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.
| 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).
| 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.
| 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
Извержения под водой и подводные вулканы
Под водой в океане скрываются более 5000 действующих вулканов. Говоря «океан», человек представляет себе неохватную водную гладь, и редко кто задумывается о геотермальной активности на самом его дне. Но, даже не подозревая о существовании трещин в коре земли на дне океана, мы каждый день ощущаем на себе их влияние.
Когда подводный вулкан извергается, лава нагревает воду. Эти пласты теплой воды поднимаются на поверхность океана, что порождает сильные ветры, влияющие на погоду на планете. Из-за постоянного движения тектонических плит на дне океана его возраст сложно установить, но, по-видимому, он не превышает 180 миллионов лет. Скалы на суше вдвое старше.
Земная кора на дне океана — а это более двух третей земной поверхности — состоит из различных тяжелых базальтовых пород и обломков скал, лежащих на глубине от 6 до 8 км.
Остров Сангеан — активный вулкан, возвышающийся на 1800 м над тихими водами Индийского океана. Эти породы тяжелее и плотнее, чем породы, составляющие земную кору на суше, и только изредка выходят на поверхность.
Остров Исландия, расположенный на гребне Северо-Атлантического глобального тектонического шва и сложенный мощными пластами базальтов и других лав, как раз и является примером выхода подземных пород на поверхность.Относительно молодая земная кора на дне океана постоянно обновляется — в силу близости к расплавленной мантии, кипящей прямо под ней. Когда происходит извержение через разломы и трещины на дне океана, образуется новый слой этой коры.
Остров Суртсей у южного побережья Исландии сформировался в процессе извержения вулкана, которое началось на глубине 130 м ниже уровня моря, и появился на поверхности 14 ноября 1963 года.
Самые молодые участки земной коры расположены на срединно-океанических хребтах. Далее эти участки расширяются, пока не достигают зоны субдукции, где одна тектоническая плита подминает под себя вторую. Таким образом, кора попадает обратно в мантию, где расплавляется до состояния жидкой магмы. Зоны субдукции обычно находятся в тех местах, где тяжелые океанические плиты встречаются с менее плотными по составу плитами континентальной коры, выступающими над уровнем моря.
В точках кипения мантии раскаленная магма вырывается наружу сквозь разломы коры и, застывая, поднимается, образуя подводные горные цепи. Эти точки кипения достаточно долго-временны, так как процесс вулканической активности медленно движется вдоль краев тектонических плит. В результате появляется цепь частично выступающих над водой вулканов, как на Гавайях, где острова — на самом деле верхушки длинной цепи вулканического хребта.
Всего на дне Мирового океана насчитывают примерно 20 000 вулканов. Некоторые их них — одиночные пики, другие располагаются длинными цепями. Пять тысяч из них проявляют активность только на территории Тихого океана.
В отличие от своих наземных собратьев, действующие глубоководные вулканы не извергают пар и газы. Огромное давление воды просто не позволяет им это делать. Но лава извергается из жерл, растекаясь по дну океана, и застывает так быстро, что рассыпается, образуя песок и камни. Потом океанские течения подхватывают их и относят далеко от места извержения.
Лава из вулканов, которые извергаются на средней глубине, застывает сплошным потоком эллипсоидной или шарообразной формы вокруг более горячей сердцевины.
Когда морская вода попадает в вулканически активное подводное жерло, смесь пара и расплавленных скальных пород, остывая, превращается в вулканическое стекло. Черные пески (Блэк Сэнд Бич) на Гавайях образовались именно в результате такого взаимодействия морской воды и раскаленной лавы.
Срединно-Атлантический хребет является следствием расхождения океанических плит. А вулканический пояс Тихого океана, наоборот, — следствием процесса их сближения.
Подводные горы — тоже результат глубоководной вулканической деятельности. Это изолированные, потухшие вулканы, которые поднимаются с глубины примерно 4000 м на высоту приблизительно 1000 м. Во всем Мировом океане насчитывается около 30 000 таких гор.
Источник
Вулканогенный рельеф ложа Мирового океана
Рельеф ложа Мирового океана рассматривается как первичная поверхность базальтовой земной коры. Наиболее полно ее особенности сохранились на дне Тихого океана вне пределов андезитовой линии и в северо-восточной половине Индийского океана.
Выровненное ложе Мирового океана часто описывают как «плиту» (Рельеф Земли, 1967) или «Талассократон» (Deumis, 1967). В этих определениях учитывается лишь общая сглаженность, чисто морфологические черты рассматриваемой части поверхности планеты, но не отражается ее историческое и глобальное значение. В истории развития тектоносферы ложе океана, относительно менее всего перестраивающееся, противостоит материкам, которые являются ареной непрекращающегося геоморфогенеза. В связи с этим ложе океана можно рассматривать как океанобазит, или океанат.
