Рис. 15. Долготные и широтные батиграммы Тихого океана в абсолютном и в относительном масштабе.

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

Широтная батиметрическая поверхность Тихого океана и ее проекция на горизонтальную плоскость показаны на рис. 170. Главный максимум плотности широтного распределения (67300 точек, или 922 тыс. км2, или 9.12% площади широтной зоны 0-5° с.ш.) приходится на интервал глубин 4.5-5 км, совпадающий с локальным минимумом на батиметрической кривой Тихого океана и с глубинами Восточной котловины. Второй максимум с глубинами 5.5-5.6 км на 20° с.ш. соответствует модальным глубинам Филиппинской и Северо-Западной котловин. Оба эти максимумы находятся в полосе, приуроченной к Тектоническому экватору - линии тренда максимумов на рис. 17. Тренд относительного минимума на этой батиметрической поверхности соответствует второй, параллельной полосе, смещенной на 30° к югу и совпадающей с длинной осью древнего поднятия Дарвина. Она проходит через поднятия Каролинских островов, вала Капингамаранги, островов Кука, Туамоту, самую широкую часть Восточно-Тихоокеанского поднятия и по Чилийскому поднятию.

Рис. 17. Широтная батиметрическая поверхность Тихого океана и ее проекция на плоскость hц в абсолютном масштабе.

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 5х10° и 5х5° 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 было 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 Южно-Китайского моря (6) и южной группы 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 глубин (менее 2% в интервале 0-100 м). Филиппинское море вообще выглядит на рис. 19 как чужеродный элемент среди других морей. Батиграфическая кривая моря Фиджи (11) также пересекает несколько других кривых, но уже за счет меньшей крутизны.

Рис. 18. Карта расчетных границ морей Западно-Тихоокеанской переходной зоны:

1 - Берингова моря, 2 - Охотского моря, 3 - Японского моря, 4 - Восточно-Китайского моря, 5 - Филиппинского моря, 6 - Южно-Китайского моря, 7 - северной группы Индонезийских морей, 8 - южной группы Индонезийских морей, 9 - Соломонова моря, 10 - Кораллового моря, 11 - моря Фиджи, 12 - Тасманова моря. Пунктиром обозначены границы анализируемых транссектов.

Рис. 19. Нормированные батиграфические кривые морей Западно-Тихоокеанской переходной зоны (слева) и их ненормированные батиметрические графики (справа) для глубин больше 200 м. На круговых диаграммах показано распределение площади глубин 0-200 м (слева) и полных площадей морей. Цифровые обозначения соответствуют карте на рис. 18.

Соответствующая ей батиметрическая кривая не имеет четкого максимума. Батиметрическая кривая Берингова моря (1) имеет четкий пик в интервале глубин 3,5-4 км, проявляющийся и на суммарной батиметрической кривой, а батиметрическая кривая Филиппинского моря (5) - типичное бимодальное распределение с локальными максимумами в интервалах глубин 4,5-5 км и 5,5-6 км. Последний максимум, обусловленный глубинами Филиппинской котловины (т.е. западной частью Филиппинского моря с «океанической» асимптотически-предельной глубиной, лежащей полностью за пределами глубин остальных морей ЗТПЗ. Уже на этом основании (не учитывая спрединг в этой котловине) глубины западной части Филиппинского моря можно называть океаническими, а переходной зоне по глубинам и морфологии соответствует только восточная часть Филиппинского 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 Тихого океана. Примечательно, что максимальные значения плотности вероятности распределения глубин Филиппинского 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), 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 (45-50°) 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].

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° (1) до 35° (5) с.ш.

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 дуг. 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.

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.

Рис. 21. Нормированные батиграфические кривые шельфов Дальневосточных морей:

1 - Японское мор, 2 - Берингово море, 3 - Южно-Китайское море, 4 - Охотское море, 5 - Восточно-Китайское море. Утолщенной линией показана суммарная кривая для дальневосточных морей.

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.

Рис. 22. Батиметрические кривые всех океанов в относительном (слева) и в абсолютном масштабах. Для мирового океана (М, пунктир) справа приведена аппроксимирующая кривая и соответствующие ей начало отсчета высот и средняя высота (стрелка) рельефа дна.

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.

Hа 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 1,3х10іІ 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).

Рис. 23. Современное распределение площади дна океанов по возрасту [Верба, 1998; Никольский, 2002] и аппроксимирующая их экспонента.

Распределения площади океанической коры по возрасту S(t) для всех океанов показано на рис. 23 [Верба, 1998; Никольский, 2002]. Графики такого рода 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 S(t) = S0exp(-лt). ( S0 здесь - площадь океана на момент t=0, который не обязательно совпадает с сегодняшним).

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

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(t) = a + bt1/2, где D - глубина океана (на рис. 24 - z). Для глобального распределения глубин статистически определены величины: а=2.5 км, b = 0.214 [Кабан, 1988].

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(t) [Maxlow, 1998; и др.] и квадратическую зависимость глубины океана от возраста zІ~ t [Сорохтин, 1974].

Исключая из соотношений время (т.е. возраст), получим [Казанский, 2005, 2006]:

S(z) = exp(-zІ) и f(z) = - dS/dz = 2z exp(-zІ) (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 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, 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 одномерного уравнения теплопроводности для бесконечного полупространства [Джеффрис и Свирлс, 1969, Шайдеггер, 1987]:

, (6)

имеющего фундаментальное решение:

, (7)

можно твердо говорить о термической природе источника энергии эволюции океанов, а во всех эмпирических соотношениях вместо площадей можно рассматривать эту энергию.

Современное распределение площади океанической коры по возрасту, приводимое на рис. 23, можно аппроксимировать экспонентой с общим для всех океанов показателем л. А это свидетельствует о том, что относительная скорость новообразования океанической коры одинакова во всех океанах, а абсолютная скорость (-dS/dt=лS) 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). 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 Тихого океана (Панталассы), 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 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 его площади (и скорость спрединга в других океанах).

Рис. 25. Модифицированные графики бюджета литосферы.

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(t) 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].

Механизм же «повторного разогрева» практически целого полушария объясняет, помимо альтернативной интерпретации геодинамики и структур Тихого океана [Yano et al., 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.

Рис. 26. Схематический график термической истории Земли по [Yano et al., 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 палеомагнитного 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-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.

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 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 данных) 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 масштабное 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. Т.XIV. Вып.3. С.489-492.

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

5. Ревизия данных по гипсометрии континентов // Геоморфология. 1988. №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. 26-27.

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

10. Роль принципов симметрии в геоморфологии // Геоморфология. 1998. №2. С. 23-28.

11. Региональный уровень упорядоченности рельефа // Геоморфология. 1998. №4. С. 22-27.

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

13. Гипсометрия крупнейших океанических островов // Геоморфология. 2005. №3. С. 66-71.

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

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

16. Статистическое описание глобального рельефа по цифровым данным ЕТОРО 2ґ // Геоморфология. 2006. №2. С.73-82.

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

18. Батиметрия морей Западно-Тихоокеанской переходной зоны по цифровым данным ЕТОРО 2ґ // Тихоокеанская геология2007 (в печати).

Размещено на Allbest.ru