода «почти вплоть до параллели 80° развивалась древесная флора» [Фурмарье, 1971, с. 126], а температура придонных вод существенно превышала современную [Богданов и др., 1978]. Этот же механизм (разогрев) стимулировал и эволюцию биосферы Земли в фанерозое, чему и мы обязаны своим существованием. млрд. лет

Рис. 4.6. Генерализованный график термической истории Земли. Тепловые пики в докембрии показаны согласно основным фазам базальтовой активности на континентах [Оога1,1973]. Заливкой выделен интервал глобального покровного оледенения континентов 950-600 млн. лет назад.

При таком механизме, признавая «геотермический поток первопричиной всей геодинамики» [Голицын, 2003, с. 7; Казанский, 20066] мезозоя и кайнозоя, «новообразование» океанической коры в Тихом океане можно рассматривать просто как процесс постепенного остывания литосферы Тихого океана, нагретой выше точки Кюри. Палеомагнитный возраст базальтов как раз и указывает на время достижения температурой поверхности точки Кюри для базальтов, а изохроны палеомагнитного возраста можно рассматривать как изотермы точки Кюри на данный момент. В таком случае, кривая ТО на рис. 4.4 уже может рассматриваться как близкая к реальному распределению площади «остывшей» коры Тихого океана для всего интервала в 170 млн. лет, т.к. остывание распространялось концентрически от древнего ядра (поднятия Дарвина) в западной части океана, а сокращение площади (более скромная субдукция) происходило в основном за счет надвига («наезда», по [Трубицын, 2006]) континентов на «перегретые» участки ложа восточной части Тихого океана (гипотетические кривые Т0-50 и ТО-100 при этом можно удалить, а вместо них нарисовать изотермы). Никакого спрединга в Тихом океане, как и субдукции, в этом случае вообще не нужно, хотя они и не исключаются в ограниченных масштабах. С этой точки зрения Тихий океан (Панталассу) уже вполне обоснованно можно называть первичным, а Атлантический и Индийский океаны - вторичными.

В любом случае механизм образования новой коры Тихого океана оказывается отличным от механизма спрединга (или расширения) в Индо-Атлантическом сегменте (по [Моссаковский и др, 2001; Удинцев, Ильин, 2006]), а современное равенство теплового потока в океанах при равенстве площади Тихого океана суммарной площади остальных океанов говорит о достижении теплового равновесия, что и является конечной (финальной) стадией любого термодинамического процесса, в данном случае - эволюции океанов. Экстраполяция же всех графиков распределений на рис. 4.4 в будущее должна представлять собой при этом просто общую горизонтальную прямую линию вправо от современной точки пересечения графиков.

139 непрерывного, последовательного развития. Современое состояние земной коры представляет полную или почти полную консолидацию» [Штилле, 1957, с. 205]. Далее Г. Штилле пишет, что «сжатие альпийского типа более невозможно в условиях такой консолидации» [там же], нам же следует добавить, что масштабный спрединг в океанах более невозможен при достигнутом тепловом балансе, когда снова стали возможными оледенения, а интенсивность магнитного поля начала снижаться.

Этот вывод (последнее, 4-е защищаемое положение) и следует считать главным результатом батиметрического анализа океанов, избавляющим от неопределенности в представлениях о дальнейшей эволюции Земли. На этот вывод явно указывает и резкое снижение температуры вторичного разогрева на графике рис. 4.6.

Вопрос о «процессе и причинах неоднородного вторичного нагрева мантии», о природе источника тепла, остается за рамками этой работы, поскольку, признавая уникальность процесса эволюции океанов не только для Земли, но и для всех планет земной группы, необходимо признание и объяснение уникальности процесса образования Земли [Казанский, 1980, 1983а, 1992а, 2001а, 2002а, б, 2006а, б]. А это уже не географическая проблема, т.к., по признанию специалистов, «проблему происхождения и эволюции океанов и атмосферы невозможно решить, не обращаясь к процессам, посредством которых образовалась сама Земля» [Альвен, Аррениус, 1979, с. 431].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В работе продемонстрированы некоторые современные возможности статистического анализа рельефа на основе цифровых данных с помощью персонального компьютера и стандартного программного обеспечения, которые могут быть широко использованы и в практике региональных и локальных геоморфологических исследований.

