Рельеф дна морей и океанов
Федеральное
агентство по образованию Российской Федерации
Саратовский
государственный университет имени Н.Г. Чернышевского
Рельеф дна
морей и океанов
(курсовая
работа)
Выполнила:
Студентка 1 курса
Геологического факультета
Геология нефти и газа
группа, заочное отделение
Севостьянова Татьяна Олеговна
Проверил:
Кандидат геолого-минералогических
наук, доцент
Пименов Максим Викторович
Саратов 2011
Содержание
Введение
Подводные континентальные окраины
Шельф или материковая отмель
Континентальный или материковый склон
Континентальное (материковое подножие)
Ложе Мирового океана
Глубоководные котловины окраинных морей
Срединно-океанические хребты
Островные дуги
Глубоководные желоба
Типы континентальных окраин
Пассивные континентальные окраины
Активные континентальные окраины
Рельеф окраинных и внутренних морей
Моря с плоским дном
Котловинные моря
Заключение
Список литературы
Введение
Мировой океан - это основная часть гидросферы, составляющая 94,1 % всей
ее площади и отличающаяся особенностями солевого состава. Средняя глубина
Мирового океана около 4000 м. Этого достаточно, чтобы сделать дно Мирового
океана недосягаемым для исследования обычными геологическими и
геоморфологическими методами, которыми пользуются при полевых работах на суше.
Изучение рельефа дна морей и океанов показало ошибочность прежних представлений
о монотонности и простоте строения рельефа.
С появление эхолота в 1940 - 1960-х годах изучение дна значительно
упростилось. 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 дна морей и
океанов. К их числу относятся акваланги, глубоководные камеры, позволяющие
фотографировать участки дна, спускаемые исследовательские аппараты и др. В
1950-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, потому что основываются преимущественно на результатах
эхолотирования. Некоторые районы прибрежного мелководья изучены с точностью,
близкой к точности топографической изученности рельефа суши. В то же время
имеются огромные пространства морского дна, о морфологии которых представления
самые общие и весьма приблизительные.
Подводные
континентальные окраины
Рельеф дна
морей и океанов формируется благодаря действию эндогенных и экзогенных
факторов. Эндогенные факторы проявляются в виде землетрясений, извержений
вулканов, а также медленных движений земной коры. К экзогенным факторам
относятся волнение моря, различные течения, мутьевые потоки, деятельность
морских организмов и др. Основными определяющими, особенно для крупных форм
рельефа, являются тектонические движения, создающие впадины и возвышенности.
Большую роль играют разрывные дислокации: сдвиги, сбросы, рифты, зоны разломов.
Пользуясь
традиционной терминологией, в настоящее время можно говорить о следующих
крупных элементах подводного рельефа: шельфах или материковых и островных
отмелях, окаймляющих континенты и острова, континентальных, или материковых,
склонах - областях, переходных по структуре земной коры от континентов к
океану, и абиссальных пространств ложа океана с горами и впадинами,
глубоководными желобами и срединно-океаническими хребтами.
Шельф или материковая отмель
Представляет собой мелководную слегка наклонную часть моря или океана,
непосредственно примыкающую к суше. Со стороны океана шельф ограничивается
четко выраженной бровкой, расположенной до глубин 100-200 м, но в некоторых
случаях достигает 500-1500 м, например южная часть Охотского моря, бровка
Новозеландского шельфа. Ширина шельфа меняется от нескольких десятков
километров до 1000 км, напимер в Северном Ледовитом океане.
Происхождение шельфов различно. Одни образовывались в связи с
эвстатическими колебаниями, другие - в результате абразии, третьи - благодоря
аккумуляции или деятельности ледника.
Эвстатические колебания - медленные (вековые) колебания уровня Мирового океана и
связанных с ним морей, вызываемые изменением количества воды в океане
вследствие образования и таяния ледниковых масс или изменением объема
океанических впадин. Так, во время четвертичного оледенения значительное
количество воды было сосредоточено в покровных и плавающих льдах, при этом
уровень океана был ниже на 100-150 м. Поэтому смена уровня моря в различные
геологические эпохи приводит к изменению осадконакопления.
Абразия - процесс
механического разрушения волнами и течениями коренных пород. Подводная абразия
протекает менее интенсивно, хотя ее воздействие на дно в морях и озерах
распространяется до глубины несколько десятков метров, а в океанах до 100 м. и
более.
Аккумуляция - процесс накопления рыхлого минерального материала и
органических остатков на поверхности суши и на дне водоемов. Аккумуляция происходит
у подножия склонов, в долинах и других отрицательных формах рельефа различного
размера: от карстовых воронок до крупных прогибов и впадин тектонического
происхождения, где аккумулирующиеся отложения образуют мощные толщи, постепенно
превращающиеся в осадочные горные породы. На дне океанов, морей, озер и других
водоемов аккумуляция есть важнейший экзогенный процесс.
Возможность различного происхождения шельфа отмечает Френсис Шепард,
американский геолог и океанолог. На рис. 1 хорошо видны различия в строении
шельфов разного происхождения. Рассмотрение профилей шельфовых равнин
показывает, что наибольшей расчлененностью поверхности характеризуются шельфы,
представляющие собой затопленные равнины ледникового происхождения, а
наибольшей выравненностью - аккумулятивные шельфы.
