Главные черты рельефа океана

Основные черты рельефа дна океана

Рельеф дна океана очень сложен. Выделяются следующие морфологиче­ские элементы дна Океана: шельф, континентальный (материковый) склон и ложе.

Шельф, или континентальная отмель, представляет собой затопленную морем окраинную часть материка. Материковый склон простирается до глу­бины 2,5 км; в его основании выделяют материковое подножие (2,5-3,5 км глубины). Большую часть площади занимает ложе Океана, располагающееся в интервале глубин от 3,5 до 6 км.

Каждому из перечисленных морфологических элементов соответствуют свои формы рельефа. Поверхность шельфа сохраняет рельеф суши, сущест­вовавший до затопления морем, вплоть до структуры гидрографической сети и очертаний отдельных речных долин.

Континентальный склон расчленяют глубокие каньоны, врезанные в по­верхность склона на многие сотни метров и распространяющиеся на подно­жие склона и соседние участки океанического дна.

Особенно сложно устройство поверхности океанического ложа. Средин-ио-океанические хребты, разделяющие обширные подводные равнины, пред­ставляют собой горные сооружения высотой 3-4 км при ширине от 200-300 км до 1000 км. Они рассечены глубокими продольными разломами, ограни­чивающими протяженные рифтовые (от англ. rift — ущелье) долины, зани­мающие осевые части хребтов.

Для Мирового океана характерна система глубоководных желобов наибо­лее глубоких депрессий океанического ложа.

На равнинах океанического ложа имеются крупные выступы — горы вул­канического происхождения, местами образующие цепи. Характерным элементом ложа океанов являются гайоты — высокие плосковершинные высту­пы вулканического происхождения, местами образующие крупные подвод­ные плато.

Дата добавления: 2014-12-10 ; просмотров: 1589 ; ЗАКАЗАТЬ НАПИСАНИЕ РАБОТЫ

Источник

Дно Мирового океана

Рельеф дна Мирового океана представляет собой сочетание разнообразных форм поверхности дна, имеющих древнюю историю. На дне обнаруживаются равнины и горы, низменности и возвышенности, глубокие ущелья и холмы. В зависимости от глубины и расположения относительно границ материка выделяются подводная окраина и океаническое ложе.

Подводная окраина

Подводная окраина является внешней частью континента, расположенной ниже уровня Мирового океана. В ее состав входят материковая отмель или шельф, материковый склон, материковое подножье.

Таблица: строение и устройство дна Мирового океана

Название элемента рельефа	Максимальная глубина, м	Соотношение с площадью Мирового океана, %
Шельф	200	Около 9
Материковый склон	2500-3000	Около 15,3
Материковое подножье	4000-5000	спорный вопрос

Остановимя подробнее на каждом элементе рельфева и на его особенностях.

Шельф

Шельф образовался в результате разрушения подводной части континента, с которым имеет общий рельеф и геологическое строение.

Пространство шельфа находится между береговой линией и шельфовой бровкой, по которой проходит перегиб поверхности дна, поэтому глубина, указанная в таблице, условна. Например, глубина бровки в Охотском море превышает 500 м. Северные и восточные побережья Евразии, северный берег Австралии, а также Гудзонов залив имеют самый большой по площади шельф.

Материковый склон

Материковый склон ограничивается шельфовой бровкой, после которой уклон морского дна увеличивается (от 4-5° до 40-45°). Материковый склон представляет собой продолжение континента, поэтому они имеют одинаковое геологическое строение.

На поверхности склона наблюдаются уступы с обрывами и каньоны в сторону океана. Каньоны не являются продолжением материковых объектов, могут быть достаточно продолжительными и глубокими. Самый крупный подводный каньон – Багамский, с тремя ответвлениями и высотой стенок до 5 км.

Подножье

Материковое подножье образуется в процессе отложения обломочного материала, перенесенного в океан при разрушении поверхности материка. Мощность накопленных обломочных пород достигает 2-5 км.

Ширина подножья 200-300 км, однако это спорные цифры. В некоторых регионах нет четкого деления подводной окраины на составляющие.

Ложе океана

Океаническое ложе занимает всю территорию дна между окраинами материков и составляет более 50% от площади океанов. Его средняя глубина около 6000 м.