Вопреки бытующим представлениям о симметрии в глобальном рельефе (или ее отсутствии) относительно современной оси вращения, показано, что симметрия и антисимметрия глобального рельефа (и у океанов) связана с другой системой координат, повернутой по отношению к современной, наследуя элементы симметрии и антисимметрии с момента зарождения современных океанов (начала распада суперконтинента Пангея).

Получение (теоретически, а также и из эмпирических данных) аналитического выражения для общей для всех океанов батиметрической функции дало прямой выход на физическую (энергетическую) интерпретацию графиков распределения площади океанов в зависимости от возраста базальтов ложа, в результате чего сделан вывод о неприменимости механизма классического спрединга к эволюции Тихого океана, который обладал повышенным тепловым потоком и служил донором энергии и площади для расширения других океанов. Поэтому современное глобальное равенство теплового потока в океанах при равенстве площади (и энергии) Тихого океана суммарной площади (и энергии) остальных океанов делает невозможным их

141 дальнейшее расширение, что снимает неопределенность в вопросе о будущей эволюции океанов, проявляющуюся в современных мобилистских моделях. Этот результат, вопреки всяким экстраполяциям в будущее с позиций принципа униформизма, позволяет распространить на всю эволюцию Земли вывод, сделанный ранее Г. Штилле по результатам изучения тектоники континентов, о том, что современную тектонику Земли следует «рассматривать как последнюю и даже окончательную главу истории непрерывного, последовательного развития».

Полученные результаты не должны быть проигнорированы при разработке единой и непротиворечивой теории глобальной эволюции Земли, а должны получить адекватную трактовку в рамках будущей теории.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора географических наук, Казанский, Борис Андреевич, Владивосток

1. Альвен X., Аррениус Г. Эволюция Солнечной системы. М.: Мир. 1979.512с.

2. Атлас океанов: Тихий океан. ГУНиО МО СССР. 1974. 302 л. Атлас океанов: Атлантический и Индийский океаны. ГУНиО МО СССР. 1977. 306 л.

3. Атлас океанов: Северный Ледовитый океан. ГУНиО МО СССР. 1980. 184л.

4. Барсуков В.Л. Сравнительная планетология и ранняя история Земли // Геохимия. 1985 №1. С. 3-19.

5. Берлянт A.M. Морфометрические исследования в СССР: состояние проблемы, перспективы //Геоморфология. 1984. №2. С. 15-24.

6. Богданов Ю.А., Каплин П.А., Николаев С.Д. Происхождение и развитие океана. М.: Мысль. 1978. 160 с.

7. Борсук O.A., Спасская И.И. Математические методы в геоморфологии // Теоретические и общие вопросы географии. Т. 1. М. 1974. С. 65-152.

8. Вегенер А. Происхождение континентов и океанов. Л.: Наука. 1984. 285 с. Верба М.Л. История спрединга в Северном Ледовитом океане // Геолого-геофизическая характеристика литосферы Арктического региона. 1998. СПб: ВНИИОкеанология, вып. 2. С. 29-47.

9. Вернадский В.И. Химическое строение биосферы Земли и ее окружения. М.: Наука. 1987. 340 с.

10. Вихерт A.B., Гончаров М.А. О детерминистских и вероятностных моделях структурных поверхностей // Геология и геофизика. 1969. № 5. С. 6671.

11. Власов Г.М. Геодинамика на распутье // Тихоокеанская геология. 1995. Т. 14. №3. С. 93-104.

12. Воронов П.С. Очерки о закономерностях морфометрии глобального рельефа Земли. Л.: Наука. 1968. 122 с.

13. Географический атлас (для учителей средней школы). М.: ГУГК. 1980.238 л.

14. Голицын Г.С. Статистическое описание рельефа поверхности планеты и его эволюции // Физика Земли. 2003. №7. С.3-8.

15. Девдариани A.C. Итоги науки. Геоморфология. Вып.1. Математические методы, М.: ВИНИТИ. 1968. 142 с.

16. Джеффрис Г., Свирлс Б. Методы математической физики. М.:МИР. Вып. 1. 1969. 424 е., Вып. 2. 1970. 352 е., Вып. 3. 1970. 344 с.

