Київський національний університет ім. Тараса Шевченка

географічний факультет

Рельєф дна світового океану

Реферат по океанології

студента 2-го курсу групи ЄСГ

Кислякова Олександра Сергійовича

Київ, листопад 2000

зміст реферату:

Введення.

I. Загальні риси рельєфу морського дна.

II. Особливості будови земної кори під морями й океанами.

III. Геоморфологічні процеси.

IV. Серединно-океанічні хребти.

V. Основні риси рельєфу ложа океанів

Висновок.

Література.

ВСТУП.

У міру накопичення відомостей про рельєф земної поверхні формувалися наукові уявлення і про будову дна Світового океану. Геоморфологія морського дна і сьогодні є найважливішим засобом пізнання структури, динамічних процесів і історії формування океану, що зберігає таємниці розвитку і еволюції планети Земля.

Пізнання геологічної будови тільки материків не давало відповіді на питання про походження земної кори, її зміну в часі і просторі, не пояснювало навіть очевидних закономірностей геометричного збігу контурів розділених океаном материків. Виявлення планетарної системи серединно-океанічекіх хребтів підтвердило гіпотезу про спредінге (розширення) морського дна і дрейфі літосферних плит від ліній висхідних конвективних потоків мантійних речовини і зануренні (субдукції) інших ділянок плит на активних околицях континентів.

Крім теоретичних основ глобальної тектоніки та геології вивчення рельєфу дна Світового океану мало прикладне значення для встановлення закономірностей розміщення донних корисних копалин. Ця проблема актуальна для багатьох країн світу вже сьогодні і в майбутньому буде мати ще більше значення, оскільки виснаження запасів корисних копалин у наземних родовищах, а також обмеження їх видобутку за екологічними чи економічними показниками, дозволяє розглядати Світовий океан як потенційне джерело найважливіших видів сировини в майбутньому.

Розподіл біологічних ресурсів Світового океану також знаходиться у взаємозв'язку з будовою дна і закономірностями розподілу морських глибин. Крім того, біосфера Землі, зародившись в глибинах океану, і сьогодні чутливо реагує на стан водної оболонки планети.

Відомості про гіпсометріі морського дна мають практичне застосування для навігаційних цілей, прокладки трубопроводів по морському дну, облік динаміки берегових ліній необхідний для проектних і будівельних робіт у прибережній зоні, для прогнозу зсувних і абразійних процесів, особливо для острівних держав і прибережних територій.

Оскільки у вивченні дна Світового океану існує ще багато невирішених проблем і цікавих питань, в даній роботі на основі аналізу літературного матеріалу зроблено спробу оцінки тих відомостей, якими науки геоморфологія і морська геологія мають у своєму розпорядженні сьогодні і дана характеристика рельєфу дна чотирьох океанів планети, що дозволяє виділити як загальні закономірності так і особливості в будові окремих ділянок Світового океану. Глава I. ЗАГАЛЬНІ РИСИ РЕЛЬЄФУ ДНА СВІТОВОГО ОКЕАНУ

Середня глибина Світового океану, що покриває понад 70% земної поверхні, близько 4 км. Це незначна величина в порівнянні із загальною довжиною земного радіусу (усього 0,06%), але цілком достатня для того, щоб зробити дно Світового океану недосяжним для безпосереднього дослідження звичайними геологічними і геоморфологічними методами, якими користуються при польових роботах на суші. Подальше вивчення рельєфу морського дна показало помилковість колишніх уявлень про монотонності і простоті будови рельєфу дна океану.

