Основные части рельефа дна мирового океана

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 Мирового океана

На дне Мирового океана выделяются че­тыре планетарные геотектуры второго поряд­ка: подводные окраины материков, переходные зоны между материками и океанами, ложе оке­ана и срединно-океанические хребты.

Подводные окраины материков(их назы­вают пассивными окраинами континентов), затопленные водами океана, составляют 82 млн км 2 , что больше половины площа­ди суши. В Северном Ледовитом океане на их долю приходится более 70% площади (табл. 15). В геологическом отношении они яв­ляются продолжением материков и обладают земной корой материкового типа. Их внешняя граница, располагающаяся на глубинах поряд­ка 3,5 км, является границей континента и океана. Подводная окраина материков состо­ит из трех главных морфоструктурных элемен­тов — шельфа, материкового склона и мате­рикового подножия (рис. 137).

Площади основных типов морфоструктур океанов (%)

Морфоструктуры	Тихий	Атлантический	Индийский	Северный Ледовитый	Мировой
Континентальные окраины	10,2	18,5	17,1	70,2	16,2
Переходные зоны	13,4	7,8	2,3	—	9,1
Ложе океанов	62,4	47,5	63,7	26,4	57,4
Срединно-океанические хребты	14,0	26,2	16,9	3,4	17,3

Рис. 137. Атлантическая подводная окраина Северной Америки: шельф, материковый склон с каньонами, ма­териковое подножье (по О. К. Леонтьеву и Г. И. Рычагову)

Шельф — это прибрежная, относительно мелководная часть дна до глубин в основном 100—200 м, ограниченная бровкой материко­вого склона. Рельеф шельфа равнинный, ук­лоны поверхности обычно не превышают 1°. Во время четвертичных оледенений, когда уро­вень моря понижался на 100—120 м, значи­тельные части шельфа были сушей. На ри­сунке 138 показана конфигурация берегов Мирового океана во время максимума вал­дайского оледенения 18 тыс. лет тому назад. Отчетливо видна Берингия на месте Беринго­ва пролива, осушенные арктические шельфы и шельфы Индокитая. Шельфы Северного мо­ря были в то время заняты ледником. Этим объясняется хорошая сохранность на шельфах субаэральных реликтовых форм рельефа, воз­никших в континентальных условиях. В обла­стях оледенений шельфы — это затопленные ледниково-экзарационные и ледниково-акку-

_8077 т ^. ш УЧ7Т/ т 40 /гт : | и • •. • •.0; •.

Поверхность, сво­бодная ото льда

Рис. 138. Конфигурация материков и ледниковых щитов при наинизшем стоянии уровня моря во время Валдай­ского оледенения 18 тыс. лет тому назад (по А. С. Мо-нину и Ю. А. Шишкову)

мулятивные холмистые равнины или плоские водно-ледниковые равнины. Широко представ­лены погруженные волнистые эрозионные рав­нины с четко выраженными речными долина­ми, являющимися продолжением речных до­лин суши. В частности, на шельфах Северного Ледовитого океана отчетливо прослеживают­ся подводные продолжения долин великих си­бирских рек: Оби, Енисея, Лены, Яны, Инди­гирки, Колымы (рис. 139). Местами хорошо сохранились реликтовые структурно-денудаци­онные формы рельефа в виде гряд. Помимо субаэральных форм, развиты и абразионные равнины — бенчи и подводные аккумулятив­ные террасы на разных уровнях, в том числе и ниже 120 м. Это свидетельствует о том, что равнины шельфа образовались не только при затоплении суши в результате гидрократичес-кого повышения уровня океана, но и вслед­ствие новейших тектонических опусканий окраин материков. Широко представлены и субаквальные формы, созданные волнами, дон­ными течениями; в жарком поясе типичны ко-

Высота поверхности ледниковых щитов дана в метрах, изотермы в океанах проведены через 2 °С. Контуры материков совпадают с современной изобатой 85 м. Пунктиром показана граница ма­терикового льда в Южной Америке

ралловые рифы. Большая часть рыхлого осадочного материала шельфа поступает с суши и проходит транзитом в сторону ложа океана.

