Рельеф дна Мирового океана

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

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

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

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

4. Срединно-океанические хребты

Срединно-океанические хребты и ложе океана

За андезитовой линией в Тихом и за внешней границей материкового подножия в других океанах простирается собственно дно океана, резко отличающееся по строению от переходных зон и тем более от подводных материковых окраин. Огромные пространства ложа занимают около 70% площади дна Мирового океана. Ложе океана отличается специфическими геофизическими особенностями и своеобразием не только земной коры, но и глубоких недр.

Дно океанов делится на два типа структур: 1) крупные, относительно стабильные и малосейсмичные области, имеющие очертания, близкие к изометрическим, и 2) подвижные вытянутые области, образующие пояса срединно-океанических хребтов. В тектонике за областями первого рода утвердилось название талассократонов, за вторыми - срединно-океанических подвижных поясов или рифтогеналей. В геоморфологии за совокупностью талассократоновых образований целесообразно сохранить емкий термин «ложе океана», а за рифтогенальными поясами - название планетарной системы срединно-океанических хребтов.

Топография планетарной системы срединно-океанических хребтов.

Пространственное прослеживание системы срединно-океанических хребтов начнем с Северного Ледовитого океана, где в начале 60-х годов был выявлен узкий и невысокий хребет Гаккеля. Несмотря на скромные размеры, он обнаруживает все признаки срединно-океанических хребтов. У пролива, отделяющего Гренландию от Шпицбергена, простирание хребта меняется на 90° и далее на юг протягивается следующее звено планетарной системы срединно-океанических хребтов - хребет Книповича. В районе Норвежского моря под 10° в.д. и 74° с.ш. хребет вновь меняет простирание на субширотное. Это звено системы получило название хребта Мона. Хребет в районе острова Ян-Майен осложнен зоной разломов, в результате чего следующее звено - хребет Кольбейнсей - сдвинут по горизонтали почти на 200 км. Хребет Кольбейнсей субмеридионального простирания. Он подходит вплотную к северному побережью Исландии и переходит затем в Большой грабен Исландии.

Западное ответвление зоны рифтогенеза и вулканизма Исландии выходит к мысу Рейкьянес, где срединно-океанический хребет продолжается уже на юго-запад от Исландии под названием хребта Рейкьянес. Он прослеживается до поперечной зоны разломов Гибса, где вновь отмечается значительное горизонтальное смещение осевой линии хребта примерно на 250 км в восточном направлении. От разлома Гибса на юг вплоть до экваториального разлома Романш по медианной линии Атлантического океана протягивается Североатлантический хребет. Отрезок срединно-океанического хребта между впадиной Романш,расположенной на экваторе, и подводной горой Капитан Шпис, находящейся на 55° ю. ш. и 0° долготы, называется Южноатлантическим хребтом.

Между горой Капитан Шпис и островами Принс-Эдуард протягивается субширотный Африканско-Атлантический хребет, который у 40° в. д. сменяется Западноиндийским хребтом строго северо-восточного простирания. Он прослеживается до 70° в. д. и 35° с. ш.. В этом районе система срединно-океанических хребтов разветвляется. На север, сначала почти меридионально, а затем в северо-западном направлении простирается Аравийски-Индийский хребет. Он протягивается до подступов к Аденскому заливу, где срезается зоной разломов Оуэн. На юго-восток простирается Центрально-Индийский хребет, который заканчивается подводным плато Сен-Пол-Амстердам.

От плато Сен-Пол-Амстердам начинается следующее звено системы срединно-океанических хребтов - Австрало-Антарктическое поднятие, которое протягивается почти в широтном направлении на восток до 138° в. д. и 50° ю. ш., где его простирание резко меняется на субмеридиональное. Зона разломов Баллени, пересекающая срединно-океанический хребет близ 155°, может рассматриваться как граница этого поднятия с Южнотихоокеанским поднятием - следующим звеном рассматриваемой орографической системы.

Южно-тихоокеанское поднятие - субширотного простирания, с востока оно ограничено зоной разломов Элтанин. От этого разлома на северо-восток, а затем на север простирается один из крупнейших элементов планетарной системы срединно-океанических хребтов - Восточнотихо-океанское поднятие , которое прослеживается вплоть до Калифорнийского залива.