В пределах ложа океана расположены срединно-океанические хребты, горы разной высоты и формы, глубоководные котловины и желоба.

Между окраинами материков и срединно-океаническими хребтами простираются глубоководные котловины, имеющие плоскую или холмистую поверхность.

Глубоководные желоба – это самые глубокие части океанов, где океаническое ложе изгибается и опускается на большую глубину. Больше всего желобов в Тихом океане (27), их глубина от 5,4 км (Манильский) до 11 км (Марианский).

Таблица: крупнейшие желоба в океане

Название океана	Название желоба	Максимальная глубина, м
Тихий	Марианский	11022
	Тонга	10882
	Филиппинский	10265
	Кермадек	10047
	Курило-Камчатский	9717
Атлантическмй	Пуэрто-Рико	8742
	Южно-Сандвичев	8325
	Кайман	7090
Индийский	Романги	7856
	Зондский	7209
	Восточно-Индийский	6335

Горы, выступающие над поверхностью океана, образуют острова. Это могут быть цепи островов с действующими вулканами или архипелаги с множеством атоллов. Атолл представляет собой конус потухшего вулкана с коралловыми постройками, образующими сплошной либо прерывистый кольцеобразный барьер.

Основные принципы тектоники плит

Отпечатки водных организмов обнаружены в породах возраста около 3,8 млрд лет, но определить, каким образом сформировалось дно первичного океана, невозможно. Процесс формирования современного океанического дна объясняет концепция тектоники плит. Рассмотрим ее основные положения.

• Наружная оболочка планеты имеет 2 оболочки – это жесткая литосфера и пластичная астеносфера.
• Литосфера состоит из плит разного размера. Астеносфера подвижна, по ее поверхности медленно перемещаются плиты. Крупные плиты (всего 8) занимают 90% поверхности планеты. Пространство между крупными плитами занимают средние и мелкие плиты.
• Плиты имеют разный состав: одни сложены континентальной корой, другие океанической, есть плиты с блоками континентальной и океанической коры.
• Границы плит представляют собой активные зоны, где происходят землетрясения, извержения вулканов, формируются разломы.
• Существуют 3 типа границ: дивергентные, конвергентные и трансформные.

Дивергентные границы характеризуются расхождением плит с образованием рифтовых зон, где из астеносферы через вулканы поступают базальтовые расплавы и формируется молодая океаническая кора. Рифт может быть океаническим и континентальным. Примером океанических рифтов служат срединно-океанические хребты. Наиболее выраженный континентальный рифт – Восточно-Африканский разлом.

Вдоль конвергентных границ происходит столкновение плит, где одна плита погружается под другую (зона субдукции), или обе дробятся, сминаются и образуют горные системы (Гималаи).

Трансформные границы характеризуются преимущественно сдвиговыми движениями при отсутствии вертикальных. Типичный пример – калифорнийский разлом Сан-Андреас.

Как формируется рельеф дна Мирового океана

С позиций тектоники плит океаническим дном называется литосферная плита, покрытая Мировым океаном. Главными тектоническими элементами океанического дна являются активные океанические окраины, срединно-океанические хребты и вулканические архипелаги вдали от побережий.

Активные океанические окраины являются зонами субдукции, где океанические плиты погружаются под континентальные или сталкиваются 2 океанических плиты с погружением одной из них. В первом случае процесс сопровождается землетрясениями, формированием прибрежных горных систем и вулканизмом на материках (Анды). Во втором случае образуются вулканические островные дуги (Курильские острова) и глубоководные желоба (Курило-Камчатский желоб) с повышенной сейсмической активностью. Смена континентальной коры на океаническую происходит между материковым подножьем и океаническим ложем.

Срединно-океанические хребты – зоны раздвижения, где рифт наблюдается в центральной части.

Таблица: крупнейшие хребты Мирового океана

Название океана	Название хребта
Атлантический	Северо-Атлантический
	Южно-Атлантический
Индийский	Аравийско-Индийский
	Центрально-Индийский
	Западно-Индийский
Тихий	Восточно-Тихоокеанское поднятие
	Южно-Тихоокеанское поднятие

Считается, что поступление молодых базальтов в зоне рифта компенсируется погружением океанической коры при субдукции.

Вулканические архипелаги вдали от побережий объясняются подъемом горячих потоков из мантии, которые расплавляют океаническую кору (Гавайи). Такие образования называют горячими точками.