Материковый склон — сравнительно уз­кая часть морского дна, непосредственно при­мыкающая к шельфу. Материковый склон об­ладает большими уклонами поверхности от 5 — 7° до 20°, быстрым увеличением глубин, ступенчатым профилем и интенсивным расчле­нением глубокими (до 2 — 3 км) врезами-лож­бинами У-образного профиля, которые назы­ваются подводными каньонами (рис. 140). Они напоминают по облику горные долины. Многие из этих каньонов лежат напротив ус­тьев больших рек, являясь их подводным про­должением. Но от речных долин они отлича­ются тем, что в них местами наблюдаются обратные уклоны продольного профиля. Зало­жение подводных каньонов обусловлено тек­тоническими разломами, а дальнейшая их раз­работка связана с субаквальными гравитаци­онными процессами — с мутьевыми потоками

Рис. 139. Продолжение долин сибирских рек на шель­фах арктических морей. Реконструкция на период позд­него плейстоцена

(по А. Н. Ласточкину и Б. Г. Федо­рову)

Рис. 140. Участок материкового склона (атлантическая подводная окраина Северной Америки). Отчетливо вид­ны подводные каньоны и шельф (левая часть схемы) (по О. К. Леонтьеву)

и оползнями. Оползневые процессы активно протекают и на самом материковом склоне, вследствие чего рыхлые отложения на нем ма­ломощны и местами обнажаются коренные по­роды. По мнению О. К. Леонтьева, матери­ковый склон — система ступенчатых сбросов, образовавшихся в результате скалывания края материковой платформы, имеющей тенденцию к поднятию, и ложем океана — с тенденци­ей к погружению.

Материковое подножие — наклонная (1—2°) аккумулятивная равнина у основания материкового склона шириной в несколько со­тен километров. В структурно-геологическом отношении это глубокий прогиб земной коры, который выполнен мощной толщей рыхлых от­ложений, достигающей 3—5 км. В основном это слившиеся конусы выноса мутьевых пото­ков, привязанных к устьям подводных каньо­нов, и оползневые массы. Самым гигантским считается Бенгальский конус выноса, который занимает практически весь Бенгальский залив. Аккумулятивные равнины материкового под­ножия можно рассматривать как огромные шлейфы у основания материкового склона, по­добно подгорным шлейфам на суше.

Переходные зоны между материками и океанами(геосинклинальные зоны, или зоны субдукции) — это зоны начинающегося горо­образования. Их называют активными окраи­нами континентов, хотя это не совсем точ­но, так как субдукция может происходить и в открытом океане, как, например, в пределах глубочайших Марианского и Инзу-Бонинского желобов. Наиболее ярко представлены гео­синклинальные зоны по западной окраине Ти­хого океана, в Зондском архипелаге, в Кариб­ском регионе и на юге Атлантического океа­на и в виде реликта в Средиземном море.

Переходные зоны характеризуются макси­мальным на Земле расчленением рельефа (до 15 км). Это результат интенсивных контраст­ных тектонических движений и сложных горо­образовательных процессов, а также резкого изменения мощности и строения земной коры. Переходным поясам присуща высокая степень сейсмичности и вулканизм.

Главными элементами переходных геосин­клинальных зон являются глубоководные же­лоба, островные дуги и котловины окраинных (или средиземных) морей.

Глубоководные желоба — узкие прогибы дугообразной формы глубиной до 10—11 км. Поперечный профиль их У-образный, асимме­тричный со склонами крутизной от 5— 6° в верхней части до 25° в нижней и с узкой по­лоской плоского дна, причем склон, обращен­ный в сторону материка, круче океаническо­го. Склоны желобов ступенчатые и разбиты подводными каньонами. Под днищами глубо­ководных желобов отмечается океаническая или субокеаническая земная кора. Глубоковод­ные желоба — геоморфологически выражен­ные на дне океанов места погружения океа­нических литосферных плит под континенталь­ные (Перуанский) или другие океанические плиты (Курильский, Марианский и др.), непо­средственно в мантию. Эти так называемые зоны Заварицкого-Беньофа — полосы повы­шенной неустойчивости земного вещества, пронизывающие земную кору и верхнюю ман­тию, ориентированные под углом 60 — 70° от­носительно земной поверхности и наклонен­ные в сторону континентов. Именно к ним приурочены гипоцентры землетрясений, глу­бина которых увеличивается в сторону под­водной окраины материков.

