Основные черты рельефа дна Мирового океана
Строение океанической земной коры отлично от континентальной: отсутствует гранитный слой, присущий последней.
Толщина континентальной коры на уровне моря около 30 км. Скорость сейсмических волн в верхней ее половине соответствует скоростям в гранитных породах, а в нижней половине — скоростям в базальтах. Высокая скорость ниже границы Мохоровичича в мантии соответствует таким породам, как дунит, перидотит и эклогит, значительно более плотным, чем породы, из которых образована кора. В океанах под пятикилометровым слоем воды находится слой осадочных пород толщиной в среднем 0,5 км, слой вулканических пород — «фундамент» — мощностью 0,5 км, кора мощностью 4 км, и на глубине около 10 км начинается мантия. Если сравнить массу вертикальных колонок пород сечением 1 кв. см на континентах и в океанах, то окажется , что она почти одинакова.
На дне Мирового океана выделяются четыре зоны.
Первая зона — подводная окраина материков. Подводная окраина материков — это затопленная водами океана окраина материков. Она в свою очередь состоит из шельфа, материкового склона и материкового подножия. Шельф — прибрежная донная равнина с довольно небольшими глубинами, в сущности продолжение окраинных равнин суши. Большая часть шельфа имеет платформенную структуру. На шельфе нередки остаточные (реликтовые) формы рельефа надводного происхождения, а также реликтовые речные, ледниковые отложения. Это означает, что при четвертичных отступаниях моря обширные пространства шельфа превращались в сушу.
Обычно шельф заканчивается на глубинах 100-200 м, а иногда и на больших довольно резким перегибом, так называемой бровкой шельфа. Ниже этой бровки в сторону океана простирается материковый склон — более узкая, чем шельф, зона океанического или морского дна с уклоном поверхности в несколько градусов. Нередко материковый склон имеет вид уступа или серии уступов с крутизной от 10 до нескольких десятков градусов.
Вторая — переходная — зона сформировалась на стыке материковых глыб и океанических платформ. Она состоит из котловин окраинных морей, цепочек преимущественно вулканических островов в виде дуг и узких линейных впадин — глубоководных желобов, с которыми совпадают глубинные разломы, уходящие под материк.
На окраинах Тихого океана, в районах Средиземного, Карибского морей, моря Скоша (Скотия) подводные окраины материков контактируют не непосредственно с ложем океана, а с днищем котловин окраинных или средиземных морей. В этих котловинах кора Субокеанического типа. Она очень мощна главным образом за счет осадочного слоя. С внешней стороны эти бассейны ограждены огромными подводными хребтами. Иногда их вершины поднимаются над уровнем моря, образуя гирлянды вулканических островов (Курильские, Марианские, Алеутские). Эти острова называют островными дугами.
С океанической стороны островных дуг расположены глубоководные желоба — грандиозные материковая земная кора отсутствует. Вместо нее здесь развита земная, узкие, но очень глубокие (6 — 11 км глубины) депрессии. Они тянутся параллельно островным дугам и соответствуют выходам на поверхность Земли зон сверхглубинных разломов (так называемые зоны Беньоффа-Заварицкого). Разломы проникают в недра Земли на многие сотни километров. Эти зоны наклонены в сторону континентов. К ним приурочена подавляющая часть очагов землетрясений. Таким образом, области глубоководных желобов, островных дуг и глубоководных окраинных морей отличаются бурным вулканизмом, резкими и чрезвычайно быстрыми движениями земной коры, очень высокой сейсмичностью. Эти зоны получили название переходных зон.
Третья — основная — зона дна Мирового океана — ложе океана, она отличается развитием земной коры исключительно океанического типа. Ложе океана занимает более половины его площади на глубинах до 6 км. На ложе океана есть гряды, плато, возвышенности, которые разделяют его на котловины. Донные отложения представлены различными илами органогенного происхождения и красной глубоководной глиной, возникшей из тонких нерастворимых минеральных частиц, космической пыли и вулканического пепла. На дне много железомарганцевых конкреций с примесями других металлов.
Океанические хребты довольно четко разделяются на два типа: сводово-глыбовые и глыбовые. Сводово-глыбовые структуры представляют собой в основе сводовые, линейно вытянутые поднятия океанической коры, обычно разбитые поперечными разломами на отдельные блоки (Гавайский хребет, образующий подводное основание одноименного архипелага).
Интересное из раздела
Полесья и ополья
Ополья — (русск. поле, открытое место) — возвышенные безлесные пространства в южной части лесных (тайги, широколиственных) зон на Восточно — Европейской равнине [6]. В отечественном при .