Одним з найважливіших засобів пізнання будови морського дна з'явилося ехолотірованіе, яку протягом 40 -- 60-х років нашого століття досягла великих успіхів, і зараз ми маємо в своєму розпорядженні повноцінними батіметріческімі картами океанів і морів, не йдуть ні в яке порівняння з довоєнними морськими картами. У ці ж роки з'явилися і деякі прилади, що дозволили хоча б частково поповнити зоровими враженнями дані ехолотірованія про вигляд морського дна. До їх числа відносяться акваланги, спусковий апарат та інші дослідницькі апарати типу підводних човнів; підводні фотоапарати, що дозволяють фотографувати глибоководні ділянки дна; підводне телебачення та ін Вже в 50-х роках стала застосовуватися спеціалізована аерофотозйомки, що дає фотозображення дна на малих глибинах. Ці та подібні їм технічні засоби дозволяють бачити морське дно, а не тільки знати, як змінюються в його межах позначки глибин. Проте можливості візуального обстеження дна залишаються ще досить обмеженими, у зв'язку з чим сучасні уявлення про закономірності поширення та розвитку різних форм і комплексів форм підводного рельєфу продовжують грунтуватися переважно на результатах ехолотірованія. Природно, що ці уявлення тим точніші і близькі до істини, ніж точніше методика і гущі мережа ехолотних промірів. Деякі райони прибережного мілководдя вивчені з точністю, близької до точності топографічної вивченості рельєфу суші. У той же час є величезні простори морського дна (у південно-східній частині Тихого океану, в південній частині Атлантичного океану та ін), про морфології яких подання найзагальніші і дуже приблизні. До цих пір існують значні труднощі у просторової, топографічної прив'язці точок спостережень, яка при всіх новітніх досягнень у цьому напрямку залишається в більшості випадків менше, точної, ніж на суші.

Великі труднощі також стоять на шляху вивчення геологічної будови дна океанів. Приблизно до 50-х років нашого століття практично єдиними засобами геологічних досліджень дна океанів і морів були грунтові трубки, дночерпателі і драг. За останню чверть століття основна частка даних про геологічну будову дна океанів була отримана завдяки широкому впровадженню в практику досліджень різних геофізичних методів. Однак вони при всій ефективності залишаються непрямими методами геологічного вивчення. Серед геофізичних методів, безумовно, перше місце належить морський сейсморозвідці і її різних модифікацій. Потім слідують гравіметричні, магнітометричні, геотермічні дослідження. Все більш широке застосування в морських геологічних дослідженнях отримують різні геохімічні методи, у тому числі методи радіоізотопної геохронології.

Батіграфіческая крива. Загальне уявлення про розподіл земної поверхні сходами висот і глибин дає гіпсографіческая крива. За способом побудови це кумулятивний графік розподілу висот і глибин.

Порівнюючи батіграфіческіе криві окремих океанів і Світового океану в цілому бачимо, що в Тихому, Індійському та Атлантичному океанах розподіл глибин дуже схоже і слід тим самим закономірностям, що і розподіл глибин по всьому Світовому океану. Від 73,2 до 78,8% площі дна океанів лежить на глибинах від 3000 до 6000 м, від 14,5 до 17,2% - на глибинах від 200 до 3000 м і тільки 4,8 - 8,8% площі океанів мають глибини менш 200 м. Відповідні цифри для Світового океану 73,8, 16,5 і 7,2%.

Різко відрізняється структурою батіграфіческой кривий Північний Льодовитий океан, де простору дна з глибинами менше 200 м займають 44,3%, а глибини, найбільш характерні для всіх океанів (тобто від 3000 до 6000 м), - всього 27,7%. Ця особливість батіграфіческой кривий наближає Північний Льодовитий океан до великих глибоководним морів типу Середземного або Карибського (Степанов, 1959).

Безсумнівно, глибина моря чи океану - одна з найважливіших умов для розвитку різних природних процесів, і насамперед - розвитку життя і осадкообразованія, важлива умова формування рельєфу і динаміки геологічних процесів. Залежно від глибини океан зазвичай поділяють на батіметріческіе зони:

1) літоральної, тобто прибережну, обмежену глибинами в кілька метрів;

2) нерітовую - до глибин близько 200 м »

3) батіальную - до 3 тис. м;

4) Абісальна - від 3 тис. до б тис. м;

5) гіпабіссальную - глибину > 6 тис. м.

Прикордонні глибини досить умовні, в окремих конкретних випадках вони сильно зсуваються. Так, у Чорному морі абіссаль рахується з глибини 2 тис. м.

