|
Черное море расположено в
области с географическими координатами 40°55'5'' - 46°32'5'' северной широты
и 27°27'-41°42' восточной долготы в умеренном климатическом поясе. В северной
части через Керченский пролив море связано с Азовским морем, которое мы
рассматриваем как залив, а в южной через проливы Босфор и Дарданеллы - с
Мраморным и Эгейским морями (1). Общая площадь Черного моря составляет около
423000 км2, а вместе с Азовским его площадь достигает 460 000 км2. Наибольшая
длина моря - 1149 км, а наибольшая ширина - 611 км. Средняя глубина бассейна 1271 м, максимальная достигает 2245 м. Абиссальное дно занимает около 37% общей площади Черного моря, материковый склон - 34% и
шельф - 27%. Область Исключительной Экономической Зоны (ИЭЗ) Республики
Болгария в Черном море составляет около 33 800 км2. Общий объем водных масс
составляет 537000 км3; из которых воды содержащие кислород, занимают только
10%, а остальные 90% относятся к глубоководным бескислородным водам.
Черное море представляет собой замкнутый внутренний
бассейн с характерными для океанических акваторий чертами - значительная
глубина, большой аллювиальный сток и приток вод из Мирового океана. Это
накладывает существенный опечаток на характер современных природных процессов
в бассейне.
Водные массы Черного моря формируются из материковых вод,
атмосферных осадков и вод Мраморного и Азовского морей. Самым крупным
является объем воды, поступающий из реки Дунай, - 70% всего материкового
стока. Исключительно важным для гидробиогеохимического режима Черного моря
является обмен вод с Мраморным морем. Известно, что уровень Черного моря выше
уровня Мирового океана и Средиземного моря на приблизительно 35-50 см и что в Босфоре существует наклон поверхностных вод от Черного к Мраморному морю.
Равновесие водообмена через Босфор между Черным и
Мраморным морями является ключевым фактором, определяющим вертикальное
распределение солености и плотности водных масс. Современная структура
босфорского течения двухслойная. Поверхностное босфорское течение выносит из
Черного моря к Мраморному воды с соленостью 17-18%о. Толщина слоя воды
варьирует в зависимости от сезона от 20 до 40 м. Ниже этой границы проходит придонное босфорское течение, которое переносит мраморноморские воды
с соленостью 38%о в Черное море. Это происходит в результате разницы в
плотностях вод двух морей. Скорость поверхностного течения при нормальных
метеорологических условиях достигает 1,5 м/с, в то время как скорость
придонного течения 0,75 м/с. На 2 показана схема обмена вод между Черным и
Мраморным морями. Через Босфор из Черного в Мраморное море ежегодно вливается
около 340 км3 вод, в то время как в Черное море из Мраморного поступает лишь
180 км3. Это значит, что если закрыть Босфорский порог, то уровень Черного
моря ежегодно увеличивался бы на 0,5 м. В настоящее время объем вод Средиземного моря 3,7^106 км3, а объем ежегодного испарения превосходит осадки на
3103 км3. По расчетам, если закрыть Гибралтарский пролив, то Средиземное море
пересохнет за 1000 лет. Только для образования мессинских эвапоритов 5,5
миллионов лет назад морю потребовалось бы пересохнуть 40 раз.
Глубокая впадина Черного моря возникла в результате
сравнительно быстрых отрицательных тектонических движений. Этот процесс
происходил поэтапно и наиболее интенсивно в конце олигоцена приблизительно 25
миллионов лет назад. Позже, во время плиоцена и в начале плейстоцена,
активизация тектонических движений приводит к углублению и переформированию
впадины. Со времени своего образования, глубоководная впадина постепенно
заполнялась осадками, мощность которых, по данным сейсмических исследований
достигает 14 км. Возраст этих осадков варьирует в диапазоне времени от
палеозоя до наших дней. Геологическая история Черного моря за последние 2
миллиона лет особенно динамична. Во время материкового обледенения Черное
море превращается в бессточное пресноводное озеро, а в межледниковые периоды
его связь с Мировым океаном через Босфор восстанавливается.
Климат Черного моря, являясь следствием влияния трех
главных компонентов: материкового влияния Европы с севера, влияния Средиземного
моря с юга и собственно черноморского влияния, чрезвычайно специфичен. Полагаясь
на упомянутые составляющие климата, относим Черное море к умеренно-влажной
климатической зоне.
