Прежние представления о дне Мирового океана как о единой равнинной области объяснялись недостаточностью фактических данных о подводной части нашей планеты. В результате длительного исследования Мирового океана накопились сведения, позволившие утверждать, что дно океана устроено не менее сложно, чем материк. Так же, как и на суше, на рельеф океанического дна большое влияние оказали экзогенные (внешние) и эндогенные (внутренние) процессы. Внутренние вызывают вертикальные и горизонтальные перемещения участков земной коры, землетрясения и извержения вулканов. Они создают, как и на суше, крупные формы рельефа.
К внешним процессам, формирующим дно океана, относится осадкообразование, то есть оседание и накопление продуктов разрушения горных пород. Распределение и перемещение их происходит под влиянием океанических течений в Мировом океане. В настоящее время в рельефе дна океана выделяют следующие части:
Шельф, или материковая отмель
Это прилегающая к берегу плоская или немного наклонная подводная часть. Шельф оканчивается перегибом дна - бровкой. Глубина шельфа не превышает 200 метров, а ширина может быть различной: в морях Северного Ледовитого океана, у северного побережья Австралии, в Беринговом, Желтом, Восточно-Китайском и Южно-Китайском морях он наиболее широкий, а у западных берегов Северной и Южной Америки тянется узкой полосой вдоль берега. Шельф занимает около 9% площади Мирового океана. Это самая продуктивная его часть, так как именно здесь добывается 90% морепродуктов и многие полезные ископаемые, в первую очередь нефть и природный газ. В 1982 году конвенция ООН установила 200-мильную экономическую зону и юридическую внешнюю границу шельфа, до которой распространяются права прибрежного государства.
Материковый склон
Эта часть океанического дна лежит ниже границы шельфа (от бровки) до глубин в 2000 метров. Она имеет крутые склоны в 15-20°, а иногда и до 40°. Материковый склон сильно расчленен ступенями и боковыми ложбинами. На нем встречаются котловины и возвышенности. Под действием силы тяжести по материковому склону перемещаются большие массы разрушенных горных пород, нередко даже в виде огромных оползней, и откладываются на океаническом дне. Материковый склон занимает 12% площади Мирового океана. Продуктивность его значительно ниже, чем у шельфа. Растительный мир беден из-за недостатка света. Животные ведут придонный образ жизни. Материковый склон переходит в ложе океана.
Ложе Мирового океана.
Оно располагается на глубине от 2500 до 6000 метров и занимает 3/4 площади Мирового океана. Продуктивность этого участка самая низкая, так как климатические особенности, сильная соленость (до 35%о) не позволяют развиваться здесь богатому животному и растительному миру.
Ложе океана имеет сложный рельеф. Наиболее интересной его формой являются срединно-океанические хребты, открытие которых произошло в пятидесятые годы XX века. Это крупнейшие формы рельефа дна Мирового океана, образующие единую систему горных сооружений, протяженностью более 60000 км. Они представляют собой валообразные поднятия океанической земной коры. Относительная высота их 3-4 км, ширина до 2000 км. Вдоль оси поднятия обычно проходит разлом, представляющий собой ущелье. Оно делит поднятие на две части, склоны которого круто обрываются к ущелью и полого в сторону ложа океана. На дне ущелья обнаруживаются излияния базальтовой магмы, горячие источники, а на склонах хребтов располагаются вулканы. Хребты сложены магматическими горными породами, почти не прикрытыми осадочными. Срединно-океанические хребты разбиты поперечными разломами, с которыми связана вулканическая деятельность и землетрясения, так как здесь проходят границы литосферных плит. Там, где вершины океанических хребтов выходят на поверхность, образуются острова (например, Исландия). Есть в океане и отдельные горные хребты (хребет М.В.Ломоносова в Северном Ледовитом океане).