Рис. 1
А - абразивно-аккумулятивный шельф;
Б - шельф, образовавшийся в результате затопления впадины и срезания
абразией острова;
В - шельф абразионный, различные участки которого сформированы при разных
состояниях уровня моря;
Г - аккумулятивно-дельтовый шельф;
Д - трансгрессивный шельф, образовавшийся в результате наступления моря
на сушу при опускании земной коры либо повышения уровня моря.
Строение земной коры на шельфах такое же, как и на суше, т.е. имеется
слой осадков и осадочных пород, гранитный слой, базальтовый слой и т.д. (рис.
2).
Общая мощность земной коры до 30-35 км и более. Рельеф шельфов часто
довольно спокойный, ровный: это узкие или широкие площадки, слегка наклонные в
сторону моря. Однако встречаются шельфы с достаточно расчлененным рельефом,
подводными долинами и каньонами, котловинами и впадинами. Например, в
Атлантическом океане шельфы Новой Англии, Калифорнии и Канады, в Баренцовом
море, дно котловин и впадин опускается до 400-600 м.
Рис. 2
Особое
место среди биогенных образований шельфа занимают коралловые рифы. Коралловые
рифы - это известковые геологические структуры, образованные колониальными
коралловыми полипами (класс морских беспозвоночных) и некоторыми видами
водорослей, умеющими извлекать известь из морской воды. Они развиты на шельфах
тропических морей, где образуют береговые, или окаймляющие, и барьерные рифы.
Известны они и на островах и в океане. Особый вид коралловых рифов представляют
атоллы - это обычно округлые или овальные рифы, поднимающиеся со дна.
Фундаментом атоллов часто являются подводные вулканические горы. Френсис Шепард
различает несколько типов коралловых рифов:
Окаймляющие.
Образуются на внешней части прибрежной отмели. Быстрее всего кораллы растут на
внешнем склоне рифа. Ширина их, как правило, несколько сотен метров. Они
образуются также при отмирании полипов. При тектоническом погружении
окаймляющий риф постепенно преобразуется в барьерный. При этом внешний край
рифа надстраивается в высоту, а пространство между внешним краем коралловой
постройки и берегом постепенно преобразуется в лагуну.
Барьерные.
Образуются из окаймляющих рифов в результате тектонического опускания берега.
Отделены от берега лагуной, глубиной от нескольких метров до нескольких
десятков метров. Располагаются у северо-восточного побережья Австралии
(наиболее известен Большой Барьерный риф), у берегов Новой Каледонии, остров
Фиджи и Больших Антильских.
Атоллы.
Образуются из продуктов разрушения рифов, замкнутые или полузамкнутые, с
расположенной в центре лагуной. Размер атоллов варьирует от небольших кольцевых
сооружений на банках и отмелях в сотни метров до крупных - 50-90 км в
поперечнике. Атолл также называют кольцевым рифом.
Столовые
(коралловые банки мелководья). Рифоподобные постройки, иногда весьма обширные,
имеющие неопределенную бугровидную форму и целиком, или большей частью,
находящиеся под водой.
Островерхие
внутри лагун (коралловые бугры). Коралловые бугры, называемые также лоскутными
рифами, представляют собой небольшие внутрилагунные постройки.
Континентальный
или материковый склон
Один
из основных элементов окраины континента. Он протягивается от внешнего края
шельфа до континентального подножия. Эта область начинается от глубины в
среднем 120 м и продолжающаяся до глубины 2000-3000 м. Переход от шельфа к
склону довольно резкий. При этом уклоны сильно возрастают и составляют в
среднем 3-5°, у берегов вулканических и коралловых островов увеличивается до
25° и даже до 40°. Рельеф континентального склона неспокойный: расчлененный, с
террасами и уступами, рассеченный подводными каньонами. В ряде случаев
континентальный склон ступенчато опускается в глубину. В этом случае
наблюдается чередование уступов с субгоризонтальными платообразными ступенями.
Это, скорее всего, связанно с развитием разрывных нарушений.
Хорошим
примером материкового склона является склон, образованный на краю подводного
плато (равнина с ровной или волнистой
слабо расчленённой поверхностью, ограниченная отчётливыми уступами от соседних
равнинных пространств.) Блейк (рис. 3). Плато Блейк при ширине в 300 км
протягивается к северу от Багамской банки на расстоянии 900 км. Начиная с
глубин от 500 до 1500 м распологается крутой склон, продолжающийся до глубин
4000-5000 м.
Поверхность
континентального склона изрезана многочисленными подводными каньонами. Это
глубоко вырезанные (иногда до 1000 м) грандиозные и протяженные ложбины с
крутыми бортами и плоским дном. Начинаясь у бровки шельфа, подводные каньоны
спускаются вниз по склону и нередко доходят до окончания подводного склона.
Некоторые самые крупные в мире подводные каньоны прослеживаются по самому
шельфу и являются продолжением крупных речных долин, в частности устьев рек Конго,
Гудзон и т.д.
Считается,
что подводные каньоны образовались в результате деятельности природных мутьевых
потоков, воозникающих на краю шельфа во время землятресений, при стоке вод и
подводных обвалов. Ввиду того что плотность мутьевых потоков превышает плотность
морской воды, они перемещаются с большей скоростью и обладают значительной
эродирующей силой.
