95. Осн геоструктуры дна мир океана, их строение и зазвитие

Подводные окраины материков. Относительно выровненную и мелководную часть морского (океанического) дна, прилегающую к берегу моря или океана, называют шельфом. Его прорезают многочисленные затопленные, полупогребенные позднейшими донными отложениями речные долины. На шельфах, находящихся в зоне недавних четвертичных оледенений, обнаружены различные следы рельефообразующей деятельности древних ледников – шлифованные скалы, бараньи лбы, краевые морены (следовательно, широкое распространение древних континентальных отложений). Это говорит о том, что шельф еще недавно был сушей и стал частью морского дна в результате новейшего затопления бывшей прибрежной суши водами океана вследствие подъема уровня Мирового океана после окончания последнего оледенения. На шельфе протекает деятельность разнообразных современных рельефообразующих агентов – абразионная и аккумуляционная деятельность морского волнения, деятельность морских приливов, коралловые полипы и известковые водоросли.

Зона резкого увеличения крутизны дна, прослеживаемая в пределах глубин от 100-200 и до 3000-3500 м, получила название материкового склона. Характерная особенность рельефа – резкая расчлененность долинообразными формами – подводными каньонами. Из других процессов характерны подводное оползание и крип (массово медленное смещение осадочного материала по склону). Генезис связан со сбросовой тектоникой, проявляющейся здесь достаточно ярко в связи с тем, что материкам в целом присущи восходящие вертикальные движения, а ложу океана – прогибание, опускание. Иногда наблюдается ступенчатый профиль материкового склона, что может быть объяснено развитием ступенчатых сбросов (краевые плато). Нередко для материкового склона характерна моноклинальная структура – сложен серией наклонных осадочных слоев, последовательно наращивающих склон, и обуславливающих его выдвижение в сторону ложа океана.

Материковое подножье – волнистая наклонная равнина, примыкающая к основанию материкового склона и отделяющая последний от ложа океана, крупнейшая аккумулятивная форма дна океана. Происхождение связано с накоплением огромных масс садочного материала, перемещенного гравитационными процессами и течениями и отложенного в глубоком, погребенном под этими осадками прогибе земной коры, отделяющем материковые выступы от ложа океана. К материковому подножью приурочена деятельность донных абиссальных течений, которые формируют глубинные и придонные водные массы океана и перемещают полувзвешенный осадочный материал, их которого строятся осадочные хребты.

Переходные зоны. Она состоит их котловин глубоководных окраин морей, ограничивающих их подводных хребтов, увенчанных вулканическими островами, глубоководные желоба. Земная кора под котловинами, как правило не имеет гранитного слоя, увеличивается мощность осадочного слоя и всей коры в целом. Такая кора называется субокеанической. Островные дуги – подводные хребты, увенчанные вулканами. Мозаичность строения земной коры в переходных зонах может служить снованием для выделения её в особый – геосинклинальный тип земной коры. Важнейшей чертой наряду с интенсивной вулканической деятельностью является высокая степень сейсмичности.

Срединно-океанические хребты. Для осевой части присуща рифтовая структура – она разбит разломами того же простирания, что и хребты, причем в собственно осевой части эти разломы образуют депрессии – так называемые рифтовые долины, которые пересекаются поперечными разломами, образующими зоны поперечных разломов. Срединно-океанические хребты характеризует особый тип земной коры, отличающийся повышенной плотностью и поступлением материала из мантии – рифтогенальный. Им присущи интенсивный вулканизм и высокая степень сейсмичности.

Рельеф ложа океана характеризуется сочетанием обширных котловин и разделяющих их поднятий. Дно котловин отличается почти повсеместным распространением рельефа абиссальных холмов. Там, где мощность осадков велика, холмистый рельеф дна сменяется волнистыми абиссальными равнинами, а где осадки полностью погребают под собой неровности коренного ложа – плоские абиссальные равнины. Над дном котловин возвышаются подводные горы, местами обнаруживаются долины, хребты, океанические возвышенности. Зона океанических разломов – выделяются линейно ориентированные горстовые хребты и впадины-грабены.

96. Стратификация и динамика вод М.о. В рез-те динамических процессов, протекающих в толще океанических вод, устанавливается более или менее устойчивая стратификация, происходит обособление водных масс. Водная масса – это воды, отличающиеся присущими им консервативными св-вами (T, плотность, соленость), приобретенными ими в определенных рай-нах и сохраняющимися в пределах всего постранства, кот они занимают. Водные массы разделяются на поверхностные, промежуточные, глубинные придонные. Типы делятся на подтипы. Так, поверхностные воды быв-т экваториальные, тропические, субарктические, субантарктические, антарктические и арктические. Поверхностные водн.м-сы наиболее изменчивы по характ-кам и наиб подвижны, т.к нах-ся в постоянном контакте с атмосферой. Толщина слоя – 200-250 м. Промежуточные массы – выд-ся в полярных областях повышенной темп-рой, в умеренных и тропических – пониженной или повышенной соленостью. Нижняя граница – 1000-2000 м. Имеют ряд подтипов. Основная часть форм-ся путем трансформации опускающихся поверхностных вод в зоне субполярной конвергенции. Они перемещаются с меньшими скоростями, чем поверх-ные, в направлении от субполярных обл к экватору. Глубинные массы образуются в высоких широтах в рез-те перемешивания повер-ых и промеж-х масс и охлаждения их на шельфе. Они очень плотные из-за низкой темп-ры, поэтому сползают по шельфу, материковому склону и растекаются по котловине по направлению к зкватору. Нижняя граница – 4-4,5 тыс.м. Температура – 3-5 С, соленость – до 35пром. Придонные водные массы имеют наиболее низкие Т и мах плотность. Они образуются за счет опускания глубинных вод и гл.об выхолаживанию вод на шельфах Арктики и Антарктики. Эти воды испытывают значительные горизонтальные перемещения и образуют на дне сис-му донных абиссальных течений.