Нетрадиционные источники в Крыму
В настоящее время во всем мире наблюдается повышенный интерес к использованию в различных отраслях экономики нетрадиционных возобновляемых источников энергии (НВИЭ). Ведется бурная дискуссия .
Микрогосударства Европы
На современной политической карте мира насчитывается около 230 стран и территорий, подавляющее большинство из которых – суверенные государства. Бесспорно, что при таком большом числе стр .
Источник
Общие черты рельефа дна Мирового океана
Общее представление о распределении глубин океанов дают батиграфические кривые Мирового океана в целом и отдельных океанов (рис. 19.1). Сравнение этих кривых показывает, что в Тихом и Атлантическом океанах распределение глубин почти одинаково и следует тем же закономерностям, что и распределение глубин по всему Мировому океану. От 72,3 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 от 4,8 до 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 пространство дна с глубинами менее 200 м занимает 44,3 %, а глубины, наиболее характерные для всех океанов (т. е. от 3000 до 6000 м), — всего 27,7 %. В зависимости от глубины океаны обычно разделяют на батиметрические зоны: литоральную, т. е. прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров; неритовую — до глубин порядка 200 м; батиальную — до 3000 м; абиссальную — от 3000 до 6000 м; гипабиссальную глубину — более 6000 м.
По современным представлениям, дно океана по наиболее характерным чертам своего строения делится на подводные континентальные окраины, переходную зону, ложе океана и срединноокеанические хребты.
Подводные континентальные окраины разделяются на шельф, материковый склон и материковое подножие (рис. 19.2).
Шельф (материковая отмель) примыкает непосредственно к суше, распространяясь до глубины 200 м. Ширина его меняется от первых десятков километров до 800—1000 км в Северном Ледовитом океане. Это мелководная часть моря с относительно выровненной поверхностью, уклон которой в основном составляет около 1°. Часто на поверхности шельфа наблюдаются подводные продолжения речных долин, затопленные морские террасы и древние береговые линии. Шельфы обладают земной корой континентального типа, для которой характерно трехслойное строение (осадочный, гранито-гнейсовый и базальтовый слои).
Материковый (континентальный) склон распространяется от внешнего края шельфа, называемого бровкой, до глубин 2—2,5 км, а местами до 3 км. Уклон поверхности склона в среднем составляет 3—7°, но иногда достигает до 15—25°. Рельеф материкового склона часто отличается ступенчатым строением, характеризующимся чередованием уступов с крутыми уклонами — до 25°, с субгоризонтальными ступенями, что, по-видимому, связано с разрывными тектоническими нарушениями.
Во многих местах материковый склон рассекают глубокие К-образные ложбины с крутыми бортами — каньоны. Часть их составляет продолжение устьев таких рек, как Конго, Инд, Гудзон (см. рис. 19.2), Колумбия. Механизм образования каньонов связывают с эрозионной деятельностью мутьевых потоков; эрозионной деятельностью рек, дренировавших континентальные окраины в эпохи понижения уровня моря; разрывной тектоникой.
Материковое подножие является промежуточным элементом между материковым склоном и ложем океана и представляет собой полую наклонную равнину шириной в десятки и сотни километров, простирающуюся до глубин 3500 м и более. Мощность осадков на подножии местами достигает 5 км и более, что является результатом выноса материала мутьевыми потоками и гравитационным переносом осадков с материкового склона.
Среди подводных континентальных окраин по особенностям рельефа и сочленения с континентом, тектонической активности и характеру магматизма выделяются следующие типы: пассивный (атлантический) тип и активный, к которому относятся два:
б) андийский тихоокеанский.
Пассивный (атлантический) тип. Эти окраины образуются в результате раскола континентальной коры в процессе рифтогенеза и раздвигания ее в противоположные стороны по мере разрастания океанического ложа. Рифтовая зона может быть представлена единичным грабеном или системой грабенов. Рельеф окраин пологий из-за слабой тектонической активности и интенсивной аккумуляции осадков, в формирование которых значительную долю вносят обширные конусы выноса. Наиболее заметная морфологическая граница — перегиб от шельфа к континентальному склону (бровка шельфа). Важную роль могут играть известняковые барьерные рифы, формирующиеся у начала континентального склона.
На ранних стадиях формирования окраин возможно внедрение крупных интрузивных тел основного состава. Характер сочленения с континентом спокойный, постепенный, без резкого перепада глубин и уклонов: континент —> шельф —> континентальный склон —> континентальное подножие —> ложе океана (см. рис. 19.2). Эти окраины характерны для северной и южной Атлантики, Северного Ледовитого океана и значительной части Индийского.