Общая площадь водосборной области Черноморского бассейна
1,875 млн. км2. Горные породы суши являются основным источником терригенного
материала, поступающего в Черное море. Ежегодно в море от абразии берегов
поступает приблизительно 27,4 млн. м3 осадков. Основным источником
терригенного материала являются реки Днепр, Днестр, Буг и Дунай. Ежегодно они
поставляют около 88 млн т твердого материала, в основном силикатов и
карбонатов, доля которых составляет 25 млн т. Наибольший твердый сток у Дуная
- 83 млн т. Схема современной циркуляции водных масс такова, что огромные
объемы наносов упомянутых рек, в первую очередь Дуная, распространяются вдоль
западного шельфа, что является причиной высоких скоростей седиментации.
В условиях чередующихся регрессий и трансгрессий
бассейна за последние 2 млн лет, происходила периодическая смена областей с
проявлением разных гидродинамических факторов - в одном случае их перемещение
в сторону суши, в другом - к морю. Уже установлено, что шельф во время
ледниковой регрессии многократно осушался, уровень моря был ниже
современного, достигая глубин 90-120-170 м. При регрессии или трансгрессии подводный береговой склон в условиях прибойной зоны обрабатывается волнением,
после чего при трансгрессии затопляется или при регрессии попадет в
субареальную среду.
В прибрежной (внутренней) области шельфа (), на малых
глубинах, где происходит трансформация волн, т.е. их деформация и разрушение,
происходит процесс перераспределения энергии волн и турбулизация водных масс.
Здесь гидродинамический режим наиболее активен и зависит от волнения и
возникающих течений, которые могут быть параллельными или поперечными к
берегу (энергические, градиентные и компенсационные). В результате действия
волнения и в зависимости от его интенсивности, а также от направления и
структуры в прибрежной зоне, происходит дифференциация осадочного материала,
его суспензирование и перемешивание. Этот процесс в природных условиях
исключительно сложен, особенно в самой верхней части подводного склона
берега, где волны окончательно разрушаются.
В центральной области шельфа (), где прямое энергетическое
влияние волнения на дно сведено до минимума, дрейфовые течения являются
главным рельефообразующим фактором. Направление главной струи течения обычно
с севера на юг, что обуславливает транспорт терригенного материала дунайского
происхождения и его осаждение на центральной аккумулятивной шельфовой равнине.
Для этой части характерны т. н. компенсационные течения придонного слоя в
направлении, противоположном к поверхностным течениям, и часто вызывающие
ускоренное осадконакопление. Они генетически связаны с береговой зоной; но
распространяются и на больших глубинах, особенно во время экстремальных
штормов.
Для прибрежной и центральной частей шельфа характерны
высокие скорости седиментции и большие мощности осадков голоцена. На шельфе,
параллельно берегу, пролегали старые дельты рек, сформировавшие широкие аллювиальные
равнины и отлагались материковые аллювиальные и озерно-болотные осадки
(ленточные глины).
На периферии шельфа (), в районе старых береговых линий,
на глубинах 80-100-120 м, влияние волнения на формирование осадков
незначительно или исключено. Важную роль в формировании осадков здесь играют
так называемые внутренние волны и вызванные ими турбулентность и придонные
течения. Благодаря большой длине волны (порядка сотен метров), внутренние
волны деформируются у бровки шельфа. Характерные для них скорости порядка
нескольких сантиметров в секунду достаточны, чтобы удерживать алевритовые и
пелитовые частицы во взвешенном состоянии и чтобы обеспечить их транспорт в
глубоководье. Описанный механизм есть лишь одно из возможных объяснений
отклонения от нормальной механической дифференциации в периферии шельфа.
По существующим данным наличие более старых осадков,
реликтов старых береговых линий также могут быть причиной описанных
отклонений. Наши инструментальные измерения течений и визуальный осмотр с обитаемого
аппарата PC-8 в областях размыва или нулевой седиментации указывают на
скорости от 50 до 80 см/с. Это показывает, что осадочной материал переносится
транзитно и откладывается вне пределов этой зоны.
На шельфе гидрогенный перенос осадочного материала (вдоль
изобат) преобладает над гравитационным переносом (к морю) - это является
характерной особенностью динамики шельфа бесприливных морей. Гидрогенные
формы рельефа ориентированы в направлении главной струи основного
черноморского течения.
Переход от шельфа к материковому склону является областью
проявления интенсивных гидродинамических процессов, обусловленных
дополнительными гидродинамическими и гидрохимическими факторами.
Гидродинамический перенос осадочного материала осуществляется в виде так называемых
контурных течений. Они создают естественные борозды, по которым переносится
органогенно- минеральный материал в направлении максимальных скоростей
придонных течений.