Кроме перечисленных звеньев системы есть еще несколько горных поднятий, которые предположительно относят к системе срединно-океанических хребтов. Все они находятся в Тихом океане. Это горы Горда и Хуан-де-Фука к западу от Орегонского побережья США; Чилийское поднятие - возможное ответвление системы срединно-океанических хребтов, протягивающееся от острова Пасхи к берегам Южного Чили; хребты Кокос и Карнеги,вместе с дном Панамской котловины. Красное море и Аденский залив Индийского океана, как и Калифорнийский залив в Тихом океане, в геотектоническом отношении также должны быть отнесены к срединно-океаническим хребтам.

Морфология срединно-океанических хребтов

Морфологически срединные хребты - гигантские сводообразные линейно ориентированные поднятия или вздутия земной коры, протягивающиеся в виде сплошной цепи от Северного Ледовитого океана через Атлантический и Индийский в просторы Тихого океана. В срединно-океанических хребтах различают: а) осевую или рифтовую зону, для которой характерен резко расчлененный горный рельеф, обусловленный разломной тектоникой, и б) в меньшей степени расчлененные фланги хребтов. Ширина срединных хребтов от нескольких сотен до 2 тыс. км. По существу, это не хребты, а огромные нагорья, не имеющие по занимаемой площади и по протяженности равных среди горных систем суши.

В рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины, ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся относительно друг друга кулисообразно, а также узкие и асимметричные по поперечному профилю окаймляющие их гребни или небольшие хребты. Впадины обычно называют рифтовыми долинами, так как полагают, что они представляют собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т. е. рифты. Соответственно окаймляющие их хребты называют рифтовыми хребтами, а осевую зону в целом - рифтовой зоной .

Существенным элементом рельефа рифтовой зоны срединно-океанических хребтов являются крупные, резко очерченные узкие впадины, связанные с зонами поперечных разломов, рассекающих срединные хребты и именуемых трансформными. Узкие впадины в большинстве случаев значительно 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.

Проведены морфометрические исследования особенностей строения рельефа рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Они выделили широкий диапазон уклонов поверхности: от нулевых, соответствующих днищам рифтовых долин и поперечных желобов до 30° на склонах.

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 срединно-океанических хребтов.

Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы срединно-океанических хребтов 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-Индийскоми Центральноиндийском хребтах также основную часть составляют рифтовые зоны, но они отличаются большей шириной и значительным вертикальным размахом рельефа (до 5 тыс. м), определяемым главным образом большой глубиной поперечных трогов. Западно-Индийский хребет отличается преимущественным развитием рифтовых долин при более слабом развитии зон поперечных разломов.

Наиболее типична для срединно-океанических хребтов морфология Срединно-Атлантического хребта, где широко развиты рифтовая и фланговая зоны, четко выражены рифтовая долина и хребты, не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с ними положительные и отрицательные формы рельефа. Австрало-Антарктическое, Южно- и Восточно-тихоокеанские поднятия отличаются от остальных звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон.

Сейсмичность и вулканизм срединно-океанических хребтов

Срединно-океанические хребты, как уже упоминалось, отличаются сосредоточением эпицентров землетрясений и вместе с областями альпийской складчатости и современными геосинклинальными областями образуют важнейшие сейсмические пояса Земли. Фокусы землетрясений приурочены к рифтовым зонам и к секущим их разломам. В отличие от центров землетрясений в зонах Бениоффа здесь сейсмические очаги сосредоточены в зонах нормальных сбросов, не проникающих на большую глубину. Распространение центров землетрясений на глубину лишь нескольких десятков километров может рассматриваться как косвенный признак того, что астеносфера под срединными хребтами находится в состоянии, близком к жидкому или пластичному.

По средней плотности энергии землетрясений срединно-океанические хребты заметно уступают геосинклинальным областям (переходным зонам). Так, в областях Курило-Камчатской, Японской, Тонга энергия землетрясений от 14-10¹⁷ до 18-10¹⁰ Дж/км² , а на Восточно-тихоокеанском поднятии - 0,5-10¹⁰ Дж/км² . Однако она несравненно больше, чем плотность энергии на океанических плитах, которые практически асейсмичны. Изучение микро землетрясений при помощи донных сейсмографов показало, что число регистрируемых сейсмических толчков в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов сравнимо с числом аналогичных по энергии землетрясений в наиболее сейсмоактивных районах материков. Очаги их оказались также приповерхностными (глубина залегания не более нескольких километров).

