РЕЛЬЕФ ДНА МИРОВОГО ОКЕАНА

Данная работа предполагает самостоятельную работу с набором карт рельефа дна океанов с целью изучения обязательной номенклатуры по указанной теме.

Основные задачи работы

1) Знать и уметь показать на картах океанов перечень обязательной номенклатуры по теме.

2) Уметь устно проводить условные границы между океанами.

3) Знать площади, средние и максимальные глубины каждого океана.

 

Мировой океан имеет естественные подразделения только в пределах материков. В южном полушарии границы между океанами условны.

В нашей стране принято подразделение Мирового океана на четыре океана: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. В зарубежной океанографической науке выделяются три океана — Северный Ледовитый считается внутренним морем Атлантического океана.


На Международном Океанографическом конгрессе в 1966 г. советскими океанологами было предложено выделить Южный океан с границей либо по антарктической дивергенции, либо по субтропической конвергенции (оконечности материков). Обоснованием такого предложения является своеобразие гидрологической обстановки и процессов, свойственных кольцу вод вокруг Антарктиды. Это предложение не получило единой поддержки, хотя существует значительное количество работ, посвящённых геологии, геоморфологии и гидрологии Южного океана.

Мы определяем океан, как часть Мирового океана, расположенную между материками и представляющую обширный самостоятельный бассейн с глубинами 4-6 тыс. метров и собственным комплексом гидрологических процессов: системой течений, ветров, приливов, распределения температуры и солёности вод, а также рельефа дна, донных отложений и т.д.

Наибольшей площадью обладает Тихий океан — 179,7 млн. км2, Атлантический — 93,4 млн. км2, Индийский — 74,9 млн. км2, Северный Ледовитый -13,1 млн. км2.

Часть океана, вдающаяся в сушу или отделенная от него цепью островов, называется морем. Каждое море обладает свойственным только ему комплексом природных условий и по своему расположению они делятся на межматериковые (Средиземное, Красное, Карибское); внутриматериковые (Черное, Азовское, Белое, Балтийское); окраинные (шельфовые моря Северного Ледовитого океана и западной части Тихого океана); межостровные моря расположены в основном в Австрало-Азиатском архипелаге: Коро, Коралловое, Банда, Яванское, Сулу, Фиджи и др.

Также как рельеф суши характеризуется высотами, рельеф дна океанов — глубинами. Представление о рельефе дна морей и океанов дают карты с нанесенными на них линиями равных глубин (изобатами). Такие карты называются батиметрическими.

Общие черты рельефа дна Мирового океана

Анализ гипсографической кривой показывает, что средняя глубина Мирового океана составляет 3800 м (с учётом глубин морей) и 4100 м без морей. % площади дна океанов занимают глубины от 3000 до 6000 м, 16,5 % — от 200 до 3000 м, 7,2 % — менее 200 м, и всего около 1% приходится на глубины более 6000 м.

На основе морфологических особенностей, преобладающего типа земной коры, в соответствии с характером современных геологических процессов в рельефе дна Мирового океана выделены следующие основные элементы: подводная окраина материка; переходная зона; ложе океана; хребты и возвышенности различного генезиса; срединно-океанические хребты. (Леонтьев, 1982).

Подводная окраина материков занимает 22,6 % от площади дна Мирового океана, что соответствует 81,5 млн. км . Она состоит из следующих элементов рельефа: шельфа, материкового склона и материкового подножия и характеризуется распространением континентального типа земной коры.

Шельф (материковая отмель) — это относительно мелководная, примыкающая к суше и являющаяся в структурно-геологическом отношении непосредственным её продолжением, часть морского дна, относительно выровненная, или сложно расчлененная в большинстве случаев с реликтовым субаэральным рельефом, свидетельствующим о сравнительно недавнем затоплении морем прибрежной суши.

