Каспийское море строение дна

Каспийское море строение дна

К аспийское море — внутреннее море, в сущности величайшее на Земле бессточное солёное озеро на границе Европы и Азии. Площадь в связи с большими колебаниями его уровня значительно меняется. Северная часть Каспийского моря мелководна, глубины здесь до 25 м, в средней части — до 788 м, на юге — до 980 м.

Считается, что Каспийское море, по крайней мере его Южно-Каспийская котловина, является остатком процесса схлопывания океана Тетис (Коротаев и др., 2002; Антипов и др.,1996). Иногда Каспийское море рассматривают как тыловой бассейн Тетиса. Отсюда естественно предположить, что где-то в регионе Каспийского моря должны располагаться остатки палеозон субдукции. Наличие таких палеозон определяло развитие региона в геологическом прошлом и, видимо, в значительной степени оказывает влияние на его современную структуру, режим сейсмичности и на расположение месторождений полезных ископаемых.

По геологическим данным (Коротаев и др.,2002; Антипов и др.,1996) интенсивное погружение Южно-Каспийской котловины началось с олигоцена, когда в сумме накопилось около 10 км осадков. Затем, начиная с плиоцена, прогибание резко ускорилось и, в результате, в отдельных районах акватории накопилось еще более 10 км осадков. Резкое ускорение процесса прогибания ложа Южного Каспия, имевшее место последние примерно 5 млн. лет, совпало по времени с началом интенсивного грязевого вулканизма в этом регионе. Обычно принято считать, что грязевой вулканизм связан с современным быстрым погружением, и корни вулканов не выходят из толщи молодых неконсолидированных осадков. Однако в данном случае, это, по-видимому, не так. В вулканической брекчии широко наблюдаются довольно многочисленные, в том числе весьма массивные, образцы и глыбы палеогена и миоцена. Согласно (Семенович, 2000. ), среди выброшенного материала встречаются даже образцы и мелового возраста. Возникает естественный вопрос, почему начало лавинообразного осадконакопления в Южном Каспии сопровождалось развитием активного грязевого вулканизма из нижележащих, уже существенно переработанных к тому времени осадочных пород, ранее не являвшихся источниками грязевого вулканизма? Возможный ответ на этот вопрос связан с обсуждаемым ниже вероятным развитием в области Южного Каспия мощной сквозькоровой надвиговой (субдукционной?) зоны. Геологические данные, в целом, согласуются с используемыми ниже данными сейсмической томографии (Якобсон,1997). Однако, согласно сейсмотомографической модели (Якобсон,1997), толща древних, частично метаморфизованных осадков вдоль южного борта впадины существенно толще и достигает 15-18 км. Такое рассогласование можно объяснить неоднозначностью оценки строения глубинных горизонтов осадочного чехла прямыми геологическими методами.

Если сделанное выше предположение об аналогии геотектонической эволюции в регионах Охотского и Каспийского морей правильно, то следует ожидать определенной аналогии характера геофизических полей этих регионов.

Поле значений градиентов высот геоида и расположение эпицентров землетрясений (M>=4.5)
Крестики — землетрясения с глубиной очага не более 40 км, кружки — от 40 до 60 км, черные кружки — более 60 км Синей линией показано расположение сейсмического профиля