Методы исследования дна океана

Существует множество методов изучения дна океана, при этом исследуются разные характеристики:

• тепловой поток, проходящий через дно;
• поля силы тяжести;
• магнитное поле;
• отражательная способность дна для получения донного рельефа (эхолот).

Используются обитаемые и необитаемые подводные аппараты, спутниковое зондирование (для шельфа). Геологическое строение дна изучается с помощью глубоководного бурения.

Источник

Рельеф дна океанов

Рельеф дна океанов — структура поверхности дна морской оболочки Земли. На дне океанов находятся огромные горные хребты, глубокие раcщелины с обрывистыми стенками, протяженные гряды и глубокие рифтовые долины. Фактически морское дно не менее изрезано, чем поверхность суши. Океанический рельеф весьма сложен и разнообразен.

Содержание

Шельф, материковый склон и материковое подножье

Платформа, окаймляющая континенты и называемая материковой отмелью, или шельфом, довольно неровная. На внешней стороне шельфа обычны скальные выступы; средняя глубина внешнего края (бровки) шельфа составляет около 130 метров. У берегов, подвергавшихся оледенению, на шельфе часто встречаются ложбины и впадины. Говоря о материковом склоне, можно отметить следующие особенности: во-первых, он обычно образует четкую и хорошо выраженную границу с шельфом, во-вторых, почти всегда его пересекают глубокие подводные каньоны. У нижней границы склона в Атлантическом и Индийском океанах располагается поверхность, получившая название материкового подножья. По периферии Тихого океана материковое подножье обычно отсутствует.

Подводные каньоны

Эти каньоны, врезанные в морское дно на 300 метров и более, обычно отличаются крутыми бортами, узким днищем и извилистостью. Самый глубокий из известных подводных каньонов — Большой Багамский — врезан почти на 5 км. Несмотря на схожесть с одноименными образованиями на суше, подводные каньоны в своем большинстве не являются древними речными долинами, погруженными ниже уровня океана.

Глубоководные желоба

Многое стало известно о рельефе глубоководных частей океанического дна в результате широкомасштабных исследований, развернувшихся после Второй мировой войны. Наибольшие глубины приурочены к глубоководным желобам Тихого океана. Самая глубокая точка — пучина Челленджера — находится в пределах Марианской впадины на юго-западе Тихого океана.

Срединно-океанические хребты

Так называют величественные горные образования шириной в несколько сотен километров и высотой около 2—3 км. Они состоят из нескольких параллельных горных гряд. Их склоны опускаются к ложу океана широкими ступенями. В самой высокой центральной части вдоль гребней тело хребта прорезают так называемые рифтовые ущелья. Рифтовые ущелья и рифтовые зоны в геологическом отношении необычайно интересны: здесь высока сейсмическая активность и каждый день бывает до 100 землетрясений. Также сильно развита и вулканическая активность. В стенках рифтового ущелья и на гребнях прилегающих к нему рифтовых гряд обнажаются глубинные породы Земли. Ещё одна разновидность подводных хребтов — вулканические хребты. Они состоят из цепочек подводных вулканов. На ложе океанов встречаются и так называемые валы — широкие массивные поднятия с сильно пологими склонами. Система валов делит ложе Тихого океана на несколько крупных котловин: Северо-Западную, Северо-Восточную, Марианскую, Центральную, Южную, Беллинсгаузена, Чилийскую, Панамскую. Есть ещё одна особенность строения океанского ложа — так называемые зоны разломов. Это узкие и необычайно длинные полосы сложно раздробленного дна; то крутые сбросовые уступы, то гребни и желоба, то просто сложный расчлененный рельеф.

Источник

Глава I. ОБЩИЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ДНА МИРОВОГО ОКЕАНА

Планетарные морфоструктуры дна мирового океана.

В геоморфологии формы рельефа, соответствующие определенному типу геологической структуры, принято называть морфоструктурами. Каждый тип земной коры соответствует крупнейшим тектоническим структурам или геотектурам Земли.