17. Диц Р., Холден Дж. Распад Пангеи. // Новая глобальная тектоника. М.: Мир. 1974. С. 315-329.

18. Иванов Б.Н. Принципы современной физики. М.: Наука. 1973. 96 с. Загубный

19. Иогансон Л.И. Движущие силы тектогенеза в геотектонических гипотезах // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2006. Т. 81. Вып. 5. С.3-20.

20. Кабан М.К. Изучение изостазии литосферы. М.: Наука. 1988. 125 с. Казанский Б. А. Об аналитическом выражении гипсометрических функций континентов // Изв. АН СССР, сер. геогр. 1971. С. 18-21.

21. Казанский Б.А. Анализ распределения высот рельефа дна некоторых морей и котловин переходной зоны Тихого океана // Океанология. 1972. Т. XII. Вып. 3. С. 445-448.

22. Казанский Б.А. Энергетический принцип интерпретации основных закономерностей развития рельефа Земли // Теория и методы прогноза изменений географической среды. Вып. 1., ч.1. Иркутск. 1973. С. 33-34.

23. Казанский Б.А. Об интерпретации батиметрических функций дна некоторых морей и котловин переходной зоны Тихого океана / В сб.: Вопросы геологии и геофизики окраинных морей Северо-западной части Тихого океана. Владивосток. 1974. С. 181-185.

24. Казанский Б.А. Применение энергетического принципа к решению некоторых задач геоморфологии: Автореф. дис. . канд. геогр. наук. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1974а. 28 с.

25. Казанский Б.А. Батиметрическая функция Атлантического и Тихого океанов // Океанология. 1974а. Т.Х1У. Вып.З. С.489-492.

26. Казанский Б.А. Новая геодинамическая модель. Препр.: Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1980. 46 с.

27. Казанский Б.А. Тектоническая симметрия Тихого океана и ее связь с глобальными элементами симметрии // Геофизические исследования активных Тихоокеанских окраин. Владивосток. 1983а. С. 81-87.

28. Казанский Б.А. Тектонический экватор Тихого океана II Тихий океан. Геология, геоморфология, магматизм (тез. докл. 1-й Тихоокеанской школы по морской геологии). Владивосток. 19836. С. 54-55.

29. Казанский Б.А. Возможность синтеза фиксистских и мобилистских концепций геотектоники // Геофизические исследования активных Тихоокеанских окраин. Владивосток. 1983в. С. 88-93.

30. Казанский Б.А., Мельниченко Ю.И., Сигова К.И. Эволюционные ряды рельефа дна морей Западно-Тихоокеанской переходной зоны // Геофизика и тектоника переходной зоны Западно-Тихоокеанского типа. Владивосток. 1985. С.36-44.

31. Казанский Б.А. Структурно-цифровая модель рельефа для банков геоморфологической информации // Геоморфология. 1988а. № 2. С. 47-52.

32. Казанский Б.А. Ревизия данных по гипсометрии континентов // Геоморфология. 19886. №3. С.13-18.

33. Казанский Б.А. Количественная характеристика формы географических объектов // Изв. АН СССР, сер. геогр. 1989. №6. С. 114-119.

34. Казанский Б.А. Роль уравнения диффузии в математической геоморфологии // Геоморфология. 1990. № 2. С. 20-26.

35. Казанский Б.А. Мобилизм и проблемы глобальной геоморфологии // Геоморфология зон перехода от континентов к океанам. М.: Наука. 1992а. С. 30-36.

36. Казанский Б.А. Упорядоченность глобального рельефа: новая интерпретация // Симметрия рельефа. М.: Наука. 19926. С. 58-65.

37. Казанский Б.А. Об энергетическом подходе к анализу рельефа // Геоморфология. 1992в. №2. С. 26-27.

38. Казанский Б.А. Упорядоченность рельефа Тихоокеанской окраины Азии // Тихоокеанская геология. 1997. Т.16. №3. С. 29-33.

39. Казанский Б.А. Инь-ян-организация литосферы // Закономерности строения и эволюции геосфер. Хабаровск. 1998а. С. 99-101.

40. Казанский Б.А. Роль принципов симметрии в геоморфологии // Геоморфология. 19986. №2. С. 23-28.