Ще з часів Г. Вагнера (1912) встановилася традиція вважати, що різні ділянки гіпсографіческой кривий прямо відповідають основним елементам рельєфу дна Світового океану. Так, відрізок кривої між відмітками 0 і 200 м ототожнюється з материкової мілиною - мілководій, більш-менш вирівняною поверхнею дна, облямовує зазвичай материки і великі острови (в останньому випадку нерідко застосовується термін «. острівна обмілина»). Нижче за позначку 200 м йде щодо крутий ділянка кривої, що відповідає так званим материкового схилу - зоні океанського дна, що характеризується крутими схилами поверхні і обмежує знизу материкову мілину. Далі розташовується знову виположенний ділянка кривої, відповідний ложу океану - порівняно вирівняною глибоководної частини дна океану, що лежить на глибинах більше

3 тис. м. Самий нижній і крутий ділянку батіграфіческой кривий зіставляють з так званими глибоководними западинами, тобто ділянками дна океану, які мають глибину більше 6 тис. м. Переважна частина площі дна океану з глибинами понад 6 тис. м припадає на Тихий океан, в Північному Льодовитому океані такі глибини взагалі відсутні.

Насправді гіпсографіческая крива за призначенням і способу побудови не може служити джерелом для отримання уявлення про основні елементи донного рельєфу. Дійсно на дні Світового океану є і шельфи, і материкові схили, і ложе океану, але названі поняття таксономічний далеко нерівнозначні, і їхнє існування встановлюється не з гіпсографіческой кривої, а з конкретних даних про рельєф дна різних морів і океанів. Крім того, цими елементами не вичерпується перелік найбільших елементів рельєфу океанського дна, тобто є і такі елементи, які не входять ні в шельф, ні в материковий схил, ні в ложі океану. На дні океану, як і на поверхні суші, є і гори, і височини, і рівнини.

При складанні гіпсографіческой кривої в кожному випадку підсумовуються площі ділянок земної поверхні, що лежать в певному інтервалі висот або глибин, незалежно від того, до якого елементу рельєфу відносяться ці ділянки. Так, високі рівнини, нерідко досить великі (Мексиканська висока рівнина та ін), за гіпсографіческому положенню опиняються в інтервалі висот, що відповідає верхній крутий -- «Гірської» частини гіпсографіческой кривої. В океані глибини менше 3 тис. м можуть бути не тільки в межах материкового схилу, але і на схилах підводних хребтів. Вже одне те, що на гіпсографіческой кривий підводні гірські споруди отримують лише приховане відображення (в інтервалі глибин, що приписуються материкового схилу), говорить про неприйнятність виведення уявлення про основні елементи рельєфу на основі прямого різдва обрисів цієї кривий.

Основні риси рельєфу дна Світового океану за морфологічними даними. Сучасні дані свідчать про досить значному і різноманітному розчленовування рельєфу морського дна. Всупереч колишнім уявленням в межах дна океанів найбільш поширений горбистий і гірський рельєф (мал.). Рівні поверхні зазвичай спостерігаються поблизу суші, в межах материкової мілини, і в деяких глибоководних улоговинах, де нерівності «корінного» рельєфу поховані під могутнім шаром пухких опадів. Істотна зовнішня особливість рельєфу дна морів і океанів - переважання замкнутих негативних елементів: улоговин і вузьких желобообразних западин різних розмірів. Для рельєфу океанського дна характерні також поодинокі гори, у великій кількості зустрічаються серед горбистих або вирівняних просторів, що займають днища великих улоговин. На суші, як відомо, такі «острівні» гори зустрічаються лише в дуже специфічних умовах. Рідкісні у порівнянні із сушею лінійні долінообразние форми. Гірські системи, як і на суші, мають лінійну орієнтування, в більшості випадків значно перевершують гірські системи континентів по ширині, протяжності і площі, не поступаються їм у великомасштабної вертикальної розчленованості. Банки гірська система Землі - це система так званих серединно-океанічних хребтів. Вона простягається безперервною смугою через всі океани, загальна довжина її більш 60 тис. км, площа складає більше 15% земної поверхні.

Складно побудовані на околиці зони океанів отримали назву перехідних зон. Крім описаних вище характерних рис рельєфу перехідні зони виділяються також великою кількістю вулканів, різкими контрастами глибин і висот. Більшість їх знаходиться на окраїнах Тихого океану. Максимальні глибини океанів приурочені саме до глибоководних жолобів перехідних зон, а не до власне ложу океану.

У найбільш типовому вигляді перехідні зони, таким чином, представлені у вигляді комплексів трьох великих елементів рельєфу: улоговин глибоководних окраїнних морів; гірських систем, відгороджують улоговини від океану і увінчаних островами, острівних дуг; вузьких желобообразних западин, розташованих зазвичай із зовнішнього боку острівних дуг, - глибоководних жолобів. Таке закономірне поєднання перерахованих елементів явно вказує на їхню єдність і генетичну взаємозв'язок. У будові, деяких перехідних зон є помітні відхилення від цієї типової схеми.