Континентальное
(материковое) подножие
Ввыделяется
в качестве промежуточного типа рельефа дна Мирового океана и распологается в
основании материкового склона, между ним и ложем океана. Это пологонаклонная,
иногда слабохолмистая равнина, занимающая промежуточное положение между
континентальным склоном и ложем океана. Континентальное подножие протягивается
на несколько сотен километров и находится на глубинах от 2500 до 3500 м. По
данным геофизических исследований, в пределах континентальных подножий
накапливаются осадочные толщи значительной мощности (до 3000 м и более), во
много раз превышающие средние мощности океанических осадков. Это связано с огромным
объемом взвешенного материала, приносимого мутьевыми потоками, а также
накоплением осадочного материала, сползшего в форме оползней с континентального
склона.
Хорошо
развито материковое подножие у атлантического побережья Северной Америки
(севернее плато Блейк). Полого - волнистый характер поверхности подножия
обусловлен наличием соединившихся между собой конусов выноса (конус выноса -
это аккумулятивное тело на дне водоема у
подножия подводного склона, сложенное осадками, снесенными со склона. Конус выноса
имеет форму прислоненного к склону полуконуса или шлейфа; поверхность их
нередко рассечена сетью подводных долин с прирусловыми валами. Часто конус
выноса располагаются у устьев подводных каньонов), а также оползших масс
осадков, образующих сплошной аккумулятивный шлейф вдоль основания материкового
склона.
Южнее,
у основания плато Блейк, материковому подножию в рельефе дна соответствует
глубокая и широкая впадина и «внешний вал» (широкая возвышенность, вытянутая
вдоль этой впадины и отделяющая ее от океанической котловины). Впадина
представляет собой продолжение прогиба, выявленного сейсмикой севернее плато
Блейк. На северном участке этот прогиб заполнен осадками и не выражен в
рельефе.
Ложе
Мирового океана
Самый
обширный геоморфологический элемент дна Мирового океана. Его наиболее древние
части имеют доказанный позднеюрский возраст. Ложе занимает примерно 60% площади
океанов (около 200 млн. км 2) и располагается на глубинах от 3500 до 6000 м.
Ложе Мирового океана обычно представлено плоскими или холмистыми равнинами,
которые осложнены мелкими и крупными отдельно возвышающимися холмами и
подводными горами. Некоторые из них, сложенные вулканическими и рифовыми
постройками достигают поверхности океана и выступают в виде островов или
архипелагов островов.
Особенно
много подводных гор в Тихом океане. Среди них имеются подводные горы с
выровненными плоскими вершинами, которые поднимаются от дна, а их вершины
располагаются на глубинах около 2000 м. Такие подводные горы называются гайоты
(рис. 4).
Вершины
некоторых гор имеют ширину более 60 км и протягиваются в виде подводных хребтов
на расстояние около 300 км.
Многие
исследователи считают, что гайоты некогда представляли собой вулканические
горы, выступающие на уровнем океана, а затем вследствие погружения опустились
на глубину. В прошлом они подвергались волновой эрозии, и свидетельством этого
являются многочисленный галечный материал и остатки мелководной фауны, которые
сохранились на вершинах гор. Опускание морского дна подтверждается данными
бурения на атоллах, где породы, слагающие коралловые рифы, обнаружены на
глубинах 1200-1400 м, а как известно, жизнедеятельность кораллов протекает до глубин
50-60 м.
По
рельефу дна в пределах ложа Мирового океана выделяются плоские абиссальные
равнины, наиболее развитые в пределах Атлантического океана (Хаттерас,
Бискайская, Ангольская и др.), и холмистые абиссальные равнины, которые
наибольшее распространение получили в пределах Тихого океана.
Абиссальные
равнины (рис. 5) - глубоководные равнины океанических котловин и впадин краевых
морей. Они занимают около 40 % площади ложа океанов и лежат на глубинах
2500-5500 м. Абиссальные равнины расположены между подножьем континента и
срединно-океанических хребтом.
Плоские
абиссальные равнины обычно имеют небольшой уклон и часто прорезаны долинами.
Холмистые равнины отличаются не спокойным рельефом - обилием холмов с
превышением высот на 200-300 м над общим уровнем.
На абиссальных равнинах, расположенных у пассивных континентальных окраин
осадконакопление происходит главным образом за счет мутьевых потоков,
доставляющих обломки пород, разрушенных эрозией континентов и формирующих
отложения.
В относительно малоглубинных частях абиссальных равнин в осадках
преобладают карбонаты, отлагающиеся непосредственно из воды и из раковин
гибнущих морских организмов.
Осадконакопление в глубоководных частях абиссальных равнинах определяется
двумя важными факторами:
Абиссальные равнины, в большинстве случаев, значительно удалены от
континентов и других источников сноса, поэтому осадки образующиеся в результате
эрозии континентов отсутствуют на абиссальных равнинах;
Абиссальные равнины расположены на большой глубине, часто больше уровня
карбонатной компенсации - глубины ниже которой кальцит растворяется, поэтому на
них не происходит осаждение карбонатов и раковины морских организмов
погружающиеся из верхних слоев океана так же полностью растворяются.
Вследствие этих двух причин на абиссальных равнинах накапливаются весьма
характерные осадки - океанические красные глины. Скорость их накопления очень
низка - несколько сантиметров в тысячелетие.