41. Казанский Б.А. Региональный уровень упорядоченности рельефа // Геоморфология. 1998в. №4. С. 22-27.

42. Казанский Б.А. Структурные различия океанов // Геология морей и океанов (Тезисы докладов XIII Международной школы морской геологии). Т.Н. М. 1999а. С. 330-331.

43. Казанский Б.А. Анализ строения Западно-Тихоокеанской переходной зоны с позиций принципов симметрии // Вопросы морфотектоники Западно-Тихоокеанской переходной зоны. Владивосток: Дальнаука. 19996. С. 3-15.

44. Казанский Б.А. Новая функция распределения для наук о Земле. / Дальневост. мат. школа-семинар им. ак. Е.В.Золотова. Тез. докл. Владивосток: Дальнаука. 2000. С. 52-53.

45. Казанский Б.А. Морфологические эталоны как аналитическая основа морфометрии // Проблемы морфотектоники Западно-Тихоокеанской переходной зоны. Владивосток: Дальнаука. 2001в. С. 164-171.

46. Казанский Б.А. Палеореконструкции в моделировании эволюции Земли. Владивосток: Дальнаука. 2002а. 110 с.

47. Казанский Б.А. Реконструкция теплового режима Земли по геолого-геофизическим данным // Тектоника и геофизика литосферы (Материалы XXXV Тектонического совещания). Т. 1. М.: ГЕОС. 20026. С. 226-229.

48. Казанский Б.А. Эволюция гидросферы в фанерозое (морфодинамический аспект) // Вопросы геоморфологии и тектоники Западной Пацифики. Владивосток: Дальнаука. 2003. С.31-39.

49. Казанский Б.А. Еще раз о симметрии и антисимметрии Знемли // Закономерности строения и эволюции геосфер (Материалы VI Междунар. междисц. научн. симпозиума). Хабаровск: ДВО РАН. 2004а. С. 75-83.

50. Казанский Б.А. Тихоокеанская зона перехода с позиций адунационной модели // Закономерности строения и эволюции геосфер (Материалы VI Междунар. междисц. научн. симпозиума). Хабаровск: ДВО РАН. 20046. С. 8492.

51. Казанский Б.А. Результаты батиметрического анализа океанов по цифровым данным ЕТОРО 2' // Геология морей и океанов: Тезисы докл. XVI Междунар. школы морской геологии. Т. II. М.:2005б. С. 132-133.

52. Казанский Б.А. Гипсометрический анализ континентов по цифровым данным // Геоморфология. 2005в. №1. С.60-67.

53. Казанский Б.А. Гипсометрия крупнейших океанических островов // Геоморфология. 2005г. №3. С. 66-71.

54. Казанский Б.А. Прямой расчет потенциальной энергии рельефа поверхности Земли по цифровым данным // Физика Земли. 2005д. №12. С. 7275.

55. Казанский Б.А. Мезозойско-кайнозойская геодинамика литосферы с позиций адунационной модели // V Косыгинские чтения, Тектоника, глубинное строение и минерагения востока Азии. Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН. 2006а. С. 39-42.

56. Казанский Б.А. Путь построения непротиворечивой теории глобальной эволюции // Области активного тектогенеза в современной и древней истории (Материалы XXXIX Тектонического совещания). Т.1. М.: ГЕОС. 20066. С. 292295.

57. Казанский Б.А. Энергетический анализ глобального рельефа // Геотектоника. 2006в. №2. С. 83-93.

58. Казанский Б.А. Статистическое описание глобального рельефа по цифровым данным ЕТОРО 2' // Геоморфология. 2006г. №2. С.73-82.

59. Казанский Б.А. Батиметрический анализ Тихого океана по цифровым данным ЕТОРО 2' // Тихоокеан. геология. 2006д. Т. 25. №5. С. 115-123.

60. Казанский Б.А. Анализ энергетики эволюции океанов // Фундаментальные проблемы геотектоники (Материалы ХЬ Тектонического совещания). Т.1. М.: ГЕОС. 2007а. С. 279-284.

61. Казанский Б.А. Батиметрия морей Западно-Тихоокеанской переходной зоны по цифровым данным ЕТОРО 2' // Тихоокеан. геология. 20076. Т. 26. №3.