Действительно, сравнение карт высот геоида указывает на их определенную аналогию. На основании такого сопоставления, областью, под которую могло произойти погружение палеоплит в районе Каспия, естественно считать области Большого и Малого Кавказа и хребта Эльбурс. Более размытый характер границы областей высоких и низких значений высот геоида в Каспийском регионе естественно объяснить большим возрастом соответствующих процессов. Карта градиентов высот геоида построена на основании модели EGM96 (Lemoine et al., 1998) и расположения эпицентров землетрясений с магнитудой M >= 4.5 в Каспийском регионе. По общему характеру поля высот геоида — минимальные значения высот геоида в квазилинейной области, связанной с зоной глубоководного желоба, и широкой полосой поднятий геоида вдоль островной дуги и окраины континента — наиболее вероятной областью развития субдукции в рассматриваемом регионе следует считать котловину Южного Каспия. При этом ориентация зоны имеет, в целом, северо-западное простирание, а субдукция происходит в юго-юго-западном направлении. Характерные амплитуды аномалий высот геоида в Южном Каспии сравнимы по величине, но возможно немного меньше, чем в современных зонах субдукции вдоль восточной окраины Тихого океана. Более размытый характер границы областей высоких и низких значений высот геоида в Каспийском регионе можно объяснить большей мощностью субдуцируемой субконтинентальной плиты (по сравнению с типичными океаническими плитами), что должно приводить к большей эффективной мощности упругой части плиты и, соответственно, к размазыванию аномалий, в связи с большей жесткостью плиты. Другим характерным проявлением современных глубинных разломных зон является наличие мощных линейных структур высоких значений градиентов высот геоида. В исследуемом регионе хорошо видны пояса повышенных значений градиентов геопотенциала и приуроченность землетрясений (в особенности подкоровых) к этим поясам. К ним же приурочены известные здесь проявления грязевого вулканизма. Из сопоставления карт высот геоида видно развитие в обоих регионах линейных зон повышенных значений градиентов высот поля геоида. Наиболее четко выраженная из этих зон (изображенная на карте Охотского региона) соответствует современной зоне субдукции. Менее выраженные линейные структуры ассоциируются, как мы полагаем, с древними зонами субдукции и иными шовными зонами. Отметим в этой связи, что на рисунке отчетливо видна приуроченность скоплений очагов землетрясений к линейным зонам повышенных значений градиента поля высот геоида. Сопоставление рисунка с картами высот геоида подкрепляет предположение о возможной зоне субдукции (палеосубдукции) с падением под хребет Эльбурс (в целом, в юго-юго-западном направлении).

Сейсмотомографическая модель Южного Каспия получена методом Рэлеевских волн и представлена пятью слоями на полупространстве (Якобсон,1997) и характеризует тектоносферу на глубину до 60-70 км. Особенностью этого метода является представление среды в терминах «среднеблочных» значений скоростей и величин поглощения сейсмических волн. При интерпретации результатов моделирования следует иметь в виду, что метод слабо чувствителен к существованию сейсмических границ и дает пространственно осредненную модель среды.

Для используемой сейсмотомографической модели Южного Каспия характерен рост с глубиной скоростей поперечных волн Vs с 1-го по 4-й слой. Первый слой по своему положению и значениям Vs соответствует молодым неконсолидированным осадкам. Диапазон изменений Vs во 2-м и 3-м слоях дает основание интерпретировать их как мощные толщи осадков умеренной и высокой степени консолидации. Значения Vs в 4-м слое соответствуют типичным скоростям для низов коры и верхней мантии. Подстилающее полупространство характеризуется, в целом, верхнемантийными значениями скоростей. Особый интерес представляет 5-ый слой сейсмической модели. На большей части Южного Каспия этот слой представлен волноводом со значениями Vs, близкими к скоростям, типичным для частично метаморфизованных осадочных пород. Волновод наиболее выражен в районе Бакинского архипелага и в широкой области акватории Каспия к юго-востоку от архипелага. В целом волновод поднимается к земной поверхности в области Апшеронского порога и погружается под цепь Эльбурса. К области подъема приурочены относительно более низкие значения сейсмических скоростей во втором и третьем слоях. Здесь же располагается большинство выявленных в регионе подводных грязевых вулканов (Якубов и др.,1983).

Низкие значения сейсмических волн, такие, которые выявлены в слое волновода в мантии Южного Каспия, часто связывают с развитием подплавления. Однако в случае Южного Каспия такое предположение плохо согласуется с данными о весьма умеренных значениях теплового потока и невысоких расчетных значениях температур на границе кора-мантия (Смиpнов,1980). Более естественно связать наблюдаемые закономерности с повышенной флюидонасыщенностью области волновода. Данные о геометрии зоны волновода подкрепляют предположение о нем как о возможном резервуаре флюидов. Волновод поднимается к земной поверхности в области Апшеронского порога и погружается под цепь Эльбурса.

Сейсмический профиль через восточную часть котловины Южного Каспия
Показан профиль значений поверхностного теплового потока Q в единицах теплового потока (етп) и положение области грязевого вулканизма. Цифрами указаны скорости поперечных волн Vs. Хорошо видна наклонная низкоскоростная зона, возможно, соответствующая поверхности палеонадвига (палеозоны субдукции?)

