Реферат: Рельеф дна мирового океана - текст реферата. Скачать бесплатно.
Банк рефератов, курсовых и дипломных работ. Много и бесплатно. # | Правила оформления работ | Добавить в избранное
 
 
   
Меню Меню Меню Меню Меню
   
Napishem.com Napishem.com Napishem.com

Реферат

Рельеф дна мирового океана

Банк рефератов / География, экономическая география

Рубрики  Рубрики реферат банка

закрыть
Категория: Реферат
Язык реферата: Русский
Дата добавления:   
 
Скачать
Архив Zip, 88 kb, скачать бесплатно
Заказать
Узнать стоимость написания уникального реферата

Узнайте стоимость написания уникальной работы

30 Киевский н ациональный универс итет им . Тараса Шевчен ко географический факультет Рельеф дна мирового океана Реферат по океанологии студента 2-го курса группы ЕСГ Кислякова Александра Сергеевича Киев , ноябр ь 2000 СОДЕРЖАНИЕ РЕФЕРАТА : Введение. I. О бщие черты рельефа морского дна. II. Особенности строения зем ной коры под морями и океанами. III. Геоморфологические процессы. IV. Срединно-океанические хребты. V. Основные черты рельефа ложа океанов Заключение. Литература. ВВЕДЕНИЕ. По мере накопления сведений о рельефе земной поверхности формировались научные представления и о строении дна Мирового океана . Геоморфо логия морского дна и сегодня является важ нейшим средством познания структуры , динамических процессов и истории формирования океана , храня щ его тайны развития и эволюц ии планеты Земля. Познание геологического строения только материков не давало ответа на вопросы о происхождении земной коры , ее изменении во времени и пространстве , не объясняло даже очевидных закономерностей геометрического со впадения контуров разделенных океаном мат ериков . Обнаружение планетарной системы срединно-о кеаничеких хребтов подтвердило гипотезу о спр единге (расширении ) морского дна и дрейфе литосферных плит от линий восходящих конвекти вных потоков мантийного вещества и погружении (субдукции ) других участков плит на активных окраинах континентов. Кроме теоретических основ глобальной тект оники и геологии изучение рельефа дна Мир ового океана имело прикладное значение для установления закономерностей размещения донных поле зных ископаемых . Эта проблема актуа льна для многих стран мира уже сегодня и в будущем будет иметь еще большее значение , поскольку истощение запасов полезных ископаемых в наземных месторождениях , а т акже ограничение их добычи по экологическим или экономич е ским показателям , по зволяет рассматривать Мировой океан как потен циальный источник важнейших видов сырья в будущем. Распределение биологических ресурсов Мировог о океана также находится во взаимосвязи с о строением дна и закономерностями распределе ния морски х глубин . Кроме того , биосфе ра Земли , зародившись в глубинах океана , и сегодня чутко реагирует на состояние вод ной оболочки планеты. Сведения о гипсометрии морского дна имеют практическое применение для навигационны х целей , прокладки трубопроводов по морс кому дну , учет динамики береговых лини й необходим для проектных и строительных работ в прибрежной зоне , для прогноза опол зневых и абразионных процессов , особенно для островных государств и прибрежных территорий . Поскольку в изучении дна Мирового оке ана с уществует еще много нерешенных п роблем и интересных вопросов , в данной раб оте на основе анализа литературного материала сделана попытка оценки тех сведений , кото рыми науки геоморфология и морская геология располагают сегодня и дана характеристика рельефа д на четырех океанов плане ты , позволяющая выделить как общие закономерн ости так и особенности в строении отдельн ых участков Мирового океана. Глава I . ОБЩИЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ДНА МИРОВОГО ОКЕАНА Средняя глубина Мирового океана , покрывающего более 70% земной п оверхности , около 4 км . Это ничтожная величина по ср авнению с общей длиной земного радиуса (вс его 0,06%), но вполне достаточная для того , чтоб ы сделать дно Мирового океана недосягаемым для непосредственного исследования обычными ге ологическими и геоморфол о гическими ме тодами , которыми пользуются при полевых работ ах на суше . Дальнейшее изучение рельефа мо рского дна показало ошибочность прежних предс тавлений о монотонности и простоте строения рельефа дна океана. Одним из важнейших средств познания строения мор ского дна явилось эхолотирование , которое в течение 40 – 60-х годов нашего столетия достигло больших у спехов , и сейчас мы располагаем полноценными батиметрическими картами океанов и морей , не идущими ни в какое сравнение с довоенными морскими картами . В э т и же годы появились и некоторые приборы , позволившие хотя бы частично пополнить зри тельными впечатлениями данные эхолотирования об облике морского дна . К их числу относ ятся акваланги , спускаемые аппараты и другие исследовательские аппараты типа подводных л одок ; подводные фотоаппараты , позволя ющие фотографировать глубоководные участки дна ; подводное телевидение и др . Уже в 50-х годах стала применяться специализированная аэр офотосъемка , дающая фотоизображение дна на ма лых глубинах . Эти и подобные им техничес к ие средства позволяют видеть морское дно , а не только знать , как изменяются в его пределах отметки глубин . Однако возмо жности визуального обследования дна остаются еще весьма ограниченными , в связи с чем современные представления о закономерностях ра спрост ранения и развития различных форм и комплексов форм подводного рельефа про должают основываться преимущественно на результа тах эхолотирования . Естественно , что эти предс тавления тем более точны и близки к и стине , чем точнее методика и гуще сеть эхолотных п р омеров . Некоторые район ы прибрежного мелководья изучены с точностью , близкой к точности топографической изученно сти рельефа суши . В то же время имеютс я огромные пространства морского дна (в юг о-восточной части Тихого океана , в южной ч асти Атлантического о к еана и др .), о морфологии которых представления самые общие и весьма приблизительные . До сих пор существуют значительные трудности в простран ственной , топографической привязке точек наблюден ий , которая при всех новейших достижениях в этом направлении оста е тся в большинстве случаев менее , точной , чем на суше. Большие трудности также стоят на пути изучения геологического строения д на океанов . Примерно до 50-х годов нашего столетия практически единственными средствами геологических исследований дна океанов и м орей были грунтовые трубки , дночерпатели и драги . За последнюю четверть века о сновная доля данных о геологическом строении дна океанов была получена благодаря широ кому внедрению в практику исследований различ ных геофизических методов . Однако они при всей э ффективности остаются косвенными методами геологического изучения . Среди геоф изических методов , безусловно , первое место пр инадлежит морской сейсморазведке и ее различн ым модификациям . Затем следуют гравиметрические , магнитометрические , геотермические исс л едования . Все более широкое применение в морских геологических исследованиях получают различные геохимические методы , в том чис ле методы радиоизотопной геохронологии. Батиграфическая кривая. Общее представление о распределении земной поверхности по ступен ям высот и глубин дает гипсографическая кривая . По способу построения это кумулятивный график распределения высот и глубин . Сравнивая батиграфические кривые отдельных океанов и Мирового океана в целом видим , что в Тихом , Индийском и Атлантическом океанах распределение глубин очень сходно и с ледует тем же закономерностям , что и распр еделение глубин по всему Мировому океану . От 73,2 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 4, 8 – 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 прос транства дна с глубинами менее 200 м занимаю т 44,3%, а глу бины , наиболее характерные дл я всех океанов (т . е . от 3000 до 6000 м ), – всего 27,7%. Эта особенность батиграфической крив ой приближает Северный Ледовитый океан к крупным глубоководным морям типа Средиземного или Карибского (Степанов ,1959). Несомненно , глу бина моря или океана – одно из важнейших условий для развития различных природных процессов , и прежде всего – развития жизни и осадкообразования , важное ус ловие формирования рельефа и динамики геологи ческих процессов . В зависимости от глубины океан об ы чно разделяют на бати метрические зоны : 1) литоральную, т . е . прибрежную , ограниченную глубинами в несколь ко метров ; 2) неритовую – до глубин порядка 200 м» 3) батиальную – до 3 тыс . м ; 4) абиссальную – от 3 тыс . до б тыс . м ; 5) гипабиссаль ную – г лубину > 6 тыс . м . Пограничн ые глубины довольно условны , в отдельных к онкретных случаях они сильно сдвигаются . Так , в Черном море абиссаль считается с г лубины 2 тыс . м. Еще со времен Г . Вагнера (1912) установилас ь традиция считать , что различные участки г ипсографической кривой прямо соответствуют основным элементам рельефа дна Мирового океана . Так , отрезок кривой между отметками 0 и 200 м отождествляется с материковой отмелью – мелководной , более или менее выровненно й поверхностью дна , окаймляющей обычно м атерики и крупные острова (в последнем слу чае нередко применяется термин «.островная от мель» ). Ниже отметки 200 м идет относительно крутой участок кривой , который соответствует так называемому материковому склону – зоне океанского дна , характеризующейс я крутыми уклонами поверхности и ограничивающей снизу материковую отмель . Далее располагается снова выположенн ый участок кривой , соответствующий ложу океана – сравнительно выровненной глубоководной час ти дна океана , лежащей на глубинах более 3 тыс . м . Са мый нижний и круто й участок батиграфической кривой сопоставляют с так называемыми глубоков одными впадинами , т . е . участ ками дна океана , имеющими глубину более 6 т ыс . м . Преобладающая часть площади дна оке ана с глубинами более 6 тыс . м приходится на Тихий о кеан , в Северном Ледовито м океане такие глубины вообще отсутствуют. В действительности гипсографическая кривая по назначению и способу построения не может служить источником для получения предст авления об основных элементах донного рельефа . Действительно н а дне Мирового океана есть и шельфы , и материковые склоны , и ложе океана , но названные понятия таксоно мически далеко неравнозначны , и их существова ние устанавливается не из гипсографической кр ивой , а из конкретных данных о рельефе дна различных морей и ок е анов . Кроме того , этими элементами не исчерпыв ается перечень крупнейших элементов рельефа о кеанского дна , т . е . имеются и такие эл ементы , которые не входят ни в шельф , н и в материковый склон , ни в ложе океан а . На дне океана , как и на поверхности суши , име ю тся и горы , и во звышенности , и равнины. При соста влении гипсографической кривой в каждом случа е суммируются площади участков земной поверхн ости , лежащие в определенном интервале высот или глубин , независимо от того , к како му элементу рельефа относятся эти участ ки . Так , высокие равнины , нередко достаточно обширные (Мексиканская высокая равнина и др .), по гипсографическому положению оказываются в интервале высот , соответствующем верхней кр утой – «горной» части гипсографической крив ой . В океане глубины мене е 3 тыс . м могут быть не только в пределах материкового склона , но и на склонах по дводных хребтов . Уже одно то , что на ги псографической кривой подводные горные сооружени я получают лишь скрытое отражение (в интер вале глубин , приписываемых материковому склон у ), говорит о неприемлемости выведени я представления об основных элементах рельефа на основе прямого истолкования очертаний этой кривой. Основные черты рельефа дна мирового океана по м орфологическим данным. Современные данные свидетельствуют о весьма значи тельном и разнообразном расчленении релье фа морского дна . Вопреки прежним представлени ям в пределах дна океанов наиболее распро странен холмистый и горный рельеф (рис . ). Ровные поверхности обычно наблюдаются вблизи суши , в пределах материковой отмели, и в некоторых глубоководных котловинах , где н еровности «коренного» рельефа погребены под м ощным слоем рыхлых осадков . Существенная внеш няя особенность рельефа дна морей и океан ов – преобладание замкнутых отрицательных э лементов : котловин и узких желобо о бразных впадин различных размеров . Для рельеф а океанского дна характерны также одиночные горы , в большом количестве встречающиеся среди холмистых или выровненных пространств , занимающих днища крупных котловин . На суше , как известно , такие «островные» горы встречаются лишь в особо специфических условиях . Редки по сравнению с сушей ли нейные долинообразные формы . Горные системы , к ак и на суше , имеют линейную ориентировку , в большинстве случаев значительно превосход ят горные системы континентов по ширине , п рот я женности и площади , не уступаю т им в крупномасштабной вертикальной расчлене нности . Величайшая горная система Земли – это система так называемых срединно-океанических хребтов. Она протягивается непрерывной полосой через все океаны , общая длина ее более 60 тыс . км , занимаемая площадь составляет более 15% земной поверхности. Сложно построенные окраинные зоны океанов получили название переходных зон. Кроме описанных выше отличительн ых черт рельефа переходные зоны выделяются также обилием вулканов , резкими кон трас тами глубин и высот . Большинство их находи тся на окраинах Тихого океана . Максимальные глубины океанов приурочены именно к глубок оводным желобам переходных зон , а не к собственно ложу океана. В наиболе е типичном виде переходные зоны , таким обр азом , пред ставлены в виде комплексов т рех крупных элементов рельефа : котловин окраинных глубоководных морей ; горных систем , отгораживающих котловины от океана и увенчанных островами , островных дуг ; узких желобообразных впадин , расположенных обычно с внешней стороны островных дуг , – глубоководных желобов . Такое закономерное сочетание перечисленных элементов явно указывает на их единство и генетическую взаимосвязь . В строении , некоторых переходных зон имеются заметные отклонения от этой типичной схемы. Морфологически материковая отмель и материковый склон – единая система . Поскол ьку материки – это выступы земной поверх ности , т . е . объемные тела , то материковую отмель можно рассматривать как часть повер хности материка , затопленную водами океана , а материковый склон – как склон материковой глыбы . Таким образом , на осно ве только морфологических особенностей намечаетс я довольно четкое разделение дна Мирового океана на следующие основные элементы : § подводную окраину материка , состоящую из материковой отме ли , материкового склона и материкового п одножия ; § переходную зону, состоящую обычно из котловины окраинно го глубоководного моря , островной дуги и г лубоководного желоба ; § ложе океана, представляющее собой ко мплекс океанических котловин и поднятий ; § срединно-о кеаническ ие хребты. Глава II . ОСНОВНЫЕ ОСО БЕННОСТИ СТРОЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ ПОД ОКЕАНАМИ Для постр оения полноценной генетической классификации рел ьефа кроме морфологических признаков необходимы также данные о внутреннем строении класс ифицируемых объектов. Изве стно , что Земля в разрезе имеет слоистую структуру . Внешнюю , твердую обо лочку , сложенную кристаллическими и осадочными породами и образующую поверхность нашей пл анеты , называют земной корой. Геофизические исследования в океанах показали , что земная кора по д океанами неодинакова по строению и мощности . Нижней границей земной коры счи тают поверхность Мохоровичича . Она выделяется по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн до 8 км /с и более . В пределах земной коры скорости упругих во лн ниже э той величины . Ниже пове рхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли. Выделяется несколько типов з емной коры . Наиболее резкие различия отмечают