Между подводными хребтами простираются обширные глубоководные котловины (более 4000 метров). Рельеф их дна выровнен морскими отложениями. В основном поверхность котловин мелкохолмистая. Над дном котловин поднимаются высокие конусы вулканов. Действующие извергают лаву, которая разносится водными потоками и оседает на дно. Вершины потухших вулканов выровнены, они имеют плоскую форму. Выравнивание вершин этих вулканов происходит с помощью океанических течений. Поднимаясь над водой, вершины вулканов образуют острова (например, Гавайские).
Материковые осадки образовались путем смытия их с суши. Они покрывают главным образом шельф океана, и местами их толщина достигает 4000 м. У самого берега здесь часто отлагается галька, песок, оседают самые мелкие частицы, образующие глину. Материковые осадки покрывают примерно 1/4 всей поверхности морского дна.
Дно Мирового океана по глубине разделено на следующие составные части: материковая отмель (шельф), материковый (береговой) склон, ложе, глубоководные (абиссальные) котловины (желоба) (рис. 2).
Материковая отмель - прибрежная часть морей и океанов, лежащая между берегом и материковым склоном. Эта бывшая прибрежная равнина в рельефе дна океана выражена мелководной слегка холмистой равниной. Ее образование связано в основном с опусканием отдельных участков суши. Подтверждением этого служит нахождение в пределах материковой отмели подводных долин, береговых террас, ископаемого льда, вечноймерзлоты, остатков наземных организмов и т. п. Материковые отмели отличаются обычно незначительным уклоном дна, который практически является горизонтальным. В среднем они понижаются от 0 до 200 м, однако в их пределах могут встречаться глубины и свыше 500 м. Рельеф материковой отмели тесно связан с рельефом прилегающей суши. У гористых берегов, как правило, материковая отмель узкая, а у равнинных побережий - широкая. Наибольшей ширины материковая отмель достигает у берегов Северной Америки - 1400 км, в Баренцевом и Южно-Китайском морях - 1200-1300 км. Обычно шельф покрыт обломочными породами, принесенными реками с суши или образовавшимися при разрушении берегов.
Рис. 2. Формы рельефа дна Мирового океана
Материковый склон - наклонная поверхность дна морей и океанов, соединяющая внешний край материковой отмели с ложем океана, простирающаяся до глубины 2-3 тыс. м. Имеет довольно большие углы наклона (в среднем 4-7°). Средняя ширина материкового склона составляет 65 км. У берегов коралловых и вулканических островов эти углы доходят до 20-40°, причем у коралловых островов встречаются углы и большей величины, почти вертикальные склоны - обрывы. Крутые материковые склоны приводят к тому, что на участках максимального наклона дна массы рыхлых осадков под действием силы тяжести сползают на глубины. В этих участках может быть обнаружено оголенное скат истое дно.
Рельеф материкового склона сложен. Часто дно материкового склона бывает изрезано узкими глубокимиущельями-каньонами. Они часто бывают у крутых скалистых берегов. Но каньонов нет на материковых склонах с пологим наклоном дна, а также там, где с внешней стороны материковой отмели имеются пени островов или подводных рифов. Вершины многих каньонов примыкают к устьям существующих ныне или древних рек. Поэтому каньоны рассматриваются как подводное продолжение затопленных русел рек.
Другим характерным элементом рельефа материкового склона являютсяподводные террасы. Таковы подводные террасы Японского моря, расположенные на глубине от 700 до 1200 м.
Ложе океана - основное пространство дна Мирового океана с преобладающими глубинами более 3000 м, простирающееся от подводной окраины материка в глубь океана. Площадь ложа океана составляет около 255 млн км 2 , т. е. более 50 % дна Мирового океана. Ложе отличается незначительными углами наклона, в среднем они составляют 20-40°.
Рельеф ложа океана не менее сложен, чем рельеф суши. Важнейшими элементами его рельефа являются абиссальные равнины, океанические котловины, глубоководные хребты, срединно-океанические хребты, возвышенности и подводные плато.
В центральных частях океанов расположенысрединно-океаничекие хребты, поднимающиеся на высоту 1-2 км и образующие сплошное кольцо поднятий в Южном полушарии на 40-60° ю. ш. От него на север отходят три хребта, простирающихся меридианально, в каждом океане: Срединно-Аглантический, Срединно-Индийский и Восточно-Тихоокеанский. Общая протяженность срсдинно-океаничсских хребтов - более 60 тыс. км.