Морфологічно материкова мілину і материковий схил - єдина система. Оскільки материки - це виступи земної поверхні, тобто об'ємні тіла, то материкову обмілина можна розглядати як частину поверхні материка, затоплену водами океану, а материковий схил - як схил материкової брили. Таким чином, на основі тільки морфологічних особливостей намічається досить чітке поділ дна Світового океану на наступні основні елементи:

підводну окраїну материка, що складається з материкової мілини, материкового схилу і материкового підніжжя;

перехідну зону, що складається звичайно з улоговини окраїнного глибоководного моря, острівної дуги та глибоководного жолоба;

ложе океану, що являє собою комплекс океанічних улоговин і підняттів;

серединно-океанічні хребти. Глава II. ОСНОВНІ ОСОБЛИВОСТІ будову земної кори під океанами

Для побудови повноцінної генетичної класифікації рельєфу крім морфологічних ознак необхідні також дані про внутрішню будову класифікуються об'єктів.

Відомо, що Земля в розрізі має шарувату структуру. Зовнішню, тверду оболонку, складену кристалічними і осадовими породами і утворить поверхню нашої планети, називають земною корою. Геофізичні дослідження в океанах показали, що земна кора під океанами неоднакова за будовою та потужності. Нижній кордоном земної кори вважають поверхню Мохоровичича. Вона виділяється по різкого зростання швидкостей поздовжніх сейсмічних хвиль до 8 км/с і більше. У межах земної кори швидкості пружних хвиль нижче цієї величини. Нижче поверхні Мохоровичича розташовується верхня мантія Землі.

Виділяється кілька типів земної кори. Найбільш різкі відмінності відзначаються в будові земної кори материкового і океанічного типів.

Земна кора материкового типу. За моделі, запропонованої Уорзеллом і шербет в 1965, середня потужність земної кори материкового типу 35 км. По швидкості поширення пружних хвиль в ній виділяють три шари:

1) осадовий (швидкості менше 5 км/с, потужність від декількох сотень метрів до 2 км);

2) гранітний (швидкості близько 6 км/с, потужність 15 - 17 км) і

3) базальтовий (швидкості 6,5 - 7,2 км/с, потужність 17 - 20 км).

Відмітною шаром материкової кори є гранітний з щільністю речовини 2,7 г/см3.

У геофізичних роботах звичайно підкреслюється умовність назв шарів «гранітний» і «базальтовий». Гранітний шар не обов'язково складається тільки з гранітів. Швидкості проходження пружних хвиль через нього вказують лише на те, що він складається з порід, аналогічних за щільності гранітам, - гнейсів, гранодіорити, кварцитів та деяких інших щільних кристалічних порід (магматичних і метаморфічних), що об'єднуються зазвичай під назвою «кислі» породи внаслідок значного вмісту в них (понад 60%) кремнекислоти.

Швидкість сейсмічних хвиль у базальтовому шарі свідчить про те, що він складений породами, що мають щільність 3,0 г/см3. Ця щільність відповідає базальту, а також інших основних порід (габро та ін.), Які відрізняються зниженим вмістом кремнезему (менше 50%) і підвищеним - оксидів різних металів.

Материкова кора широко представлена в межах морів і океанів. Вона складає шельф, материковий схил, характерна для материкового підніжжя. У середньому нижня межа її поширення проходить приблизно в межах ізобати 2 - 3,5 км, але місцями відхилення від цієї глибини досить великі. Так, у підводної околиці північноамериканського материка в Атлантичному океані кордон материкової кори знаходиться на глибині більше 4 км, а в Чорному морі - близько 1800 м.

Океанічний і ріфтогенальний типи земної кори. Земна кора океанічного типу в загальному вигляді характеризується наступним будовою. Верхню її частина складає шар води океану із середньою товщиною 4,5 км та швидкістю пружних хвиль 1,5 км/с, щільністю 1,03 г/см3. За ним слід шар неущільнених опадів потужністю 0,7 км, зі швидкістю пружних хвиль 1,5 - 4,5 км/с і середньою щільністю 2,3 г/см3. Під цим шаром залягає так званий другий шар із середньою потужністю 1,7 км, швидкістю пружних хвиль 5,1 - 5,5 км/с і щільністю 2,55 г/см3. Під ним лежить базальтовий шар, по суті, не відрізняється від того, який утворює нижню частину континентальної кори. Середня потужність його 4,2 км. Таким чином, загальна середня потужність океанічної кори без шару води всього 6,6 км, тобто приблизно в 5 разів менше потужності материкової кори. Істотних відмінностей в будові океанічної кори під різними океанами не спостерігається.