Материковая отмель имеет незначительные уклоны до 7о и располагается на глубинах от 0 до 200 м. Средняя глубина шельфа составляет 133 м, средняя ширина — 78 км. Наибольшее развитие шельф имеет в пределах Северного Ледовитого океана, где его ширина достигает 2000 км, а также в Атлантическом океане у берегов Европы и Северной Америки. Шельф — чрезвычайно динамичная область дна океана. Здесь развиты волновые формы рельефа: песчаные гряды и валы, абразионно-аккумулятивные равнины, бенчи, уступы, ледниковые морфоэлементы и т.д. Донные осадки шельфа характеризуются пестротой рыхлых отложений различного генезиса: ледниковые, водноледниковые, айсберговые, терригенные (абразия берегов, речной аллювий), биогенные (кремнистые, коралловые отложения).

На границе суши и шельфа выделяется береговая зона. Это трёхмерное пространство, включающее поверхность моря, водную толщу, и дно оно ограничено с одной стороны береговой линией, а с другой — нижней границей активного воздействия волнения на дно моря (Сафьянов, 1978).

Материковый склон — часть океанического дна, с континентальным типом земной коры, зона перехода от материков к ложу океана, расположенная в пределах глубин от 200 до 3500 м. Средний уклон склона колеблется от 4 до 7о, на отдельных участках крутизна может достигать 30о, а ширина, от 20 до 100 км. Рельеф материкового склона в ряде случаев имеет ступенчатый профиль. Сильно развитые в ширину ступени называются краевыми плато, например плато Блейк к востоку от п-ова Флорида, Чукотское (в Чукотском море), Габон в Бискайском заливе. В пределах материкового склона встречаются тектонически раздробленные участки, получившие название бордерлендов. Их рельеф представляет сложное сочетание впадин — грабенов и горстовых возвышенностей (Калифорнийский бордерленд). Рельеф материкового склона осложнен и вертикальным расчленением — подводными каньонами — глубокими и крутосклонными долинообразными формами рельефа. Каньоны могут начинаться на шельфе, врезаясь в поверхность материкового склона на сотни, а иногда на 1,5­2 тыс.м и продолжаться до основания склона. Наибольшее количество каньонов известно на материковых склонах Северо-Американской, Западно-Европейской, Аргентинской котловин, у западного побережья США, в Чёрном, Средиземном, Охотском морях и др. На отдельных участках дна (Атлантическое побережье Северной Америки, Восточной Африки, Арктический бассейн Северного Ледовитого океана) материковый склон представляет нерасчленённый уступ, повторяющий профиль батиграфической кривой между шельфом и ложем дна океана.

Современные геоморфологические процессы в пределах этой структуры определяются деятельностью интенсивных донных течений, существенное значение имеют также мутьевые или суспензионные потоки, подводно­оползневые явления, которые перемещают крупные массы донных осадков с материкового склона на большие глубины. Следовательно, материковый склон — это активная динамическая зона, где тектонические и геоморфологические процессы протекают очень интенсивно.

В донных осадках материкового склона, терригенных и органических (карбонатные и кремнистые), преобладают алевритовые илы.

Материковое подножие — часть подводной окраины, расположенная на границе с ложем океана, до глубин 4000 м. Морфологически подножие представляет собой слабо наклонную, волнистую равнину, окаймляющую широкой полосой край материкового склона. Уклоны этой равнины изменяются от 0,01 до 0,001. Ширина материкового подножия значительно превосходит ширину материкового склона.

В области материкового подножия отмечаются наибольшие мощности рыхлого слоя осадков. Осадочный материал приносится сюда по материковому склону течениями, оползнями и мутьевыми потоками. По данным сейсмических исследований мощность осадков может достигать 2-5 км. Эти осадки выполняют глубокий прогиб в земной коре. Под толщей осадков в пределах материкового подножия обнаруживается маломощная кора материкового типа. Смена материковой коры океанической у внешней границы материкового подножия осуществляется путем выклинивания гранитного слоя и выхода базальтового слоя в непосредственный контакт с осадочным.

Переходная зона её площадь составляет 30,7 млн.км , что соответствует 8,4% площади дна океана. Переходная зона это часть земной поверхности, где происходит превращение одного состояния земной коры в другое и одной морфоструктуры в другую. Основные элементы рельефа переходной зоны — глубоководные котловины окраинных морей, островные дуги и глубоководные желоба. Для переходной зоны характерен геосинклинальный (переходный субокеанический тип земной коры).