На рисунке дан усредненный разрез тектоносферы для восточной части бассейна Южного Каспия. К области подъема кровли волновода приурочены пониженные значения сейсмических скоростей в верхних горизонтах сейсмической модели и интенсивное развитие грязевого вулканизма. Складывается впечатление, что флюиды отжимаются вдоль зоны волновода наверх, что и способствует развитию здесь интенсивного грязевого вулканизма. Геометрическая форма волновода и малые, близкие к скоростям в осадочных породах, значения скоростей поперечных волн в волноводе дают определенное основание для его трактовки как области, сложенной осадочными породами. Исходя из этого, всю область можно трактовать как зону глубинного надвига (палеосубдукции). Отметим, что такая трактовка согласуется с приведенными выше данными о характере гравитационного поля. При этом, по аналогии с развитием грязевого вулканизма в современных глубоководных желобах (Martin et al.,1996), находит объяснение развитие грязевого вулканизма в районе выхода зоны волновода к поверхности. Естественным следствием такой модели является отмеченный выше эффект выноса грязевыми вулканами не только материала относительно молодых неконсолидированных осадков, но и образцов прорываемых при подъеме флюидных потоков толщ более древних, вплоть до меловых, осадочных толщ.

Приведенное выше сопоставление геолого-геофизических данных по регионам Охотского и Каспийского морей подкрепляет предположение об однотипности строения и эволюции этих регионов, что представляется весьма естественным, если их образование связано с разновозрастными процессами субдукции и тылового спрединга. При этом показывается значительная роль глубинных флюидов в формировании и эволюции исследованных регионов. Выявление общих черт строения и эволюции разновозрастных осадочных бассейнов, связанных с разновозрастными зонами континентальной коллизии и субдукции, позволяет на новой основе перейти к вопросу о прогнозировании локализации месторождений полезных ископаемых, в частности углеводородов.

Источник

Моря и Океаны

Каспийское море

Каспийское море — крупнейший в мире бессточный водоем уровень на 28,5 м ниже уровня Мирового океана. Каспийское море протянуто с севера на юг почти на 1200 км, средняя ширина 320 км, длина береговой линии около 7 тыс. км. Площадь Каспийского моря в результате понижения уровня сократилась с 422 тыс. км2 (1929) до 371 тыс. км2 (1957). Объем вод около 76 тыс. км3, средняя глубина 180 м. Коэффициент изрезанности берегов — 3,36. Крупнейшие заливы: Кизлярский, Комсомолец, Кара-Богаз-Гол, Красноводский, Мангышлакский.

Имеется около 50 островов общей площадью 350 км2. Наиболее значительные из них: Кулалы, Тюлений, Чечень, Жилой. В Каспийское море впадает более 130 рек. Реки Волга, Урал, Эмба, Терек (суммарный годовой сток 88% всего речного стока в море) впадают в северную часть моря. На западном его побережье реки Сулак, Самур, Кура и другие, более мелкие, дают 7% общего стока. Остальные 5% стока поставляют реки Иранского побережья.

Рельеф дна Каспийского моря

По характеру подводного рельефа и особенностям гидрологического режима в Каспийском море выделяют Северный, Средний и Южный Каспий. Северный Каспий (около 80 тыс. км2) — мелководная слабо волнистая аккумулятивная равнина с преобладающими глубинами 4—8 мыса Гряда банок и островов — Мангышлакский порог — разделяет Северный и Средний Каспий. В пределах Среднего Каспия (138 тыс. км2) шельф, материковый склон и Дербентская впадина (максимальная глубина 788 м). Апшеронский порог — цепь банок и островов с глубинами между ними 170 м — ограничивает Средний Каспий с юга. Южный Каспий <1>

Климат в Каспийском море

Основные оарические центры, определяющие атмосферную циркуляцию над Каспийским морем : зимой — отрог азиатского максимума, а летом — гребень азорского максимума и ложбина южноазиатской депрессии. Характерные черты климата — преобладание антициклональных условий погоды, сухие ветры, резкие изменения температуры воздуха.

В северной и средней частях Каспийскго моря с октября по апрель преобладают ветры восточной четверти, а с мая по сентябрь — ветры северо-западных румбов. В южной части Каспийского моря отчетливо выражен муссонный характер ветров.

Средняя многолетняя температура воздуха теплых месяцев (июль—август) над всем морем 24—26° С. Абсолютный максимум (до 44° С) отмечен на восточном побережье. В среднем над морем за год выпадает 200 мм осадков причем на засушливом восточном берегу 90—100 мм а в субтропической юго-западной части побережья 1700 мм. Испарение на большей части акватории около 1000 мм/год а в восточной части Южного Каспия и в районе Апшеронского полуострова до 1400 мм/год.

