Загальні риси рельєфу дна Світового океану
Саме загальне уявлення про характер рельєфу дна Світового океану дає батиграфической крива. Вона показує розподіл площі дна океану з різних щаблях глибини. Дослідження в Атлантичному, Тихому та Індійському океанах показали, що від 73,2 до 78,8% площі дна океанів лежить на глибинах від 3 до 6 км, від 14,5 до 17,2% дна океанів - на глибинах від 200 м до 3 км, і тільки 4,8-8,8% площі океанів мають глибину менше 200 м.
Різко відрізняється від всіх інших океанів структурою батиграфической кривої Північний Льодовитий океан. Тут простір дна з глибинами мене 200 м займають 44,3%, з глибинами від 3 до 6 км всього лише 27,7%.
Залежно від глибини океан зазвичай поділяють на такі батиметрические зони:
- літоральних або прибережну, обмежену глибинами в кілька метрів;
- нерітовую - до глибин порядку 200 м;
- батіальних - з глибинами до 3 км;
- абісальну з глибинами від 3 до 6 км;
- гіпабіссальних з глибинами понад 6 км.
Прикордонні глибини цих зон досить умовні. В окремих конкретних випадках вони можуть сильно зрушуватися. Наприклад, в Чорному морі абиссаль починається з глибини 2 км
Насправді батиграфической крива не може служити джерелом для отримання уявлення про основні елементи рельєфу дна Світового океану. Але ще з часів Г. Вагнера (з кінця XIX століття) встановилася традиція ототожнювати різні ділянки цієї кривої з основними елементами рельєфу на дні Світового океану.
На дні Світового океану виділяють найбільші елементи, до яких відносяться геотекстур або планетарні морфоструктури:
- підводні окраїни материків;
- перехідні зони;
- ложе океану;
- серединно-океанічні хребти.
Ці найбільші елементи виділяють на основі корінних відмінностей в будові рельєфу твердої земної поверхні і різних типів земної кори.
Планетарні морфоструктури дна Світового океану в свою чергу поділяються на морфоструктури другого порядку:
Підводні окраїни материків складаються:
Перехідні зони діляться на перехідні області, кожна з яких представлена:
- улоговиною околичного моря;
- острівної дугою;
- глибоководним жолобом.
Ложе океану складається:
- з океанічних улоговин різних типів;
- океанічних підняттів різних типів.
Серединно-океанічні хребти поділяються:
Підводні окраїни материків
Шельф - щодо вирівняна мілководна частина океанічного дна. Він прилягає до берега моря або океану. Іноді шельф називають материкової обмілини. Його прорізають численні затоплення, полупогребенние пізнішими донними відкладеннями річкові долини. На шельфах знаходяться в зоні четвертинних зледенінь виявляються різні сліди рельєфоутворюючі діяльності льодовиків: шліфовані скелі, «баранячі лоби», крайові морени.
На шельфах широко поширені древні континентальні відкладення. Все це свідчить про недавньому існування суші на місці шельфу.
Таким чином, шельф утворився в результаті новітнього затоплення колишньої прибережної суші водами океану. Затоплення сталося внаслідок підйому рівня Світового океану після закінчення останнього заледеніння.
На шельфі протікає діяльність сучасних рельєфоутворюючих агентів:
- абразійні і акумулятивна діяльність морського хвилювання;
- діяльність морських припливів;
- діяльність коралових поліпів і вапняних водоростей тропічних і екваторіальних морів.
Особливий інтерес представляють широкі шельфи, що примикають до великих прибережних рівнин. У межах рівнин виявляються і розробляються нафтогазові родовища. Нерідко ці родовища тривають і в межі шельфу. В даний час відомо чимало прикладів інтенсивної розробки таких родовищ. Все це говорить про спільність геологічної будови шельфу і прилеглої до неї суші.
Не менший практичний інтерес мають рибні багатства шельфу. Великі ресурси шельфу щодо запасів будівельних матеріалів.