Під серединно-океанічними хребтами земна кора настільки специфічна за будовою, що її слід виділити в якості особливого типу. Під серединним хребтом Атлантичного океану виділяється доволі тонкий і непостійний по простиранню шар пухких опадів, що залягає головним чином у пониженнях між гребенями і грядами серединного хребта. Нижче слід шар з швидкостями пружних поздовжніх хвиль 4,5 - 5,8 км/с. Потужність його дуже мінлива - від кількох сотень метрів до 3 км. Під ним залягають породи підвищеної щільності зі швидкостями поздовжніх хвиль 7,2 - 7,8 км/с, тобто значно більшими, ніж у базальтовому шарі, але меншими, ніж на кордоні Мохоровичича. Остання практично тут не виділяється. Складається враження, що під серединними хребтами земна кора не має чітко вираженої нижньої межі і в цілому утворена більш щільною речовиною, ніж базальтовий шар океанічної кори.

Висловлюється припущення, що земну кору під серединними хребтами складають видозмінені розущільнення породи верхньої мантії, які тут як би частково заміщають базальтовий шар. Вважають, що гребені серединних хребтів являють собою зони розвитку рифтових структур, що утворюються в результаті порушень земної кори під потужним тиском висхідних потоків речовини з верхньої мантії. Буріння в областях гребенів серединних хребтів показало, що тут поширені і базальти, і ультраосновних серпентінізірованние породи, що складають верхню мантію. Таким чином, підвищена щільність нижнього шару може бути пояснена змішанням матеріалу базальтового шару і верхній мантії. Описані властивості характеризують глибинне будова серединних хребтів і їх гребеневої частини. У міру віддалення від неї крила або фланги хребта поступово втрачають ці властивості, відбувається поступовий перехід до типової океанічної корі.

Останнім часом на тлі зростаючої популярності гіпотези «нової глобальної тектоніки» намічається тенденція до перегляду поглядів на походження і склад океанічної земної кори, до пошуків її генетичного зв'язку з процесами, що відбуваються в рифтових зонах серединно-океанічних хребтів. За цими уявленнями, океанічна кора має не базальтовий, а серпентінітовий склад і формується в рифтових зонах серединно-океанічних хребтів поступово, в ході розповзання плит літосфери в обидва боки від рифтової зони, поширюючись на весь простір ложа океану. Беззастережного визнання цих уявлень перешкоджають деякі досить вагомі дані. Зокрема, важко пояснити, чому шар з підвищеною щільністю (7,2 - 7,8 км/с) не має суцільного поширення в межах ложа океану, а зустрічається лише в рифтових зонах серединних хребтів і під деякими (але не серединними) підняттями дна, якщо у формуванні океанічної кори беруть участь, головним чином продукти серпентінізаціі ультраосновних порід.

геосинклінальний тип земної кори. Великий складністю структури відрізняється земна кора під перехідними зонами. У улоговинах окраїнних морів, що входять складовими частинами в ці зони, шельф та материковий схил зазвичай складені материкової корою, а глибоководна частина дна улоговини - корою, за своїм складом близькою до океанічної, але відрізняється від неї значно більшою потужністю осадового і базальтового шарів. Особливо різко зростає товщина осадового шару. Другий шар зазвичай не виділяється різко, а відбувається як би поступове ущільнення осадового шару з глибиною. Цей варіант земної кори був названий. Під острівними дугами в одних випадках виявляється материкова земна кора, в інших - субокеаніческая, в третій - Субматеріковая, що відрізняється відсутністю різкої межі між гранітних і базальтових шарами і загальної скороченою потужністю. Так, типова континентальна кора складає Японські острови, південна частина Курильської острівної дуги складена субконтінентальной корою, а Малі Антильські та Маріанські острови - субокеаніческой.