Между срединными океаническими хребтами находятся глубоководные (абиссальные)равнины.
Абиссальные равнины - ровные поверхности дна Мирового океана, которые лежат на глубинах 2,5-5,5 км. Именно абиссальные равнины занимают примерно 40 % площади ложа океанов. Одни из них плоские, другие волнистые с амплитудой высот до 1000 м. Одна равнина отделена от другой хребтами.
Часть одиночных гор, расположенных на абиссальных равнинах, выступает над поверхностью воды в виде островов. Большинство этих гор - потухшие или действующие вулканы.
Цепочки вулканических островов над зоной субдукции, возникающие там, где одна океаническая плита погружается под другую, называютсяостровными дугами.
На мелководье в тропических морях (в основном в Тихом и Индийском океанах) образуются коралловые рифы - известковые геологические структуры, образованные колониальными коралловыми полипами и некоторыми видами водорослей, умеющих извлекать известь из морской воды.
Около 2 % океанического дна занимаютглубоководные (свыше 6000м) впадины - желоба. Они расположены там, где океаническая кора погружается под континенты. Это самые глубокие части океанов. Известно свыше 22 глубоководных впадин, из них 17 находятся в Тихом океане.
Буквально на днях помогал сыну с домашним заданием по географии, а потому, фактически пришлось досконально вникнуть в эту тему. Честно скажу, я был очень удивлен, когда узнал о том разнообразии, что «царит» на морском дне, и пока еще свежа информация, с радостью поделюсь пройденным материалом. :)
Дно океана
Под километрами воды Мирового океана расположено дно, а форма его достаточно разнообразна . Благодаря современным приборам, ученым удается досконально исследовать подводное пространство, составляя при этом подробные карты океанического дна . Например, было обнаружено, что дно многих океанов богато возвышенностями, высота которых нередко превышает несколько тысяч метров. Общее количество подводных гор варьируется от 12 до 15 тысяч, при этом большая их часть скрыта водами Тихого океана. Главная особенность подводных форм рельефа - плавные очертания и отсутствие острых линий , что обусловлено влиянием водных масс.
Формы рельефа
Океаническое дно представлено следующими формами:
- шельф - участки мелководья, где глубина не превышает 200 метров;
- склон материка - представлен относительно пологим уступом до глубины 3 километров;
- океаническое ложе - эта часть наиболее обширна, а глубина здесь находится в пределах 6 километров.
Существует еще одна так называемая переходная зона , что разделяет подводные очертания материка и ложе. Ее границы соответствуют участкам, где граничат литосферные плиты . Такие участки характеризуются крайне сложным строением - здесь беспорядочно чередуются:
- желоба;
- впадины;
- подводные хребты.
Максимальные глубины отмечаются в районах желобов, где порой достигают более 6 километров . Эти районы - эпицентры землетрясений. Верхние части подводных хребтов нередко возвышаются над водой, тем самым выступая основой для островов , часто вулканического происхождения.
Нередко плиты, что расположены в центральной части океана расходятся, тем самым формируя разломы океанического дна с глубиной в несколько километров. Такие области называются рифты - места, где из глубин Земли вырывается раскаленное вещество , которое охлаждаясь формирует нагромождения. Таким образом происходит формирование средне-океанических горных хребтов , что, как правило, расположены в центральных областях океанов. Все они формируют условную горную систему, общая протяженность которой составляет 85000 километров . Ширина таких массивов в некоторых местах составляет сотни километров.
Рельеф дна Мирового океана
На дне Мирового океана выделяются четыре планетарные геотектуры второго порядка: подводные окраины материков, переходные зоны между материками и океанами, ложе океана и срединно-океанические хребты.