Гидрологический режим

Течения Каспийского моря формируются в результате совокупного воздействия ветрового режима, стока рек и различия плотности в отдельных районах. В северной части Каспийского моря воды стока реки Волги разделяются на две ветви. Меньшая из них идет вдоль северного берега на восток, сливается с водами стока реки Урал и образует замкнутый круговорот. Основная часть вод волжского стока идет вдоль западного берега на юг. Несколько севернее Апшеронского полуострова часть вод этого течения отделяется и, пересекая море, уходит к восточным его берегам и вливается в воды, движущиеся на север. Таким образом, на Среднем Каспии формируется круговорот вод, движущихся против часовой стрелки. Основная масса вод, распространяющихся к югу. вдоль западного побережья, входит в Южный Каспий и, достигнув южного берега, поворачивает на восток, а затем вдоль восточных берегов уходит на север.
Скорость течений в среднем порядка 10—15 см/с. Частая повторяемость умеренных и сильных ветров обусловливает большое количество дней со значительным волнением.

Максимальная высота волн (11 м) наблюдается в районе Апшеронского порога. Температура воды поверхностного слоя моря в августе порядка 24—26° С в Северном и Среднем Каспии, до 29° С в Южном, 32°С в Красноводском заливе и свыше 35° С в заливе Кара-Богаз-Гол. В июле—августе у восточных берегов наблюдается апвеллинг и связанные с ним понижения температуры до 8—10° С.

Ледообразование в северной части Каспийского моря начинается в декабре, лед сохраняется 2—3 месяца. В холодные зимы дрейфующие льды выносятся на юг до Апшеронского полуострова.
Изолированность от Мирового океана, приток речных вод и осаждение солей в результате интенсивного испарения в заливе Кара-Богаз-Гол определяют своеобразие солевого состава воды Каспийского моря — пониженное содержание хлоридов и повышенную концентрацию карбонатов в сравнении с водами Мирового океана. Каспийского моря — солоноватоводный бассейн, соленость воды которого в три раза меньше нормальной океанской.

Средняя соленость вод северо-западной части Каспийского моря 1—2 пром, в районе северной границы Среднего Каспия 12,7—12,8 и в Южном Каспии 13 пром» максимальная соленость (13,3 пром) наблюдается у восточных берегов. В заливе Кара-Богаз-Гол соленость 300 пром- Сезонные изменения солености вод Среднего и Южного Каспия соответственно 0,17 и 0,21 пром. В Северном и Южном Каспии вследствие сокращения притока и осолонения при ледообразовании соленость увеличивается зимой. В Южном Каспии в это время соленость понижается в связи с уменьшением испарения. Летом увеличение стока рек вызывает понижение солености вод в Северном и Среднем Каспии, а возрастающее испарение приводит к повышению солености вод Южного Каспия. Изменения солености от поверхности ко дну невелики. Поэтому сезонные колебания температуры и солености воды, вызывающие возрастание плотности, определяют зимнюю вертикальную циркуляцию вод, которая в Северном Каспии распространяется до дна, а в Среднем — до глубины 300 м. В Южном Каспии перемешивание глубинных вод (до 700 м) связано с переливанием охлаждающихся зимой вод Среднего Каспия через Апшеронский порог и сползанием охладившихся вод высокой солености с восточного мелководья. Исследования показали, что в связи с увеличением солености вод в течение последних 25 лет значительно возросла глубина перемешивания, соответственно увеличилось содержание кислорода и исчезло сероводородное заражение глубинных вод.

Приливные колебания уровня Каспийского моря не превосходят 3 см. Кратковременные непериодические колебания, обусловленные сгонно-нагонными явлениями, могут вызывать повышения уровня до 2—2,2 м и понижения его до 2 м. Наблюдаются сейши с периодом от 10 мин до 12 ч и амплитудой порядка 0,7 м. Размах сезонных колебаний уровня около 30 см. Характерной чертой гидрологического режима Каспийского моря являются резкие межгодовые колебания среднегодового уровня. Средний уровень от нуля Бакинского футштока за столетие (1830—1930) составлял 326 см. Наиболее высокий уровень (363 см) наблюдался в 1896 г. С 327 см (1929) уровень понизился до 109 см (1954), т. е. на 218 см. В последнем десятилетии уровень Каспия стабилизировался на низких отметках с межгодовыми колебаниями порядка ±20 см. Колебания уровня Каспийского моря связаны с изменениями климата над всем бассейном этого моря.

Источник