Воды океана нах-ся в непрерывном движении, основным источником энергии которого явл-ся приток энергии из атмосферы и ротационная сила З. В общих чертах динамика поверхностных вод имеет зональный хар-р, с глубиной влияние зональности сглаживается. Динамика вод – важнейшее условия, обеспечивающее развитие жизни и определяющее геологические процессы в океане. Поверхностная циркуляция предопределена общими законами циркуляции атмосферы, кот обусловлены вращением З вокруг оси. В связи с этим так называемые постоянные течения М.о называют геострофическими. Пассатная атмосферная циркуляция вызывает в обоих полушариях в субэкваториальных зонах образование пассатных течений, пересекающих океана с В на З. При подходе к берегу, оно разветвляется. Ветви, направленные к югу в Сев.полушарии и с северу в Южном, питают экваториальные течения, направл с З на В. Ветвь Северного пассатного течения питает самостоятельное течение, кот под действием силы Кариолиса и западных потоков воздуха превращается в течение, пересекающее океан с З на В (Северо-Атлантические теч). На востоке оно раздваивается, давая начало теплому теч, идущему на С, и холодному, направленному на юг. Южнее, в 40-50 ю.ш под действием западной воздушной циркуляции возникает мощное трансокеаническое течение Западных ветров, кот обр-т ответвления холодных теч-й – Перуанского, Бенгальского и Западно-Австралийского. В целом течения обр-т сис-му круговоротов циклонического и антициклонич хар-ра, закономерно с С на Ю сменяющих друг друга. Границы между круговоротами образованы так наз гидрологическими фронтами – зоны раздела с резко выраженными градиентами гидрологических хар-к. Распределение течений на пов-ти океана обуславливает в одних зонах схождение потоков воды, а в других – расхождение их. Первые наз-ся зонами конвергенции,­ где возникает избыток вод, вызывающий уход вод на глубину, вторые – зоны дивергенции, где расхождение поверхностных потоков создает благоприятные условия для восходящих движений глубинных вод. Зоны подъема глубинных вод наз апвеллингами. Благодаря пассатным течениям западные районы получают больше воды, чем восточные, поэтому в подповерхностном слое глубин возникает отток излишков воды, направленный с З на В – обр-ся подповерхностные течения, они сущ-т в Индийском, Тихом и Атлантическом океанах. Среди разнообразных движений вод океана важное место занимают волновые движения, а среди них - ветровое волнение и приливо-отливные движения. Интенсивность волнового движения оценивается энергией волн, кот нах-ся в прямой квадратической зависимости от высоты волны. Для открытого моря характерны волны зыби, движение волн уподоблено движению частиц по круговой орбите, а по мере приближения к берегу, волна деформируется. Интенсивность волнения зависит от силы ветра, поэтому носит зональный характер. Наиболее бурные – зоны западной циркуляции. Зоны действия пассатов хар-ся умеренным ветровым волнением. Экваториальная зона – наиболее слабое волнение.

Периодические приливно-отливные движения воды в океане, обусловленные силами притяжения Луны и Солнца, также представляют собой волновые движения. Это волны очень большой длины и большого периода. В разных районах побережья отмечаются суточные и полусуточные приливы. Различаются правильные и неправильные приливы. Наиболее распр-ны неправильные, при кот продолжительность прилива и отлива неодинакова. Обычно время прилива меньше времени отлива, из-за неравенства скоростей приливных и отливных течений. Высота прилива неодинакова в разл рай-х. В открытом океане она немного больше 1 м, в прибрежной полосе, где на высоту прилива влияют изменения глубин моря и конфигурация берега, она различна. Мах – залив Фанди – 18 м, Мезенская губа – более 10 м. Вертикальное перемещение вод. Огромная роль принадлежит вертикальной циркуляции. Главные факторы – волны, приливно-отливные движения, течения, а также плотностной фактор. Плотная холодная вода, воды с повышенной соленостью имеют тенденцию к опусканию на глубину. Опускаясь, они вытесняют глубинные воды, кот поднимаются. Опускаются также в зонах конвергенции, поднимаются в зонах дивергенции. апвеллингу способствует также эффект ветреного сгона поверхностных вод. Процессы очень значимы: при погружении – обеспечивается аэрация глубинных слоев, что спос-т развитию жизни в океане на глубине и обус-т развитие окислительных процессов на дне. Подъем вод обусл-т приток биогенных вещ-в к пов-ти, стимулирующих пышное развитие жизни в зонах апвеллинга.При опускании сильно выхоложенных арктических и антаркт вод образуется сис-ма донных течений. Эти же воды формируют донные водные массы в океане. Вертикальные движения осущ-ся между слоями воды, имеющими разные плотностные и температурные хар-ки. Горизонтальные и вертикальные движения – основной механизм перераспределения Т и солености.