Подводные окраины материков (их называют пассивными окраинами континентов), затопленные водами океана, составляют 82 млн км 2 , что больше половины площади суши. В Северном Ледовитом океане на их долю приходится более 70% площади (табл. 15). В геологическом отношении они являются продолжением материков и обладают земной корой материкового типа. Их внешняя граница, располагающаяся на глубинах порядка 3,5 км, является границей континента и океана. Подводная окраина материков состоит из трех главных морфоструктурных элементов - шельфа, материкового склона и материкового подножия (рис. 137).
Площади основных типов морфоструктур океанов (%)
(по В. М. Литвину)
Та б л и ца 15
Рис. 137. Атлантическая подводная окраина Северной Америки: шельф, материковый склон с каньонами, материковое подножье (по О. К. Леонтьеву и Г. И. Рычагову)
Шельф - это прибрежная, относительно мелководная часть дна до глубин в основном 100-200 м, ограниченная бровкой материкового склона. Рельеф шельфа равнинный, уклоны поверхности обычно не превышают 1°. Во время четвертичных оледенений, когда уровень моря понижался на 100-120 м, значительные части шельфа были сушей. На рисунке 138 показана конфигурация берегов Мирового океана во время максимума валдайского оледенения 18 тыс. лет тому назад. Отчетливо видна Берингия на месте Берингова пролива, осушенные арктические шельфы и шельфы Индокитая. Шельфы Северного моря были в то время заняты ледником. Этим объясняется хорошая сохранность на шельфах субаэральных реликтовых форм рельефа, возникших в континентальных условиях. В областях оледенений шельфы - это затопленные ледниково-экзарационные и ледниково-акку-
Рис. 138. Конфигурация материков и ледниковых щитов при наинизшем стоянии уровня моря во время Валдайского оледенения 18 тыс. лет тому назад (по А. С. Мо-нину и Ю. А. Шишкову)
мулятивные холмистые равнины или плоские водно-ледниковые равнины. Широко представлены погруженные волнистые эрозионные равнины с четко выраженными речными долинами, являющимися продолжением речных долин суши. В частности, на шельфах Северного Ледовитого океана отчетливо прослеживаются подводные продолжения долин великих сибирских рек: Оби, Енисея, Лены, Яны, Индигирки, Колымы (рис. 139). Местами хорошо сохранились реликтовые структурно-денудационные формы рельефа в виде гряд. Помимо субаэральных форм, развиты и абразионные равнины - бенчи и подводные аккумулятивные террасы на разных уровнях, в том числе и ниже 120 м. Это свидетельствует о том, что равнины шельфа образовались не только при затоплении суши в результате гидрократичес-кого повышения уровня океана, но и вследствие новейших тектонических опусканий окраин материков. Широко представлены и субаквальные формы, созданные волнами, донными течениями; в жарком поясе типичны ко-
Высота поверхности ледниковых щитов дана в метрах, изотермы в океанах проведены через 2 °С. Контуры материков совпадают с современной изобатой 85 м. Пунктиром показана граница материкового льда в Южной Америке
ралловые рифы. Большая часть рыхлого осадочного материала шельфа поступает с суши и проходит транзитом в сторону ложа океана.
Материковый склон - сравнительно узкая часть морского дна, непосредственно примыкающая к шельфу. Материковый склон обладает большими уклонами поверхности от 5 - 7° до 20°, быстрым увеличением глубин, ступенчатым профилем и интенсивным расчленением глубокими (до 2 - 3 км) врезами-ложбинами У-образного профиля, которые называются подводными каньонами (рис. 140). Они напоминают по облику горные долины. Многие из этих каньонов лежат напротив устьев больших рек, являясь их подводным продолжением. Но от речных долин они отличаются тем, что в них местами наблюдаются обратные уклоны продольного профиля. Заложение подводных каньонов обусловлено тектоническими разломами, а дальнейшая их разработка связана с субаквальными гравитационными процессами - с мутьевыми потоками
Рис. 139. Продолжение долин сибирских рек на шельфах арктических морей. Реконструкция на период позднего плейстоцена
(по А. Н. Ласточкину и Б. Г. Федорову)
Рис. 140. Участок материкового склона (атлантическая подводная окраина Северной Америки). Отчетливо видны подводные каньоны и шельф (левая часть схемы) (по О. К. Леонтьеву)
и оползнями. Оползневые процессы активно протекают и на самом материковом склоне, вследствие чего рыхлые отложения на нем маломощны и местами обнажаются коренные породы. По мнению О. К. Леонтьева, материковый склон - система ступенчатых сбросов, образовавшихся в результате скалывания края материковой платформы, имеющей тенденцию к поднятию, и ложем океана - с тенденцией к погружению.