Островные дуги — это огромные хребты с крутыми склонами с внешней стороны, огра­ниченными глубоководными желобами, и бо­лее пологими — с внутренней, со стороны котловин окраинных морей. Глубинная струк­тура островных дуг — вал из базальтовой ко­ры, надстроенный складчатыми горами, на ко­торые насажены вулканы. Под островными ду­гами, а местами и под котловинами морей располагаются линзообразные магматические очаги, имеющие десятки километров в попе­речнике и до 15—20 км мощности. Эти внут-рикоровые и подкоровые очаги содержат маг­му кислого состава, которой питаются целые группы вулканов в течение очень длительно­го времени. Интрузивные породы таких оча­гов имеют гранитный состав. Принято считать, что в паре «глубоководный желоб — остров­ная дуга» формируется континентальная зем­ная кора.

Островные дуги разбиты поперечными глу­бинными разломами, с которыми совпадают проливы среди островов. Им присущи высо­кие значения теплового потока. К этим раз­ломам приурочены основные сейсмичные зо­ны с крупными действующими вулканами. Ост­ровные дуги бывают двойными, например внутренняя и внешняя Курильские гряды, или образуют единый массив суши из слившихся дуг, например Японские острова.

Котловины окраинных и внутренних межматериковых морей — это плоские, вол­нистые, реже холмистые абиссальные равни­ны на глубинах 2—3,5 км. Они сложены с поверхности рыхлыми осадками мощностью до 3 — 5 км, поступающими в основном с су­ши. Характерная особенность строения зем­ной коры в окраинных морях — отсутствие гранитного слоя, поэтому ее часто называют субокеанической. На фоне равнин отмечают­ся подводные плато, вулканические хребты и складчато-глыбовые горст-антиклинории. Кот­ловины окраинных и внутренних (межматери­ковых) морей различаются по истории своего развития. Котловины окраинных морей, по мнению О. К. Леонтьева, образуются в ре­зультате отсечения краевой части ложа океа­на в виде сегмента глубоководными желоба­ми. Дальнейшей изоляции их от ложа океана способствуют островные дуги. Котловины внутренних морей — это остатки когда-то крупных океанов, площадь которых постоян­но сокращается в результате сближения огра­ничивающих их плит. При полном их сближе­нии внутренние моря исчезают. Примером яв­ляются остатки океана Тетис: Средиземное, Черное, Каспийское моря, зажатые между Ев­роазиатской и Африкано-Аравийской плитами. На дне таких морей можно еще встретить реликтовые зоны субдукции, сохранившиеся от предшествовавшего этапа раздвижения ли-тосферных плит: короткие желоба и остров­ные дуги.

В целом в котловинах того и другого ти­па создаются условия для накопления рых­лых осадков повышенной мощности и погре­бения исходного холмистого вулканического рельефа.

Ложе океановпредставлено двумя ти­пами морфоструктур: абиссальными (греч. аЬуззоз — бездонный) равнинами (котловина­ми) и подводными горными сооружениями. Абиссальные равнины занимают основную площадь Мирового океана; в среднем они при­урочены к глубинам более 6 км. В структур­ном отношении они соответствуют океаничес­ким платформам (талассократонам). Им присущ типично океанический тип земной коры, состоящий из маломощного (1—2 км) рыхло­го осадочного слоя, тонкого промежуточного слоя из базальтовых лав с прослоями уплот­ненных осадочных пород (так называемого вто­рого слоя) и базальтового основания, который часто называют океаническим фундаментом.

Слой рыхлых осадочных пород Промежуточный слой из переслаивающихся уплотненных осадочных пород и базальтовых лав Базальтовый слой

Рис. 141. Рельеф абиссальных холмов (план и профиль). Изобаты проведены через 30 м (по Моог, Неа1;п)

Рельеф центральных частей абиссальных равнин и тех периферийных океанических кот­ловин, которые отделены от материков глубо­ководными желобами, холмистый вследствие ограниченного поступления терригенного ма­териала. Среди холмов преобладают вулкани­ческие поднятия изометричных очертаний вы­сотой до 500 м и поперечником до 100 км, часто с уплощенной вершиной, которые назы­вают гайотами (рис. 141). В основном это щитовые вулканы и лакколиты. Некоторые под­нятия имеют грядообразную форму. Там, где холмы частично погребены под осадками зна-

Отдельные подводные горы Впадины, связанные с поперечными разломами, и рифтовые долины Отдельные хребты, связанные с поперечными разломами, и рифтовые хребты Осевая зона срединного хребта

Отдельные хребты фланговых зон Горный рельеф ложа океана Выровненное дно котловин ложа океана Разломы Покровы осадков Траектория подводного спускаемого аппарата, с которого производилось эхолотирование

Рис. 142. Морфология срединно-океанического хребта: А — основные морфоструктурные элементы Индийско-Аравий­ского хребта между разломом Оуэна и горой Вернадского;

чительной мощности, преобладают волнистые равнины.