Материковий схил. Шельф з боку океану окреслено морфологічно вираженою кордоном - бровкою шельфу (різкий перегин профілю). За бровкою шельфу відразу ж починається різке збільшення крутизни дна - зона дна з крутими схилами. Ця зона простежується в межах глибин від 100-200 м і до 3-3,5 км, і отримала назву материкового схилу.
Характерними особливостями материкового схилу є:
- глибоке поперечне, по відношенню до його подовжньому профілю, розчленовування долінообразнимі формами - підводними каньйонами. Передбачається, що підводні каньйони мають комплексне походження. Первинні форми каньйонів формуються під дією тектонічних розломів. Вторинні форми утворюються в результаті впливу каламутних потоків на первинні форми. Каламутні потоки розробляють раніше існуючі каньйони. Каламутні потоки - це рухомі під дією сили тяжіння потоки суспензії зваженого осадового матеріалу.
- часто зустрічається ступенчатость профілю. Материках в цілому притаманні висхідні вертикальні рухи земної кори, а ложу океану - прогинання, опускання. В результаті утворюється ступінчастий профіль материкового схилу. На материковому схилі протікають такі гравітаційні процеси як підводні зсуви і кріп. Гравітаційні процеси на материковому схилі в сукупності представляють собою найважливіший механізм переміщення осадового матеріалу з шельфу і верхньої частини материкового схилу на великі глибини. Переміщення осадового матеріалу по ступінчастому схилу здійснюється наступним чином: осадовий матеріал доходить до ступеня, максимально накопичується, а потім відбувається його скидання на щабель. Така картина характерна, наприклад для Патагонского шельфу в Атлантичному океані. Причому окремі ступені материкового схилу можуть бути сильно розвинені в ширину. Вони отримали назву крайових плато.
- нерідко зустрічається моноклінна структура материкового схилу. В цьому випадку материковий схил виявляється складеним серією похилих осадових шарів. Шари послідовно нарощують схил і тим самим обумовлюють його висунення в бік океану. Останнім часом з'ясовано, що материковий схил має рясне живе населення. Багато промислові риби ловляться саме в межах материкового схилу.
Материкове підніжжя - це найбільша акумулятивна форма рельєфу дна океану.
Зазвичай це хвиляста похила рівнина, яка примикає до основи материкового схилу. Її походження пов'язане з накопиченням величезних мас осадового матеріалу і відкладенням його в глибокому прогині земної кори. Осадовий матеріал переміщається сюди під дією гравітаційних процесів і течій. Таким чином, прогин виявляється похованим під цими опадами. Там, де кількість опадів особливо велике, зовнішня межа «лінзи» опадів висунута в межі ложа океану. В результаті під опадами виявляється похованою вже океанічна земна кора.
До материкового підніжжя приурочена також діяльність донних абісальних течій. Ці течії формують глибинні придонні водні маси океану. Абісальні течії переміщують в зоні материкового підніжжя величезні маси напівзваженого осадового матеріалу. Причому це переміщення відбувається паралельно підставі материкового схилу. Великі маси опадів випадають з водної товщі по шляху проходження течій. З цього матеріалу будуються величезні донні акумулятивні форми рельєфу - осадові хребти.
В інших випадках між підставою материкового схилу і ложем океану замість гірничо-горбистого рельєфу розташовується вузька глибока западина, з вирівняним під дією акумуляції дном.
У сукупності підводна окраїна материкового схилу може розглядатися як гігантський масив «континентальної тераси». У свою чергу ця тераса є зосередженням осадового матеріалу на дні океану. Завдяки акумуляції опадів ця тераса має тенденцію до висунення в океан і «наползаніем» на периферичні ділянки океанічної кори.