62. Криволуцкий А.Е. Жизнь земной поверхности. М.: Мысль. 1971. 407 с. Кэрри У. В поисках закономерностей развития Земли и Вселенной: История догм в науках о Земле. М.: Мир. 1991. 447 с.

63. Ларина Н.И. Расчет площадей Тихого океана, его морей и ряда котловин // Океанология. 1968. Т. VIII, вып. 4. С. 646-657.

64. Ласточкин А.Н. Морфодинамический анализ. Л.: Недра. 1987. 256 с. Лебедев H.H. Специальные функции и их приложения. М.: Физматгиз. 1963. 358 с.

65. Леонтьев O.K., Лукьянова С.А., Калинина Л.И. Батиграфическая кривая и размеры планетарных морфоструктур Мирового океана // Геоморфология. 1974. №4. С. 3-11.

66. Леонтьев O.K. Морская геология (Основы геологии и геоморфологии дна Мирового океана). М.: Высш. школа. 1982. 344 с.

67. Литвин В.М., Емельянова Л.П. Площади Атлантического океана и его частей // Океанология. 1970. Т. VIII. Вып. 4. С. 662-669.

68. Литвин В.М. Морфоструктура дна Атлантического океана и его развитие в мезозое и кайнозое. М.: Наука. 1980. 126 с.

69. Литвин В.М. Морфоструктура дна океанов. Л.: Недра. 1987. 275 с. Магницкий В.А. Внутренне строение и физика Земли. М.: Недра. 1965.380 с.

70. Маделунг Э. Математический аппарат физики. М.: Наука. 1968. 618 с. Маслов Л.А. Геодинамика литосферы Тихоокеанского подвижного пояса. Хабаровск-Владивосток: Дальнаука. 1996. 200 с.

71. Математический энциклопедический словарь. М.: Сов. энциклопедия. 1988. 848 с.

72. Международный геолого-геофизический атлас Атлантического океана. М.:, МингеоСССР, АН СССР, ГУГК СССР. 1989-1990. 184 л.

73. Международный геолого-геофизический атлас Тихого океана. М.-С.-Пб.: МОК(ЮНЕСКО). 2003. 192 л.

74. Мельхиор П. Физика и динамика планет. Т.2. М.: Мир. 1976. 484 с. Милановский Е.Е. Пульсации и расширение Земли возможный ключ к пониманию ее тектонического развития и вулканизма в фанерозое // Природа. 1978. №7. С.22-34.

75. Милановский Е.Е., Никишин A.M. Западно-Тихоокеанский рифтовый пояс // Бюл. МОИП, отд. геол. !988. Т. 63. №4. С. 3-15.

76. Морс Ф.М., Фешбах Г. Методы теоретической физики. Т.1. М.: ИЛ. 1958.800 с.

77. Моссаковский A.A., Пущаровский Ю.М., Руженцев C.B. Индо-Атлантический сегмент Земли: тектоно-геодинамические реконструкции // Докл. РАН. 2001. Т. 378. №1. С. 74-77.

78. Муратов М.В. Происхождение материков и океанических впадин. М.: Наука. 1975. 176 с.

79. Никишин A.M., Хаин В.Е., Лобковский Л.И. Схема глобальной эволюции // ДАН. 1992. Т. 323. №3. С.519-522.

80. Николис Г., Пригожин И. Познание сложного. М.: Мир. 1990. 344 с. Никольский Ю.И. Генетический ряд современных океанов и их континентальных окраин по геофизическим данным // Российский геофизический журнал. 2002. №27-28. С. 109-132.

81. Павленкин А.Д., Межевов Ю.В. Закономерности структуры литосферы и их динамическая интерпретация // Российский геофизический журнал. 2006. №23-24. С. 128-138.

82. Паталаха Е.И. Проблемы глобальной тектоники // Изв. АН КазССР. Секр. геол. 1982. №1. С. 33-41.

83. Пейве A.A. Офиолиты севера Тихоокеанского пояса // Геотектоника.1990. №1. С.32-45.

84. Пенк В. Морфологический анализ. М.: Географгиз. 1961. 359 с. Пущаровский Ю.М. Поиск в тектонике продолжается // Геотектоника.1991. №6. С. 43.