Рис. 5
На дне океанов есть подводные горы. Это изолированное поднятие морского
дна с четко выраженной вершиной и крутыми склонами. Относительная высота от 500
м. Вершины подводных гор имеют коническую или куполообразную форму. Склоны
крупных гор, как правило, выгнуты вверх, их крутизна редко превышает 14°. У
объектов меньших размеров этот параметр может достигать 35°. В горизонтальном
сечении форма подводных гор чаще бывает эллиптической или просто вытянутой,
возможно это объясняется соответствующей формой разлома, из которого истекает
лава. Образцы пород, поднятые с подводных гор, состоят в основном из
микрокристаллического или стекловидного океанического базальта, вероятно
образовавшегося из подводных потоков лавы. Вершина и склоны подводных гор, как
правило, покрыты слоем морских осадков. Подводные горы встречаются во всех
крупных океанических бассейнах. К концу 1970-х только в Тихом океане на карту
было нанесено более 10 тысяч подобных объектов. Практически каждая
океанографическая экспедиция находит новые подводные горы, причём общее их
количество в мире оценивается в 20 тысяч. Многие подводные горы - активные
подводные вулканы. Такие как Лоихи на Гавайях или Ваилулуу у островов Мануа.
Горы вулканического происхождения зачастую образуют группу или являются
погрузившимся под поверхность океана архипелагом. Классический пример -
Императорские горы, продолжение Гавайского хребта, на котором располагаются
Гавайские острова. Некоторые из подводных гор, являющихся подводными вулканами,
могут стать островами, как это произошло с островом Суртусей у берегов Исландии
или с островом Фердинандея к югу от Сицилии. Не имеющие явного вулканического
происхождения и отдельно стоящие горы встречаются не так часто. Примером могут
служить гора Эратосфена к югу от Кипра или горы Подкова к западу от берегов
Португалии. Одна из крупнейших подводных гор (Грейт-Метеор) расположена в
Северной Атлантике. Эта гора представляет собой гайот (подводная гора с плоской
вершиной), возвышающийся на 4 км над окружающей местностью и имеющий диаметр у
основания 110 км. Самая высокая гора на Земле Мануа-Кеа (имеется в виду не
высота над уровнем моря, а именно расстояние от низа до верха), её
относительная высота (почти 10 210 м) складывается из подводной части (около 6
км) и высоты над уровнем моря (4205 м).
Также имеются подводные хребты. К крупным хребтам Тихого океана относятся
Таумоту-Лайн, протягивающийся от островов Таумоту к островам Лайн,
Маркуса-Неккера или горы Мидпасифик, расположенные к юго-западу от Гавайских
островов и имеющие субширотное простирание, Гавайский с вулканическими островами
и его подводное продолжение - Северо-Западный. Большая часть этих хребтов имеет
вулканическое происхождение. В северо-западной части океана находится
возвышенность Шатского, в центре - поднятие Маггелана, по все поверхности ложа
океана рассеянны многочисленные вулканические горы высотой не менее 1 км над
уровнем дна.
Между подводными хребтами простираются обширные глубоководные котловины
(более 4000 м). Рельеф их дна выровнен морскими отложениями. В основном
поверхность котловин мелкохолмистая. Над дном котловин поднимаются высокие
конусы вулканов. В Тихом океане насчитывается 1000 вулканов, из них 400
действующие. Действующие вулканы извергают лаву, которая разносится водными
потоками и оседает на дно. Вершины потухших вулканов выровнены, они имеют плоскую
форму. Выравнивание вершин этих вулканов происходит с помощью океанических
течений. Поднимаясь над водой, вершины вулканов образуют острова (например,
Гавайские). Вулканы также рассматриваются в разделе «срединно-океанические
хребты».
Для всего ложа Мирового океана характерен океанский тип земной коры.
Долгое время этот тип рассматривался как двухслойная модель, состоящая из
осадочного и базальтового слоев. Но на основании проведенных сейсмических
исследований, результатов подводного бурения было установлено, что океанская
кора имеет трехслойное строение, средняя мощность которой 6-7 км.
Верхний слой - осадочный. Состоит из различных по составу осадков и
осадочных образований. Мощность осадочного слоя 1 км.
Второй слой - базальтовый. Состоит преимущественно из базальтов с
прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность базальтового слоя от 1 до 3
км.
Нижний слой бурением не вскрыт. Но на основании геофизических данных и
драгирования известно, что слой сложен магматическими породами основного
состава типа габбро. Мощность нижнего слоя от 3,4 до 5 км.
Глубоководные котловины окраинных морей
Это обширные депрессии с плоским или слаборасчлененным дном. Форма чаще
овальная, изометрическая. Глубины составляют 3-5 км. Различают два типа
котловин окраинных морей:
располагающиеся между материковой отмелью и островной дугой (Охотское,
Южно-Китайское, Коралловое);
ограниченные с внешней и внутренней сторон хребтами островных дуг
(Филиппинская).
Котловины представляют собой либо реликты океанического ложа,
отшнурованные островными дугами и вовлеченные в геосинклинальный процесс
развития, либо новообразования в тылу этих дуг в результате местного растяжения
и обрушения земной коры и излияния базальтовых лав. Например, серия котловин
Средиземного (Альборанская, Алжиро-Прованская, Тирренская, Ионическая, Леванта)
и Черного морей представляет собой реликт древнего океана Тетис, западная часть
которого еще не закрылась, а на месте восточной сформировался
Кавказско-Гималайский складчатый пояс.
В некоторых местах к глубоководным котловинам примыкает мелководная
подводная окраина материков с континентальным склоном и шельфом (рис. 6).
Самой обширной из океанических котловин является Северо-Восточная в Тихом
океане, дно которой представляет самый большой на всей Земле участок ровной
поверхности.