На основе современных тектонических представлений, распространяющихся не только на континенты, но и на океаны, можно тектоническими структурами высшего порядка (геотектурами) считать следующие:

1) материковые платформы;

2) геосинклинальные области,

3) талассократоны (структуры, характеризующиеся океаническим типом земной коры, образующие ложе океана),

4) георифтогенали (подвижные пояса в пределах океанов, образующие срединно-океанические хребты с рифтогенальной земной корой).

Перечисленные крупнейшие элементы рельефа – материковые выступы (в океане – их подводные окраины), ложе океана, срединно-океанические хребты и переходные зоны (области) – являются морфоструктурами наивысшего порядка. Что это морфоструктуры наивысшего порядка, видно из следующих классификационных признаков: 1) они не могут быть объединены иначе, чем в единое целое, т. е. объединение названных четырех элементов в какие-либо два или три элемента невозможно; 2) любой другой элемент рельефа поверхности Земли является составной частью какого-либо из названных. Говоря о соответствии каждого из типов земной коры определенному типу планетарной морфоструктуры, имеется в виду общее соответствие, допуская те или иные частные несовпадения , границ типов земной коры и планетарных морфоструктур.

Размеры планетарных морфоструктур и составляющих их морфоструктур первого порядка дает табл. .

Основные вехи геологической истории океана с позиции «новой глобальной тектоники».Наиболее известная схема палеогеографической реконструкции этих позиций приведена в работе Р. Дитца и Дж. Холдена (Новая глобальная тектоника, 1974). Авторы исходят из того, что около 200 млн. лет назад все континенты были соединены в единый суперматерикПангею. Пангея была реконструирована путем совмещения контуров современных материков по изобате 2 тыс. м . Единый континент был окружен океаном Панталасса, залив которого – море Тетис (предшественник Средиземного моря) вторгался в пределы суши между современными Евразией и Африкой. Материки, объединенные в Пангею, располагались в общем восточнее и южнее своего нынешнего положения, так что площадь суши, находившейся в Южном и Северном полушариях, была примерно одинаковой.

Предположительно раскол Пангеи произошел не ранее 200 млн. лет назад. Одновременно с образованием разломов начался дрейф литосферных плит и расположенных на них континентов. Спустя 20 млн. лет после начала дрейфа, к концу триаса, Пангея была разделена широтным рифтом на две группы материков: северную – Лавразию, и южную –Гондвану . Последняя также начала распадаться благодаря образованию рифта, отделившего Африкано-Южноамериканский блок от Австрало-Антарктического, началось «раскрытие» Индийского океана. В юрском периоде зародилась рифтовая зона, по которой произошло «раскрытие» Северной Атлантики в результате дрейфа Северной Америки в северо-западном направлении. Море Тетис на востоке начало сужаться вследствие поворота Африканского континента против часовой стрелки и движения Индостанской глыбы к северу. Здесь происходило поддвигание части литосферной плиты под Евроазиатский континент. В дальнейшем в кайнозое, когда материки сблизились, субдукция сменилась короблением краевых зон Евразии и Индостана, что привело, в частности, к образованию горных цепей Гималаев.

Южная часть Атлантики начала раскрываться 135 млн. лет назад, в конце юры. Рифтовая зона, от которой началось раздвижение Африки и Южной Америки, как полагают, напоминала современное Красное море, Атлантический океан принял знакомые нам очертания, вероятно, к концу мела (65 млн. лет назад). Нераскрытой оставалась только самая северная его часть и Северный Ледовитый океан.

В Тихом океане в юрское и меловое время, по-видимому, существовала система глубоководных желобов, поглощающих литосферные плиты Северной и Южной Америки. Двигаясь на запад, Северная Америка надвинулась на существовавшие здесь глубоководные желоба и перекрыла их. Южная Америка, достигнув Андского (Перуанско-Чилийского) желоба, не закрыла его, а начала сдвигать его к западу. В кайнозое материки заняли современные позиции.

Рельеф и осадки

Осадкообразование выступает как важнейший фактор выравнивания донного рельефа путем полного или частичного захоронения неровностей коренного ложа. В результате образуются плоские (при полном) или волнистые (при частичном захоронении) абиссальные равнины. Поскольку важную роль играет скорость осадкообразования, плоские абиссальные равнины обычно формируются в зоне контакта океанических или морских котловин с подводной окраиной материка, откуда поступает осадочный материал в наибольшем количестве. С различиями в скорости осадкообразования связано также выравнивание вершинных поверхностей океанических возвышенностей при значительно расчлененном холмистом рельефе дна смежной с возвышенностью котловины: на возвышенности отлагаются известковые илы, а в котловине – красные глины, во много раз уступающие им по скорости накопления.