ся в строении земной коры материкового и океанического типов. Земная к ора материкового типа . По м одели , предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материково го типа 35 км . По скорости распространения у пругих волн в ней выделяют три слоя : 1) осадочный (скорости менее 5 км /с , мощность от нескольких сотен метров до 2 км ); 2) грани тный (скорости около 6 км /с , мощность 15 – 17 км ) и 3) базальтовый (скорости 6,5 – 7,2 км /с , мощность 17 – 20 км ). Отличительным слоем материковой коры является гранитный с плотностью вещества 2,7 г /см 3 . В геофизи ческих работах обычно подчеркивается усло вность названий слоев «гранитный» и «базальто вый» . Гранитный слой не обязательно состоит только из гранитов . Скорости прохождения уп ругих волн через него указывают лишь на то , что он состоит из пород , аналогичных по плотности гранитам , – гнейсов , гранод ио р итов , кварцитов и некоторых дру гих плотных кристаллических пород (магматических и метаморфических ), объединяемых обычно под названием «кислые» породы вследствие значитель ного содержания в них (более 60%) кремнекислоты. Скорость сейсмических волн в базальто вом слое свидетельствует о том , что он сложен породами , имеющими плотность 3,0 г /см 3 . Эта плотность соответствует базальтам , а также другим основным породам (габбро и др ..), кото рые отличаются пониженным содержанием кремнезема (менее 50%) и повышенным – ок ислов р азличных металлов. Материковая кора широко представлена в пределах море й и океанов . Она слагает шельф , материковы й склон , характерна для материкового подножия . В среднем нижняя граница ее распростране ния проходит примерно в пределах изобат 2 – 3,5 к м , но местами отклонения от э той глубины весьма велики . Так , у подводно й окраины Североамериканского материка в Атла нтическом океане граница материковой коры нах одится на глубине более 4 км , а в Черно м море – порядка 1800 м. Океанический и рифтогенальны й типы земной коры. Земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением . Верхнюю ее часть составляет сл ой воды океана со средней толщиной 4,5 км и скоростью упругих волн 1,5 км /с , плотнос тью 1,03 г /см 3 . За ним следует слой неупл отнен ных осадков мощностью 0,7 км , со скоростью уп ругих волн 1,5 – 4,5 км /с и средней плотно стью 2,3 г /см 3 . Под этим слоем залегает так называ емый второй слой со средней мощностью 1,7 км , скоростью упругих волн 5,1 – 5,5 км /с и плотностью 2,55 г /см 3 . Под ним лежит базальтовый слой , по существу не отличающийся от того , который образует нижнюю часть континентальной коры . Средняя мощность его 4,2 км . Таким образом , общая средняя мощность океанической коры б ез слоя воды всего 6,6 км , т . е . примерно в 5 раз ме н ьше мощности матери ковой коры . Существенных различий в строении океанической коры под различными океанами не наблюдается. Под срединно-океаническими хреб тами земная кора настолько специфична по строению , что ее следует выделить в качест ве особого типа . Под с рединным хребтом Атлантического океана выделяетс я довольно тонкий и непостоянный по прост иранию слой рыхлых осадков , залегающий главны м образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта . Ниже следует сло й со скоростями упругих продольных в о лн 4,5 – 5,8 км /с . Мощность его очень изменчива – от нескольких сотен метров до 3 км . Под ним залегают породы повышенн ой плотности со скоростями продольных волн 7,2 – 7,8 км /с , т . е . значительно большими , чем в базальтовом слое , но меньшими , чем на гран и це Мохоровичича . Последня я практически здесь не выделяется . Складывает ся впечатление , что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом , чем базальтовый слой о кеанической коры. Выс казывается предположение , что земн ую кору под срединными хребтами слагают в идоизмененные разуплотненные породы верхней мант ии , которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой . Полагают , что гребни ср единных хребтов представляют собой зоны разви тия рифтовых структур , образующихся в результате нарушений земной коры под мощ ным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии . Бурение в областях гребне й срединных хребтов показало , что здесь ра спространены и базальты , и ультраосновные сер пентиниз и рованные породы , слагающие в ерхнюю мантию . Таким образом , повышенная плотн ость нижнего слоя может быть объяснена см ешением материала базальтового слоя и верхней мантии . Описанные свойства характеризуют глу бинное строение срединных хребтов и их гр ебневой ч а сти . По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постеп енно утрачивают эти свойства , происходит пост епенный переход к типичной океанической коре. В посл еднее время на фоне возрастающей популярности гипотезы «новой глобальной тектоники» намеча ется тенд енция к пересмотру взглядов на происхождение и состав океанической земной коры , к поискам ее генетической связи с процессами , происходящими в рифтовых зона х срединно-океанических хребтов . По этим предс тавлениям , океаническая кора имеет не базальт овый , а с е рпентинитовый состав и формируется в рифтовых зонах срединно-океани ческих хребтов постепенно , в ходе расползания плит литосферы в обе стороны от рифт овой зоны , распространяясь на все пространств о ложа океана . Безоговорочному признанию этих представлений п р епятствуют некоторые довольно веские данные . В частности , труд но объяснить , почему слой с повышенной пло тностью (7,2 – 7,8 км /с ) не имеет сплошного распространения в пределах ложа океана , а встречается лишь в рифтовых зонах срединных хребтов и под некоторы ми (но не срединным и ) поднятиями дна , если в формировании оке анической коры участвуют главным образом прод укты серпентинизации ультраосновных пород . Геосинклинал ьный тип земной коры. Больш ой сложностью строения отличается земная кора под переходными зона ми . В котловинах окраинных морей , входящих составными частями в эти зоны , шельф и материковый склон обычно сложены материковой корой , а глубо ководная часть дна котловины – корой , по своему составу близкой к океанической , но отличающейся от нее значитель н о большей мощностью базальтового и осадочного слоев . Особенно резко возрастает толщина осадочного слоя . Второй слой обычно не выд еляется резко , а происходит как бы постепе нное уплотнение осадочного слоя с глубиной . Этот вариант земной коры был назван . По д островными дугами в одних случая х обнаруживается материковая земная кора , в других – субокеаническая , в третьих – субматериковая, отличающаяся отсутствием резкой границы между гранитным и базальтовым слоями и общей сокращенной мощностью . Так , типичная конти нентальная кора слагает Японские острова , южн ая часть Курильской островной дуги сложена субконтинентальной корой , а Малые Антильские и Марианские острова – субокеанической. Сложное строение имеет земная кора и под глубоководными желобами . Обычно бор т желоба , который одновременно является склоном островной дуги , образован корой тог о типа , который характерен для островной д уги , противоположный борт – океанической кор ой , а дно желоба – субокеанической. Интересно , что на островных дугах мы также встреч аемся с выходами ультрао сновных , обычно сильно серпентинизированных пород такого же состава и облика , что и гипербазиты рифтовых зон срединно-океанических хребтов . Это со всей очевидностью свидетельст вует о том , что магматические процессы в переходных зон а х , как и на срединно-океанических хребтах , генетически связаны с процессами в мантии и , в частности , с восходящими движениями глубинного веществ а верхней мантии. Таким образом , строение земной коры в пределах переходной зоны отличается большой неоднороднос тью , мозаичностью , которая в целом очень хорошо согласуется с резкой дифференциацией рельефа переходной зоны . Диф ференциация рельефа и строения земной коры отражает высокую динамичность процессов развит ия земной коры в пределах этих зон и может служить ос н ованием для выделения четвертого типа земной коры , прис ущего переходной зоне . Его можно назвать геосинклинальным типом, так как по всем признакам с троения и геодинамики переходные зоны в п редлагаемом здесь понимании – современные ге осинклинальные области. Планета рные морфоструктуры дна мирового океана. В геоморф ологии формы рельефа , соответствующие определенно му типу геологической структуры , принято назы вать морфоструктурами . Каждый тип земной коры соответс твует крупнейшим тектоническим структурам или геот ектурам Земли. На основе современных тектонических предс тавлений , распространяющихся не только на кон тиненты , но и на океаны , можно тектоническ ими структурами высшего порядка (геотектурами ) считать следующие : 1) материковые платформы ; 2) геосинклинальны е о бласти , 3) талассократоны (структуры , характеризующиеся океаническим типом земной коры , образующие ложе океана ), 4) георифтогенали (подвижные пояса в пределах океанов , образующие сред инно-океанические хребты с рифтогенальной земной корой ). Перечисленн ые крупнейшие элементы рельефа – ма териковые выступы (в океане – их подводны е окраины ), ложе океана , срединно-океанические х ребты и переходные зоны (области ) – являю тся морфоструктурами наивысшего порядка . Что это морфоструктуры наивысшего порядка , ви д но из следующих классификационных призна ков : 1) они не могут быть объединены иначе , чем в единое целое , т . е . объединение названных четырех элементов в какие-либо дв а или три элемента невозможно ; 2) любой друг ой элемент рельефа поверхности Земли является с оставной частью какого-либо из названных . Говоря о соответствии каждого из типов земной коры определенному типу пла нетарной морфоструктуры , имеется в виду общее соответствие , допуская те или иные частны е несовпадения , границ типов земной коры и планетарн ы х морфоструктур. Размеры планетарных морфоструктур и соста вляющих их морфоструктур первого порядка дает табл . . Основные вехи геологической истории океана с позици и «новой глобальной тектоники». Наиболее известная схема палеогеографическ ой реконструкции этих позиций приведена в работе Р . Дитца и Дж . Холдена (Нова я глобальная тектоника , 1974). Авторы исходят из того , что около 200 млн . лет назад все континенты были соединены в единый суперматер ик Пангею . Пангея была реконструирована путем совмещения конту ров современных материков по изоб ате 2 тыс . м . Единый континент был окружен океаном Панталасса, залив которого – море Тетис (предшественник Средиземного моря ) вторгался в пределы су ши между современными Евразией и Африкой . Материки , объединенные в Пангею, располагали сь в общем восточнее и южнее своего н ынешнего положения , так что площадь суши , находившейся в Южном и Северном полушариях , была примерно одинаковой. Предположительно раскол П ангеи произошел не ранее 200 млн . лет назад . Одновременно с образовани ем разломов начался дрейф литосферных плит и расположенных на них континентов . Спустя 20 млн . лет после начала дрейфа , к концу триаса , Пангея была разделена широт ным рифтом на две группы материков : северн ую – Лавразию, и южную – Гондвану . Последняя также начала распадаться благодаря образованию рифта , отд елившего Африкано-Южноамериканский блок от Австра ло-Антарктического , началось «раскрытие» Индийского океана . В юрском периоде зародилась рифтова я зона , по которой произошло «раскрытие» С еверной Атлантики в результате дрейфа Северной Америки в северо-западном направлен ии . Море Тетис на востоке начало сужаться вследствие поворота Африканского континента против часовой стрелки и движения Индостанско й глыбы к северу . Здесь происходило поддви гание части литосфе р ной плиты под Евроазиатский континент . В дальнейшем в к айнозое , когда материки сблизились , субдукция сменилась короблением краевых зон Евразии и Индостана , что привело , в частности , к образованию горных цепей Гималаев. Южная часть Атлантики начала раскрыва ться 135 млн . лет назад , в конце юры . Рифтовая зона , от которой началось раздв ижение Африки и Южной Америки , как полагаю т , напоминала современное Красное море , Атлант ический океан принял знакомые нам очертания , вероятно , к концу мела (65 млн . лет наза д ). Н ераскрытой оставалась только сам ая северная его часть и Северный Ледовиты й океан. В Тихом океане в юрское и меловое время , по-видимому , существовала система глубо ководных желобов , поглощающих литосферные плиты Северной и Южной Америки . Двигаясь на з апад , С еверная Америка надвинулась на существовавшие здесь глубоководные желоба и п ерекрыла их . Южная Америка , достигнув Андского (Перуанско-Чилийского ) желоба , не закрыла его , а начала сдвигать его к западу . В кайнозое материки заняли современные позиции. Гл ава III . ГЕОМОРФОЛО ГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В МИРОВОМ ОКЕАНЕ Общая хара ктеристика эндогенных процессов Эндогенные процессы – это прежде всего сложные и в общем малоизвестные движения масс , слаг ающих недра Земли . Воздействуя на перекрывающ ую эти массы земную кору , они вызыва ют ее Движение , деформации , формируют структур у земной коры и создают различные крупные формы рельефа. В качестве возможных причин как верти кальных , так и движений земной коры могут быть названы следующие физические процессы , протекающие в земной коре или в подкоровом слое верхней мантии : тепловое ра сширение или сжатие вещества ; разнообразные ф азовые превращения , сопровождающиеся увеличением или уменьшением объема горных пород ; зонная плавка материала мантии , приводящая к его дифференциации и поднятию легкоплавких компонентов ; гравитационная или тепловая кон векция в мантии , приводящая к всплыванию б олее легких или более разогретых составляющих . К этому надо добавить некоторые геохимич еские реакции сопровождающиеся увеличением объем а и выделе н ием тепловой энергии. Сейсмичность и вулканизм в мировом океане В распрос транении и некоторых особенностях проявления землетрясений и вулканизма в пределах морей и океанов наблюдается определенная специфика , анализ которой позволяет выявить дополнител ьно значительные различия между планетарным и морфоструктурами дна Мирового океана . Земле трясения , как известно , представляют собой рез ультат мгновенного выделения механической энерги и в толще земной коры или в подкорово й области , следствие возникающих в них о г ромных напряжений . При взрывоподобно й разрядке напряжений из центра возникновения землетрясения – фокуса (очага ) или гипоцентра – распространя ются упругие волны , в принципе подобные те м , которые возникают при сейсморазведке . Проек ция гипоцентра на поверхно сть Земли н азывается эпицентром землетрясени я. Издавна замечено , что эпицент ры землетрясений на земной поверхности распол агаются не беспорядочно , а группируются в определенные зоны или пояса , которые получили наименование сейсмических по ясов. В пределах эт их поясов землетрясения не только наиболее ча сты , но и наиболее разрушительны. На Земле можно выделить три сейсмичес ких пояса (рис . ). Первый , крупнейший по свое й протяженности , образует почти замкнутое кол ьцо , охватывает окраины Тихого океана и пр остра нственно полностью совпадает с перех одной зоной . Второй пояс сложно разветвлен и географически соответствует системе срединно- океанических хребтов . Третий – охватывает Ср едиземноморье , горы Южной Азии и сливается с первым в области Индонезийских морей и архипелагов . Таким образом , особеннос ти распространения сейсмических поясов на пов ерхности Земли еще раз подчеркивают высокую подвижность земной коры в пределах наибо лее динамичных структур дна Мирового океана – переходных зон и срединно-океанических хр е бтов . Вне их на материковых платформах (за некоторыми исключениями ) и ложе океана землетрясения случаются крайне р едко и не приобретают разрушительной силы. Изучение напряжений , возникающих п ри землетрясениях в окраинной зоне Тихого