Материковое подножие - наклонная (1-2°) аккумулятивная равнина у основания материкового склона шириной в несколько сотен километров. В структурно-геологическом отношении это глубокий прогиб земной коры, который выполнен мощной толщей рыхлых отложений, достигающей 3-5 км. В основном это слившиеся конусы выноса мутьевых потоков, привязанных к устьям подводных каньонов, и оползневые массы. Самым гигантским считается Бенгальский конус выноса, который занимает практически весь Бенгальский залив. Аккумулятивные равнины материкового подножия можно рассматривать как огромные шлейфы у основания материкового склона, подобно подгорным шлейфам на суше.
Переходные зоны между материками и океанами (геосинклинальные зоны, или зоны субдукции) - это зоны начинающегося горообразования. Их называют активными окраинами континентов, хотя это не совсем точно, так как субдукция может происходить и в открытом океане, как, например, в пределах глубочайших Марианского и Инзу-Бонинского желобов. Наиболее ярко представлены геосинклинальные зоны по западной окраине Тихого океана, в Зондском архипелаге, в Карибском регионе и на юге Атлантического океана и в виде реликта в Средиземном море.
Переходные зоны характеризуются максимальным на Земле расчленением рельефа (до 15 км). Это результат интенсивных контрастных тектонических движений и сложных горообразовательных процессов, а также резкого изменения мощности и строения земной коры. Переходным поясам присуща высокая степень сейсмичности и вулканизм.
Главными элементами переходных геосинклинальных зон являются глубоководные желоба, островные дуги и котловины окраинных (или средиземных) морей.
Глубоководные желоба - узкие прогибы дугообразной формы глубиной до 10-11 км. Поперечный профиль их У-образный, асимметричный со склонами крутизной от 5- 6° в верхней части до 25° в нижней и с узкой полоской плоского дна, причем склон, обращенный в сторону материка, круче океанического. Склоны желобов ступенчатые и разбиты подводными каньонами. Под днищами глубоководных желобов отмечается океаническая или субокеаническая земная кора. Глубоководные желоба - геоморфологически выраженные на дне океанов места погружения океанических литосферных плит под континентальные (Перуанский) или другие океанические плиты (Курильский, Марианский и др.), непосредственно в мантию. Эти так называемые зоны Заварицкого-Беньофа - полосы повышенной неустойчивости земного вещества, пронизывающие земную кору и верхнюю мантию, ориентированные под углом 60 - 70° относительно земной поверхности и наклоненные в сторону континентов. Именно к ним приурочены гипоцентры землетрясений, глубина которых увеличивается в сторону подводной окраины материков.
Островные дуги - это огромные хребты с крутыми склонами с внешней стороны, ограниченными глубоководными желобами, и более пологими - с внутренней, со стороны котловин окраинных морей. Глубинная структура островных дуг - вал из базальтовой коры, надстроенный складчатыми горами, на которые насажены вулканы. Под островными дугами, а местами и под котловинами морей располагаются линзообразные магматические очаги, имеющие десятки километров в поперечнике и до 15-20 км мощности. Эти внут-рикоровые и подкоровые очаги содержат магму кислого состава, которой питаются целые группы вулканов в течение очень длительного времени. Интрузивные породы таких очагов имеют гранитный состав. Принято считать, что в паре «глубоководный желоб - островная дуга» формируется континентальная земная кора.