Складне будову має земна кора і під глибоководними жолобами. Зазвичай борт жолоба, який одночасно є схилом острівної дуги, утворений корою того типу, який характерний для острівної дуги, протилежний борт - океанічної корою, а дно жолоби - субокеаніческой.

Цікаво, що на острівних дугах ми також зустрічаємося з виходами ультраосновних, досить швидко серпентінізірованних порід такого ж складу і вигляду, що і гіпербазіти рифтових зон серединно-океанічних хребтів. Це з усією очевидністю свідчить про те, що магматичні процеси в перехідних зонах, як і на серединно-океанічних хребтах, генетично пов'язані з процесами в мантії і, зокрема, з висхідними рухами глибинного речовини верхньої мантії.

Таким чином, будова земної кори в межах перехідної зони відрізняється великою неоднорідністю, мозаїчністю, яка в цілому дуже добре узгоджується з різкою диференціацією рельєфу перехідної зони. Диференціація рельєфу і будови земної кори відображає високу динамічність процесів розвитку земної кори в межах цих зон і може бути підставою для виділення четвертого типу земної кори, яка властива перехідній зоні. Його можна назвати геосинклінальних типом, тому що за всіма ознаками будови і геодинаміки перехідні зони у пропонованому тут розумінні - сучасні геосинклінальні області.

Планетарні морфоструктури дна світового океану.

У геоморфології форми рельєфу, відповідні певного типу геологічної структури, прийнято називати морфоструктури. Кожен тип земної кори відповідає найбільшим тектонічним структурам або геотектурам Землі.

На основі сучасних тектонічних уявлень, що поширюються не тільки на континенти, але й на океани, можна тектонічними структурами вищого порядку (геотектурамі) вважати наступні:

1) материкові платформи;

2) геосинклінальні області,

3) талассократони (структури, що характеризуються океанічним типом земної кори, що утворюють ложе океану),

4) георіфтогеналі (рухомі пояси в межах океанів, що утворюють серединно-океанічні хребти з ріфтогенальной земною корою).

Перераховані найбільші елементи рельєфу - материкові виступи (в океані - їх підводні околиці), ложе океану, серединно-океанічні хребти і перехідні зони (області) - є морфоструктури найвищого порядку. Що це морфоструктури найвищого порядку, видно з таких класифікаційних ознак: 1) вони не можуть бути об'єднані інакше, ніж в єдине ціле, тобто об'єднання названих чотирьох елементів в будь-які дві або три елементи неможливо; 2) будь-який інший елемент рельєфу поверхні Землі є складовою частиною якого-небудь з названих. Говорячи про відповідність кожного з типів земної кори певного типу планетарної морфоструктури, мається на увазі загальна відповідність, допускаючи ті чи інші приватні розбіжності, меж типів земної кори і планетарних морфоструктур.

Розміри планетарних морфоструктур і складових їх морфоструктур першого порядку дає табл..

Основні віхи геологічної історії океану з позиції «нової глобальної тектоніки». Найбільш відома схема палеогеографічне реконструкції цих позицій наведена в роботі Р. Дітц і Дж. Холдена (Нова глобальна тектоніка, 1974). Автори виходять з того, що близько 200 млн. років тому всі континенти були з'єднані в єдиний суперматерік Пангеї. Пангея була реконструйована шляхом поєднання контурів сучасних материків по ізобати 2 тис. м. Єдиний континент був оточений океаном Панталасса, заливши якого - море Тетіс (попередник Середземного моря) вторгався в межі суші між сучасними Євразією та Африкою. Материки, об'єднані в Пангеї, розташовувалися в загальному на схід і на південь від свого нинішнього положення, так що площа суші, що знаходилася в Південному та Північному півкулях, була приблизно однаковою.

Імовірно розкол Пангеї відбувся не раніше 200 млн. років тому. Одночасно з утворенням розломів почався дрейф літосферних плит і розташованих на них континентів. Через 20 млн. років після початку дрейфу, до кінця тріасу, Пангея була розділена широтним Рифт на дві групи материків: північну - Лавразія, і південну - Гондвану. Остання також почала розпадатися завдяки освіті Рифт, відокремившись Африкано-Південноамериканський блок від Австрало-Антарктичного, почалося «розкриття» Індійського океану. У юрському періоді зародилася рифтова зона, за якої відбулося «розкриття» Північної Атлантики в результаті дрейфу Північної Америки в північно-західному напрямку. Море Тетіс на сході почало звужуватися внаслідок повороту Африканського континенту проти годинникової стрілки та утворення Індостанської брили на північ. Тут відбувалося поддвіганіе частини літосфери плити під Євразійський континент. Надалі в кайнозої, коли материки зблизилися, субдукції змінилася викривленням крайових зон Євразії та Індії, що призвело, зокрема, до утворення гірських ланцюгів Гімалаїв.