В районах, где ложе океана примыкает к подводным окраинам материков, холмы пол­ностью скрыты под осадками — здесь обра­зовались плоские равнины. Они весьма харак­терны для окрестностей Антарктиды, где ве­лико поступление терригенного материала с айсбергами, и для Северного Ледовитого океана. Многие сводовые вулканические под­нятия в теплых океанах увенчаны коралловы­ми постройками — атоллами.

Подводные горы в пределах ложа океа­на связаны в основном с разрывной тектони­кой, а также с современным вулканизмом. Для ложа океанов характерны глубинные разломы. Они особенно многочисленны в Тихом океа­не, где им присуще субширотное простирание. Вдоль разломов вытянуты узкие ложбины — грабены и глыбовые хребты. К рельефу ложа океанов относятся также сводово-глыбовые и сводовые хребты, океанические плато и воз­вышенности. Все поднятия, особенно сводово-

Б — поперечный профиль рифтовой долины Эсканаба (по Ле Пишону и др.)

глыбовые, осложнены вулканическими горами, увенчанными действующими вулканами над го­рячими точками — «плюмами». Подавляющее большинство их подводные, но некоторые вы­ступают над уровнем моря в виде островов, в особенности в Тихом океане. Таковы, напри­мер, Гавайские острова, среди которых нахо­дится самый высокий в мире вулкан — его относительная высота (от подошвы на дне оке­ана до вершины) превышает 10 км.

Срединно-океанические хребтыобразуют единую планетарную систему во всех океанах общей длиной около 80 тыс. км. Все ее зве­нья были выявлены ко второй половине 60-х гг. XX в. Эта трансокеаническая горная система представляет собой сводовое вулка­ническое поднятие высотой до 6 км и шири­ной до 1500 км с кулисообразно расположен­ными рифтовыми долинами вдоль оси и об­рамляющими их рифтовыми хребтами. Превышение гребней рифтовых хребтов над днищами рифтовых долин обычно составляет 2 — 3 км. У рифтовых долин крутые ступенча-

тые склоны и узкое плоское днище шириной несколько десятков километров (рис. 142). С обеих сторон от осевой рифтовой зоны про­тягиваются фланговые зоны, представляющие собой склоны сводового поднятия. Они тоже имеют горный рельеф, но менее контрастный, чем в осевой зоне. Фланговые зоны постепен­но переходят в холмистый рельеф ложа океанов.

Срединно-океанические хребты пересечены параллельными друг другу поперечными трансформными разломами, продолжающи­мися в пределах ложа океанов (рис. 143). С ними связаны проявления современного вул­канизма, например в районе Азорских остро­вов. Отдельные сегменты трансокеанических срединных хребтов, отсекаемые этими попе­речными разломами, сдвинуты относительно друг друга на десятки и даже сотни километ­ров, что подтверждает горизонтальные движе­ния плит.

Рифтовым зонам срединно-океанических хребтов свойственны большое значение теп­лового потока, высокая сейсмичность и оби­лие подводных вулканов вдоль гребней и скло­нов. Все это свидетельствует об интенсивном современном тектогенезе, в частности о спре-динге — раздвижении литосферных плит.

В геологическом строении осевых зон сре­динно-океанических хребтов участвуют ульт­раосновные породы, главным образом перидо­титы, внедрившиеся в первичную океаничес­кую кору в виде диапиров из верхней мантии. Такой тип земной коры называют рифтоген-ным (ультраокеаническим). Он характеризует­ся повышенной плотностью и отсутствием чет­ко выраженной границы Мохо.

Рис. 143. Трансформные разломы, по которым произо­шел горизонтальный сдвиг отдельных участков срединно-океанического хребта (по О. К. Леонтьеву и Г. И. Рычагову)

Рифтогенное горообразование рассматри­вается как особый класс горообразовательных процессов, наряду с геосинклинальным горо­образованием в переходных зонах и образова­нием глыбовых эпиплатформенных гор.

Таким образом, и на суше и в океане ос­новными планетарными формами рельефа яв­ляются горы и равнины. Но на суше это глав­ным образом тектонические складчатые, склад-чато-глыбовые и глыбовые горы, а на дне океанов — вулканические. В целом на суше за счет экзогенных процессов преобладают разрушение и снос, ведущие к выравнива­нию, а на дне океанов главный экзогенный процесс — накопление осадков и также вы­равнивание.

Источник