85. Пущаровский Ю.М., Мазарович А.О., Меланхолина E.H. и др. Тектоника океанов в свете новых данных // Проблемы геодинамики литосферы. 1999. Труды ГИН РАН, вып. 511. С. 63-81.

86. Пущаровский Ю.М. Тектонические феномены океанов. В кн.: Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир. 2001. С. 174230.

87. Пущаровский Ю.М. Избранные труды. Т. 2: Тектоника океанов. М.: Наука. 2005. 730 с.

88. Сваричевский A.C. Рельеф кровли акустического фундамента в Охотском море // Вопросы морфотектоники Западно-Тихоокеанской переходной зоны. Владивосток: Дальнаука. 1999. С.77-87.

89. Семихатов А. Симметрия как зеркало мирового устройства // Наука и жизнь. 1996. №8. С. 16-22.

90. Сеначин В.Н. Аномалии «свободной поверхности мантии» Охотоморского региона и их связь с глубинными процессами // Тихоокеанская геология. 2005. Т. 24. № 5. С. 50-65.

91. Симметрия рельефа. Упорядоченность в рельефе и морфогенезе. М.: Наука. 1992. 252 с.

92. Симонов Ю.Г. Объяснительная морфометрия рельефа. М.: ГЕОС. 1999.263 с.

93. Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли. М.: Наука. 1974. 184 с. Стейси Ф. Физика Земли. М.: Мир. 1972. 342 с.

94. Тектоника континентов и океанов: Объяснительная записка к Международной тектонической карте мира масштаба 1:15000000. М.: Наука. 1988. 245 с.

95. Торнес Дж. Б., Брунсден Д. Геоморфология и время. М.: Недра. 1981. 228с.

96. Трубицын В.П. Геодинамическая модель эволюции Тихого океана // Физика Земли. 2006. № 2. с. 3-25.

97. Удинцев Г.Б. Геоморфология и тектоника дна Тихого океана. М.: Наука. 1972. 394 с.

98. Удинцев Г.Б. Рельеф и строение дна океанов. М.: Недра. 1987. 239 с. Удинцев Г.Б., Ильин A.B. Дно океанов моногенез или гетерогенез // Геоморфология. 2006. №4. С. 11-21.

99. Уткин В.П. Сдвиговые дислокации, магматизм и рудообразование. М.: Наука. 1989. 166 с.

100. Уфимцев Г.Ф. Черты порядка в глобальном рельефе Земли // Тихоокеанская геология. 1988. №4. С. 105-113.

101. Ушаков С.А., Ясаманов H.A. Дрейф материков и климаты Земли. М.: Мысль. 1984. 206 с.

102. Флоренсов H.A. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука. 1978.240 с.

103. Фотиади Э.Э., Пудовкин И.М., Валуев Г.Е. К вопросу о глобальных изменениях силы тяжести во времени // ДАН СССР. 1967. Т. 177. №6. С. 13301332.

104. Фурмарье П. Проблемы дрейфа континентов. М.: Мир. 1971. 256 с. Хаин В.Е. От тектоники плит к более общей теории глобального тектогенеза//Геотектоника. 1978. №3. С. 3-25.

105. Хаин В.Е. Происхождение Тихого океана проблема проблем истории Земли // Актуальные проблемы тектоники океанов и континентов. М. 1987. С. 7-11.

106. Хаин В.Е. Геотектоника на новом переломе своего развития // Геотектоника. 1996. №6. С. 38-42.

107. Хаин В.Е. Глобальная геодинамика на пороге нового века // Геотектоника. 2002. №4. С. 3-13.

108. Хастингс Н., Пикок Дж. Справочник по статистическим распределениям. М.: Статистика. 1980. 96 с.

109. Чумаков Н.М. Общая направленность климатических изменений на Земле за последние 3 миллиарда лет // Докл. АН. 2001. Т. 381. №5. С.652-655.

110. Чумаков Н.М. Причины глобальных климатических изменений по геологическим данным // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2005. Т. 13. №3. С.3-25.

111. Шайдеггер А. Теоретическая геоморфология. М.: Прогресс. 1964. 450 с. Шафрановский И.И., Плотников Л.М. Симметрия в геологии. Л.: Наука. 1975.144 с.