Осадкообразованию обязаны своим происхождением наклонные равнины материкового склона и подножия, гигантские абиссальные аккумулятивные формы, шлейфы у подножий хребтов, конусы выноса и др.

На шельфе процесс выравнивания идет при сочетании денудационного среза возвышенностей и заполнения впадин осадками. На материковом склоне совокупное действие денудационных и аккумулятивных процессов имеет тенденцию к выполаживанию ступенчатого склона за счет срезания бровок и накопления осадков в тыловых частях ступеней. Если материковый склон представлен уступом, то его выполаживание начинается снизу благодаря накоплению осадков, приносимых донными течениями, гравитационными процессами и осаждающихся в процессе нормальной седиментации у основания склона. По мере накопления материала шлейф растет, его верхняя кромка перемещается вверх по склону, а нижняя – вперед от основания склона. В обоих случаях материковый склон за счет выравнивания и выполаживания эволюционирует в наклонную равнину.

Материковое подножие, как геологическая структура, зачастую представляет собой заполненный осадками прогиб или грабен. Обильное поступление осадочного материала как из толщи воды, так и с шельфа и материкового склона ведет не только к заполнению исходной тектонической депрессии, но и к образованию широкого аккумулятивного шлейфа – наклонной равнины материкового подножия, постепенно продвигающейся своим передним краем в пределы ложа. Особенно велика в этом процессе роль конусов выноса подводных каньонов. Здесь благодаря аккумулятивным процессам возникают наиболее значительные несоответствия между тектоническими и геоморфологическими границами, т.е. наибольшие отклонения границ морфоструктур от границ тектонических структур. Своеобразно процесс аккумулятивного выравнивания проявляется в глубоководных желобах. Большая часть осадочного материала поступает со стороны островных дуг и значительно меньшая – со стороны океана. Неравенство поступления материала со стороны островной дуги и со стороны океана способствует более интенсивному накоплению материала у основания склона желоба, прилегающего к островной дуге. В результате на днищах желобов создается заметный уклон в сторону океана, и максимальные глубины желобов оказываются приуроченными к приокеанской части дна желоба.

Закономерности аккумулятивного выравнивания в котловинах переходных зон по существу аналогичны тем, которые характерны для океанических котловин.

Аденский рифт.

Ниболее изучено сочленение системы срединно-океанических хребтов с Африканско-Аравийской материковой платформой. Аравийско-Индийский хребет после пересечения егозоной разломов Оуэн испытывает сильный сдвиг к северу (примерно на 250 – 300 км). Западнее зоны разломов прослеживается Аденский рифт. Морфологически он выраженАденским заливом.

Рельеф дна залива сильно расчленен. Шельф практически отсутствует, если не считать очень узкой прибрежной отмели вдоль главным образом Аравийского побережья. Крутые борта раздвига на глубине 1000 – 2000 м сменяются дном впадины залива. Рельеф его характеризуется чередующимися рифтовыми долинами и хребтами северо-восточного простирания. Самая глубокая впадина расположена при входе в залив. Это впадина Алула-Фартак с глубиной 5360 м. Мощность осадков во впадине невелика, но местами достигает 500 м, на поверхности это преимущественно фораминиферовые илы. Гребни рифтовых хребтов уплощены и нередко не имеют осадков. Здесь обнажаются базальты и диабазы.

Дно залива отличается высокой степенью сейсмичности. Особенно много эпицентров землетрясений приходится на рифтовые долины и их поперечные разломы. Все очаги землетрясений находятся на глубине не более 60 км. Выяснено, что на глубине 3 – 4 км залегает кровля «базальтового слоя», который на глубине 8 – 10 км подстилается поверхностью Мохоровичича. Верхняя часть разреза, как это отчасти показали и последующие данные глубоководного бурения, выражена осадочным и вторым сейсмическим слоями. Отсутствие «гранитного» слоя в разрезе земной коры Аденского залива объясняется раздвиганием континентальных масс Аравийского полуострова и Африки и формированием новой океанической коры при образовании ювенильного и в высшей степени активного срединно-океанического хребта.