Срединно-океанические хребты (СОХ)
Самые протяженные подводные горные сооружения, образующие единую
глобальную систему общей протяженностью свыше 60000 км. Их высота над ложем
океана достигает 3-4 км, а ширина составляет от 1000 до 2000 км. Морфологически
представляют собой линейно ориентированные поднятия земной коры, с сильно
расчленёнными гребнями и склонами. В Тихом и Северном Ледовитом океанах СОХ
расположены в краевых частях океанов, в Атлантическом - посередине.
В центральных частях СОХ протягивается крупная депрессия - длинообразное
понижение, ограниченное глубинными разломами. Такая вытянутая в длину впадина
называется рифтовой долиной или рифтом. Дно рифтовой долины опущено на глубину
3,5-4 км. Местами отдельные вершины срединных хребтов поднимаются на
поверхность и выражены в виде островов, например, острова Вознесения и Буве.
Ширина рифтовой долины между соседними гребнями составляет 20-50 км. Рифты
развиты в зонах спрединга. Спрединг (рис. 7) - это процесс расхождения
литосферных плит от срединно-океанического хребта.
Теорию спрединга выдвинул Гарри Гесс, профессор Принстонского
Университета, в 1950 г. Определяя возраст подводных скал вблизи
Срединно-Атлантического хребта, выяснили, что по обе его стороны океаническое
дно раздвигается со скоростью 2 см в год, т.е. Атлантический океан расширяется
со скоростью 4 см в год. В других океанах скорость спрединга выше, например, в
Южно-Восточной части Тихого океана скорость в 1,5 раза выше. Тем не менее,
океан не становится шире, так как у окраин континентов океаническое дно
опускается в мантию. Красное море - одно из самых молодых на Земле. Как и в
Атлантическом океане, в нем есть СОХ, и скорость спрединга здесь достигает 1 см
в год, поэтому Аравийский полуостров постепенно отдаляется от Африки. Красное
море - часть большого разрыва в литосфере, тянущегося от Восточноафриканской
рифовой системы до впадины Мертвого моря в Израиле. Ученые считают, что в
будущем эта система может превратиться в море.
море дно материковый отмель
Существенным элементом рельефа рифтовой зоны СОХ являются крупные, резко
очерченные узкие впадины, связанные с зонами поперечных разломов, рассекающих
срединные хребты и именуемые трансформными разломами. Их вертикальное смешение
составляет от 3-5 км. Узкие впадины в большинстве случаев глубже рифтовых
долин. Такие формы рельефа нередки и в пределах ложа океана, так как
большинство трансформных разломов продолжается в океанических котловинах, по
обе стороны от срединного хребта. Эти разломы смещают в горизонтальном
направлении части осей рифов иногда на первые сотни километров (рис. 8).
Рифтовые зоны с резко расчлененным рельефом, где колебания глубин
достигают 7 км, по обе стороны окаймлены обычно значительно более широкими
фланговыми зонами. Эти зоны также характеризуются сложным ложбинно-грядовым
рельефом, однако интенсивность расчленения меньше, чем в рифтовых зонах, а
средние глубины расчленения закономерно уменьшаются от рифтовых зон к внешним
границам СОХ.
Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы
СОХ далеко неодинаково. Так, в хребтах Гаккеля, Мона, Кольбейнсей практически
присутствуют только рифтовые зоны. Хребты очень узкие, а вертикальный размах
рельефа не превышает 2 км. В Аравийско-Индийском и Центральноиндийском хребтах
также основную часть составляют рифтовые зоны, но они отличаются большей
шириной и значительным вертикальным размахом рельефа (до 5000 м), определяемым
главным образом большой глубиной поперечных трогов. Западно-Индийский хребет
отличается преимущественным развитием рифтовых долин при более слабом развитии
зон поперечных разломов.
СОХ характеризуются интенсивной сейсмичностью, высоким уровнем теплового
потока и сильнейшими подводными излияниями вулканов. Большинство современных
вулканов расположено в пределах трех основных вулканических поясов:
Тихоокеанского, Средиземноморско-Индонезийского и Атлантического. Как
свидетельствуют результаты изучения геологического прошлого нашей планеты, подводные
вулканы по своим масштабам и объему поступавших из недр Земли продуктов выброса
значительно превосходят вулканы на суше. Если на суше ежегодно из 20-30
вулканических извержений поступает в среднем до полутора кубических километров
расплавленной магмы в год, то за это же время из подводных вулканов извергается
материала в 12-15 раз больше.
Жизнь в приповерхностных водах океана, от которой зависит и объем
поглощаемых океаном парниковых газов, поддерживается активностью подводных
вулканов. Происходит это потому, что подводные вулканы снабжают фитопланктон
соединениями железа, необходимыми для фотосинтеза. Вулканы создают так
называемые гидротермальные струи - вода в них достигает температуры нескольких
сотен градусов, однако из-за огромного давления не превращается в пар. Эти
гидротермальные струи содержат в себе большое количество растворенных веществ,
в том числе и ионов железа. Эти ионы, как удалось показать исследователям, в
дальнейшем вступают в реакции с органическими соединениями, растворенными в
воде, образуют небольшие частицы субмикронного размера, и уносятся подводными
течениями.
К осевым частям СОХ приурочены гидротермальные источники («черные
курильщики»). Это действующие на дне океанов многочисленные источники. Из них в
океаны, под высоким давлением, поступает высокоминерализированная горячая вода
(рис. 9).