Срединно-океаническим хребтам присущ современный и недавний вулканизм. Действующих вулканов в пределах планетарной системы срединно-океанических хребтов, по-видимому, немало, но известны преимущественно те, которые находятся на океанических островах - вершинах срединно-океанических хребтов. На Восточно-тихоокеанском поднятии, по-видимому, в историческое время вулканы действовали на островах Пасхи и Клиппертон, а также на ответвлении восточно-тихоокеанского поднятия, на котором расположены Галапагосские острова. Главный из них - остров Изабелла - массив из пяти слившихся щитовых базальтовых вулканов с крупными кратерами, очень похожих на Гавайские. В настоящее время гавайские вулканы продолжают действовать. В Индийском океане известны два острова с недавно действовавшими вулканами - Амстердам (900 м) и Сен-Поль. Первый из них представляет собой базальтовое плато с многочисленными небольшими вулканами, второй - крупный базальтовый вулкан с затопленным морем кратером.

В Атлантическом океане на Срединно-Атлантическом хребте имеется ряд действующих или недавно действовавших вулканов. К северу от Исландии на острове Ян-Майен известен потухший вулкан Бьеренберг (2267 м) и еще один базальтовый купол с несколькими кратерами в юго-западной части острова. На самой Исландии, которая представляет собой материковый массив, вовлеченный в зону океанического рифтогенеза, известно более 140 вулканов, из них 26 действующих.

В группе Азорских островов на обширном базальтовом плато, являющимся крупным элементом структуры Срединно-Атлантического хребта, расположен ряд действующих и недавно, действовавших вулканов. Эти острова сложены базальтами, трахитами и андезитами. Массив Азорских островов - сложная многоярусная структура, имеющая складчатое геосинклинальное основание. Здесь не менее четырех-пяти действующих вулканов.

Заключение

Специфика освоения Мирового океана настолько своеобразна и значение для всего живого на Земле так велико, что проблемы Мирового океана вообще, и рельефа дна в частности, занимают важное место в системе наук о земле. Мировой океан обеспечивает дальнейшее развитие жизни на Земле благодаря своей роли регулятора температуры, производителя кислорода и другим важнейшим функциям. Сегодня наиболее важной становится экологическая проблема и защита океана от последствий воздействия человека.

Сегодня еще очень мало используется энергия океана (волн, приливов, химической и температурной неоднородности водной среды), как один из видов возобновляемой экологически чистой энергии. С учетом того, что энергия приливов по оценке ученых, в 2000 раз превышает годовой запас энергии всех рек мира, данное направление в развитии мировой энергетики рассматривается как перспективное. Постоянным возобновляемым ресурсом является и кинетическая энергия волн и именно в шельфовой зоне она достигает высокой концентрации. Перспективным остается вопрос использования энергии течений

Успехи современной радиоэлектроники способствовали дальнейшему развитию кабельной связи в морях о океанах, которая рационально дополняет космические системы связи с использованием искусственных спутников Земли. Именно рельефом дна определяется оптимальный путь прокладки таких коммуникаций.

Помимо всех перечисленных аспектов океан по-прежнему привлекает романтикой и неизведанностью, что пробуждает научный и познавательный интерес. Украина - морская держава, имеющая значительную протяженность береговой линии на побережье Азовского и Черного морей. Кроме того, отечественными исследованиями в области мирской геологии и картографирования морского дна внесен значительный вклад в изучение Мирового океана. Продолжая традиции научной школы, было бы замечательно практический курс океанологии дополнить непосредственными наблюдениями на море, для чего предусмотреть студенческую практику с С.Н. Лисогором хотя бы в акватории Одессы или Крымских бухтах.

Список использованной литературы

1. Леонтьев О.К. Морская геология (Основы геологии и геоморфологии дна Мирового океана) М., 1982.

2. Богданов Ю.А., Каплин П.А., Николаев С.Д. Происхождение и развитие океана М.,1978.

3. Физическая география материков и океанов. Под ред. А.М.Рябчикова, М.,1988.

4. Проблемы исследования и освоения мирового океана. Под ред. А.И.Вознесенского Ленинград, 1979.

5. Канев В.Ф. Рельеф дна Индийского океана. М., 1979.

6. Неспокойный ландшафт Под ред. Д.Брансден и Дж.Дорнкемпа. М., 1981.

7. Энциклопедия для детей: т.3. География - сост. С.Т.Измаилова. Москва, «Аванта+» 1994.

Размещено на Allbest.ru