Красноморский рифт.

У западного окончания Аденского залива происходит разветвление рифтовой зоны. Здесь расположена обширная вулканическая область Афар, оконтуренная серией разломов, имеющая вид треугольника, заполненного лавовыми полями и толщами молодых эффузивов четвертичного возраста. К югу от Афара простирается Эфиопский рифт – самое северное звено обширной и сложно построенной системы Восточно-африканских рифтов. С этой системой связан современный и четвертичный вулканизм Восточной Африки, к ней относятся глубочайшие рифтовые озера Танганьика, Ньяса, Рудольф, Альберт.

На северо-северо-запад от области Афар протягивается Красноморский рифт, выраженный в рельефе впадиной Красного моря. В отличие от Аденского залива Красное море имеет хорошо развитую прибрежную отмель, которая на глубине 100 – 200 м сменяется четко выраженным уступом, морфологически сходным с уступом материкового склона. Благодаря многочисленным коралловым постройкам прибрежная отмель имеет расчлененный рельеф.

Большая часть дна впадины Красного моря лежит в интервале глубин от 500 до 2000 м. Над волнистой донной равниной возвышаются многочисленные отдельные подводные горы, острова и подводные гряды, местами четко прослеживается серия ступеней, параллельных окраинам моря. Вдоль оси впадины проходит узкая глубокая борозда, которая и рассматривается как срединная рифтовая долина Красного моря. Максимальная глубина ее – 3040 м. В нескольких впадинах в долине открыты мощные выходы ювенильных вод с температурой до 56,5° С и соленостью до 257 ‰. Дно впадин сложено сцементированными осадками с очень высокими концентрациями различных металлов (меди, цинка, олова, серебра, золота, железа, марганца, ртути).

Данные геофизических и геохимических исследований свидетельствуют об отсутствии «гранитного» слоя в пределах осевой борозды Красного моря. Это, как и ступенчатость дна главной впадины Красного моря, связывают с раздвигом рифта и «дрейфом» Аравии и прилегающей части Африканской платформы. На шельфе и на ближних к материку ступенях дна главной впадины обнаружен гранитный слой. Таким образом, раздвиг на месте Красного моря значительно меньше, чем в Аденском заливе.

В северной части Красного моря рифтовая зона вновь разветвляется, образуя короткий (до 300 км) Суэцкий рифт, соответствующий одноименному заливу, и рифт залива Акаба,который продолжается на север в виде грабена Мертвого моря и Левантийских рифтов.

Глава I. ОБЩИЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ДНА МИРОВОГО ОКЕАНА

Средняя глубина Мирового океана, покрывающего более 70% земной поверхности, около 4 км. Это ничтожная величина по сравнению с общей длиной земного радиуса (всего 0,06%), но вполне достаточная для того, чтобы сделать дно Мирового океана недосягаемым для непосредственного исследования обычными геологическими и геоморфологическими методами, которыми пользуются при полевых работах на суше. Дальнейшее изучение рельефа морского дна показало ошибочность прежних представлений о монотонности и простоте строения рельефа дна океана.

Одним из важнейших средств познания строения морского дна явилось эхолотирование, которое в течение 40 – 60-х годов нашего столетия достигло больших успехов, и сейчас мы располагаем полноценными батиметрическими картами океанов и морей, не идущими ни в какое сравнение с довоенными морскими картами. В эти же годы появились и некоторые приборы, позволившие хотя бы частично пополнить зрительными впечатлениями данные эхолотирования об облике морского дна. К их числу относятся акваланги, спускаемые аппараты и другие исследовательские аппараты типа подводных лодок; подводные фотоаппараты, позволяющие фотографировать глубоководные участки дна; подводное телевидение и др. Уже в 50-х годах стала применяться специализированная аэрофотосъемка, дающая фотоизображение дна на малых глубинах. Эти и подобные им технические средства позволяют видеть морское дно, а не только знать, как изменяются в его пределах отметки глубин. Однако возможности визуального обследования дна остаются еще весьма ограниченными, в связи с чем современные представления о закономерностях распространения и развития различных форм и комплексов форм подводного рельефа продолжают основываться преимущественно на результатах эхолотирования. Естественно, что эти представления тем более точны и близки к истине, чем точнее методика и гуще сеть эхолотных промеров. Некоторые районы прибрежного мелководья изучены с точностью, близкой к точности топографической изученности рельефа суши. В то же время имеются огромные пространства морского дна (в юго-восточной части Тихого океана, в южной части Атлантического океана и др.), о морфологии которых представления самые общие и весьма приблизительные. До сих пор существуют значительные трудности в пространственной, топографической привязке точек наблюдений, которая при всех новейших достижениях в этом направлении остается в большинстве случаев менее, точной, чем на суше.