«Черные курильщики» представляют собой трубообразные постройки
естественного происхождения, достигающие высоты в десятки метров, устойчивость
которых обеспечивается сниженным действием силы тяжести под водой. Наряду с
«чёрными курильщиками», ещё различают «белых курильщиков», которые извергают
более светлоокрашенные растворы и взвеси минералов, содержащие в большом
количестве барий, кремний и кальций. Гидротермальные океанические источники
выносят растворённые элементы из океанической коры в океаны, изменяя кору и
внося весьма значительный вклад в химический состав океанов.
Островные дуги
Это цепочки вулканических островов над зоной субдукциии (место, где
океаническая кора погружается в мантию), возникающие там, где одна океаническая
плита погружается под другую. Островные дуги образуются при столкновении двух
океанических плит. Одна из плит оказывается снизу и поглощается в мантию, на
другой (верхней) образуются вулканы. Выгнутая сторона островной дуги направлена
в сторону поглощаемой плиты, с этой стороны находится глубоководный желоб.
Основанием для островных дуг служат подводные хребты от 40 до 300 км,
протяженностью до 1000 км и более. Свод хребта выступает над уровнем моря в
виде островов. Нередко островные дуги состоят из параллельных горных гряд, одна
из которых чаще внешняя (обращенная к глубоководному желобу), выражена только
подводным хребтом. В таком случае гряды отдалены друг от друга продольной
депрессией глубиной до 3-4,5 км, заполненной 2-3 километровой толщей осадков.
На ранних стадиях развития островные дуги представляют собой зону утолщения
океанической коры, насаженными на гребень вулканическими постройками. На более
поздних стадиях развития островные дуги образуют крупные массивы островной или
полуостровной суши, земная кора здесь приближается по строению к
континентальному типу.
Островные дуги широко развиты на окраинах Тихого океана. Это
Командоро-Алеутская, Курильская, Японская, Марианская и др. В Индийском океане
самой известной является Зондская дуга. В Атлантическом океане - Антильская и
Южно-Антильская дуга.
Глубоководные желоба
Это узкие (100-150 км) и протяженные глубокие впадины (рис. 10). Дно
желобов имеет V-образную форму, реже плоское, стенки
крутые. Внутренние склоны, примыкающие к островным дугам, более крутые (до
10-15°), а противоположные склоны, обращенные в сторону открытого океана,
пологие (около 2-3°). Склон желоба бывает осложнен продольными грабенами и
горстами, а противоположный склон - ступенчатой системой крутых разломов. На
склонах и дне залегают осадки, иногда достигающие мощности в 2-3 км (Яванский
желоб). Осадки желобов представлены биогенно-терригенными и
терригенно-вулканогенными илами, часты отложения мутьевых потоков и эдафогенные
образования. Эдафогенные образования - это несортированные продукты обвалов и
оползней с глыбами коренных пород.
Глубина желобов колеблится от 7000-8000 до 11000 м. Максимальная глубинна
зафиксирована в Марианском желобе - 11022 м.
Желоба наблюдаются по всей переферии Тихого океана. В западной части
океана они протягиваются от Курило-Камчатского желоба на севере, через
Японский, Идзу-Бонинский, Марианский, Минданао, Новобританский, Бугенвильский,
Новогебридинский до Тонга и Кермадек на юге. В восточной части океана
расположен Атакамский, Центральноамериканский и Алеутский желоба. В
Атлантическом океане - Пуэрто-Риканский, Южно-Антильский. В Индийском океане -
Яванский желоб. В Северном Ледовитом океане желоба не обнаружены.
Глубоководные желоба в тектоническом отношении приурочены к зонам
субдукции. Субдукция развивается там, где сходятся континентальная и
океаническая плиты (или океанская с океанской). При их встречном движении более
тяжелая плита (всегда океанская) уходит по другую, а затем погружается в
мантию. Установлено, что субдукция развивается по-разному в зависимости от
соотношения векторов движения плит, от возраста субдуцирующей литосферы и ряда
других факторов.
Поскольку при субдукции одна из литосферных плит поглощается на глубине,
нередко увлекая с собой осадочные формации желоба и даже породы висячего крыла,
изучении процессов субдукции связано с большими трудностями. Геологические
исследования также затрудняются глубоководностью океана. Поэтому большую
ценность представляют результаты первого детального картирования участка дна в
желобах, которое проведено по франко-японской программе «Кайко». У берегов
Барбадоса, а затем и на склоне желоба Нанкай при бурении удалось пересечь
сместитель зоны субдукции, находящийся в точке бурения на глубине нескольких
сотен метров под поверхностью дна.
Современные глубоководные желоба простираются перпендикулярно направлению
субдукции (ортогональная субдукция) или под острым углом к этому направлению
(косоориентированная субдукция). Как было сказано выше, профиль глубоководных
желобов всегда ассиметричен: субдуцирущее крыло пологое, а висячее крыло более
крутое. Детали рельефа варьируются в зависимости от напряженного состояния
литосферных плит, от режима субдукции и других условий.
Интересны формы рельефа прилегающих к глубоководным желобам территорий,
строение которых также определяются зонами развития субдукции. Со стороны
океана это пологие краевые валы, которые возвышаются над ложем океана на
200-1000 м. Судя по геофизическим данным, краевые валы представляют собой
антиклинальный изгиб океанской литосферы. Там, где фрикционное сцепление
литосферных плит велико, высота краевого вала находится перпендикулярно
относительной глубине соседнего отрезка желоба.
С противоположной стороны, над висячим крылом зоны субдукции, параллельно
желобу протягиваются высокие хребты или подводные гряды, имеющие иное строение
и происхождение. Если субдукция направляется непосредственно под окраину
континента (и глубоководный желоб примыкает к этой окраине), обычно образуются
береговой хребет и отдельный от него продольными долинами главный хребет,
рельеф которого бывает осложнен вулканическими постройками.