Первичная планетарная поверхность океаната характеризуется уплощенным структурным рельефом, образовавшимся в процессе общего становления базальтового слоя тектоносферы. Определяющим фактором геоморфогенеза базальтовой коры океаната в течение всего геологического времени был вулканизм. Вулканогенные формы представлены скоплением продуктов подводных вулканических извержений, подводных базальтовых плато и вулканических островов, иногда высоко поднимающихся над водными просторами. Морфология океанического ложа определяется или, точнее, усложняется, именно вулканогенными образованиями — продуктами некоторой переработки вулканическими процессами базальтовой земной коры. Мощность этого, «вторичного» базитового, слоя может достигать нескольких сотен метров (Менард, 1966).
Первичный планетарный рельеф океаната усложнен последующими тектоническими формами поверхности, в частности разломами, с которыми связан вулканизм и расположение вулканических островов. Эти взаимосвязанные формы рельефа океанического ложа имеют планетарное значение.
Вулканокупольный рельеф, по-видимому, типичен для базальтовой земной коры. В большей или меньшей степени он выражен во всех частях ложа Мирового океана. На дне Тихого океана вулканокупольный рельеф обнаружен на большей части его площади. Элементарные формы его бывают различных размеров. Наиболее распространены холмы с диаметром основания 5—6 км, поднимающиеся над уровнем дна океана на высоту около 300 м. В целом размеры холмов вулканокупольного рельефа изменяются в пределах 1—10 км в основании и 50—1000 м, превышающих уровень базальтового океаната.
Рассматриваемые первичные элементы поверхности океанической коры в основном имеют куполовидную форму. Встречаются овальные образования с диаметром по вытянутой оси 30—40 км при ширине 8—10 км. Большинство из известных десятков тысяч холмов имеют уплощенные вершины и ограничены крутыми склонами (Менард, 1966). Понижения между холмами главным образом широкие и плоские, представляют базитовую поверхность, в некоторых случаях в межкупольных участках залегают неконсолидированные океанические осадки. Изредка покров осадков обнаруживается на вершине холмов. При этом формы куполов имеют менее резкие, смягченные очертания.
Вулканокупольные образования обычно группируются вокруг донных щитовых вулканов и представляют собой базальтовые купола или бескратерные вулканы. В сочетании с обширными кратерами щитовых вулканов они образуют погребенный первичный вулканогенный рельеф базальтового слоя земной коры и, вероятно, характерны для ландшафтов Луны и Марса.
Признаки вулканокупольного рельефа прослеживаются в самых низких стратиграфических срезах щитов материковой земной коры. С ними, по-видимому, как наложенные формы, аналогичны куполные структуры древних метаморфических образований.
В дальнейшем вулканокупольный рельеф развивается в подводные вулканические горы и гайоты. Они возникают в условиях тектонической подвижности океаната. Горы располагаются в одиночку или образуют подводные горные хребты, протягивающиеся на сотни километров. Вершины гор располагаются на несколько сотен метров ниже уровня океана. Форма подводных гор различная. Распространены поднятия простой конусовидной формы. Многие подводные горные сооружения имеют овальные очертания и обычно вытянуты в северо-западном направлении. Вершины гор часто плоские, реже — расчлененные. Горы с плоскими вершинами называют гайотами. Плоские вершины их обычно оконтуриваются наклонными к периферии площадками шириной 2—3 км. Вершины их расположены на разной глубине. Высота гайотов и вообще подводных гор не зависит от глубины залегания ложа океана.
На вершинах подводных гор в большинстве осадков нет. На отдельных из них обнаружены слои мелового возраста. На склонах некоторых гайотов залегают осадки с остатками эоценовой фауны.
По вопросу о происхождении подводных гор существуют различные представления. По одному из них, плоские вершинные поверхности гайотов созданы морской абразией домелового возраста (Hess, 1946). Менард и Дитц (Menard, Dietz, 1951) связывают образование подводных гор, в частности в заливе Аляска, с орогеническими движениями плиоплейстоценового времени. Плоские вершины вулканических гор и гайотов имеют структурное происхождение. Это предположение, по всей вероятности, наиболее близко к действительности.
Естественным дальнейшим развитием морфоструктуры подводных гор являются вулканические острова.
В геоморфологии океанической земной коры важное значение имеют валы — поднятия, разделяющие обширные котловины. Это в основном плоские выпуклости дна, протягивающиеся на несколько сот километров. Над средним уровнем дна океана выпуклости поднимаются на высоту около тысячи метров. Структура и рельеф некоторых валов бывают усложнены разломами, связанными с ними сдвигами и вулканическими образованиями. Примером последнего типа поднятия океанического дна может быть Гавайский вал и связанный с ним Гавайский вулканический горный хребет островов.
Подводные валы являются важнейшей особенностью рельефа базальтового слоя западной половины дна Тихого океана. В пределах андезитовой линии рельеф океанического ложа усложняется. Главные черты его — краевые валы и сопряженные с ними глубоководные желоба, а ближе к материкам — островные дуги.
Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.
Источник