1.4. Морфоструктурный рельеф дна Мирового океана

В отличие от материков дно океана характеризуется меньшей мощностью земной коры, отсутствием гранитного слоя и большей, по сравнению с конти­нентальной корой, жесткостью. Особенностью океанического дна является по­стоянное обновление состава пород за счет вещества мантии, поднимающегося по разломам.

Эндогенные процессы проявляются здесь в виде формирования трещин и разломов в земной коре. Широко распространен вулканизм: излияния лавы происходят не только по разломам, но и на больших площадях. Отмечаются землетрясения, приводящие к смещениям дна океана и сползанию склонов.

Из экзогенных процессов наибольшее значение имеют:

• Волнение океанических вод. При этом ветровые волны воздействуют на дно до глубины 200 м, то есть только в прибрежной зоне.

• Постоянные поверхностные течения, которые воздействуют до глубины 1500-2400 м.

- Перенос обломков и частиц горных пород плавучими материковыми и речными льдами.

При таянии льда на дне океана накапливаются ледниковые отложения. Так, широкая полоса таких отложений окружает Антарктиду. В Северный Ле­довитый океан обломочный материал приносят речные льды в объеме 0,4 млрд. г / год.

Деятельность организмов приводит к поступлению в океан 1 млрд. т. ор­ганических осадков в год.

Таким образом, за счет процессов, происходящих, как в самом океане, так и на суше в него поступает за год 21,72 млрд. т. осадков. Их накопление на дне океана является важнейшим процессом рельефообразования, который направ­лен на выравнивание рельефа путем заполнения понижений.

Еще недавно считалось, что мощность осадков в океане должна состав­лять тысячи метров. Однако исследования показали, что она обычно не превы­шает несколько сотен метров, а иногда составляет лишь десятки метров. Есть участки на дне океана, где осадков вовсе нет. Этот говорит о сравнительной молодости дна. Действительно, в океане не найдены отложения старше 160 млн. лет.

Таким образом, рельеф дна океана формируется, так же, как и рельеф су­ши, - под совместным действием эндогенных и экзогенных процессов. Однако, последние - менее интенсивны, чем на суше.

В рельефе дна океана выделяют четыре крупные морфоструктуры перво­го порядка:

1. Подводная окраина материков;

2. Переходная зона;

3. Срединно-океанические хребты;

4. Ложе океана.

Подводная окраина материков. Это затопленные водами Океана участ­ки материков, на долю которых приходиться 35 % всей их площади. Здесь вы­деляют три морфоструктуры II порядка:

• шельф:

• материковый склон;

• материковое подножие.

Шельф - это прибрежная мелководная часть морского дна, имеющая вы­ровненный рельеф. Шельф - продолжение прилегающей суши, более 90 % его - это затопленные материковые платформы. Здесь нахо­дятся равнины с незначительным наклоном поверхности -до 1°. на них сохра­нились реликтовые формы, образовавшиеся в континентальных условиях. На­пример, балки и долины рек. Границей между шельфом и материковым склоном на глубине 200-500 м является линия пере­гиба или бровка.

Материковый склон представляет собой узкую полоску морского дна с уклоном поверхности от 5 до 20^е, склон этот ступенчатый. При этом каждая ступень является наклонной равниной. Уступы разрезаны поперечными каньонами глубиной до 2000 м. это тектонические разломы, по которым пере­носиться осадочный материал, поступающий с материков к подножью. Он от­кладывается там, в виде конуса выноса. Уступы имеют тектоническое проис­хождение и образованы в результате сбросов по разломам.

Материковое подножье представлено равнинами шириной в несколько сот километров и с углами наклона поверхности до 2,5°. Местами эти равнины прорезаны крупными каньонами. Однако основным фактором рельефообразования здесь является поступление осадочных отложений с континен­тов. В результате этого образуются обширные аккумулятивные равнины. За­канчивается материковое подножье на глубине 2,5-4,9 км.

-

Рис. 3. Подводная окраина материков.

Переходная зона дна океана. Морфоструктуры этой зоны наиболее пол­но представлены у восточных окраин Азии. Однако они встречаются и в других частях планеты. Их происхождение связано с зонами субдукции, т.е. с областя­ми, где происходит соприкосновение и «подныривание» одних плит земной ко­ры под другие. Плоскость, по которой идет подныривание одной плиты под другую называется плоскостью субдукции. Для этих зон характерно:

1. Чередование участков с материковой и океанической корой.

2. Очень высокая интенсивность землетрясений и вулканизма.

3. Контрастность рельефа на небольших расстояниях: размах высот - до 10-15 км.

Переходная зона делится на три морфоструктуры II порядка:

• дно котловин окраинных морей;

• островные дуги;

• глубоководные желоба.