Поскольку любая зона субдукции уходит на глубину наклонно, ее воздействие
на висячее крыло и его рельеф может распространяться на 600-700 км и более от
желоба, что зависит прежде всего от угла наклона. При этом в соответствии с
тектоническими условиями образуются различные формы рельефа при характеристике
латеральных структурных рядов над зонами субдукции.
Типы континентальных окраин
Континентальными окраинами именуют переходные области между континентами
и океанами. Здесь накапливается основная масса осадков и вулканитов, они
подвергаются, сразу или через некоторое время, наиболее интенсивным деформациям,
здесь континентальная кора замещается субокеанской или океанской, а океанская
преобразуется в континентальную. Континентальные окраины в большей мере
являются окраинами океанов, занимая около 20% их площади. По особенностям
рельефа и тектонической активности выделяют два типа континентальных окраин:
Пассивные (внутриплитные);
Активные (субдукционные и трансформные).
Трансформные пользуются наименьшим распространением.
Пассивные континентальные окраины
Пассивные континентальные окраины занимают внутриплитное положение,
характеризуются низкой сейсмичной и вулканической активностью и отсутствием
глубинных сейсмофокальных зон.
Пассивные окраины характерны для Ледовитого океана, Северной и Южной
Атлантики, Индийского океана, за исключением Зондской дуги, и антарктической
окраины Тихого океана. Четко выражен спокойный переход от континента к океану.
Здесь имеются широкий шельф, умеренный наклон и наблюдается спокойный переход к
континентальному подножию и к ложу океана. Образовались они в процессе раскола
суперконтинента Пангея, начавшегося около 200 млн. лет назад.
В строении типичных пассивных окраин всегда выделяется три главных
элемента (не считая прибрежной равнины):
Континентальный склон;
Континентальное подножие.
Еще одним, но не обязательным, элементом строения являются краевые плато.
Они представляют собой опущенные на глубину до 2-3 км периферические участки
шельфа, как бы ступени, отделенные от последнего либо уступом типа
континентального склона, либо желобом рифтового происхождения.
Пассивные континентальные окраины в своём развитии и строении проходят
три стадии - предрифтовую, рифтовую и послерифтовую (или спрединговую).
На предрифтофой стадии будущая пассивная окраина может испытать поднятие,
но оно не является обязательным и во всяком случае не всегда ведет к
уничтожению размывом накопившихся ранее платформенных осадочных пород.
Отложения этих пород могут рассматриваться каки предрифтовые.
На рифтофой стадии континентальная кора подвергается нарастающему
дроблению разрывами с образованием грабенов и горстов, заполнением грабенов
обломочными континентальными осадками, внедрением даек основных пород. В итоге
нормальная континентальная кора замещается корой переходного типа -
субокеанской.
Пострифтовая стадия характеризуется плавным, а иногда и ступенчатым
погружением уже сформированной пассивной окраины в сторону новообразованной
океанской впадины и последовательным наращиванием осадков шельфа в сторону
океана, а также континентального склона и подножия.
Активные континентальные окраины
Активная континентальная окраина возникает там, где под континент
погружается океаническая кора. Активные окраины имеют гораздо более сложное
строение и испытывают более сложное развитие, чем пассивные. Их главная
особенность - наличие активной наклонной сейсмофокальной зоны, с которой
связана не только сейсмичность, но и магматическая деятельность, а также
складчато-надвиговые деформации и метаморфизм. Активные окраины занимают
пространство между этими зонами, собственно и являющимися зонами субдукции, с
одной стороны, и континентом - с другой.
Среди окраин четко выделяются два типа:
Островодужный (Западно-Тихоокеанский).
Приконтинентальный (Восточно-Тихоокеанский);
Островодужний тип включает основные элементы рельефа, такие как:
континентальная окраина; глубоководная котловина окраинного моря; вулканическая
островная дуга; глубоководный желоб; краевой вал океана. Этот тип подводных
окраин наиболее полно развит в западной части Тихого океана, на переходе к
материкам Азии и Австралии, включая область Индонезийского архипелага (рис. 11,
1).
В приконтинентальном типе сохраняется только один элемент рельефа:
глубоководный желоб. Островную дугу замещают молодые горные цепи, обращенные в
сторону океана склоном огромной высоты, начинающимся от крупнейших вершин и
заканчивающийся на дне глубоководного желоба. Окраинное море здесь отсутствует.
Типичный пример современной активной окраины приконтинентального типа дает
окраина Южной Америки, вдоль которой протягивается высокая горная цепь Анд
(рис. 11,2).
Доктор географических наук О.К. Леонтьев выделяет третий тип активных
континентальных окраин: антильский или индонезийский. Он отличается наибольшей
сложностью. Островные дуги здесь петлевидно изогнуты, обычно их несколько и они
резко отличаются по возрасту. Глубоководные желоба расположены не только с
внешней стороны дуг, но и внутри области (рис. 11.3).
Рельеф окраинных и внутренних морей
По положению относительно суши моря разделяются на внутренние
(межконтинентальные и внутриконтинентальные) и окраинные моря океанов (рис.
12). По особенностям рельефа морские водоемы, примыкающие к океанам,
подразделяют на два типа:
Плоские моря. Мелководные, характерны для платформенных областей
(эпиконтинентальные моря);
Котловинные моря. Глубоководные, с расчлененным рельефом дна - для
геосинклинальных. Но есть исключения, например, Яванское море расположено в
пределах геосинклинали и вместе с тем плоское и мелководное.