океана , показало , что п римерно 75% землетря сений здесь связано с горизонтальными подвижк ами по разломам . Главные горизонтальные напря жения на большей части периферии Тихого о кеана направлены по нормали к простираниям основных морфоструктур переходных зон . Исключен ие составляют С еверная и Центральна я Америка , а также южная часть Южной А мерики , где эти напряжения обнаруживают прибл изительную параллельность морфоструктурам. Расположение фокусов землетрясен ий под геосинклинальными областями подчинено определенным закономерностям . Оно определяется системой зон повышенной неустойчивости земно й коры и мантии , наклоненных в сторону материков и пронизывающих земные недра до глубин порядка 700 – 750. Эти зоны получили название зон. В типичном случае они уходят в глубь Земли примерно под уг лом .60°. Под срединно-океаническими структурами , судя по неглубокому залеганию очагов землетрясений , плоскости разломов могут быть прослежены лишь на небольшую глубину (первые десятки километров ). По всей вероятности , разломы до лжны иметь встречный наклон плоскостей или вертикальное заложение . Эпицентры землетрясен ий здесь имеют тенденцию группироваться на участках пересечений рифтовой зоны с попер ечными разломами и вдоль разломов . Сходная картина отмечается и в переходных зонах : большая часть их сосредото ч ена там , где глубоководные желоба и островные дуги секут поперечные разломы . Во время землетрясений нередко происходят мгновенные и весьма значительные изменения рельефа дна и берегов . Каждое землетрясен ие в океане или на его побережье вызы вает образовани е огромных волн – так называемых цунами. Высота их достигает 30 м , скорость распространения – 400 – 800 км /ч . Цунами способны взмучивать донные осадки на глубинах до 1000 м . Они энергично воздействуют на берега и подводные береговые склоны , при с ильных зем летрясениях могут вызывать ката строфические разрушения прибрежных сооружений и населенных пунктов. Вулканизм в Мировом океане. В распр остранении действующих вулканов наблюдается боль шое сходство с распространением эпицентров зе млетрясений . Из действующих вулканов (как подводных , так и надводных ) в пределах л ожа океана можно назвать такие , как вулкан ы Гавайских островов , островов Самоа , Питон-Фур нез на острове Реюньон . Можно полагать , чт о подводные извержения довольно часто происхо дят в районе острова Пас х и , гд е в современных осадках встречено много о бломков свежих лав и туфов . В Индийском океане плато Крозе и Принца Эдуарда , ба нки Обь и Лена , пространства в осевой зоне Австрало-Антарктического хребта заняты покро вами лав или покрыты вулканогенными осадкам и . Вулканизм имеет огромное значение для формирования рельефа дна Мирового океана . О стровные дуги , гигантские океанические вулканичес кие цепи , многие хребты и вершины срединно -океаннческих хребтов , одиночные подводные горы ложа океанов – все это формы , о бязанные своим происхождением вулканизму . Можно предполагать , что в ряде районов дн а океана кроме обычного вулканизма центрально го типа происходят и извержения трещинного типа . На суше такие извержения имели зн ачительное распространение в неогене . В четве р тичное время они отмечены в Исландии. При вулканических извержениях быстро и эффективно изменяется подводный рельеф , внезапн о появляются и исчезают новые острова в океане . И . В . Лучицкий считает , что прису тствие кислых пород на дне океана может указывать л ибо на погружение отдельных блоков материковой коры , либо на «латерал ьную изменчивость состава мантии» . Второе пре дположение нам кажется гораздо более вероятны м , так как в случае погружения континентал ьных блоков мы должны были бы в указа нных районах встр е титься и со значительным увеличением мощности земной коры , что в действительности не наблюдается. Экзогенные гравита ционные и гидрогенные процессы Сезонные изменения плотности , солености , температуры , солевого состава воды происходят лишь в самом верхнем слое и не отражаются на геологических процессах на подавляющей части площади дна Мировог о океана . В придонных слоях воды и от места к месту эти характеристики изменяю тся также в узких пределах . Например , на глубинах более 3 км разница в средних те мператур а х придонных вод в антарк тической области и в экваториальном поясе составляет лишь 2 – 3° С . В незначительн ых , пределах изменяются по меридиональному ра зрезу плотность и соленость придонных вод. В целом эти общие положения , казалось бы , должны указывать на втор остепенное значение экзогенных процессов в фо рмировании рельефа дна Мирового океана . Однак о появляется все больше данных , свидетельству ющих о значительной деятельности экзогенных ф акторов на дне океана , причем не только в прибрежной зоне , где огромная преобразующая роль таких факторов , как волны и течения , не вызывала сомнений , но и на больших глубинах. Экзогенные геологические факторы , действующие в океане , разделяют на гидрогенные , гравитационные и биогенные. К гидрогенным факторам относятся : различны е виды движения морских вод – ветровое волнение и производные от него волны зыби и прибойный поток , цуна ми , приливоотливные движения воды , течения , соп ровождающие ветровое волнение и приливоотливные колебания ; постоянные или квазистационарные течения пове р хностной циркуляции вод ; внутренние волны , вертикальная циркуляция (пе ремешивание ) морских вод ; различные придонные течения . Все они являются предметом изучения динамической океанологии , и мы ограничимся лишь оценкой их возможности производить ге ологическ у ю работу на морском дне. Гравитационн ые процессы. Каждый гидрогенный процесс в тон или иной степени проте кает с участием силы тяжести . На дне М ирового океана довольно четко выделяется груп па процессов , где сила тяжести является гл авным фактором движения м инеральных части ц и вмещающих или пропитывающих и окружаю щих их масс воды . Эти процессы обычно называют гравитационными. В гидрогенных процессах обломочный (минеральный ) материал всегда играет пассивну ю роль (Лонгинов , 1973). К гравитационным факторам отн осятся суспензионные или мутьев ые потоки и подводные оползни (рис . 16), а также массовое медленное перемещение то лщи наносов – крип – в направлении уклона дна . Одна из разновидностей крипа – «течение» песка , сопровождающееся «пескопада ми» , подобными наблюдавшимся при обследовани и подводных каньонов у Калифорнийского побере жья. Подводные оползни могут быть структурными (движение цельных блоков осадков без существенных нарушений внутренней структуры блока ) и пластичными (движени е блока , или пакета отло жений , постепе нно переходящее в пластическое течение состав ляющего его материала с «внутренним взаимодей ствием частиц» , аналогичное лавинам или грязе- каменным потокам ). Начало мутьевым потокам дают реки , вын осящие огромное количество мелкоземного материал а в прибрежную зону моря , подводные оползни , которые могут быть спровоцированы землетрясениями или же возникнуть самопроизвольн о при накоплении очень крупных масс осадк ов на склонах , не соответствующих по крути зне условиям устойчивого равновесия . При движ е нии оползня вниз по склону о садки разжижаются и оползень постепенно преоб разуется в мутьевой поток . Причиной возникнов ения мутьевых потоков может быть также пе рехват подводным каньоном масс наносов , перем ещающихся в береговой зоне под действием волнения . М утьевые потоки стекают по подводным каньонам . В устьях каньонов , гд е скорость потоков из-за выполаживания склона падает , они отлагают осадочный материал . Мутьевые потоки , особенно мощные , могут разрыв ать и перемещать разобщенные куски подводных телеграфны х кабелей на большие расстояния , если кабели проложены на путях их движения . По усилиям , необходимым для разрыва кабелей и переноса их обрывков на те или иные расстояния , рассчитаны ско рости мутьевых потоков : они могут доходить до 100 км /ч и более . Стекая п о подводным каньонам , заложенным , по-видимому , в основном по тектоническим разломам , мутьевые потоки активно воздействуют на их дно и стенки . В результате каньоны углубляются , становятся извилистыми , на них появляются террасы и другие признаки русловых и д олинных форм . Там , где скорость мутьевых потоков падает , происходит массовая аккумуляция переносимого ими материала , формиру ются обширные конусы выноса , обычно привязанн ые вершинами к устьям подводных каньонов . Конусы выноса соседних каньонов могут сливат ь ся между собой . В результате у основания материкового склона формируется о бширная наклонная аккумулятивная равнина – н аиболее типичное морфологическое выражение матер икового подножия . Суммарная мощность осадков может достигать нескольких километров . На ше л ьфе совокупное действие гидрогенных и гравитационных факторов обеспечивает по преимуществу транзитный режим осадочного матер иала . К тому же субаквальное существование шельфа непродолжительно , поэтому морфологические результаты аккумулятивной деятельности г идрогенных и гравитационных факторов и ее влияние на рельеф шельфа ограничены . В батиальной и абиссальной зонах дна Мир ового океана интенсивность действия этих проц ессов ниже , чем на шельфе , но зато длит ельность действия несравненно больше . Геологическа я работа донных и поверхностных океанск их течений. В последнее вре мя стало известно , что существует целая си стема донных абиссальных течений , совершающих геологическую работу на дне океана . Они о бразуются за счет опускания и растекания по дну выхоложенных ш ельфовых вод Ант арктики и в меньшей степени , но также охлажденных арктических вод . Более локальное значение имеет донный сток очень соленых , а потому аномально плотных вод , втекающих в океан из Средиземного , Красного морей , а также из Персидского залива. Г лавную роль в формировании донны х водных масс играют антарктические воды . На пути донных потоков холодных антарктически х вод , следующих на север , располагаются ш иротные и субщиротные звенья планетарной сист емы срединно-океанических хребтов , однако они не я вляются для этих потоков пр епятствием , так как рассечены поперечными уще льями , используемыми донными водами для стока из приантарктических котловин в океанические котловины , лежащие севернее. К настоящему времени сложилось общее представление о циркуляции донных течений в Мировом океане . Изучено Атлантико-Антарктическое донное течение в южной части Аргентинской котл овины , оно прорывается через узкий проход в зоне Фолклендского разлома , растекается в обе стороны от прохода , но главным обра зом к западу и обра зует Западное фолклендское донное . Скорость Западного Пограничного донного течения, образующегося вдоль материкового подножия Севе рной Америки в Атлантическом океане благодаря донному стоку холодных вод из Норвежско-Г ренландского бассейна у северного подно жи я плато Блейк , достигает 20 см /с . Из тече ний , образуемых стоком ненормально соленых во д , изучено Лузитанское течение (к западу от Гибралтарског о пролива ). Его скорость по данным непосре дственных измерений на глубине 700 – 800 м пре вышает 150 см /с. Постоя нные донные течения осуществляю т массовую транспортировку осадочного материала . Подобно волнам и волновым течениям в береговой зоне моря , они создают своеобразн ые однонаправленные потоки движущегося осадочног о материала . По аналогии с береговыми пото ками н аносов движение донного осадо чного материала может прекратиться полностью или частично там , где по тем или иным причинам скорость донного течения понизится до критической величины , т . е . окажется недостаточной для перемещения частиц данной крупности и дан н ого объема оса дочного материала . В этом отношении наиболее хорошо изучено Западное Пограничное донное . Оказалось , ч то крупнейшие донные формы рельефа в зоне действия этого течения – хребты Ньюфаундлендский и Блейк-Багамский в действительности представляют собой гигантские аккумулятивные тела , с ложенные косослоистыми осадками преимущественно илистого состава с песчаными прослоями , резко отличающимися по текстуре , структуре , составу от турбидитов – осадков мутьевых потоко в , обычно широко распространенных в п р еделах материкового подножия. Ньюфаундлендский хребет имеет вид мощной косы , сложенной толщей косослоистых алеврито в с подчиненными слоями пелитовых осадков , по крайней мере до глубины 1,5 км от поверхности дна эта толща прослеживается дост аточно четко . Вп олне очевидно , что оса дочная толща столь огромной мощности может быть сформирована либо в результате очень обильного поступления осадочного материала , либо в результате большой длительности процес са накопления. Другая , еще более крупная аккумулятивная форм а , генезис которой связан с э тим же течением , Блейк-Багамский хребет – гигантский дугообразно изогнутый в плане вал , сложенный толщей илистых и глинистых оса дков с тонкими прослоями мелкого песка с косой слоистостью . Для внутреннего строения толщи характе р ны также образован ия , получившие название «гигантских знаков ря би» , или «гигантских рифелей» – своеобразных песчаных волн с шагом (т . е . расстояни ем между ними ) в 4 – 5 км . Такие ритмичес кие образовавания отмечены также и в толщ е , слагающей Ньюфаундлендск и й хребет . Длина вала более 400 км , ширина 100 – 200 км . Наиболее полно описываемая аккумулятивная ф орма очерчивается изобатой 4800 м , но вся ее северная треть лежит на значительно мень шей глубине (2000 – 4000 м ). По-видимому , и в Атлантическом , и в других океанах подобные образования , связан ные с транспортировкой и аккумулирующей деяте льностью донных течений , не являются исключен ием . Есть , например , указание на существование подобной формы («хребет» ). Дэви в южной части Комо рской котловины в западной части Индийс кого океана (Канаев и др ., 1975), начало формиро вания которой относится к верхнемеловому врем ени . В Тихом океане давно известна крупней шая аккумулятивная форма – Восточно-тихоокеанский экваториальный вал . Он начинается западнее осевой зоны Восточно- тихоокеанского хребта между 6 и 12° с . ш . и протягивается до остр овов Лайн . Глубоководное бурение показало , что вал сложен толщей карбонатных и карбонат но-кремнистых осадков . Наиболее глубокие из вс крытых бурением слоев имеют олигоценовый возр аст . Мощност ь вала более 500 м . В отличие от ранее описанных форм это до нное аккумулятивное образование сформировано при участии поверхностного экваториального течения и связано с зоной повышенной биологическ ой продуктивности , приуроченной в восточной ч асти Тихого оке а на к полосе а пвел-линга , обусловленного дивергенцией экваториальных течений. Донные течения со значительной скоростью препятствуют отложению тонких (глинистых или илистых ) осадков . Так , распространение относит ельно крупнозернистых отложений на плато Блей к истолковывается как результат интенсивног о воздействия Гольфстрима на дно в районе плато . При еще больших скоростях донные течения способны эродировать дно и выраб атывать долинные и русловые формы , весьма напоминающие речные долины на материках., Крупные д олинные формы , выработанные донными течениями на больших глубинах ок еана , мы предлагаем называть абиссальными долинами. В северо-восточной части Тихо го океана выявлена целая система абиссальных долин протяженностью 1000 – 1500 км каждая . Эти долины прореза ют поверхность плоских абис сальных равнин – Аляскинской , Алеутской , Тафт . Возможно , что они также являются результатом эрозионной деятельности мутьевых потоков . По веерообразному рисунку планового расположения долин эти абиссальные равнины мо гут р а ссматриваться как гигантские и сильно уплощенные конусы выноса мутьевых потоков , сходные с уже упоминавшимися кру пнейшими конусами выноса Ганга и Инда. Итак , обзор некоторых результатов транспо ртирующей деятельности донных течений , их акк умуляционной и эро зионной работы убеждает