Островные дуги разбиты поперечными глубинными разломами, с которыми совпадают проливы среди островов. Им присущи высокие значения теплового потока. К этим разломам приурочены основные сейсмичные зоны с крупными действующими вулканами. Островные дуги бывают двойными, например внутренняя и внешняя Курильские гряды, или образуют единый массив суши из слившихся дуг, например Японские острова.
Котловины окраинных и внутренних межматериковых морей - это плоские, волнистые, реже холмистые абиссальные равнины на глубинах 2-3,5 км. Они сложены с поверхности рыхлыми осадками мощностью до 3 - 5 км, поступающими в основном с суши. Характерная особенность строения земной коры в окраинных морях - отсутствие гранитного слоя, поэтому ее часто называют субокеанической. На фоне равнин отмечаются подводные плато, вулканические хребты и складчато-глыбовые горст-антиклинории. Котловины окраинных и внутренних (межматериковых) морей различаются по истории своего развития. Котловины окраинных морей, по мнению О. К. Леонтьева, образуются в результате отсечения краевой части ложа океана в виде сегмента глубоководными желобами. Дальнейшей изоляции их от ложа океана способствуют островные дуги. Котловины внутренних морей - это остатки когда-то крупных океанов, площадь которых постоянно сокращается в результате сближения ограничивающих их плит. При полном их сближении внутренние моря исчезают. Примером являются остатки океана Тетис: Средиземное, Черное, Каспийское моря, зажатые между Евроазиатской и Африкано-Аравийской плитами. На дне таких морей можно еще встретить реликтовые зоны субдукции, сохранившиеся от предшествовавшего этапа раздвижения ли-тосферных плит: короткие желоба и островные дуги.
В целом в котловинах того и другого типа создаются условия для накопления рыхлых осадков повышенной мощности и погребения исходного холмистого вулканического рельефа.
Ложе океанов представлено двумя типами морфоструктур: абиссальными (греч. аЬуззоз - бездонный) равнинами (котловинами) и подводными горными сооружениями. Абиссальные равнины занимают основную площадь Мирового океана; в среднем они приурочены к глубинам более 6 км. В структурном отношении они соответствуют океаническим платформам (талассократонам). Им присущ типично океанический тип земной коры, состоящий из маломощного (1-2 км) рыхлого осадочного слоя, тонкого промежуточного слоя из базальтовых лав с прослоями уплотненных осадочных пород (так называемого второго слоя) и базальтового основания, который часто называют океаническим фундаментом.
Рельеф центральных частей абиссальных равнин и тех периферийных океанических котловин, которые отделены от материков глубоководными желобами, холмистый вследствие ограниченного поступления терригенного материала. Среди холмов преобладают вулканические поднятия изометричных очертаний высотой до 500 м и поперечником до 100 км, часто с уплощенной вершиной, которые называют гайотами (рис. 141). В основном это щитовые вулканы и лакколиты. Некоторые поднятия имеют грядообразную форму. Там, где холмы частично погребены под осадками зна-
Рис. 142. Морфология срединно-океанического хребта: А - основные морфоструктурные элементы Индийско-Аравийского хребта между разломом Оуэна и горой Вернадского;
чительной мощности, преобладают волнистые равнины.
В районах, где ложе океана примыкает к подводным окраинам материков, холмы полностью скрыты под осадками - здесь образовались плоские равнины. Они весьма характерны для окрестностей Антарктиды, где велико поступление терригенного материала с айсбергами, и для Северного Ледовитого океана. Многие сводовые вулканические поднятия в теплых океанах увенчаны коралловыми постройками - атоллами.
Подводные горы в пределах ложа океана связаны в основном с разрывной тектоникой, а также с современным вулканизмом. Для ложа океанов характерны глубинные разломы. Они особенно многочисленны в Тихом океане, где им присуще субширотное простирание. Вдоль разломов вытянуты узкие ложбины - грабены и глыбовые хребты. К рельефу ложа океанов относятся также сводово-глыбовые и сводовые хребты, океанические плато и возвышенности. Все поднятия, особенно сводово-
Б - поперечный профиль рифтовой долины Эсканаба (по Ле Пишону и др.)