Активный (андийский) тип характеризуется резкой контрастностью рельефа, обусловленного сочетанием высочайшего Андийского хребта, абсолютные отметки которого достигают почти 7000 м и глубоководного (6880 м) Перуанско-Чилийского желоба, увенчанного цепью молодых вулканов, формирующих Андийский вулканический пояс. Здесь наблюдается такой переход: континент с вулканическим поясом —> осадочная терраса и континентальный склон, примыкающий к континенту —> Перуанско-Чилийский желоб.
Анды отличаются необычайно высокой сейсмичностью и являются ареной интенсивного вулканизма.
Активный (западно-тихоокеанский) тип характеризуется иным переходом от континента к ложу океана: континент —> впадины окраинных морей (Охотское, Японское и др.) —> островные дуги (Курильская, Японская и др.) —> глубоководные желоба (Курило-Камчатский и др.) —> ложе океана. По существу весь Тихий океан сопровождается окраинами подобного типа. Для них характерны высокая сейсмичность с концентрацией очагов землетрясений на глубинах выше 250—300 км, активная вулканическая деятельность с эксплозивными извержениями. Известные катастрофические извержения связаны с островными вулканическими дугами: Кракатау, Мон-Пеле, Безымянный, Сент-Хеллес и др.
Объем выброса вулканического материала при катастрофических извержениях огромен: от 1 до 20 км3, способен накрыть площадь в 500—600 км2 и вынестись далеко в морские бассейны, с образованием языков инородного туфогенно-обломочного материала среди нормальных пелагических и терригенных осадков.
Переходная зона расположена с океанской стороны подводных материковых окраин и включает в себя котловины окраинных морей, отделяющие их от открытого океана, островные дуги и вытянутые вдоль их внешнего края глубоководные желоба. Отличаются эти зоны обилием вулканов, резкими контрастами глубин и высот. Максимальные глубины приурочены именно к глубоководным желобам переходных зон, а не к собственному ложу океана.
Глубоководные желоба — самые глубокие впадины в мире: Марианская — 11022 м, Тонга — 10 822 м, Филиппинский — 10 265 м, Кермадек — 10047 м, Идзу-Бонинский — 9 860 м, Курило-Камчатский — 9 717 м, Северный Ново-Гебридский — 9 174 м, Волкано — 9 156 м, Бугенвильский — 9 103 м и др.
Глубоководные желоба особенно широко развиты в Тихом океане, где они образуют в его западной части почти непрерывную цепь, протягивающуюся вдоль островных дуг от Алеутских, Курило-Камчатских до Новой Зеландии и развивающуюся в пределах Филиппино-Марианского расширения. Это узкие и глубокие до 9—11 км рвы асимметричного строения: приостровные склоны желобов очень крутые, местами опускаются почти вертикальными уступами, вытянутыми вдоль простирания желобов. Высота уступов составляет 200—500 м, ширина — 5—10 км, а приокеанические склоны более пологие, отделены от смежных океанических котловин невысоким пологим валом и покрыты маломощным слоем осадков. Днища желобов узкие, редко достигают ширины 10—20 км, в основном ровные, пологие, иногда на них встречаются параллельные поднятия и прогибы, а местами они разделены поперечными порогами, препятствующими свободной циркуляции воды. Чехол осадков крайне маломощный, не более 500 м, местами отсутствует совсем и залегает горизонтально.
Земная кора в пределах переходной зоны имеет мозаичное строение. Здесь распространены участки земной коры континентального и океанического типов, а также коры переходного типа (субконтинентальная и субокеаническая).
Островные дуги — это горные сооружения, выступающие над уровнем моря своими вершинами и гребнями, образующими острова. Дуги имеют выпуклую форму и обращены своей выпуклостью в сторону океана. Есть и исключения: Новогебридская, Соломонова дуги обращены выпуклостью к Автралийскому континенту. Состоят островные дуги из одних вулканических накоплений (Курильская, Марианская) или содержат в своем цоколе остатки прежних дуг, или древние кристаллические толщи (Японская дуга).
Важное отличительное свойство островных дуг — их очень высокая сейсмичность. Установлено, что очаги землетрясений сконцентрированы в неширокой (не более 100 км) зоне, уходящей наклонно от глубоководного желоба под островную дугу. Эта глубинная сейс-мо-фокальная зона носит название зоны Вадати—Заварицкого—Беньофа (ВЗБ).