Південна частина Атлантики почала розкриватися 135 млн. років тому, в кінці юри. Рифтова зона, від якої почалося розсуванням Африки та Південної Америки, як вважають, нагадувала сучасне Червоне море, Атлантичний океан прийняв знайомі нам обриси, ймовірно, до кінця крейди (65 млн. років тому). Нерозкритою залишалася тільки сама північна його частина і Північний Льодовитий океан.

У Тихому океані в юрського і крейдяне час, мабуть, існувала система глибоководних жолобів, поглинаючих літосферні плити Північної та Південної Америки. Рухаючись на захід, Північна Америка насунулася на існували тут глибоководні жолоби і перекрила їх. Південна Америка, досягнувши Андського (Перуанський-Чилійського) жолоби, не закрила його, а початку зрушувати його на захід. У кайнозої материки зайняли сучасні позиції. Глава III. Геоморфологічні процеси У Світовому океані

Загальна характеристика ендогенних процесів

Ендогенні процеси - це перш за все складні і в загальному маловідомі руху мас, складають надра Землі. Впливаючи на перекриває ці маси земну кору, вони викликають її Рух, деформації, формують структуру земної кори і створюють різні великі форми рельєфу.

Як можливі причини як вертикальних, так і рухів земної кори можуть бути названі наступні фізичні процеси, що протікають у земній корі або в підкорових шарі верхньої мантії: теплове розширення або стиснення речовини; різноманітні фазові перетворення, які супроводжуються збільшенням або зменшенням обсягу гірських порід; зонна плавка матеріалу мантії, що призводить до його диференціації та підняттю легкоплавких компонентів; гравітаційна чи теплова конвекція в мантії, що призводить до Спливання більш легких або більше розігрітих складових. До цього треба додати деякі геохімічні реакції супроводжуються збільшенням обсягу і виділенням теплової енергії.

Сейсмічність і вулканізм у світовому океані

У поширенні і деякі особливості прояву землетрусів та вулканізму в межах морів і океанів спостерігається певна специфіка, аналіз якої дозволяє виявити додатково значні відмінності між планетарними морфоструктури дна Світового океану. Землетруси, як відомо, являють собою результат миттєвого виділення механічної енергії в товщі земної кори або у підкорових області, слідство що виникають у них величезних напруг. При вибухового розрядки напруг з центру виникнення землетрусу - фокусу (осередку) або Гіпоцентр - поширюються пружні хвилі, в принципі подібні тим, які виникають при сейсморозвідці. Проекція Гіпоцентр на поверхню Землі називається епіцентром землетрусу.

Здавна помічено, що епіцентри землетрусів на земній поверхні розташовуються не безладно, а групуються у визначені зони чи пояси, які отримали найменування сейсмічних поясів. У межах цих поясів землетруси не тільки найбільш часті, але і найбільш руйнівні.

На Землі можна виділити три сейсмічних пояси (мал.). Перший, найбільший по своїй довжині, утворює майже замкнуте кільце, охоплює окраїни Тихого океану і просторово цілком збігається з перехідною зоною. Другий пояс складно розгалужений і географічно відповідає системі серединно-океанічних хребтів. Третій - охоплює Середземномор'я, гори Південної Азії і зливається з першим в області Індонезійських морів і архіпелагів. Таким чином, особливості поширення сейсмічних поясів на поверхні Землі ще раз підкреслюють високу рухливість земної кори в межах найбільш динамічних структур дна Світового океану - перехідних зон і серединно-океанічних хребтів. Поза їх на материкових платформах (за деякими виключеннями) і ложі океану землетруси трапляються вкрай рідко і не здобувають руйнівної сили.