112. Шейдеггер А. Основы геодинамики. М.: Недра. 1987. 384 с. Шмакин В.Б. Экзогенные факторы тектоники Земли // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1991. Т. 66. № 5. С. 13-22.

113. Шолпо В.Н. Земля раскрывает свои тайны. М.: Недра. 1988. 144 с. Шолпо В.Н. Поиск механизмов эволюции Земли // Система «Планета Земля»: Матер. X науч. семинара. М.: МГУ. 2002. С. 47-51.

114. Штилле Г. Современные деформации земной коры в свете изучения деформаций, происходивших в более ранние эпохи // Земная кора. М.: ИЛ. 1957. С. 187-208.

115. Шубаев Л.П. Симметрия и диссимметрия в географической оболочке // Изв. ВГО. 1970. №2. С. 107-132.

116. Яно Т., Матсумото И., Гениао Бу. Происхождение Тихого океана как следствие повторного нагрева верхней мантии в фанерозое // Геологическое строение и происхождение Тихого океана. Владивосток: Дальнаука. 2005. С.151-167.

117. Briden J.C., Drewry G.E., Smith A.G. Phanerozoic equal-area world maps // Jour. Geol. 1974. V. 82. No.5. P. 555-574.

118. Bullard E.C. The origin of the oceans // Sci. Am. 1969. V.221. №1333. P. 6675.

119. Carey S.W. The expanding Earth. Amsterdam: Elsevier. 1976. 488 p. Cogley J.G. Hypsometry of the continents // Zeitschr. fur Geomorph. 1985. Supplementband 53. S. 1-48.

120. Folks J.L., Chhikara R.S. The inverse Gaussian distribution and its statistical application a review // J. R .Stat. Soc. Sep. B. 1978. 40(3). P.263-289.

121. Gorai M. Theory of magmatism its development in Earth history. Tokyo: Kyoritsu. 1973. 345 p.

122. Hale C.J. Palaeomagnetic data suggest link between the Archean-Proterozoic boundary and inner-core nucleation //Nature. 1987. V.329. No. 6136. P.233-237.

123. Harrison C.G.A. et al. Continental hypsography // Tectonics. 1983. V.2. No. 4. P. 357-377.

124. Kazansky B.A. The Yin-Yang systems in the East Asian sector of the Pacific transition zone // 7th JECSSS/PAMS Workshop. Qingdao, China. 1993.

125. Kazansky B.A. The marginal seas as the Yin-halves of the Yin-Yang systems of the East Asia // Coll. of abstr. XVIII Pacific Science Congres. Beijing. 1995. P.567.

126. Kazansky B.A. A quasi-plate tectonics an adunation model // Proc. Int. Symposium on NCGT <'98 TSUKUBA>. Tsukuba. 1998. P. 154-158.

127. Kazansky B.A. An alternative of plate tectonics // Abstr. Forth Internat. Conference on Asian marine geology of the Asian Oceans in the 21st Century. Qindao. 1999. P.60.

128. Kazansky B.A Interaction of hemispheres // Proceedings of V International symposium "Regularities of structure and evolution of Geospheres". Vladivostok. 2000b. P. 42-43.

129. Kazanskiy B.A The adunation model of the Earth's evolution a worthy task for supercomputer // Proceedings of 32nd Intern. Geol. Congr. Florence. 2004. Abs. Vol. pt. 2 (abs. 281-10). P. 1246.

130. Kazansky B.A New data on global hypsometry // Proceedings of VII International symposium "Regularities of structure and evolution of Geospheres". Vladivostok. 2005. P. 79-83.

131. Kossina E. Die Tiefen des Weltmeeres / Inst. Meereskunde, Veroff., Geogr.-Naturwiss. 1921. No. 9. 70 S.

132. Maxlow J. Global expansion tectonics: empirical small Earth modelling of an exponentially expanding Earth // Proc. Int. Symposium on NCGT <'98 TSUKUBA>. Tsukuba. 1998. P. 159-164.

133. Menard H.W., Smith S.M. Hypsometry of ocean basin provinces // J. Geophys. Res. 1966. V.71. P. 4305-4325.

134. Merrill R.T. Use and abuse of intensity data // Nature. 1987. V. 329. N 6136. P.197-198.

135. Moore R.J., Clarke R.T. A distribution function approach to rainfall-runoff modelling // Water Resour. Res. 1981. V. 17. №5. P. 1367-1382.