В зоне внешней террасы (105-110 м) все еще встречаются придонные формы, ориентированные по оси основного черноморского течения.
Вниз по склону (ниже 110 м) наблюдается перенос осадочного материала посредством волочения и сальтации в направлении параллельном изобатам.
Количество взвешенного материала значительно и в иллюминатор подводного аппарата
граница вода-дно слабо видна.
Известно, что материковый склон изборожден веерообразной
долинно-речной системой, которая отличается специфическим гидродинамическим
режимом (). В 1983 г., при изучении подводной долины р.Резовской, на глубине 970 м, в придонном слое производились замеры течений с помощью измерителя RCM-4. Результаты показали,
что по оси долины скорость течений варьирует от 1-2 до 10 см/с. В ряде мест
на осях и склонах долин, особенно там, где склон дна более крутой,
современные осадки и осадки голоцена отсутствуют, что установлено бурением.
Аналогичные результаты были получены в 1985 г. при исследовании Варненского каньона с подводного аппарата Аргус на глубине 500 м. По оси долины наблюдаются активные сползания голоценовых осадков (сапропелевые и кокколитовые
илы) по поверхности лежащих ниже плотных новоэвксинских илов (). При малейшем
касании дна подводным аппаратом образуется суспензионный поток, который
распространяется вниз по склону как дымовая завеса. Явно гравитационные
сползания, турбидитные и мутьевые потоки - явления, часто встречающиеся в
этой зоне.
На континентальном склоне широко распространены
гравитационные микроформы, сформированные в результате перемещения рыхлых
наносов вниз по склону и представляющие многочисленные формы отрыва и
оползней. Встречаются длинные корытообразные борозды, по которым движутся
мутьевые потоки. На континентальном подножье и абиссальном дне сильно развиты
процессы брекчирования осадков и их переотложение, на поверхности дна
наблюдаются следы мутьевых потоков.
В целом активные гидродинамические процессы являются
важным фактором в подготовке, транспорте и осаждении наносов на шельфе. На
континентальном склоне и абиссальном дне они обусловлены мутьевыми потоками,
гравитационными оползнями и брекчированием осадков.
Наличие глубоководного сероводородного слоя на глубинах
ниже 130-200 м является характерной особенностью структуры водных масс
Черного моря. Его свойства резко отличаются от вышележащего поверхностного
слоя. Поэтому для объяснения изменений в химических и биогеохимических
процессах в толще вод и на дне важное значение имеет явление апвеллинга, при
котором на поверхность поднимаются воды из сероводородного слоя с высокой
соленостью и богатые биогенными компонентами (6).
Над Черным морем преобладают северо-восточные ветры (35-40
% годовой повторяемости по всем направлениям); юго-западные и западные (25-30
%). Именно под влиянием юго-западных ветров возникает апвеллинг. Наши
исследования показывают, что в акватории западной части Черного моря он
особено интенсивен и оказывает существенное влияние как стимулятор биогенной
и терригенной седиментации.
Сероводородное заражение является
исключительным явлением, отличающим Черное море от других морских и океанских
акваторий. Зона кислорода занимает верхний слой до глубин 120-150 м. Ее мощность варьирует в разных районах моря в зависимости от течений, метеорологических
условий, сезона и др.
Ниже кислородной зоны находится так называемый
промежуточный или редокс-слой (6) - слой совместного существования
сероводорода и кислорода. В его пределах протекают интенсивные процессы
химического и биологического окисления соединений из сероводородной зоны,
образовавшиеся в результате бактериального анаэробного разложения.
Что касается выдвигаемой идеи об угрожающем поднятии
уровня сероводорода, подчеркнем, что положение верхней границы меняется в
очень широком диапазоне. В центральной части моря летом она образует
своеобразную выпуклость, достигающую 80-100 м от поверхности, в то время как на материковом склоне граница залегает гораздо глубже - 150-170 м.
Рассматриваемые океанографические факторы формирования
современного осадочного комплекса, водного и газо-геохимического режима
Черного моря дают о снование для направления подводных археологических
исследований на поиски артефактов, свидетельствующих о существовании
допотопной цивилизации. Наиболее перспективной выглядит область периферии
шельфа и районы старых береговых линий (3), где современных осадков или
вообще нет или они незначительны. Во вторую очередь следует изучать береговую
зону шельфа до глубин 20 м, где существуют следы поселений и портов
неолитического периода, античности и средневековья. На континентальном
склоне, в зоне сероводородного заражения возможно обнаружить остатки деревянных
кораблей, которые обогатили бы историю древней торговли, судостроения и
навигации.
|