Большие трудности также стоят на пути изучения геологического строения дна океанов. Примерно до 50-х годов нашего столетия практически единственными средствами геологических исследований дна океанов и морей были грунтовые трубки, дночерпатели и драги. За последнюю четверть века основная доля данных о геологическом строении дна океанов была получена благодаря широкому внедрению в практику исследований различных геофизических методов. Однако они при всей эффективности остаются косвенными методами геологического изучения. Среди геофизических методов, безусловно, первое место принадлежит морской сейсморазведке и ее различным модификациям. Затем следуют гравиметрические, магнитометрические, геотермические исследования. Все более широкое применение в морских геологических исследованиях получают различные геохимические методы, в том числе методы радиоизотопной геохронологии.

Батиграфическая кривая. Общее представление о распределении земной поверхности по ступеням высот и глубин дает гипсографическая кривая. По способу построения это кумулятивный график распределения высот и глубин.

Сравнивая батиграфические кривые отдельных океанов и Мирового океана в целом видим, что в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах распределение глубин очень сходно и следует тем же закономерностям, что и распределение глубин по всему Мировому океану. От 73,2 до 78,8% площади дна океанов лежит на глубинах от 3000 до 6000 м, от 14,5 до 17,2% – на глубинах от 200 до 3000 м и только 4,8 – 8,8% площади океанов имеют глубины менее 200 м. Соответствующие цифры для Мирового океана 73,8, 16,5 и 7,2%.

Резко отличается структурой батиграфической кривой Северный Ледовитый океан, где пространства дна с глубинами менее 200 м занимают 44,3%, а глубины, наиболее характерные для всех океанов (т. е. от 3000 до 6000 м), – всего 27,7%. Эта особенность батиграфической кривой приближает Северный Ледовитый океан к крупным глубоководным морям типа Средиземного или Карибского (Степанов,1959).

Несомненно, глубина моря или океана – одно из важнейших условий для развития различных природных процессов, и прежде всего – развития жизни и осадкообразования, важное условие формирования рельефа и динамики геологических процессов. В зависимости от глубины океан обычно разделяют на батиметрические зоны:

1) литоральную, т. е. прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров;

2) неритовую – до глубин порядка 200 м»

3) батиальную – до 3 тыс. м;

4) абиссальную – от 3 тыс. до б тыс. м;

5) гипабиссальную – глубину>6 тыс. м.

Пограничные глубины довольно условны, в отдельных конкретных случаях они сильно сдвигаются. Так, в Черном море абиссаль считается с глубины 2 тыс. м.

Еще со времен Г. Вагнера (1912) установилась традиция считать, что различные участки гипсографической кривой прямо соответствуют основным элементам рельефа дна Мирового океана. Так, отрезок кривой между отметками 0 и 200 м отождествляется сматериковой отмелью – мелководной, более или менее выровненной поверхностью дна, окаймляющей обычно материки и крупные острова (в последнем случае нередко применяется термин «.островная отмель»). Ниже отметки 200 м идет относительно крутой участок кривой, который соответствует так называемому материковому склону – зоне океанского дна, характеризующейся крутыми уклонами поверхности и ограничивающей снизу материковую отмель. Далее располагается снова выположенный участок кривой, соответствующий ложу океана – сравнительно выровненной глубоководной части дна океана, лежащей на глубинах более

3 тыс. м. Самый нижний и крутой участок батиграфической кривой сопоставляют с так называемыми глубоководными впадинами, т. е. участками дна океана, имеющими глубину более 6 тыс. м. Преобладающая часть площади дна океана с глубинами более 6 тыс. м приходится на Тихий океан, в Северном Ледовитом океане такие глубины вообще отсутствуют.