глыбовые, осложнены вулканическими горами, увенчанными действующими вулканами над горячими точками - «плюмами». Подавляющее большинство их подводные, но некоторые выступают над уровнем моря в виде островов, в особенности в Тихом океане. Таковы, например, Гавайские острова, среди которых находится самый высокий в мире вулкан - его относительная высота (от подошвы на дне океана до вершины) превышает 10 км.
Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему во всех океанах общей длиной около 80 тыс. км. Все ее звенья были выявлены ко второй половине 60-х гг. XX в. Эта трансокеаническая горная система представляет собой сводовое вулканическое поднятие высотой до 6 км и шириной до 1500 км с кулисообразно расположенными рифтовыми долинами вдоль оси и обрамляющими их рифтовыми хребтами. Превышение гребней рифтовых хребтов над днищами рифтовых долин обычно составляет 2 - 3 км. У рифтовых долин крутые ступенча-
тые склоны и узкое плоское днище шириной несколько десятков километров (рис. 142). С обеих сторон от осевой рифтовой зоны протягиваются фланговые зоны, представляющие собой склоны сводового поднятия. Они тоже имеют горный рельеф, но менее контрастный, чем в осевой зоне. Фланговые зоны постепенно переходят в холмистый рельеф ложа океанов.
Срединно-океанические хребты пересечены параллельными друг другу поперечными трансформными разломами, продолжающимися в пределах ложа океанов (рис. 143). С ними связаны проявления современного вулканизма, например в районе Азорских островов. Отдельные сегменты трансокеанических срединных хребтов, отсекаемые этими поперечными разломами, сдвинуты относительно друг друга на десятки и даже сотни километров, что подтверждает горизонтальные движения плит.
Рифтовым зонам срединно-океанических хребтов свойственны большое значение теплового потока, высокая сейсмичность и обилие подводных вулканов вдоль гребней и склонов. Все это свидетельствует об интенсивном современном тектогенезе, в частности о спре-динге - раздвижении литосферных плит.
В геологическом строении осевых зон срединно-океанических хребтов участвуют ультраосновные породы, главным образом перидотиты, внедрившиеся в первичную океаническую кору в виде диапиров из верхней мантии. Такой тип земной коры называют рифтоген-ным (ультраокеаническим). Он характеризуется повышенной плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо.
Рис. 143. Трансформные разломы, по которым произошел горизонтальный сдвиг отдельных участков срединно-океанического хребта (по О. К. Леонтьеву и Г. И. Рычагову)
Рифтогенное горообразование рассматривается как особый класс горообразовательных процессов, наряду с геосинклинальным горообразованием в переходных зонах и образованием глыбовых эпиплатформенных гор.
Таким образом, и на суше и в океане основными планетарными формами рельефа являются горы и равнины. Но на суше это главным образом тектонические складчатые, склад-чато-глыбовые и глыбовые горы, а на дне океанов - вулканические. В целом на суше за счет экзогенных процессов преобладают разрушение и снос, ведущие к выравниванию, а на дне океанов главный экзогенный процесс - накопление осадков и также выравнивание.
Области объяснялись недостаточностью фактических данных о подводной части нашей планеты. В результате длительного исследования Мирового океана накопились сведения, позволившие утверждать, что дно океана устроено не менее сложно, чем материк. Так же, как и на суше, на рельеф океанического дна большое влияние оказали экзогенные (внешние) и эндогенные (внутренние) процессы. Внутренние вызывают вертикальные и горизонтальные перемещения участков , и извержения вулканов. Они создают, как и на суше, крупные формы рельефа.
К внешним процессам, формирующим дно океана, относится осадкообразование, то есть оседание и накопление продуктов разрушения . Распределение и перемещение их происходит под влиянием в .
В настоящее время в рельефе дна океана выделяют следующие части:
Шельф, или .