Котловины окраинных морей представляют собой прогибы с равнин­ной, местами холмистой поверхностью. Здесь формируются аккумулятивные равнины. Здесь, например, размещаются Японской, Восточно-Китайское и другие моря.

Островные дуги имеют материковую кору. Это участки суши, представ­ляющие собой горные поднятия, вершины которых находятся выше уровня океана в виде островов. В плане эти острова обычно располагаются в виде двух дуг, вытянутых параллельно друг другу и разделенных поперечными пролива­ми на отдельные острова. Островные дуги обычно имеют цоколь, сложенный материковой корой, и вулканическую надстройку. Для них характерны вулканизм и сильные землетрясения. Примерами подобных островов могут служить Японские, Курильские, Марианские, Алеутские и др.

Глубоководные желоба расположены с внешней стороны островных дуг и протянуты также дугообразно (Курило-Камчатский, Идзу-Бонинский, Филиппинский, Японский и др.). Это вытянутые углубления с уз­ким (менее 20 км) почти плоским дном.

-

Рис. 4. Переходная зона дна океана.

Поперечный профиль имеет V - образную форму, но склоны ассиметричны - так. что склон со стороны континента выше и круче противоположного. Сползающие со склонов осадки выстилают дно желоба слоем в 1,5 - 2,0 км. Глубоководные желоба являются структурной границей между материками и океанами (рис. 4, В).

Срединно-океанические хребты. Эти хребты образуют грандиозную систему общей протяженностью более 80 тыс. км. Система эта охватывает все океаны. Срединно-океанические хребты сложены вулканическими породами -в основном базальтами, поднявшимися из недр Земли, совершенно не смятыми в складки. В этом основное отличие океанических гор от материковых.

Все подводные хребты представляют собой валообразные поднятия ши­риной 1000 - 2500 км. Они состоят из осевой части и двух флангов. В осевой части находятся гигантские разломы, глубиной до 2000 м, которые называются рифтами. Ширина их - десятки километров. Здесь отмечаются постоянно сейсмичность и вулканизм.

Рифты - это гигантские разломы земной коры, в которых происходит «раздвижение» дна океана в обе стороны, или спрединг. Здесь происходит подъем мантийного вещества из недр Земли, при застывании которого образу­ется «молодое» дно Океана.

На склонах срединно-океанических хребтов находятся вулканы, что гово­рит об активных тектонических процессах. Хребты пересекаются поперечными разломами, по которым происходят сдвиги и перемещения, составляющие 20 -100 км. В зонах сдвигов также находятся вулканы. Склоны хребтов - это широ­кие расчлененные плато с небольшим наклоном в сторону от осевой части.

Ложе мирового океана. Занимает 60 % площади океанического дна. Земная кора здесь типично океаническая, то есть тонкая, подвижная. Гранитно­го слоя нет. На базальтовом слое лежат вулканические породы с очень неров­ной поверхностью, которая покрыта осадочными породами, не смятыми в складки.

В каждом океане ложе находится между срединными хребтами и пере­ходной зоной океана. Рельеф ложа разнообразен. Здесь встречаются:

1. Глубоководные, так называемые абиссальные аккумулятивные равни­ны, чаще всего плоские. На дне их обычно залегает слой осадков мощно­стью 300-600 м;

2. Холмистые равнины, получившие название от возвышенностей, высота которой от нескольких метров до сотен метров. Холмы располагаются одиночно, или группами среди равнин и имеют тектоническое происхож­дение.

3. Горы глыбовые или глыбово-вулканические, без признаков складчатости. Они занимают относительно небольшие пространства. На этих горах на­ходятся вулканы.

Изучение морфоструктуры дна океана подтверждает гипотезу движения жестких плит литосферы. По этой гипотезе срединные хребты образуются в ре­зультате наращивания краев плит литосферы при излиянии магмы по разломам и трещинам.

Высота и крутизна склонов хребта определяется соотношением скорости наращивания и скорости раздвижения плит. При быстром раздвижении, то есть более 3 см/год, высота хребта меньше и склоны положе, чем при медленном.

Там, где литосферные плиты уходят одна под другую - возникают глубо­ководные желоба. Поэтому склоны желоба со стороны океана подстилаются корой океанической, а противоположные - корой материковой.

Образование островных дуг объясняется поднятием внешнего края мате­риковой плиты океанической плитой, опускающейся под нее. Т.е., теория мобилизма, то есть подвижности земной коры в настоящее время пол­ностью подтверждается. При сравнении рельефа суши с рельефом океаническо­го дна, можно обнаружить сходства и различия: Так основными элементами рельефа и на суше и в океане являются горы и равнины. Однако для суши типичны горы складчатые и складчато-глыбовые, а для океана - вулканические. На суше преобладают равнины денудационные. Океаническое дно выравнивается за счет осадконакопления, поэтому здесь равнины аккумулятивные.