В действительности гипсографическая кривая по назначению и способу построения не может служить источником для получения представления об основных элементах донного рельефа. Действительно на дне Мирового океана есть и шельфы, и материковые склоны, и ложе океана, но названные понятия таксономически далеко неравнозначны, и их существование устанавливается не из гипсографической кривой, а из конкретных данных о рельефе дна различных морей и океанов. Кроме того, этими элементами не исчерпывается перечень крупнейших элементов рельефа океанского дна, т. е. имеются и такие элементы, которые не входят ни в шельф, ни в материковый склон, ни в ложе океана. На дне океана, как и на поверхности суши, имеются и горы, и возвышенности, и равнины.

При составлении гипсографической кривой в каждом случае суммируются площади участков земной поверхности, лежащие в определенном интервале высот или глубин, независимо от того, к какому элементу рельефа относятся эти участки. Так, высокие равнины, нередко достаточно обширные (Мексиканская высокая равнина и др.), по гипсографическому положению оказываются в интервале высот, соответствующем верхней крутой – «горной» части гипсографической кривой. В океане глубины менее 3 тыс. м могут быть не только в пределах материкового склона, но и на склонах подводных хребтов. Уже одно то, что на гипсографической кривой подводные горные сооружения получают лишь скрытое отражение (в интервале глубин, приписываемых материковому склону), говорит о неприемлемости выведения представления об основных элементах рельефа на основе прямого истолкования очертаний этой кривой.

Основные черты рельефа дна мирового океана по морфологическим данным. Современные данные свидетельствуют о весьма значительном и разнообразном расчленении рельефа морского дна. Вопреки прежним представлениям в пределах дна океанов наиболее распространен холмистый и горный рельеф (рис. ). Ровные поверхности обычно наблюдаются вблизи суши, в пределах материковой отмели, и в некоторых глубоководных котловинах, где неровности «коренного» рельефа погребены под мощным слоем рыхлых осадков. Существенная внешняя особенность рельефа дна морей и океанов – преобладание замкнутых отрицательных элементов: котловин и узких желобообразных впадин различных размеров. Для рельефа океанского дна характерны также одиночные горы, в большом количестве встречающиеся среди холмистых или выровненных пространств, занимающих днища крупных котловин. На суше, как известно, такие «островные» горы встречаются лишь в особо специфических условиях. Редки по сравнению с сушей линейные долинообразные формы. Горные системы, как и на суше, имеют линейную ориентировку, в большинстве случаев значительно превосходят горные системы континентов по ширине, протяженности и площади, не уступают им в крупномасштабной вертикальной расчлененности. Величайшая горная система Земли – это система так называемых срединно-океанических хребтов. Она протягивается непрерывной полосой через все океаны, общая длина ее более 60 тыс. км, занимаемая площадь составляет более 15% земной поверхности.

Сложно построенные окраинные зоны океанов получили название переходных зон. Кроме описанных выше отличительных черт рельефа переходные зоны выделяются также обилием вулканов, резкими контрастами глубин и высот. Большинство их находится на окраинах Тихого океана. Максимальные глубины океанов приурочены именно к глубоководным желобам переходных зон, а не к собственно ложу океана.

В наиболее типичном виде переходные зоны, таким образом, представлены в виде комплексов трех крупных элементов рельефа: котловин окраинных глубоководных морей;горных систем, отгораживающих котловины от океана и увенчанных островами, островных дуг; узких желобообразных впадин, расположенных обычно с внешней стороны островных дуг, – глубоководных желобов. Такое закономерное сочетание перечисленных элементов явно указывает на их единство и генетическую взаимосвязь. В строении , некоторых переходных зон имеются заметные отклонения от этой типичной схемы.

Морфологически материковая отмель и материковый склон – единая система. Поскольку материки – это выступы земной поверхности, т. е. объемные тела, то материковую отмель можно рассматривать как часть поверхности материка, затопленную водами океана, а материковый склон – как склон материковой глыбы. Таким образом, на основе только морфологических особенностей намечается довольно четкое разделение дна Мирового океана на следующие основные элементы:

§ подводную окраину материка, состоящую из материковой отмели, материкового склона и материкового подножия;

§ переходную зону, состоящую обычно из котловины окраинного глубоководного моря, островной дуги и глубоководного желоба;

§ ложе океана, представляющее собой комплекс океанических котловин и поднятий;

Источник