Это прилегающая к берегу плоская или немного наклонная подводная часть. Шельф оканчивается перегибом дна - бровкой. Глубина шельфа не превышает 200 метров, а ширина может быть различной: в морях , у северного побережья , в , и он наиболее широкий, а у западных берегов Северной и тянется узкой полосой вдоль берега. Шельф занимает около 9% площади Мирового океана. Это самая продуктивная его часть, так как именно здесь добывается 90% морепродуктов и многие , в первую очередь и природный газ. В 1982 году конвенция установила 200-мильную экономическую зону и юридическую внешнюю границу шельфа, до которой распространяются права прибрежного государства.
Материковый склон .
Эта часть океанического дна лежит ниже границы шельфа (от бровки) до глубин в 2000 метров. Она имеет крутые склоны в 15-20°, а иногда и до 40°. Материковый склон сильно расчленен ступенями и боковыми ложбинами. На нем встречаются котловины и возвышенности. Под действием силы тяжести по материковому склону перемещаются большие массы разрушенных горных пород, нередко даже в виде огромных оползней, и откладываются на океаническом дне. Материковый склон занимает 12% площади Мирового океана. Продуктивность его значительно ниже, чем у шельфа. Растительный мир беден из-за недостатка света. Животные ведут придонный образ жизни. Материковый склон переходит в ложе океана.
Ложе Мирового океана .
Оно располагается на глубине от 2500 до 6000 метров и занимает 3/4 площади Мирового океана. Продуктивность этого участка самая низкая, так как климатические особенности, сильная соленость (до 35%о) не позволяют развиваться здесь богатому животному и растительному миру.
Ложе океана имеет сложный рельеф. Наиболее интересной его формой являются срединно-океанические хребты, открытие которых произошло в пятидесятые годы XX века. Это крупнейшие формы рельефа дна Мирового океана, образующие единую систему горных сооружений, протяженностью более 60000 км. Они представляют собой валообразные поднятия океанической земной коры. Относительная высота их 3-4 км, ширина до 2000 км. Вдоль оси поднятия обычно проходит разлом, представляющий собой ущелье. Оно делит поднятие на две части, склоны которого круто обрываются к ущелью и полого в сторону ложа океана. На дне ущелья обнаруживаются излияния , горячие источники, а на склонах хребтов располагаются вулканы. Хребты сложены магматическими горными породами, почти не прикрытыми осадочными. Срединно-океанические хребты разбиты поперечными разломами, с которыми связана вулканическая деятельность и землетрясения, так как здесь проходят границы . Там, где вершины океанических хребтов выходят на поверхность, образуются (например, ). Есть в океане и отдельные горные хребты (хребет М.В.Ломоносова в Северном Ледовитом океане).
Между подводными хребтами простираются обширные глубоководные котловины (более 4000 метров). их дна выровнен морскими отложениями. В основном поверхность котловин мелкохолмистая. Над дном котловин поднимаются высокие конусы вулканов. Действующие извергают лаву, которая разносится водными потоками и оседает на дно. Вершины потухших вулканов выровнены, они имеют плоскую форму. Выравнивание вершин этих происходит с помощью океанических течений. Поднимаясь над водой, вершины вулканов образуют острова (например, Гавайские).
Дно океанов покрыто морскими осадками. По происхождению они бывают материковыми и океаническими.
Материковые осадки образовались путем смытия их с суши. Они покрывают главным образом шельф океана, и местами их толщина достигает 4000 м. У самого берега здесь часто отлагается галька, песок, оседают самые мелкие частицы, образующие глину. Материковые осадки покрывают примерно 1/4 всей поверхности морского дна.
Океанические осадки, порожденные самим океаном, покрывают 3/4 поверхности морского дна, но толщина их не превышает 200 м. Это прежде всего остатки обитателей океана. Здесь же оседает и вулканический пепел, который при разносится иногда на тысячи километров вокруг. Все это образует тончайший ил. Он накапливается на дне океана очень медленно, примерно 1 см за 2000 лет. Чем ближе к берегам, чем накопление осадков идет быстрее: в центральной части слой в 1 см накапливается за 25-40 лет, а у берегов - за 5-6 лет.