нас в том , что на огромных пространст вах дна океана энергично функционирует мощный экзогенный фактор рельефо образования , который до сих пор совершенно не принимался во внимание в общих схемах экзогенезиса рел ьефа нашей планеты. Теч ения в морях и океанах осу ществляют огромную работу по разносу взвешенн ого материала . На мелководье (шельф , береговая зона ) приливными течениями создаются линейно ориентированные крупные ритмические аккумулятив ные формы – песчаные гря ды, осложненные попе речными (также ритмичными ) образованиями – песчаными волнами . Песчаные гряды – преимущественно современные динамические образования ; в тех случаях , ког да они расположены на большой глубине , это , возможно , реликтовые формы. Как известно , поверхностные во ды М ирового океана находятся в состоянии циркуляц ии , образующей систему квазистационарных течений , которые несомненно играют важную геологичес кую роль как фактор разноса взвешенного о садочного материала Геологиче ская роль морских организмов. Роль организ мов в геологической жизни океана велика и разнообразна . В ходе жизнедеятельности и при отмирании различных м орских организмов происходит : 1) накопление рыхлого осадочного м атериала (скелетов и покровных частей различн ых организмов , обычно кремнистого или из весткового состава ); 2) формирование массивных пород типа рифовых известняков и образуемых ими форм рельефа – корал ловых рифов ; 3) разрушение и разрыхлен ие горных пород вследствие деятельности разли чных «камнеточцев» ; 4) переработка донных гру нтов путе м пропускания их через пищев арительный тракт илоедов , в результате которо й донные отложения утрачивают слоистость и приобретают мелкокомковатую – копролитовую структуру. Многие ор ганизмы улавливают взвеси и способствуют их осаждению . Известно , например, что мидии пропускают через себя в среднем 1,5 л /ч воды , начисто отфильтровывая все взвеси , содержащиеся в воде . При высокой плотности населения мидий , ведущих обычно колониальный образ жизни , это означает , что 1 м 2 поверхности миди евой колонии перерабатыв ает за час до 150 т воды.. Многие жители моря обладают избирательной способностью концентрировать в своих покрова х и мягких тканях различные элементы и неорганические соединения , растворенные в морск ой воде . Особенно большое значение имеет с пособность орга низмов усваивать известь и ли кремнезем , извлекаемые ими из морской в оды . Эти вещества практически безвозвратно вы бывают из кругооборота и накапливаются в донных осадках . Извлечение извести из морской воды и ее осаждение в донных осадках – один из важнейши х , начиная с архея , геохимических процессов , протекающих в поверхностных оболочках Земли с постепен но нарастающей интенсивностью (Страхов , 1976). Процесс биогенного осаждения кремнезема имеет меньши е масштабы , но , как показывают результаты глубоководного б у рения , также весьма характерен по крайней мере для мезокайно зойского этапа истории океана. Одна из интереснейших и обширных проб лем изучения роли биогенного фактора в фо рмировании отложений и рельефа дна Мирового океана – образование и развитие коралло вых рифов . За последние 20 лет по этом у вопросу опубликован ряд капитальных работ . Извлечение извести из морской воды сопро вождается рельефообразующей деятельностью мельчайших организмов – коралловых полипов , результаты которой по своим масштабам вполне сопос т авимы с результатами тектонических движений земной коры . Поступление осадочного материа ла в океаны Материал , образующий поверхностный слой литосферы на мо рском дне , называют -морским грунтом. Морской грунт может быть представлен коренными породами , колон иями живых организмов (коралловые рифы , устричные или пектеновые банки и др .), с коплением рыхлого материала , состоящего из тв ердых частиц различного состава и генезиса . Этот тип морского грунта называют морскими отложениями или морскими (донными ) осадк ами. Мировой океан – гиган тский резервуар , в который различными путями поступает разнообразный осад очный материал (частицы горных пород , минеральные зерна , нерастворимые остат ки морских организмов и др .). Из него в ходе осаждения и накопления формируются раз личные типы морских отложений. Процесс образования морских отложений наз ывается морским осадкообразование м или морск им седиментогенезом. Так как океан занимает более 2 /з земной поверхности , а морские отложения имеют широча йшее распространение в пределах на шей планеты вообще , .становится ясным , какое бол ьшое значение имеет процесс осадкообразования в океане , который , очевидно , является одним из важнейших геологических процессов на Земле. В процессе морского осадкообразования мож но различать стадии : 1) поступ ления осадочно го материала , 2) его разноса по площади моря или океана , 3) его дифференциации или сорти ровки и 4) стадию собственно седиментогенеза , т . е . образования устойчивых и закономерно построенных комплексов осадочных частиц – ра зличных типов морски х отложений (Стр ахов , 1954). Такое выделение последовательных стадий с едиментогенеза по существу представляет собой методический прием , позволяющий более системати чески ознакомиться с разными сторонами и явлениями , свойственными процессу морского осадко обра зования . В действительности разнос и дифференция , поступление материала и его разнос , дифференциация и образование различных типов морских отложений тесно связаны межд у собой и пространственно и во времени , и выделение их носит в большой степени условный х арактер. Рельеф и осад ки Осадкообразование выступает как важнейший фактор выравнивания донного рельеф а путем полного или частичного захоронения неровностей коренного ложа . В результате об разуются плоские (при полном ) или вол нистые (при частичном захороне нии ) абиссальные равнины. Поскольку важную роль игра ет скорость осадкообразования , плоские абиссальны е равнины обычно формируются в зоне конта кта океанических или морских котловин с п одводной окраиной материка , откуда поступает осадочный материал в наиболь шем количеств е . С различиями в скорости осадкообразования связано также выравнивание вершинных поверхн остей океанических возвышенностей при значительн о расчлененном холмистом рельефе дна смежной с возвышенностью котловины : на возвышенности отлагаются изве с тковые илы , а в котловине – красные глины , во много раз уступающие им по скорости накопления. Осадкообразованию обязаны своим происхождени ем наклонные равнины материкового склона и подножия , гигантские абиссальные аккумулятивные формы , шлейфы у подножий х ребтов , ко нусы выноса и др. На шельфе процесс выравнивания идет п ри сочетании денудационного среза возвышенностей и заполнения впадин осадками . На материко вом склоне совокупное действие денудационных и аккумулятивных процессов имеет тенденцию к выполаживан ию ступенчатого склона за счет срезания бровок и накопления осадков в тыловых частях ступеней . Если материков ый склон представлен уступом , то его выпол аживание начинается снизу благодаря накоплению осадков , приносимых донными течениями , гравитац ионными пр о цессами и осаждающихся в процессе нормальной седиментации у основ ания 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 вы р авни вания и выполаживания эволюционирует в наклонную равнину. Материковое подножие , как гео логическая структура , зачастую представляет собой заполненный осадками прогиб или грабен . О бильное 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 равнин ы материкового подножия, постеп енно продвигающейся своим передним краем в пределы ложа . Особенно ве лика в это м процессе роль конусов выноса подводных каньонов . Здесь благодаря аккумулятивным процесса м возникают наиболее значительные несоответствия между тектоническими и геоморфологическими г раницами , т.е . наибольшие отклонения границ мор фоструктур от г р аниц тектонических структур . Своеобразно процесс аккумулятивного в ыравнивания проявляется в глубоководных желобах . Большая часть осадочного материала поступае т со стороны островных дуг и значительно меньшая – со стороны океана . Неравенств о поступления м а териала со сторон ы островной дуги и со стороны океана способствует более интенсивному накоплению матер иала у основания склона желоба , прилегающего к островной дуге . В результате на дни щах желобов создается заметный уклон в ст орону океана , и максимальные г л уби ны желобов оказываются приуроченными к приоке анской части дна желоба. Закономерности аккумулятивного выравнивания в котловинах переходных зон по существу а налогичны тем , которые характерны для океанич еских котловин. Значение процесса осадконакопления А нализ процессов морског о осадкообразования и типов морских отложений позволяет сделать заключение об их плане тарном значении в развитии земной коры и эволюции рельефа земной поверхности . Сущност ь процесса заключается в перегруппировке твер дого вещества , м о билизуемого , перемеща ющегося и накапливающегося в огромных объемах . Ежегодно на дне океана отлагается 22 – 25 млрд . т . твердого вещества , наращивающего ок еаническую часть земной коры . Ежегодно с п оверхности материков смывается и сносится в океан колоссаль н ый объем терриге нного материала . Таким образом , процесс морско го осадкообразования , являющийся в конечном с чете процессом наращивания земной коры , сопро вождается таким же планетарным процессом срез ания земной коры в пределах материковых в ыступов. Глава IV. СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ Срединно-океанические хребты и ложе океана За андезитовой линией в Т ихом и за внешней границей материкового п одножия в других океанах простирается собстве нно дно океана , резко отличающееся по стро ению 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 океан о в делится на два типа структур : 1) крупные , относительно стабильные и малосейсмичные области , имеющие очертания , близкие к изо метрическим , и 2) подвижные вытянутые области , о бразующие пояса срединно-океанических хребтов . В тектонике за областями первого р о да утвердилось название талассократонов, за вторыми – срединно-океанических под вижных поясов или рифтогеналей. В гео морфологии за совокупностью талассократоновых об разований целесообразно сохранить емкий термин «ложе океана», а за рифтогенальными поясами – название планетарной системы срединно-океанических хребтов. Топография планетарной системы срединно-океанических хребтов. Пространствен ное прослеживание системы срединно-океанических х ребтов начнем с Северного Ледовитого океана , где в начале 60-х г одов был вы явлен узкий и невысокий х ребет Гаккеля. Несмотря на скромные размеры , он обнаруживает все признак и срединно-океанических хребтов . У пролива , отд еляющего Гренландию от Шпицбергена , простирание хребта меняется на 90° и далее на юг протягивается сл едующее звено планетарно й системы срединно-океанических хребтов – хребет Книповича. В районе Норвежского моря под 10° в.д . и 74° с.ш . хребет вновь меняет про стирание на субширотное . Это звено системы получило название хребта М она. Хребет в районе остров а Я н-Майен осложнен зоной разломов , в результате чего следующее звено – хребет Кольбейнсей – сдвинут по горизонтали почти на 200 км . Хребет Кольбейнсей субмеридионального п ростирания . Он подходит вплотную к северному побережью Исландии и переходит затем в Бо льшой грабен Исландии. Западное ответвление зоны рифтогенеза и вулканизма Исландии выходит к мысу Рейкь янес , где срединно-океанический хребет продолжаетс я уже на юго-запад от Исландии под наз ванием хребта Рейкьянес. Он прослеживается до поперечной зоны раз ломов Гибса, где вновь отмечается значител ьное горизонтальное смещение осевой линии хре бта примерно на 250 км в восточном направлен ии . От разлома Гибса на юг вплоть до экваториального разлома Романш по медианной линии Атланти ческого океана протягивается Се вероатлантический 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 Южноатл антическим хребтом. Между горой Капитан Шпис и остро вами Принс-Эдуард протягивается субширотный Африканско-Атлантический хребет, который у 40° в . д . сменяется Западноиндийски м хребтом строго северо-восточн ого простирания . Он прослеживается до 70° в . д . и 35° с . ш .. В этом районе сис тема срединно-океанически х хребтов разветвляе тся . На север , сначала почти меридионально , а затем в северо-западном направлении простир ается Аравийски-Индийский хребет. Он протягивается до подсту пов к Аденскому заливу , где срезается зоной разломов Оуэн. На юго-восток простирается Ц ентрально-Индийский хребет, который заканчивается подводным пла то Сен-Пол-Амстердам. От плато Сен-Пол-Амстердам начинается следующее звено системы срединно-океанических х ребтов – Австрало-Антарктическое поднятие, которое протягиваетс я почти в широтном напр авлении на восток до 138° в . д . и 50° ю . ш ., г де его простирание резко меняется на субм еридиональное . Зона разломов Б аллени, пересекающая срединно-океан ический 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-восто к , а затем на север простирается один из крупнейших элемент ов планетарной систе мы срединно-океанических хребтов – Восточнотихо-океанское поднятие , которое прослеживается вплоть до Калифорнийского залива. Кроме перечисленных звеньев системы есть еще несколько горных поднятий , которые пр едположительно относят к сист еме срединно -океанических хребтов . Все они находятся в Тихом океане . Это горы Гор да и Хуан-д е-Фука к западу от Орегонского побере жья США ; Чилийское поднятие – возможное ответвление сис темы срединно-океанических хребтов , протягивающееся от острова Пасхи к берегам Южного Чили ; хребты Кокос и Карнеги, вместе с дном Панамской котлови ны . Красное море и Аденский залив Индийского океана , как и Калифорнийский залив в Тихом океане , в геотектоническом отношении также должны быть отнесены к ср единно-океаническим хр ебтам. Морфология срединн о-океанических хребтов Морфологически срединные хребты – гигантские сводообразные линейно ориентир ованные поднятия или вздутия земной коры , протягивающиеся в виде сплошной цепи от С еверного Ледовитого океана через Атлантический и Индийский в просторы Тихого океана . В срединно-океанических хребтах различают : а ) осевую или рифтовую зону, для которой характерен ре зко расчлененный горный рельеф , обусловленный разломной тектоникой , и б ) в меньшей степе ни расчлененные фланги хребто в. Шир ина срединных хре бтов от нескольких сотен до 2 тыс . км . П о существу , это не хребты , а огромные н агорья , не имеющие по занимаемой площади и по протяженности равных среди горных сис тем суши. В рельефе осевой зоны срединного хреб та резко выделяются узкие впад ины , ори ентированные по оси хребта или под некото рым углом к ней и располагающиеся относит ельно друг друга кулисообразно , а также уз кие и асимметричные по поперечному профилю окаймляющие их гребни или небольшие хребты . Впадины обычно называют рифтовыми дол инами, так как полагают , что они представляют собой грабены , образовавшиеся в условиях растяжения земной коры , т . е . рифт ы. Соответственно окаймляющие и х хребты называют рифтовыми хребтами, а осевую зону в целом – рифтовой зоной . Существенным элементом ре льефа рифтов ой зоны срединно-океанических хребтов являются крупные , резко очерченные узкие впадины , свя занные с зонами поперечных разломов , рассекаю щих срединные хребты и именуемых трансформными . Узкие впадины в большинстве случаев значительно глубже рифт овых долин . Такие формы рел ьефа нередки и в пределах ложа океана , так как большинство трансформных разломов продолжается в океанических котловинах , по об е стороны от срединного хребта. Проведены морфометрические исследован ия 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 рас члененным рельефом , где колебания глубин дост и гают 7 км , по обе стороны окаймлены обычно значительно более широкими фланговыми зонами. Эти зоны также характеризуются сложным ложбин но-грядовым рельефом , однако интенсивность расчлен ения меньше , чем в рифтовых зонах , а ср едние глубины расчленения законом ерно уме ньшаются от рифтовых зон к внешним границ ам срединно-океанических хребтов. Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы срединно- океанических хребтов далеко неодинаково . Так , в хребтах Гаккеля , Мона , Ко льбейнсей практич ески прис утствуют только рифтовые зоны . Хребты очень узкие , а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км . В Аравийско-И ндийском и Центральноиндийском хребтах также основную часть составляют рифтовые зоны , но они отличаются большей шириной и значи тельным вертикальным размахом рельефа (до 5 тыс . м ), определяемым главным образом большо й глубиной поперечных трогов . Западно-Индийский хребет от личается преимущественным развитием рифтовых дол ин при более слабом развитии зон поперечн ых разломов. Наиболее типична для срединно-океаническ их хребтов морфология Срединн о-Атлантического хребта, где шир око развиты рифтовая и фланговая зоны , чет ко выражены рифтовая долина и хребты , не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с ними положительные и отрицател ьные фо рмы рельефа . Ав страло-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 . Сейсм ичность и вулканизм срединно-океанических хребтов Срединно-океанические хребты , как уже упоминалось , отличаются сосредоточением эпицентров землетрясений и вместе с областями альпийской складчатости и современными геоси нклинальными областями образуют важней шие сейсмические пояса Земли . Фокусы землетрясений приурочены к рифтовым зонам и к секу щим их разломам . В отличие от центров землетрясений в зонах Бениоффа здесь сейсмиче ские очаги сосредоточены в зонах нормальных сбросов , не проникающих на большую глубин у . Распространение центров землетрясений на глубину лишь нескольких десятков кило метров может рассматриваться как косвенный пр изнак того , что астеносфера под срединными хребтами находится в состоянии , близком к жидкому или пластичному. По средней плотности энергии землет рясений срединно-океанические хребты заметно усту пают геосинклинальным областям (переходным зонам ). Так , в областях Курило-Камчатской , Японской , Тонга энергия землетрясений от 14-10 17 до 18-10 10 Дж /км 2 , а на Восточн о-тихоокеанском поднятии – 0,5-10 10 Дж /км 2 . Однако она несравненн о больше , чем плотность энергии на океанич еских плитах , которые практически асейсмичны . Изучение микро землетрясений при помощи донны х сейсмографов показало , что число регистриру емых сейсмических толчков в рифтовых зон ах срединно-океанических хребтов сравнимо с числом аналогичных по энергии землетрясени й в наиболее сейсмоактивных районах материков . Очаги их оказались также приповерхностными (глубина залегания не более нескольких ки лометров ). Срединно-океаническим хребт ам присущ современный и недавний вулканизм . Действующих вулканов в пределах планетарной системы сред инно-океанических хребтов , по-видимому , немало , но известны преимущественно те , которые находятся на океанических островах – вершинах сре динно-океанических хребтов . На Восточно-тих оокеанском поднятии , по-видимому , в историческое время вулканы действовали на островах Пасх и и Клиппертон , а также на ответвлении восточно-тихоокеанского поднятия , на котором ра сположены Галапагосские острова . Главный из н их – остро в Изабелла – массив из пяти слив шихся 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 вулкана ми – А мстердам (900 м ) и Сен-Поль . Первый из них представляе т собой базальтовое плато с многочисленными небольшими вулканами , второй – крупный базальтовый вулкан с затопленным морем кратер ом. В Атлантическом океане на Срединно-Атлант ическом 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 базальт овый купол с несколькими кратерами в юго-з ападной части острова . На самой Исландии , которая представляет собой материковый масс ив , вовлеченный в зону океанического рифтоген еза , известно более 140 вулканов , из них 26 дейс твующих . В группе Азорских островов на обширном базальтовом плато , являющимся крупн ым элементом структуры Срединно-Атлантического хр ебта , р асположен ряд действующих и нед авно , действовавших вулканов . Эти острова слож ены базальтами , трахитами и андезитами . Массив Азорских островов – сложная многоярусная структура , имеющая складчатое геосинклинальное основание . Здесь не менее четырех– пяти де й ствующих вулканов . Распространение ср единно-океанических рифтовых зон на окраинах континентов В нескольких районах земной поверхности срединно-океанические хребты вплотну ю подходят к окраинам континентов . В одних местах они на стыке с материковой ок раин ой затухают , а в других они «в зламывают» окраину материка и даже проникают в глубь его . Так , ответвления Восточно-тихоокеанского поднятия – х ребты Кокос и Карнеги , Чилийское поднятие – не обнаруживают явного продолжения на континенте . Хребет Гаккеля – с амое северное звено планет арной системы срединно-океаническнх хребтов – теряет геоморфологическую выраженность с прибл ижением к подводной окраине Азии и морфол огически не прослеживается на шельфе . Попытки проследить продолжение рифтовых зон срединно -океан и ческих хребтов на пространства х Якутии не привели к убедительным резуль татам. Сочленение Восточно-тихоокеанского поднятия и западной окраины Северной Америки. Рифтовая зона Восточно-тихоокеанского поднятия, по данным америк анских авторов , продолжается в з ападной части США и Канады . Узкий грабен Калифорнийского залива рассматривается как крупная рифтовая д олина или рифтовая зона . От вершины залива к северу система рифтов разветвляется . Од на ветвь – широко известная система разломов Сан-Андреас – определ яет тектонику и новейш ую геологическую структуру прибрежной Калифорнии. . Собственно зона разломов Сан-Андреас (ее северный отрезок : – разлом Сан-Бенито ) близ мыса Мендосино вновь уход ит в океан . С ее дальнейшим океанским продолжением связаны крайние звенья системы срединно-океанических хребтов – подводные хребты Горда , Хуан-де-Фука , Экспл орер. Другая ветвь развита целиком в пределах материка . Она охватывает рифты Юта и их дальнейшее продолжение – рифтовую систему Скалистых гор , прослеженную до границы Аляс ки. Развитие разломов , связанных с рифтовыми зонами запада Северной Америки , происходило более или менее согласно с основными простираниями мезозойских структур , образующих главную часть горных сооружений этого региона Североамериканского материка . Рифтоге нез «обновил» древние структуры , подчеркнул их вы раженность в рельефе , но не вызвал сколько -нибудь значительной перестройки общего структурн ого плана территории. Сочленение Срединно-Атлантического хребта и Исландии. Срединно-Атлан тический хребет на отрез ке между хребтами Кольбейнсей и Рейкьянес пересекает Исландию . В свете сов ременных данных Исландия – окраинный контине нталь ный массив , в срединной части существенн о преобразованный рифтогенезом . В рельефе ост рова эта зона выражена в виде крупной тектониче ской депрессии , осложненной серией рифтовых ущелий и разделяющих их горных гребней , гряд , сложенных застывшими при т рещинных излияниях лавами , зияющими тектоническим и трещинами и крупными вулканами (более 20 д ействующих ). По современным данным разрез земн ой коры в районе Исландии сходен с ра зрезом континентальной коры , но отличается оч ень мощным «базальтовым» слоем (сейсмические скорости 6,6 – 7,0 км /с ), присутствием слоя пов ышенной плотности (до 7,5 км /с ), глубоким зале ганием поверхности Мохоровичича (д о 50 км ) и сильно редуцированным «гранитным» слое м. Аденский рифт. Ниболее и зучено сочленение системы срединно-океанических х ребтов с Африканско-Аравийской материковой платфо рмой . Аравийско-Индийский хребет после пересечения его зоной разломов Оуэн испыт ывает сильный сдвиг к северу (примерно на 250 – 300 км ). Западнее зоны разломов прослеживается Аденский рифт. Морфологически о н выражен Аденским заливом. Рельеф дна залива сильно расчленен . Шельф практически отсутствует , если не считать очень узкой прибреж ной отмели вдоль главным образом Аравийского п обережья . Крутые борта раздвига на глубине 1000 – 2000 м сменяются дном впадины залива . Ре льеф его характеризуется чередующимися рифтовыми долинами и хребтами северо-восточного прости рания . Самая глубокая впад и на расп оложена при входе в залив . Это впадина Алула-Фартак с глубиной 5360 м . Мощность осадков во впад ине невелика , но местами достигает 500 м , на поверхности это преимущественно фораминиферовые илы . Гребни рифтовых хребтов уплощены и нередко не имеют осад ков . Здесь о бнажаются базальты и диабазы. Дно залива отличается высокой степенью сейсмичности . Особенно много эпицентров землетр ясений приходится на рифтовые долины и их поперечные разломы . Все очаги землетрясений находятся на глубине не более 60 км . Вы ясн ено , что на глубине 3 – 4 км зале гает кровля «базальтового слоя» , который на глубине 8 – 10 км подстилается поверхностью М охоровичича . Верхняя часть разреза , как это отчасти показали и последующие данные глуб оководного бурения , выражена осадочным и втор ым сейсмическим слоями . Отсутствие «гр анитного» слоя в разрезе земной коры Аден ского залива объясняется раздвиганием континента льных масс Аравийского полуострова и Африки и формированием новой океанической коры при образовании ювенильного и в высшей ст епени а ктивного срединно-океанического х ребта. Красноморский рифт. У западно го окончания Аденского залива происходит разв етвление рифтовой зоны . Здесь расположена обш ирная вулканическая область А фар, оконтуренная серией разлом ов , имеющая вид треугольника , запол ненного лавовыми полями и толщами молодых эффузи вов четвертичного возраста . К югу от Афара простирается Эфиопский рифт – самое северное звено обширной и сложно построенной системы Вост очно-африканских рифтов . С этой системой связа н современный и четвертичн ый вулканизм Восточной Африки , к ней относятся глубочайш ие рифтовые озера Танганьика , Ньяса , Рудольф , Альберт. На северо-северо-запад от обл асти Афар протягивается Красн оморский рифт, выраженный в рельефе впадиной Красного моря . В отличие от Аденского зали ва Красное море и меет хорошо развитую прибрежную отмель , котор ая на глубине 100 – 200 м сменяется четко выраженным уступом , морфологически сходным с уступом материкового склона . Благодаря многочисле нным коралловым постройкам прибрежная отмель имеет расчле н енный рельеф. Большая часть дна впадины Красного мо ря лежит в интервале глубин от 500 до 2000 м . Над волнистой донной равниной возвышаются многочисленные отдельные подводные горы , остров а и подводные гряды , местами четко прослеж ивается серия ступеней , пара ллельных окра инам моря . Вдоль оси впадины проходит узка я глубокая борозда , которая и рассматривается как срединная рифтовая долина Красного м оря . Максимальная глубина ее – 3040 м . В нескольких впадинах в долине открыты мощные выходы ювенильных вод с темпе р атурой до 56,5° С и соленостью до 257 ‰ . Дно впадин сложено сцементированными ос адками с очень высокими концентрациями различ ных металлов (меди , цинка , олова , серебра , зо лота , железа , марганца , ртути ). Данные геофизических и геохимичес ких исследований сви детельствуют об отсу тствии «гранитного» слоя в пределах осевой борозды Красного моря . Это , как и ступен чатость дна главной впадины Красного моря , связывают с раздвигом рифта и «дрейфом» Аравии и прилегающей части Африканской пла тформы . На шельфе и на ближ н их к материку ступенях дна главной впадины обнаружен гранитный слой . Таким образом , раздвиг на месте Красного моря значительно меньше , чем в Аденском заливе. В северной части Красного моря рифтовая зона вновь разветвляется , обр азуя короткий (до 300 км ) Суэ цкий рифт, соответствующий одноименному заливу , и ри фт залива Акаба, который пр одолжается на север в виде грабена Мертвого моря и Левантийских рифтов. Глава V . ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ЛОЖА ОКЕАНОВ ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ЛОЖА ТИХОГО ОКЕАНА Основные че рты рельефа Тихого океана . По особенностям рельефа ложе Тихо го океана разделяется на : 1) северную и цент ральную части ; 2) южную и 3) юго-восточную части . Общий план расположения главных орографических элементов северной и центральной частей ложа Тихого оке ана образуется из сист емы гигантских дуг , выпуклых в плане к северо-востоку . Это дуги : 1) Гавайского хребта ; 2) системы хребтов Маркус-Неккер – Лайн – Туамоту ; 3) Маршалловых островов и островов Гилберта – Тувалу ; 4) Каролинских островов и вала Ка -пингамаранги ; 5) вала Эу риапик. Этот пла н несомненно отражает важную особенность стру ктуры ложа Тихого океана , которая нам пока неизвестна . Отмеченные ранее изгибы линейных магнитных аномалий , а также очертания раз новозрастных частей океанической коры п ри всей условности и спорности определения их возраста в целом соответствуют этому г енеральному рисунку орографического каркаса северной и центральной частей Тихого океана . Несколько горных систем (подводные основания островов Общества , Тубуаи , Южных о стро вов Кука ) не вход ят в упомянутые выше системы и располагаю тся параллельно им . Некоторые подводные хребт ы и возвышенности имеют совершенно иное п ростирание (Императорские горы , возвышенности Шатского , Хесса и Магеллана , Маркизские острова и острова Феникс ). Резко выделяется своими очертаниями плато Манихики с Северными островами Кука, расположенными на его приподнятой периферии. Важнейшие орографические и тектонические элементы ложа Тихого океана – зоны разло мов огромной протяженности и преимущественно широт ного и субширотного простирания . Бол ьшинство их приурочено к самой крупной Се веро-Восточной котловине Тихого океана : примерно параллельно друг другу следуют (с севера на юг ) зоны разломов Чи нук , Сервейер , Мендо-сино , Пайонир , Меррей , Молок аи , Кларион , Клип пертон , Галапагос , зона разломов Маркизских , островов. Они четко выражены в рельефе в виде комплексов специфических положительных и отриц ательных форм рельефа . Специфичен рисунок изо бат . Они как бы образуют лестницу , спускаю щуюся рядом гигантских ступеней от Марк изского разлома к разлому Меррей . Горные п однятия разделяют северную и центральную част и ложа Тихого океана на ряд котловин . Самая крупная – Северо-Восточ ная – ограничена с запада и юго-запада Императорскими горами , хребтами Гавайским и Лайн-Туамоту , а на юго-во стоке – Восточно-тихоокеанским поднятием . К з ападу от Императорских гор лежит Северо-западная котловина, в средней части которой расположена возвышенность Шатского. С юга котловина ограничена гора ми Маркус-Неккер . Для обеих котловин характер ен преимущественно холмистый рельеф . В северной части Северо-Восточной котловины знач ительные площади заняты Алеут ской , Аляскинской и Тафтской плоскими абиссальными равни нами, много гайотов , выделяется несколько зон разломов , не совпадающих по простира нию с широтными разломами (Императорская зона разломов и меридиональные разломы Амлиа и Адак ). Обе котлов ины входят в число наиболее глубоких котл овин Мирового океана : максимальная глубина Се веро-Восточной котловины – 6741 м , Северо-Западной – 6671 м. В ю го-западном секторе описываемой части Тихого океана располагаются : Восточно-Марианская котловина, ограниченная горами Маркус-Неккер , М аршалловыми и Каролинскими островами с максим альной глубиной 6770 м ; южнее следуют (с запад а на восток ) котловины Зап аднок аролинская (5650 м ); Восточно-каролинская, в пределах которой расположен глубокий трог Муссау (7021 м ); Меланезийская (5634 м ), в средней части которой возвыш ается описанная ранее гора (поднятый атолл ) Науру ; Центральная котловина, в которой расположены мн ого численные океанические поднятия – возвышенность Магеллана , подводные ос нования островов Феникс и Такелау , плато Манихики ; в средней части котловина пе ресечена зоной разлома Нова-Ка нтон, к одному из трогов зоны приурочена максимальная глубина котловины (7600м ). Южная часть ложа Тихого океана делится Южно-тихоокеански м срединно-океаническим хребтом на две части . К северу от него находится Южно-тихоокеанская котловина. Максимальные глубины котловины находятся в ее северной части , вблизи желоба Тонг а (6090 м ). В средней части котловина р азделена грядой подводных гор , связанных с зоной разломов Элтанин. К югу от Южно-тихоокеанского поднятия лежит обширная котловина Беллинсгаузена (5020 м ), в которой благодаря интенсивной аккумуляции ай сбергового материала об ширную площадь зан имают плоские абиссальные равнины . Между Ново зеландским континентальным массивом , поднятием Ло рд-Хау и Австралией расположена Тасманова котловина с многочисленными гайотами , небольшим подводным хребтом Дампье и преимущественно холмистым р ельефом (м аксимальная глубина 5604 м ). Особый регион ложа Тихого океана – юго-восточный – расположен к востоку от Восточно-тихоокеанского хребта . От котловины Бе ллинсгаузена он отделен Чилийским поднятием . По-видимому , это ответвление срединного хребта . Гл ыбовые хребты Сала-и-Г омес и Наск а делят эту часть ложа океана па две котловины : Ч илийскую (глубина 5000 м ) и Перуанскую (4525 м ). В западной части Перуанской котловины расп оложено слабо изученное Галап агосское поднятие, которое отде ляет от Перуанской котл овины небольшую котловину Бауэр (5126 м ). К северу от разлома Галапагос располож ена Гватемальская котловина с максимальной глубиной 4199 м . Для всех котловин характерен рельеф абисса льных холмов и крайне медленное осадконакопле ние . Это связано с тем , что о ни отделены от прилегающих континентов глубоковод ными желобами , служащими ловушками для терриг енного материала , поступающего в океан .