Окраинные моря располагаются в тылу островных дуг. Типичные примеры таких морей — Охотское, Японское, Карибское и др. Состоят моря из нескольких глубоководных котловин глубиной от 2 до 5—6 км, разделенных мелководными поднятиями. Местами к глубоководным котловинам примыкают обширные шельфовые пространства. Глубоководные котловины имеют типичную океаническую кору, лишь осадочный слой иногда утолщен до 3 км.
Ложе Мирового океана. Площадь ложа занимает 194 млн км2, что составляет более 50 % поверхности Мирового океана, и располагается на глубинах 3,5—4 до 6 тыс. км. В пределах ложа выделяются котловины, срединно-океанические хребты и различные возвышенности. Ко дну котловин ложа океана приурочены равнины, которые из-за их гипсометрического положения принято называть абиссальными (абиссаль — область океана, глубина которой превышает 3500—4000 м). Абиссальные равнины — это плоские и самые глубокие (3000—6000 м) участки океанического дна, выполненные осадками мутьевых потоков, а также пелагическими осадками хемогенного и органогенного происхождения.
Среди океанических котловин по рельефу дна выделяются два типа: плоские абиссальные равнины, наиболее развитые в пределах Атлантического океана; холмистые абиссальные равнины, развитые в основном в Тихом океане.
Холмы — это выступы поверхности дна высотой от 50 до 500 м и в поперечнике — от нескольких сот метров до нескольких километров. Склоны холмов пологие — 1—4°, редко — 10°, вершины обычно плоские. По мнению американского исследователя Г. Менарда, холмы — это либо мелкие лакколиты (грибообразные внедрения магмы), либо небольшие вулканы или даже шлаковые конусы, перекрытые глубоководными осадками.
В Тихом океане широко распространены гайоты — подводные вулканические горы с плоскими вершинами. По данным А. Аллисона и др., некоторые из них очень велики: гайот Хорайзн имеет длину 280 км, а ширину — 66 км. Эти вулканические горы в результате действия волновой эрозии приобрели усеченную форму. Ныне их вершины находятся на глубинах 1000—2000 м, что, по-видимому, связано с тектоническим опусканием океанического дна. Опускание океанического дна подтверждается данными бурения на атоллах, где породы коралловых рифов были вскрыты на глубинах от 338 до 1400 м. В настоящее время кораллы обитают на небольших глубинах в 50—60 м. Опускание дна подтверждается и находками фораминифер в керне глубоких скважин.
Срединно-океанические хребты представляют собой планетарную систему подводно-горных хребтов, общей протяженностью около 61 000 км (см. рис. 18.1). В Атлантическом и Индийском океанах они протягиваются через центральные части, а в Тихом и Северном Ледовитом — смещены в краевые части. Их высота достигает 3000—4000 м, ширина — от 250 до 2000 км, иногда они выступают над поверхностью океана в виде островов. Через центральную часть хребтов протягиваются узкие рифтовые долины (от англ. рифт — ущелье), рассеченные целой системой субпараллельных трансформных разломов с вертикальным смещением до 3—5 км. Смещение по горизонтали отдельных частей рифтов составляет несколько десятков и первые сотни километров. Дно рифтовой долины нередко опущено до глубины — 3000—4000 м, а окаймляющие ее хребты находятся на глубинах 1500—2000 м. Ширина долин составляет 25—50 км. Срединно-океанические хребты характеризуются высокой сейсмичностью, большим тепловым потоком и активным вулканизмом.
К области рифтовых долин срединно-океанических хребтов приурочены такие интересные образования, как «черные» и «белые» курильщики. Здесь, где океаническая кора постоянно обновляется за счет излияния горячих мантийных базальтов, распространены высокотемпературные (до 350°) гидротермальные источники, вода которых обогащена металлами и газами. С этими источниками и связано современное рудообразование сульфидных руд на океаническом дне, которые содержат цинк, медь, свинец и другие ценные металлы.
«Курильщики» — это гигантские, высотой в десятки метров, усеченные конусы, из вершины которых бьют струи горячих растворов и столбы черного дыма (рис. 19.3). Есть и неактивные, давно потухшие гидротермальные постройки. А.П. Лисицыну во время первой геологической экспедиции с глубоководными аппаратами на Срединно-Атлантическом хребте удалось доказать, что эти древние постройки, представляющие собой скопления металлов, общая масса которых составляет миллионы тонн, в определенных условиях могут сохраниться. По расчетам на долю этих рудных сооружений приходится более 99% от общего количества сульфидных руд, происхождение которых связано со срединными хребтами.
Источник