Котловины окраинных морей. Они занимают наибольшую часть площади переходной зоны. Рельеф котловины разнообразен, но преобладают выровненные поверхности, что обусловлено накоплением мощной толщи осадков в котловине.

Особенно это характерно для Берингова и Охотского, частично для Японского морей. Сложно построен подводный склон в Карибском, Южно-Китайском, Филлипинском морях и Северофиджийской котловине. Здесь отмечается наличие подводных хребтов.

Земная кора в котловинах морей субокеаническая и характеризуется мощным слоем осадочных пород до 10 км. Толщина базальтового слоя здесь также возрастает. По периферии котловины отмечается сейсмическая активность, очаги землетрясений расположены в центре котловины, тепловой поток имеет повышенные значения. Донные отложения котловин глубоководных морей представлены терригенными и органогенными глинистыми илами.

Островные дуги представляют собой подводные горные системы, отгораживающие котловины морей от океана и зачастую выходящие на поверхность в виде островов. По гребню и склонам поднятия располагаются вулканические конусы. Это дуги Курильских, Алеутских, Зондских, Ново­Гебридских островов и др. Поднятия островной дуги разделено поперечными разломами, к которым и приурочены эпицентры землетрясений, проявления вулканизма. Островные дуги по особенностям строения земной коры делятся на материковые и океанические. Материковые внутренней частью примыкают к массиву континентальной земной коры (Алеутская дуга, Камчатский п-ов, западная часть Зондских о-в, а также Кордильеры Центральной и Южной Америки), океанические дуги характеризуются преимущественно развитием коры океанического типа (Курильские, Новобританские, Новогебридские дуги).

Островные дуги — область наиболее активного современного вулканизма на Земле. Здесь сосредоточено около 80% всех действующих вулканов. Дугам присущи высокие значения теплового потока (20,95* 10-6 Вт/см2 — 33,52* 10-6 Вт/см2), небольшие положительные аномалии силы тяжести. Большинство островных дуг находятся в зоне 9 — бальных землетрясений. Для них так же характерно наличие резко дифференцированных тектонических движений земной коры, происходящих с большими скоростями.

Глубоководные желоба представляют узкие депрессии — прогибы в земной коре, имеющие в плане чаще всего дугообразную форму. Наибольшая часть глубоководных желобов (28) сосредоточена в Тихом океане. Максимальная глубина 11022 м зафиксирована в Марианском желобе, а желоба Тонго, Кермадек, Филиппинский имеют глубину более 10000 м.

Форма поперечного сечения глубоководного желоба V-образная, дно выравненное, на склоне желоба нередко обнаруживаются поперечные ступени. Некоторые желоба (Тиморский, Кай) имеют очень малую глубину, менее 4000 м, что определяется накоплением в них осадочного слоя. Донные осадки глубоководных желобов обычно представлены глубоководными морскими отложениями — тонкими терригенными осадками, вулканогенными, а иногда диатомовыми илами и красноцветными глинами. Скорости осадконакопления очень высоки, мощность донных отложений может достигать 3-5 км и до 10 км (Лисицин, 1974).

В пределах глубоководных желобов зафиксированы большие отрицательные гравитационные аномалии, а так же низкие (менее 4,19*10-6 Вт/см ) значения теплового потока, т.е. тепла, поступающего из недр земли. Глубоководные желоба — наиболее активные сейсмичные зоны на Земле, т.к. здесь отмечается максимальная плотность эпицентров землетрясений. По мнению сторонников гипотезы “новой глобальной тектоники”, глубоководные желоба образуются на месте погружения (спрединга), движущихся горизонтально, океанических плит под материк.

На основе особенностей строения морских котловин, глубоководных желобов и островных дуг выделяются два основных типа переходных зон — Западно-Тихоокеанская и Восточно-Тихоокеанская. Для Западно-Тихоокеанской характерно наличие одной (иногда двойной) островной дуги, сравнительно простое строение глубоководной котловины, расположение глубоководного желоба с внешней стороны дуги. В пределах данного типа выделяются три подтипа: Курильский, Японский и Марианский. Переходная зона Восточно­Тихоокеанского типа отличается отсутствием внутреннего морского бассейна, а островные дуги здесь замещены горными цепями Кордильер и Анд.