с континентов. Тектоника ложа Тихого океана. Каждая котловина может рассматриваться как гигантская талассосинеклиза, т . е . устойчивый участок океаничес кой плиты , испытывающий медленное погружение и разбитый региональными разломами на более мелкие глыбовые (блоковые ) структуры . Крупные положительные формы рельефа образуют соответ ственно оводовые или глыбовые поднятия океани ч е ской коры – талассоантеклизы. С большин ством из них связаны вулканические формы рельефа . Многие вулканические горы имеют вид гайотов . Это , а также данные о мощност ях коралловых построек свидетельствуют о преи мущественно отрицательных движениях земной коры в пределах ложа океана . Наличие отм ирающих или поднятых атоллов свидетельствует о местных положительных движениях . На основе такого рода данных установлено слабое по днятие отдельных участков хребтов островов Ги лберта , Эллис , Лайн и восточной гряды остр ово в Туамоту , а также значительные поднятия восточной части Гавайского хребта. В Северо-Восточной котловине отчетливо вы ражены дифферинцированность отрицательных вертикальн ых движений ложа океана , и это нашло о тражение в образовании нескольких ступеней гл убин, ограниченных зонами океанических разло мов . Следовательно , в котловине можно выделить несколько плит или глыб , существенно отли чающихся интенсивностью опускания . Не вызывает сомнения блоковый (глыбовый ) характер и ряда других структур ложа Тихого океана , т акже выделяющихся по днфференцирован ности вертикальных движений. Геодинамика ложа Тихого океана определяет ся латеральными движениями нескольких крупных плит литосферы – Тихоокеа нской , Североамериканской , Антарктической , Перуанско - Чилийской – и более мел ких – Панамской , Гват емальской , Техуантепекской . Считают , что скорость раздвижения рифта и соответ ственно перемещения плит Южно - и Восточно-тихо океанского поднятий соответственно равна 2,0 – 4,0 и 4,2 – 6,0 см /год . Тихоокеанская плита движе тся на запад с разворотом на север и подвергается субдукции (погружению ) в з онах Бениоффа практически на всем протяжении западной и северной окраин Тихого океана . Перуанско-Чилийская плита перемещается на во сток и погружается в Перуанский и Чилийск ий глубоководные желоб а . Панамская и соседние с ней мелкие плиты перемещаются в восточном и северо-восточном направлениях и также испытывают субдукцию на стыке с ограничивающим их Центральноамериканским жел обом . Субдукция Тихоокеанской плиты происходит и на севере . Североамерик анская плита . с запада и с востока ограничена рифтовым и зонами . Теоретически где-то в средней ча сти Северной Америки должна проходить зона поглощения плит . В действительности этого н ет . Еще сложнее обстоит дело со спредингом в области Антарктической плит ы , которая со всех сторон окружена рифтовыми зонами . Она должна испытывать движение , напр авленное к ее центру , со скоростью 1,6 – 2 см /год в Атлантике и 2,8 – 3 см /год в южной части Индийского океана. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ЛОЖА ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА Рельеф л ожа Индийского ок еана. Орография дна Индийского оке ана определяется прежде всего срединно-океаничес к ими хребтами , которые разделяют Индийский оке ан на Африканский , Азиатско-Ав стра лийский и Антарктический сегменты. Африканский сегмент ложа , ограниченный с востока и юго-востока Западно-Индийским и Аравийско-Индийским срединными хребтами , имеет особе нно сложный рельеф . Из крупных хребтов сег мента отметим Маскаренский , Ам ирантский , Чейн, а также возвышенность Мединглей, лежащую к северо-востоку от Маск ареиско го хребта . Кроме линейно ориентиро ванных поднятий в этом районе много отдел ьных гор . Иные из них выступают над ур овнем океана и образуют острова. Большая часть Мозамбикско го пролива, также находящегося в описываемом сегменте , относится к подво дной окраине африканского материка ; южная его часть , ограниченная Мад агаскарским и Мозамбикским выступами под водной континентальной окраины , образует довольно изолированную океаническую котловину с макси мальной глубиной 6046 м . На границе с подводн ой окраиной материка расположена небольшая плоская абиссальная равнина , остальная часть дна котловины имеет холмистый рельеф . К северу и востоку от Мадагаскара , имеющего типичную материковую структуру , расположены котловины Сомалийская . Маскаренск ая и Мадага скарская . Сомалийск ая – самая крупная котловина (максимальная глу бина – 5477 м приурочена к Амирантскому жело бу ). В северной ее части проходит узкий глыбовый хребет Чейн, связанный с зон ой разломов Оуэн, пересекающей севернее срединный хребет . Значительная част ь дна котловин ы – плоская абиссальна я равнина. Маскаренская котловина (максимальная глубина 5342 м ) отделена от Сомалийской Амирантским и Маскаренским хребтами . В западной части котловины рельеф выровненный , в восточной изобилуют холмы , по дводные горы и гряды , генетичес ки связ анные с многочисленными разломами , косо секущ ими Аравийско-Индийский хребет . Поднятый атолл Громлен и резкие колебания глубин свидетельствуют о значительной дифференциации вертикальных движений ложа. Очень интересны рельеф и геологическая структура Маскаренского хребта. По суще ству , это гетероген ная морфоструктура , состоящая из нескольких п лосковершинных мелко водных массивов . Самую северн ую его часть образует Сей шельская банка с одно именными островами , настоящий микроконтинент , сложенный гранитами , возраст которых 600 млн . лет . Ю жнее расположена банка Сайя-де -Малья с минимальными глубинами над ней 7 – 20 м . Обследование банки (Фе доров , Данилов , 1980) показало , что она сложена осадоч ными карбонатными породами (основание толщи палеогенового возраста ) мощностью более 1600 м , залегающими на базальтах . Сходное строе ние имеет банка Назарет . О стров Маврикий с подводным основанием представляет собой горный вулканическ ий массив. Загадочное образование – Амирантский хребет, по очертаниям очень похожий на ост ровную дугу , к тому же сопровождающуюся Амирантским «желобом». Вершины подводных гор , образующих хребе т , увенчаны коралловыми постройками. Мадагаскарская котловина (максимальная глубина 5815 м ) имеет преимущественно грядово-холмистый рельеф . Земная к ора и пределах котловины разбита многоч исленными разломами . Наиболее значительный из них разлом Маврикий, с которым связан современный ву лканизм (остров Реюньон ). Главные орографические элементы западной части Азиатско-Австралийского сег мента ложа Индийского оке ана – хребты Мальдив ский и Вост очноиндийский. К западу от Мальдивского хребта расположена Аравийская котловина. В западной части котловины протягивается небольш ой глыбовый хребет Меррей, генетически и пространственно связанный с зоной разломов Оуэн. Северн ее эта зона прослеживается в структурах шельфа и континента в виде сейсмиче ской зоны Кветта . Большая ч асть Аравийской котловины заполнена подводным конусом выноса Инда , по южной периферии которого протягивается неширокая абиссальная п лоская равнина с возвы шающимися над н ей подводными горами. Центральная котловина на севере занята еще более гра ндиозным конусом выноса мутьевых потоков , свя занным с подводным каньоном Ганга . По пери ферии конуса протягивается плоская абиссальная равнина . В южной части котловины прео бладает волнистый и холмистый рельеф , есть крупные подводные горы и небольшой глыбовый хребет Ланка. Мальдивский хребет, разделя ющий котловины , имеет широкий уплощенный свод . Глубины над ним невелики , на свод нас ажено множество коралловых построек – очень крупных атоллов , состоящих нередко из маленьких атоллов – «фарос» . Южную часть хребта образует банка Чаго с с одноименными коралловыми островами. Восточно-Индийский хребет, ограничивающий Центральную котловину с востока , уникален как по прямолинейност и , так и по длине . Он почти точ но вытянут по 90-му меридиану , поэтому па английских и американских картах он называ ется Найнти-Ист Ридж . Его протяженность более 4 тыс . км . Он явно глыбовый . Это система узких г орстов , вытянутых вдоль мощной зоны разломов и сопровождающихся с восточной стороны глубокой депрессией типа грабена . От южно го окончания хребта к востоку отходит хребет Брокен или Западно-австралийский – типичный косой горст , наклоне нный к северу и резко обрывающийся к югу , где параллельно ему проходи т система разломов Диамантина. Она представлена несколькими кор откими и узкими горстами и глубокими узки ми грабенами-трогами Обь и Диамантина (максима льная глубина 7102 м ). Зона разломов простирается к востоку почти параллельно северной гра нице срединного хребта (Австрало-Антарктического поднятия ) и затухает южнее Большого Австр алийского залива. Восточно-Индийский хребет и Австрало-Антарктич еское поднятие образуют границ ы восточной части Австрало-Азиатского сегмента ложа Индийского океана . Здесь , несколько южнее 10° ю . ш . с запада на вост ок , протягивается вал типа оводового поднятия с насаженными подводными вулканами , разбитый поперечными разломами на отдельные блоки и известный под названием Кокосового поднятия. Один из Кокосовых островов – атолл Килинг – был впервые описан Ч . Дарвином . Остров Рождества, т акже расположенный в этом районе , представляе т собой поднятый (до высоты 350 м ) коралловый риф. К северу от Кокосового поднятия распо ложена Кокосовая котловина, северная часть которой занята обширным ко нусом выноса мутьевых поток ов , проникающих сюда из Бенгальского залива . Дно южной части котловины характеризуется холмистым рельефом . Имеется несколько крупных подводных гор . К югу от Кокосового поднят ия лежит Западно-австралийская котловина (максимальная глу бина 6218 м ) с исключительно холмистым рельефом . На юге она ограничена Западно-австралийским поднятием , а также порогом , примыкающим к выступу подводной окраины Австралии – плато Кювье. Порог отделяет лежащую южнее котловину Натуралиста с одноименной аб иссальной равниной и мак симальной глубиной 6035 м. Ряд котловин Австрало-Азиатского сектора заканчивается Южно-австралийской котловиной, большую часть дна которой занимает значительная по площади п лоская абиссальная равнина. Антарктический сегмент ложа Инд ийского океана вклю чает три котловины – Аср риканско-Антарктическую , Крозе и Австрало-Антарктическую. Первая из них имеет максимальну ю глубину 6972 м ; большая часть ее дна зан ята обширной плоской абиссальной равниной , сл оженной с поверхности диатомовыми оса дкам и . На севере котловина ограничена вулканическ им плато Крозе, а на востоке – далеко выдвинутым в океан Кергеленским выс тупом подводной окраины Антарк тиды . К северу от плато Крозе расположена котловина Крозе с максимальной глубиной 5625 м и преим уществен но крупнохолмистым вертикальным расч ленением . В Австрало-Антарктнческой котловине (макс имальная глубина 6089 м ) южная часть дна выро внена , в северной преобладает крупнохолмистый рельеф. Тектоника ложа Индийского о кеана. Особенности рельефа ложа Индийско го океана и общая картина сетки разломов позволяют выделить ряд талассосинеклиз – Сомалийскую , Маскаренско-Мадагаскарскую . Аравийскую , Центральную , Кокосовую , Западно-австралийскую , Южно-австралийскую , М озамбикско-Агульясскую , Крозе , Африкано-Антарктичес кую и Австр ало-Антарктическую . Это – устой чивые глыбы или плиты , обладающие общей те нденцией к погружению . Разделяющие их талассоантеклизы, (или талассоантиклинории ) – либо линейно ориентированные сво дово-глыбовые поднятия с выровненными вершинными повер хностями , либо горстовые структуры . К первым относятся Мальд ивский и Ма скаренский хребты , ко вторым – хребты Чейн , Меррей , Восточно-Индийский , Западно-австралийский . Кокосовый ва л занимает промежуточное полож ение . Видимо , это сводовое поднятие , сильно ра збитое разломами и превратившееся в систему горстовых морфоструктур. Раскрытием рифта и разрастанием океанског о дна наиболее убедительно объясняется раздел ение Гондваны на Африканскую , Индийскую и Антарктическую плиты и образование Индийского океана . В пер воначальной схеме Э . Бу лларда (1971) выделялись только эти три плиты и их перемещениями объяснялась история Индийс кого океана . Принималось , что Африканская плит а неподвижна . Однако и при таком допущении остается нерешенным вопрос о динамике Ан тарктической плиты . ОСНОВНЫЕ ЧЕРТ Ы РЕЛЬЕФА ЛОЖА АТЛАНТИЧЕСКОГО ОКЕАНА Главный орографический элемент Атлантического океана – Срединно-Атлантический хребет. Он занимает лишь немногим меньшую площадь , чем собственно ложе океа на (соответственно 24,6 и 37,6%), и дели т весь океан на две примерно одинаковые по площади части. К западу от срединного хребта расположен Ньюфаундлендский хребет . Бермудское п лато , хребет Барракуда , поднятие Сеара , плато Риу-Гранди. Вместе с выступам и подводных окраин материков и Срединно-Атлан тического хребта они делят западную п оловину ложа Атлантического океана на Лабардорскую , Ньюфаундлендскую , Североа мериканскую , Гвианскую (Гайанскую ), Бразильскую и Аргентинскую котловины . Баффиново море и Норвежско-Гренландский бассейн рассматриваются обыч но как части Северного Ледовитого океана. Ньюфаундлендская (максимальная глубина 5160 м ) и Лабрадорская котловины по существу единое целое . Большая ч асть их занята плоской абиссальной равниной , пересеченной в субмеридиональном направлении абиссальной долин ой Хе йзена. С юга Ньюфаундлендская котловина ограждена одноименным хребтом , которы й , как показали сейсмоакустические исследования , представляет собой гигантскую аккумулятивную ф орму , связанную с перемещением осадочного мат ериала донными глубоководными тече ниями. Североамериканская котловина – одна из крупнейших котл овин ложа Атлантического океана (максимальная глубина 7110 м ). Почти в центре северной части котловины расположено Бермуд ское плато. В северной част и котловины выделяются также цепь вулканическ их гор Келвин и вулканический массив Корнер (или Угловое поднятие ). К