Оскільки материки - це виступи земної поверхні, тобто об'ємні тіла, то материкову мілину можна розглядати як частину поверхні материка, затоплену водами океану. Материковий схил - як схил, «торець» материкової брили. Причому материковий схил і материкова мілина морфологічно являють собою єдину систему. Материкове підніжжя також тяжіє до цієї системи. Таким чином, разом вони утворюють морфоструктуру першого порядку - підводну окраїну материків.
перехідні зони
На більшій частині периферії Атлантичного, Індійського і всього Північного Льодовитого океанів підводні окраїни материків безпосередньо контактують з ложем океану.
На периферії Тихого океану в районі Карибського моря і моря Скотія, а також на північно-східній околиці Індійського океану виявлені більш складні системи переходу від континенту до океану. На всьому протязі західної окраїни Тихого океану від Берингової моря до нової Зеландії між підводними окраїнами материків і ложем океану лежить велика перехідна зона.
У найбільш типовому вигляді перехідні зони представлені у вигляді комплексу трьох великих елементів рельєфу:
- улоговин околичних морів;
- острівних дуг - гірських систем, відгороджують улоговини окраїнних морів від океану і увінчаних островами;
- глибоководних жолобів - вузьких, дуже глибоких западин (депресій), зазвичай із зовнішнього боку острівних дуг. Причому в депресіях відзначаються найбільші глибини океанів.
Улоговини окраїнних морів. Моря, як правило, глибокі. Нерідко в морях дно нерівне і рясніє горами, пагорбами, височинами. Потужність опадів в таких морях невелика.
В інших морях дно ідеально вирівняно, а потужність опадів перевищує 2-3 км. Причому саме опади вирівнюють рельєф, шляхом поховання корінних нерівностей.
Земна кора під улоговинами окраїнних морів є субокеанічним.
Острівні дуги в деяких випадках увінчані вулканами. Багато з них діючі. Більше 70% діючих вулканів приурочені саме до острівних дуг. Найбільші з хребтів виступають над рівнем моря і утворюють острови (наприклад, Курильські).
Зустрічаються перехідні області, в яких не одна, а кілька острівних дуг. Іноді різновікові дуги зливаються один з одним, утворюючи великі масиви острівної суші. Таким масивів, наприклад, властиві острова Сулавесі і Хальмагера. Найбільшим острівним масивом є Японська острівна дуга. Під такими великими острівними масивами нерідко виявляється земна кора континентального типу. Найважливішою рисою перехідної зони є висока ступінь сейсмічності.
- поверхневих землетрусів (30-50 км). Вони зосереджені головним чином в глибоководних жолобах і на зовнішньому краї острівних дуг;
- среднефокусних землетрусів - 300-50 км;
- глубокофокусних землетрусів - глибина більше 300 км. Ці епіцентри припадають в основному на глибоководні улоговини окраїнних морів.
Всі осередки землетрусів приурочені до деяких зон, які йдуть від поверхні Землі в її надра. Ці зони звуться зон Бениоффа-Заварицкого. Вони йдуть під окраїнні моря або навіть під околицю материка і нахилені під кутом 30-60. Це зони підвищеної нестійкості речовини слагающего Землю. Вони пронизують земну кору, верхню мантію і закінчуються на глибинах до 700 км.
Таким чином, перехідні зони відрізняються різкими контрастами глибин і висот, а також великою кількістю вулканів.
Перехідним зонам характерний геосинклінальний тип земної кори.
ложе океану
Рельєф ложа океану характеризується поєднанням:
- обширних улоговин;
- поділяють ці улоговини підняттів.
Улоговини ложа океану. Дно улоговин майже повсюдно відрізняється підвищеним розповсюдженням горбистого рельєфу - рельєфу абісальних пагорбів. Абісальні пагорби - це підводні піднесення висотою від декількох метрів і до 500 м. У поперечнику пагорби досягають розмірів від 1 до декількох десятків км. Абісальні пагорби утворюють на дні улоговин скупчення, які займають великі площі. Майже всюди абісальні пагорби плащеобразно покриті донними відкладеннями.