136. Moore R.J., Clarke R.T. A distribution function approach to modelling basin sediment yield. J. Hydrol. 1983. V.65. No. 1-3. P.239-257.

137. Miiller R.D., et al. Digital isochrons of the World's ocean floor // Jour. Geophys. Res. 1997. V. 102 (B2). No. 10. P. 3211-3214.

138. Murray J. On the heights of the land and the depth of the ocean // Scot. Geogr. Mag. 1888. No.4. S. 1.

139. Murray J, Hjort J. The depths of the ocean. London: McMillan & C°. 1912. Owen H.G. Continental displacement and expansion of the Earth during the Mesozoic and Cenozoic // Phil. Trans. Roy. Soc. London. 1976. V. A281. No.1303. P. 223-291.

140. Perin I. The geoid's hemisphere ring dilatation // Proceed, of intern, symposium on new concepts in global tectonics, La Junta. 2002. P. 83-90.

141. Sandwell D.T. Geophysical applications of satelite altimetry/ Rev. Geophys., Suppl. 1990. P.132-137.

142. Smith A.G., Briden J.C. Phanerozoic world maps // In: Organisms and sediments through time. London: Spec. Pap. Paleontology. 1973. P. 1-42.

143. Smith P.J. Sea-bed uplift by phase transition // Nature. 1984. V. 208. No.5960.1. P.608.

144. Smith W.H.F., Sandwell D.T. Global seafloor topography from satellite altimetry and ship depth sounding // Science. 1997. V. 277. P. 1957-1962.

145. Smoot N.C., Choi D.R., Bhar M.I. Active Margin Geomorphology. USA. 2001. 164 P.

146. Taylor S.R. and McLennan S.M. The evolution of continental crust // Sci. Am. 1996. V.274. No.l. P.76-81.

147. Thornes J. B. Evolutionary geomorphology // Geography. 1983. V. 68. No. 3. P. 225-235.

148. Yano T, Matsumoto Yu., Wu G. Pacific genesis induced from Phanerozoic reheating of upper mantle // Himalayan Geology. 2001. V. 22(1). P. 51-64.1. Интернет-сайты

149. Digital isochrons of the ocean floor http://www.geosci.usyd.edu.au, http://gdcinfo.agg.nrcan.gc.ca/app

150. Exploring the oceans basins with satellite altimeter datahttp://www.ngdc.noaa.gov/mgg/bathymetry

151. GT0P03Q (DEM). Global topographic data http://edcdaac.usgs.gov/gtopo30 World 500m Data Server (DTM-500) - http://computamaps.com/freedata.php ETOPO 5' world data set - http://modb.oce.ulg.ac.be ETOPO 5' map generator - http://www2.evl.uic.edu

152. Oceans floor databases http://oceans-ridge.ldeo.cilumbia.edu,http://geophysics.ou.edu/news

153. Sea-floor age www.ngdc.noaa.gov/mgg/image

154. Sears J.M. Self-organized breakup of Gondwanahttp://www2.iimt.edu/grology/faculty/sears/sears.htm

155. ETOPO 2'. Data acquisition form http://topex.ucsd.edu/cgi-bin

156. Plate tectonics animation http://www.odsn.de/odsn/services/paleomap

157. James Maxlow , Global Expansion Tectonicshttp://www.g&ocities.com/CapeCanaveral/Launchpad/8098

158. Karl W. Luckert, Expansion Tectonics http://www.triplehood.com

159. Ocean Drilling Project www-odp.tamu.edu/sciops

Информация о работе

Казанский, Борис Андреевич
доктора географических наук
Владивосток, 2007
ВАК 25.00.28

Диссертация

Батиметрический анализ океанов - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему Батиметрический анализ океанов ВАК РФ 25.00.28, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Батиметрический анализ океанов"

Содержание диссертации, доктора географических наук, Казанский, Борис Андреевич

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Батиметрический анализ океанов"

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Казанский, Борис Андреевич

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора географических наук, Казанский, Борис Андреевич, Владивосток

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Батиметрический анализ океанов
ВАК РФ 25.00.28, Океанология