югу от Бермудского плато простир ается волнистая абиссальная равнина , а по периферии котловины – плоские абиссальные ра внины Сом , Гаттерас и Нарес. С юго-запада котловина граничит с Блейк-Б агамским хребтом – крупной абиссальной ак кумулятивной формой и с В нешним Антильским валом. Вал протягивается вдоль желоба Пуэрто-Рико. Вместе с расположе нным на его продолжении глыбовым хребтом Барракуда он отделяет Североамериканскую котлови ну от Гвианско й. Приток терригенного осадочного мате риала обеспечивает почти повсеместное развитие в пределах Гвианской котловины плоской аби ссальной равнины (равнина Д емерара ). Максимальная глубина Гвианской котловины (5109 м ) приурочена к ее северо-западной части , где преобладает хол мистый рельеф . Небольшим сводово-глыбовым поднятием Сеара (Ил ьин , 1976), осложненным отдельными подводными вулканам и , Гвианская котловина отделена от котловины , Сеара. Ма ксимальная глубина котловины Сеара 4700 м , дно ее занято одноименной п лоской равниной . Следует отметить еще две абиссальные дол ины – долину Вайдл с глубиной вреза до 250 м (сое диняет Североамериканскую и Гвианскую котловины ) и долину Пернамбуко (соединяет Гвианскую и Бразильску ю котловины ). Крупнейшая в западной части океана котловина – Бразильск ая .. Она имеет преимущественно холмистый рельеф дна , а на небольшом участке – равнине Пернамбуко – волнистый . В Бразильско й котловине много подводных вулканов . Некотор ые из них возвышаются вершинами над уровн ем моря и образуют вулкани ческие остр ова (Фернанду-ди-Норонья , Тринидад , Мартин-Вас ). Распо ложение подводных гор подчиняется широтным зо нам разломов. С юга Бразильская котловина отделена от Аргентинской плато Риу-Гран ди. Рельеф плато сложный . На д платообразными поверхностями подним аются отдельные подводные горы . Восточная часть п лато имеет вид узкого , с плоской вершиной хребта , вытянутого в меридиональном направле нии . Между плато и подводной окраиной Южно американского материка проходит абиссальная долина Вима, по которой стекают дон ные воды из Аргентинской котловины в Бразильскую . Большу ю часть дна Аргентинской котловины занимают волнистая равнина и (в восточной части ) рельеф абиссальных холмов . На западной окра ине котловины есть узкая плоская абиссальная равнина , а в южной части – к рупная подводная аккумулятивная форма – хребет Сапиола, образование которого связано с приносо м донных осадков и нефелоидов донным Анта ркитическим течением . Крупных подводных гор в Аргентинской котловине нет , но сейсмоакустич еские профили показывают , что в западной части котловины под толщей осадков погре бено несколько гор до 2 – 2,5 км относительн ой высоты. К югу от Аргентинской котловины наход ится оводовое поднятие – Южноантильский внешний вал с умеренными формами расчленения . Южнее между срединно-океанич еским хребтом и Антарктидой расположена Африка нско-Антарктическая котловина. Усло вная граница между Атлантическим и Индийским океанами проводится по 20° в . д . Если учитывать эту границу , то в Атлантическом океане находится только западная часть кот ловины с обширной плоской абиссальной равниной Уэделла. Для северной части котловины типичен рельеф абиссальных холмов. В восточной части ложа Атлантического океана выделяются Азорско-Биска йский или Б оковой хребет , массив Горриндж с поднятием Мадейра , поднятия Кан арских островов и островов Зеленого Мыса , плато С иерра-Леоне , Гвинейское поднятие и хребет Китовый. Они делят восточную часть Атлан тического океана на Западноев ропейскую (максимальная глубина 5023 м ). Иберийскую (5815 м ), Канарскую (6549 м ), Зеленого Мы са (7282 м ), Сиерра Леоне (6040 м ), Гвинейскую (5215 м ), Ангольскую (6050 м ) и Капскую (5457 м ) котловины . Западное вропейская котловина расположена между Исландско - Фаррерским порогом и подводной возвышен ностью Роколл – погруженными частями подводной окра ин ы Европейского материка (с севера ) и Боковым хребтом (с юга ). Боковой хребет – го рст с несколькими вулканическими вершинами вд оль продольного разлома . Дно котловины – преимущественно холмистая абиссальная равнина , т олько в Бискайском заливе и к севе ро-западу от него протягивается узкая Бискайская плоская равнина. . Дно Западноевропейской котловины с севера на юг прорезает крупная (дли ной около 3500 км ) абиссальная долина Мори , морфологически сходная с долиной Хейзена . На большом протяжении долина со провождается аккумулят ивными валами до 50 м высоты . В северной части котловины выделяются две гигантские аккумулятивные формы – «оса дочные хребты» Гардар и Фени, образовани е которых связывают с усиленным поступлением осадочного материала с Исландско-Фаре рск ого порога . Небольшая Иберийск ая котловина в центральной части занята плоской абиссальной равниной . Он а соединяется с Бискайской равниной ущельем Тэта. К югу от Иберийской котл овины рельеф ложа океана очень пересечен . Его особенности определяются глыбов о-вулканическим хребтом Гориндж с одноименной подводной горой , группой др угих подводных гор и подн ятием . Мадейра. Весь район х арактеризуется обилием подводных вулканов . Дно обширных Канарской (максимальная глубина в одном из океанических трогов 6549 м ) и З еленомысской котловин по строению поверхности может быть разделено на три субмеридиональных зоны : запа дную , холмистую ; среднюю узкую плоскую абиссал ьную равнину ; восточную , в пределах которой океаническая кора полностью перекрыта наклонно й равниной материк ового подножия . Вулкани ческие поднятия Канарских ост ровов (в их числе четыре действующих вулкана ) и остр овов Зеленого Мыса (один действующий ) – также элементы подводной окра ины Африканского материка. Поднятие Сиерра-Леоне отличается ненормально высоким и скоростями сейсмических волн (7,0 – 7,3 км /с ), что связывают с внедрением ультраосновных пород в земную кору и с сильной мета-морфизацией пород коры . Дно небольших котловин Сиерра-Ле оне и Гвине йской занято плоскими равнинам и , окруженными абиссальными хо лмами . Макси мальные глубины котловин соответственно 6040 и 5212 м. На северо-восток от обширного лавового плато , расположенного на восточном фланге С рединно-Атлантического хребта в районе о-ва Св . Елены , протягивается широкое Гвинейское поднятие. Наибол ее характерный элемент поднятия – Камерунская зона разломов, с которой связаны вулканические сооружения подводных гор ВНИРО и Ширшова и о стровов Пагалу (Анобон ), Сан-Томе , Принсипи и Масиас-Нгема-Бийог о (Фернандо По ). Далее зон а разломов протягивается в преде лах А фриканского континента . К ней приурочен дейст вующий вулкан Камерун и группа центрально-сах арских вулканов , среди которых есть действующ ие. Дно Ангольской котловины, лежащей к югу и к югу-востоку от Гвинейского поднятия , также в значительной степени пе рекрыто наклонными шлейфами материкового подножия , в том чис ле – обширным конусом вы носа подводного каньона Конго. Центральная часть котловины – плоская абиссальная равнина , южная часть занята а биссальными холмами . В самом южном углу ко тловины располагаетс я группа подводных го р , имеющих общее основание , из них наиболе е значительная – гора Вю ст (около 4 км относительной высоты ). Китовый хребет – глыбовое горное сооружение . Он с остоит из трех крупных блоков , разделенных седловинами , имеет крутые склоны и уп лощенную вершинную поверхность . Выравненность последней , видимо , в большой (а может быть , и в основной ) степени связана с н акоплением мощной толщи известковых отложений. Капская котловина, расположенная к югу от Китового хр ебта (5457 м ), отличается преимущ ественным разв итием рельефа абиссальных холмов , а также большим числом подводных вулканических гор , с осредоточенных главным образом в южной части котловины . Группа этих гор отделяет Капск ую котловину от котловины . Агульяс, которая в основном может рассматр иваться как элемент ло жа Индийского океана . Морфологически она сход на с Капской котловиной. Считается , что Атлантический океан образо вался как результат раскрытия рифта в осе вой зоне Срединно-Атлантического хребта . Все о собенности рельефа и структуры дна А т лантического океана объясняются взаимными переме щениями четырех главных плит – Американской , Евразийской , Африканской и Антарктической . ХАРАКТЕРНЫЕ Ч ЕРТЫ РЕЛЬЕФА ЛОЖА СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА Северный Ледовитый океан – единственный океан , в предела х которого ложе занимает меньшу ю часть площади океанического дна . Обычно в глубоководной части Северного Ледовитого ок еана выделяют два крупных бассейна – Арктический и Норвежско-Грен-ландский. Особняком расположен б ассейн Баффинова моря, который по природ ным условиям несомненно бли же тяготеет к Северному Ледовитому океану , чем к Атлантическому. Рельеф л ожа Северного Ледовитого океана. В Норвежско-Гренландском бассейне главным орографическим «стволом» сл ужит срединно-океанический хребет . К северо-западу о т хребта лежит Гренландская , к юго-востоку – Норвежская и Лофотенская котловины. Последние две котловины отделены друг от друга погруженным выступом подво дной континентальной окраины – краевым . плато Воринг и расположенными на его продолжении нескольки ми узкими возвышенностями , генетически св язанными с зоной разломов Ян-Майен. Дно Гренландской и Лофотенск ой котловин не отличается сложностью . Большую часть их площади занимают соответственно Гренландская и Лофотенская абиссальные пло ские равнины. Значител ьную площадь в Лофотенской котловине образуют мощный Медвежинский конус выноса, который , видимо , частичн о подстилается океанической земной корой . Обе котловины сравнительно неглубоки (соответственно 4848 и 3220 м ). Значительно сложнее рельеф Норвежской кот ловины . Хребтами Ян-Майенс ким и Норве жским она подразделяется на три довольно самостоятельных бассейна . Самый значительный из них носит название Исландского плато. Это вулканическое лавовое плато ограничено с запада срединным хребтом (Кольбейнсей ), а с в ос тока – хребтом Ян-М аиен, сводовым меридионально вы тянутым поднятием . со слабо расчлененными скл онами и уплощенной вершинной поверхностью . От района его причленения к Фарерско-Исландском у порогу в северо-восточном направлении отход ит Норвежский хребет. Он состоит из группы подв одных гор и гряд , протягивающихся вдоль че тко выраженной ложбины типа узкого грабена . Юго-восточнее Норвежского хребта рельеф дна котловины представлен плоской абиссальной равн иной , северо-западнее – абиссальными холмами . В этом райо н е находится самое глубокое место котловины – 3921 м. Баффиново море, как упоминалось , целесообразно считать также частью Северного Ледовитого океана . Кот ловина его отделена от Атлантического океана относительно высоким Дэвисов ым порогом, сложенным , вероятн о , континентальной земной корой . Рельеф дна глубоководной котловины Баффинова моря представлен плоской абиссальной равниной в центральной части котловины и абиссальными холмами и волнистой равниной по ее пер иферии. Основную часть Северного Ледовитого океан а занимает Арктический бассейн с окру жающими его подводными окраинами Северной Аме рики и Евразии . Согласно этим представлениям , вдоль евроазиатского материкового подножия протягивается хребет Гаккеля – самое северное звено пл анетарной системы срединно-океа нических хребт ов . Параллельно ему между шельфом Новосибирск их островов и Землей Пири (северная оконеч ность Гренландии ) вблизи полюса расположен ма ссивный , со слабо расчлененными склонами и уплощенной вершиной хребет Ломоносова, который следует отн ести к св одово-глыбовым хребтам . Следующий пояс поднятий образуют п лато Арлюс , глыбовый хребет Менделеева, такого же происхождения хребет или плато Альфа. Назван ные поднятия делят Арктический бассейн на несколько котловин. Между материковым подножием Евразии и хреб том Гаккеля расположена узкая котловина Нансена (максимальная глубина 3925 м ), большая часть которой занята абиссальной равниной Баренц. Между хребт ами Гаккеля и Ломоносова лежит котловина Амундсена с обширной плоской абиссальной равниной (са мая глубокая в Арктическом бассейне оке ана – максимальная глубина 4316 м ). Между пла то Альфа и хребтом Ломоносова расположена котловина Макарова с максимальной глубиной 3863 м . Дно кот ловины – плоская абиссальная равнина (равнина Флетчер ). Менее глубоководную (менее 3 т ыс . м ) часть океана между хребтами Ломоносова и Менделеева выделяют как котловину Толля, или котловину Подводников (2792 м ). Дно ее занято абиссальной равниной Врангеля. Между подводной окраиной Северной Амер ики и хребтом Менделеева с плато Альфа простирае тся самая большая котловина С еверного Ледовитого океана – Канадская или Бофорта. Ее максима льная глубина 4108 м , большая часть ее дна лежит на глубинах 3500 м . С запада котловин а ограничена Чукотским выступ ом – краевым плато , относя щимся к подводной конти нентальной окраине . Большую часть дна котловины занимают обш ирные плоские абиссальные равнины (Канадская и Менделеева ), а юго-западную часть – мощный конус выноса Макензи. Н а окраине котловины , примыкающей к плато А льфа , выделяется несколько подводных гор. ЗАКЛЮЧЕНИЕ. Специфика о своения Мирового океана настолько своеобразна и значение для всего живого на Земле так велико , что проблемы Мирового океана вообще , и рельефа дна в частности , заним ают важное место в системе наук о зем ле . Мировой океан обеспеч ивает дальнейшее развитие жизни на Земле благодаря своей роли регулятора температуры , производителя к ислорода и другим важнейшим функциям . Сегодня наиболее важной становится экологическая про блема и защита океана от последствий возд ействия человека. Сегодн я еще очень мало использует ся энергия океана (волн , приливов , химической и температурной неоднородности водной среды ), как один из видов возобновляемой экологиче ски чистой энергии . С учетом того , что энергия приливов по оценке ученых , в 2000 раз превышает годовой запас энергии в сех рек мира , данное направление в развити и мировой энергетики рассматривается как перс пективное . Постоянным возобновляемым ресурсом явл яется и кинетическая энергия волн и именн о в шельфовой зоне она достигает высокой концентрации . П ерспективным остается вопрос использования энергии течений Успехи современной радиоэлектроники способ ствовали дальнейшему развитию кабельной связи в морях о океанах , которая рационально дополняет космические системы связи с использ ованием искусственных с путников Земли . Им енно рельефом дна определяется оптимальный пу ть прокладки таких коммуникаций. Помимо всех перечисленных аспектов океан по-прежнему привлекает романтикой и неизведа нностью , что пробуждает научный и познаватель ный интерес . Украина – морская держава , имеющая значительную протяженность береговой линии на побережье Азовского и Черного морей . Кроме того , отечественными исследованиями в области мирской геологии и картографир ования морского дна внесен значительный вклад в изучение Мирового океана. Продолжая традиции научной школы , было бы замечательн о практический курс океанологии дополнить не посредственными наблюдениями на море , для чег о предусмотреть студенческую практику с С.Н.Ли согором хотя бы в акватории Одессы или Крымских бухтах. Литерату ра. 1. Л еонтьев О.К . Морская геология (Основы геологии и геоморфол огии дна Мирового океана ) М ., 1982. 2. Богданов Ю.А ., Каплин П.А ., Николаев С.Д . Происхождение и развитие океана М .,1978. 3. Физическая ге ография материков и океанов . Под ред . А.М.Ря бчиков а , М .,1988. 4. Проблемы иссл едования и освоения мирового океана . Под р ед . А.И.Вознесенского Ленинград , 1979. 5. Канев В.Ф . Рельеф дна Индийского океана . М ., 1979. 6. Неспокойный л андшафт Под ред . Д.Брансден и Дж.Дорнкемпа . М ., 1981. 7. Энциклопедия для дет ей : т .3. География – сост . С.Т .Измаилова . Москва , «Аванта +» 1994.
1Архитектура и строительство
2Астрономия, авиация, космонавтика
 