Там, де потужність опадів велика, горбистий рельєф змінюється хвилястими абісальними рівнинами.
Там, де опади повністю ховають нерівності корінного ложа, утворюються плоскі Абісальна рівнини. Вони займають не більше 8% площі дна улоговин.
Над дном улоговин підносяться підводні гори. Це окремо стоять гори, що мають переважно вулканічне походження. Деякі з них настільки високі, що їх вершини виступають над рівнем океану і утворюють вулканічні острова.
Місцями в межах ложа виявляються долини. Їх довжина може досягати кілька тисяч кілометрів. Їх утворення пов'язане з діяльністю придонних течій і каламутних потоків.
Підняття ложа океану неоднорідні. Більшість підняттів лінійно орієнтовані і їх прийнято називати океанічними (але не серединно-океанічними) хребтами. Морфологічно океанічні хребти поділяються:
- на океанічні вали (склепінні вали);
- сводово-брилові хребти;
- брилові хребти.
Крім хребтів в поднятиях ложа океану виділяють океанічні височини. Вони відрізняються:
- великою шириною поверхні вершини;
- відносної ізометрічниє контури.
Якщо така піднесеність по краях різко вираженими уступами, то її називають океанічних плато (наприклад, Бермудські плато в Атлантичному океані).
На ложе океанів не буває землетрусів. Однак в деяких хребтах і навіть в окремо розташованих горах проявляється сучасний вулканізм.
Характерною рисою рельєфу і тектоніки ложа океану є зони океанічних розломів. До них відносяться:
- глибові (горстові) хребти, лінійно розташовані форми рельєфу;
- западини-грабени, що протягуються на сотні і тисячі кілометрів. Вони утворюють глибокі океанічні троги, січні рифтові і флангові зони серединно-океанічних хребтів.
Серединно-океанічні хребти
Серединно-океанічні хребти були виділені в 50-60-х роках минулого століття. Система серединно-океанічних хребтів простягається через всі океани. Вона починається в Північному Льодовитому океані, триває в Атлантичному океані, йде в Індійський океан і переходить в Тихий океан. Вивчення рельєфу цієї системи показує, що, по суті, це система нагір'їв, що складаються з ряду хребтів. Ширина такого нагір'я може досягати 1000 км. Загальна протяжність всієї системи перевищує 60 тис. Км. В цілому це найграндіозніша гірська система на Землі, рівної якій немає на суші.
У серединно-океанічних хребтах виділяють: рифтові і флангові зони.
Для осьової частини системи притаманна рифтова структура. Вона розбита розломами того ж походження, що і хребет. У власне осьової частини ці розломи утворюють депресії - рифтові долини. Рифтові долини перетинаються з поперечними жолобами, які приурочені до зон поперечних розломів. У більшості випадків жолоби більш глибокі, ніж рифтові долини. Жолоби характеризуються максимальними глибинами.
По обидва боки від рифтової зони простягаються флангові зони системи. Вони також мають гірський рельєф, але мене розчленований і менш різкий, ніж в рифтової зоні. Периферичної частини флангових зон притаманний низькогірний рельєф, який поступово переходить в горбистий рельєф ложе океану.
Серединно-океанічних хребтах притаманні також вулканізм і високий ступінь сейсмічності. Тут поширені виключно поверхневі землетруси з глибинами вогнищ не більше 30-50 км.
Серединно-океанічних хребтах властиві особливі риси будови земної кори. Під осадовим шаром мінливою потужності в серединно-океанічних хребтах залягає шар земної кори більш щільний, ніж базальтовий. Дослідження показали широке поширення порід властивих мантії Землі. У зв'язку з цим виникла гіпотеза тектоніки літосферних плит, гіпотеза розростання ( «спрединга») океанічної кори і величезних переміщень літосферних плит в зоні приуроченої до серединно-океанічних хребтах. Таким чином, тип кори для зони серединно-океанічних хребтів носить назву ріфтогенального.