По наиболее характерным глубоководным желобам выделяются следующие типы переходных областей (Леонтьев, 1982, 1988).

1) Витязевский тип, относящийся к области глубоководного желоба Витязь и прилежащему участку Северо-Фиджийской котловины в Тихом океане, характеризуется отсутствием четко выраженной островной дуги, небольшой глубиной желоба (6150 м), слабой сейсмичностью.

2) Марианский тип. Для него характерны четко выраженная подводная дуга, сопровождающаяся очень глубоким желобом (11022 м), интенсивная сейсмичность и вулканизм, малая мощность осадочного слоя (менее 100 м). К этому типу относятся так же области, сопряженные с желобами Идзу-Бонин, Волкано, Тонга, Кермадек. Котловины окраинных морей этого типа имеют океанический тип земной коры, большие глубины (до 6 км) и малую мощность рыхлых отложений.

3) Курильский тип. Сходен с Марианским, но отличается большей обособленностью морских котловин, субокеанической или даже на отдельных участках субматериковой корой под их дном. Островные дуги двойные. Глубина желобов 7,5-9 км. Сейсмичность и вулканизм достигают максимума.

4) Японский тип. Островные дуги в этом типе сливаются в крупные массивы островов и полуостровов. Появляются крупные участки типично материковой земной коры, мощностью до 32 км. Вулканизм снижается, но сейсмическая активность остается довольно интенсивной. Этот тип распространён в пределах восточной части Тихого океана, в Гватемальской и

Перуано-Чилийской областях, а также в пределах Карибской и Южно-Антильской областях Атлантики.

Согласно теории фиксизма (геосинклиналей) в переходной зоне осуществляется переработка океанической коры в материковую, за счёт преобразования которой происходит наращивание материков по их периферии.

Ложе океана занимает большую часть площади дна — 53,7 %, что составляет

193,8 млн.км . Ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5-10 км) и отсутствием гранитного слоя. По рельефу дна океаническое ложе весьма неоднородно. В его пределах выделяют океанические котловины и океанические поднятия и возвышенности различного генезиса.

Океанические котловины, обширные пространства дна, в пределах которых выделяются формы рельефа абиссальных холмов, волнистых абиссальных равнин, плоских абиссальных равнин, абиссальных долин, комплекс форм рельефа, связанных с планетарными разломами.

Абиссальные холмы — изометрические поднятия дна с относительной высотой не более 500 м. Ширина холмов доходит до 10 км. Они беспорядочно разбросаны и занимают большие площади дна. Их происхождение связано с мелкими интрузиями в виде лакколитов, конусов и других форм, обусловленных с вулканическими процессами.

Волнистые абиссальные равнины образовались при наложении на неровности поверхности слоя мощной толщи осадков. Широкое распространение эти формы рельефа получили в пределах ложа Индийского океана, в северо­западной и приэкваториальной частях Тихого океана.

Плоские абиссальные равнины характеризуются идеальной поверхностью, что является следствием накопления толщи осадков мощностью до 2 км, перекрывающей неровности рельефа. Плоские абиссальные равнины занимают 15% площади ложа океана, особенно их много в Атлантическом океане (Северо­Американская, Канарская). В пределах холмистой, волнистой и плоской поверхности дна могут воздыматься отдельные подводные горы высотой в несколько километров.

Абиссальные долины выражены в пределах океанических котловин и представляют собой извилистые отрицательные формы рельефа с глубиной вреза до 200 м, например, долина Мори в Иберийской котловине, долина Вима, соединяющая Бразильскую и Аргентинскую котловины в Атлантическом океане.

Планетарные океанические разломы развиты во всех океанах. В основном они имеют субширотное простирание и представляют систему узких горстов и сопровождающих их грабенов, протягивающихся в длину на несколько тысяч километров и 50-150 км в ширину. Наибольшие развитие разломы получили в восточной части Тихого океана (Сервейер, Мендосино Меррей, Кларион, Клиппертон и др.). Здесь резко выражена аномалия магнитного поля, а колебания глубин могут достигать 6 км.