Моря с плоским дном
Их глубины близки к глубинам шельфа. В геологическом прошлом в пределах
этих морей распологались участки суши, которые впоследствии были опушены и
заняты морскими водами.
Рельеф Баренцева моря, расположенного в пределах шельфовой области,
сложен. Здесь наблюдаются впадины и возвышенности, иногда с банками и отмелями.
В северо-восточной части бассейна подводные возвышенности протягиваются в
северо-восточном направлении согласно с направлением каледонских структур суши,
вблизи полуостровов Канина и Кольского они имеют северо-западное простирание и,
вероятно, определяются направлением докембрийских складок суши. Строение земной
коры под плоскими платформенными морями такое же, как и на континенте.
Наиболее просто устроен рельеф Азовского моря с глубиной около 14 м. В
рельефе дна отмечаются системы подводных возвышенностей, вытянутые вдоль
восточного и западного побережий, глубины над которыми уменьшаются от 8-9 до
3-5 м.
Сложнее рельеф Балтийского моря, полностью расположенного в пределах
шельфа, имеющего относительно ровное дно, осложненное аккумулятивными формами
(современные песчаные валы или древнечетвертичные гряды и валы) и останками
коренных пород (каменистые банки, шхеры с мелкими островами и т.п.). Впадины и
котловины наблюдаются редко и преимущественно в его западной части, вблизи
Скандинавского полуострова.
Аналогичная или близкая ситуация имеет место в Северном море, его средняя
глубина 87 м. Впадины и котловины (до 725 м) смещены к периферии. На большей
части акватории моря дно более или менее ровное, или с небольшими впадинами и
гребнями, развиты современные аккумулятивные формы - крупные песчаные валы.
Котловинные моря
Характерны для подвижных областей земной коры. Большая тектоническая
активность в горном обрамлении отражается на морском дне и проявляется не только
в условиях осадконакопления, но и в виде высокой сейсмичности и вулканической
активности. В рельефе котловинных морей присутствуют те же основные элементы
рельефа, характерные для океана. В их пределах выделяют область шельфа,
континентальный склон и глубоководные котловины. Их глубина составляет порядка
3000-3500 м, но известны отдельные впадины глубиной около 5000 м.
Значительно сложнее рельеф Берингова, Средиземного, а особенно Банда,
Молуккского и Карибского, где наблюдается сопряжение складок широтного
(средиземноморского) и меридиального (тихоокеанского) направлений. В
котловинных морях встречаются глубоководные впадины, отдельные возвышенности и
пороги с различной линейной ориентировкой. В Карибском море наблюдаются
депрессии широтного простирания: Юкатанская, желоб Кайман с пучиной Бартлетт;
котловины Колумбийская, Венесуэльская, Гренадская. Имеется ряд возвышенностей и
порогов: Никарагуазский порог (30-50 м) между Ямайкой и Гондурасом, порог Беата
(около 1000 м) между Колумбией и Гаити.
В бассейне Карибского моря земная кора имеет океаническое строение.
Мощность ее базальтового слоя 4-15 км. В пределах островов земная кора
материкового типа. Так же сложен рельеф дна Средиземного и многих других
котловинных морей. Строение земной коры под котловинными морями отличается
большей сложностью, тут сочетаются участки с корой океанического типа
(Японское, Средиземное, Карибское, Черное и др.) и с корой континентального
типа.
Интерестно отметить специфику Красного моря, на дне которого имеется
рифтовая долина. Его котловина - это современный рифт. Вероятно, аналогичное
образование представляет собой Калифорнийский залив, к которому подходит
срединно-океанический хребет тихого океана (Восточно-Тихоокеанское поднятие).
Заключение
Изучение рельефа дна морей и океанов важно во многих отношениях. Характер
рельефа влияет на циркуляцию вод и развитие органического мира. Положение морей
относительно суши, степень их связи с океаном определяют их соленость,
количество поступающего обломочного материала, циркуляцию вод и развитие
органического мира. Все это очень важно для выяснения условий осадконакопления.
Поэтому нельзя не согласиться с российским геологом М.В. Кленовой в том, что
«…вся жизнь моря и все происходящие в нем процессы в значительной мере определяются
рельефом дна».
Рельеф в какой-то мере отражает геологическое строение дна, а иногда
однозначно определяется геологическим строением, следовательно, дает в руки
исследователей богатый материал для суждений о происхождении морей и океанов.
Результаты исследований дна морей и океанов за последние десятилетия
привели к настоящей революции в представлениях не только о дне, но и о
геологическом строении всей планеты. Было установлено, что рельеф дна морей и
океанов по своей сложности мало чем отличается от рельефа суши, а нередко
интенсивность вертикального расчленения дна больше, чем поверхности материков.
Список литературы
1. «Морская
геология» Н.В. Логвиченко;
2. «Дно
океана» О.К. Леонтьев;
. «Геотектоника
с основами геодинамики» В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе;
. «Геология»
Н.В. Короновский, Н.А. Ясманов;
. «Общая
геология» А.Ф. Якушева, В.Е. Хаин, В.И. Славин;
. «Энциклопедия
для детей. Том 3. География» С. Исмаилова;
7. www.ru.wikipedia.org.
8. www.geomasters.ru;
. www.obitatelimorja.ru;
. www.gizn-vulkana.ru;
. www.dic.academic.ru.