3Безопасность жизнедеятельности
4Биология
 
5Военная кафедра, гражданская оборона
 
6География, экономическая география
7Геология и геодезия
8Государственное регулирование и налоги
 
9Естествознание
 
10Журналистика
 
11Законодательство и право
12Адвокатура
13Административное право
14Арбитражное процессуальное право
15Банковское право
16Государство и право
17Гражданское право и процесс
18Жилищное право
19Законодательство зарубежных стран
20Земельное право
21Конституционное право
22Конституционное право зарубежных стран
23Международное право
24Муниципальное право
25Налоговое право
26Римское право
27Семейное право
28Таможенное право
29Трудовое право
30Уголовное право и процесс
31Финансовое право
32Хозяйственное право
33Экологическое право
34Юриспруденция
 
35Иностранные языки
36Информатика, информационные технологии
37Базы данных
38Компьютерные сети
39Программирование
40Искусство и культура
41Краеведение
42Культурология
43Музыка
44История
45Биографии
46Историческая личность
47Литература
 
48Маркетинг и реклама
49Математика
50Медицина и здоровье
51Менеджмент
52Антикризисное управление
53Делопроизводство и документооборот
54Логистика
 
55Педагогика
56Политология
57Правоохранительные органы
58Криминалистика и криминология
59Прочее
60Психология
61Юридическая психология
 
62Радиоэлектроника
63Религия
 
64Сельское хозяйство и землепользование
65Социология
66Страхование
 
67Технологии
68Материаловедение
69Машиностроение
70Металлургия
71Транспорт
72Туризм
 
73Физика
74Физкультура и спорт
75Философия
 
76Химия
 
77Экология, охрана природы
78Экономика и финансы
79Анализ хозяйственной деятельности
80Банковское дело и кредитование
81Биржевое дело
82Бухгалтерский учет и аудит
83История экономических учений
84Международные отношения
85Предпринимательство, бизнес, микроэкономика
86Финансы
87Ценные бумаги и фондовый рынок
88Экономика предприятия
89Экономико-математическое моделирование
90Экономическая теория

 Анекдоты - это почти как рефераты, только короткие и смешные Следующий
- Санкт-Петербург намерен выдвинуть свою кандидатуру на проведение летней Олимпиады в 2024 году? Что ты скажешь за это?
- Таки скажу, что все по правилам: сочинку расписали, пора приступать к ленинградке.
Anekdot.ru

Узнайте стоимость курсовой, диплома, реферата на заказ.

Обратите внимание, реферат по географии, экономической географии "Рельеф дна мирового океана", также как и все другие рефераты, курсовые, дипломные и другие работы вы можете скачать бесплатно.

Смотрите также:


Банк рефератов - РефератБанк.ру
© РефератБанк, 2002 - 2016
Рейтинг@Mail.ru