Вивчення напруг, що виникають при землетрусах в окраїнної зоні Тихого океану, показало, що приблизно 75% землетрусів тут пов'язане з горизонтальними переміщеннями по розломів. Головні горизонтальні напруги на більшій частині периферії Тихого океану спрямовані по нормалі до простягання основних морфоструктур перехідних зон. Виключення складають Північна і Центральна Америка, а також південна частина Південної Америки, де ці напруги виявляють приблизну паралельність морфоструктури.

Розташування фокусів землетрусів під геосинклінальними областями підпорядковане певним закономірностям. Воно визначається системою зон підвищеної нестійкості земної кори і мантії, нахилених убік материків і пронизують земні надра до глибин порядку 700 - 750. Ці зони одержали назва зон. У типовому випадку вони ідуть у глиб Землі приблизно під углом.60 °.

Під серединно-океанічними структурами, судячи з неглибокому залягання вогнищ землетрусів, площини розламів можуть бути простежені лише на невелику глибину (перші десятки кілометрів). Цілком ймовірно, розломи повинні мати зустрічний нахил площин або вертикальне закладення. Епіцентри землетрусів тут мають тенденцію групуватиметься на ділянках перетинів рифтової зони з поперечними розломами і вздовж розломів. Подібна картина спостерігається і в перехідних зонах: велика частина їх зосереджена там, де глибоководні жолоби й острівні дуги січуть поперечні розломи.

Під час землетрусів нерідко відбуваються миттєві і дуже значні зміни рельєфу дна і берегів. Кожне землетрус в океані або на його узбережжя викликає утворення величезних хвиль - так званих цунамі. Висота їх досягає 30 м, швидкість поширенняя - 400 - 800 км/ч. Цунамі здатні взмучівать донні осади на глибинах до 1000 м. Вони енергійно впливають на береги і підводні берегові схили, при сильних землетрусах можуть викликати катастрофічні руйнування прибережних споруджень і населених пунктів.

вулканізму в Світовому океані. У розповсюдженні діючих вулканів спостерігається подібний на розповсюдженням епіцентрів землетрусів. З діючих вулканів (як підводних, так і надводних) в межах ложа океану можна назвати такі, як вулкани Гавайських островів, островів Самоа, Пітон-Фурнез на острові Реюньйон. Можна вважати, що підводні виверження досить часто відбуваються в районі острова Великодня, де в сучасних опадах зустріли багато уламків свіжих лав і туфів. В Індійському океані плато Крозе і Принца Едуарда, банки Об і Лена, простору в осьової зоні Австрало-Антарктичного хребта зайняті покривами лав або покриті вулканогенними опадами.

вулканізм має величезне значення для формування рельєфу дна Світового океану. Острівні дуги, гігантські океанічні вулканічні ланцюга, багато хребти і вершини серединно-океаннческіх хребтів, поодинокі підводні гори ложа океанів -- все це форми, зобов'язані своїм походженням вулканізму. Можна припускати, що в ряді районів дна океану крім звичайного вулканізму центрального типу відбуваються і виверження тріщиною типу. На суші такі виверження мали значного поширення в неогені. У четвертинний час вони відзначені в Ісландії.

При вулканічних виверженнях швидко і ефективно змінюється підводний рельєф, раптово з'являються і зникають нові острови в океані. І. В. Лучицький вважає, що присутність кислих порід на дні океану може вказувати або на занурення окремих блоків материкової кори, або на «латеральну мінливість складу мантії». Друге припущення нам здається набагато більш імовірним, тому що у випадку занурення континентальних блоків ми повинні були б у зазначених районах зустрітися і зі значним збільшенням потужності земної кори, що насправді не спостерігається.

Екзогенні гравітаційні і гідрогенние процеси

Сезонні зміни щільності, солоності, температури, сольового складу води відбуваються лише в самому верхньому шарі і не відбиваються на геологічних процесах на переважній частині площі дна Світового океану. У придонних шарах води і від місця до місця ці характеристики змінюються також у вузьких межах. Наприклад, на глибинах більш 3 км різниця в середніх температурах придонних вод в антарктичній області і в екваторіальному поясі складає лише 2 - 3 ° С. У незначних, межах змінюються по меридіональному розрізу щільність і солоність придонних вод.

У цілому ці загальні положення, здавалося б, повинні вказувати на другорядне значення екзогенних процесів у формуванні рельєфу дна Світового океану. Однак з'являється усе більше даних, що свідчать про значну діяльність екзогенних факторів на дні океану, причому не тільки в прибережній