Учебно-методическое пособие для проведения лабораторных работ по курсу «Общая гидрология» часть 1
| Вид материала | Учебно-методическое пособие |
- Учебно-методическое пособие по курсу Гражданское право (особенная часть) для студентов, 2031.85kb.
- Методическое пособие по курсу «Базы данных и информационные системы» 2011, 489.34kb.
- Методическое пособие по курсу «Информатика» для студентов, обучающихся по всем направлениям, 1648.11kb.
- Практикум по истории Отечества и истории медицины (I и II часть) Учебно-методическое, 10.8kb.
- Пособие предназначено для выполнения лабораторных и практических заданий по дисциплине, 351.37kb.
- В. А. Жернов апитерапия учебно-методическое пособие, 443.6kb.
- Учебно-методическое пособие Издательство Москва, 6471.08kb.
- Пособие по проведению лабораторных работ для студентов IV курса специальности 160901, 348.92kb.
- Учебно-методическое пособие Екатеринбург 2006 утверждаю декан психологического факультета, 4118.65kb.
- Учебно-методическое пособие по написанию курсовых работ (специальность 021100 юриспруденция), 1483.04kb.
Федеральное агентство по образованию
Федеральное государственное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«ЮЖНЫЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»
Беспалова Л.А., Цыганкова А.Е.
УЧЕБНО-МЕТОДИЧЕСКОЕ ПОСОБИЕ
для проведения лабораторных работ
по курсу «Общая гидрология»
ЧАСТЬ 1
ОКЕАНОЛОГИЯ
Ростов-на-Дону
2008
Учебно-методическое пособие разработано на кафедре океанологии профессором, доктором географических наук Л.А. Беспаловой и старшим преподавателем, кандидатом географических наук А.Е. Цыганковой.
Ответственный редактор д.г.н. Л.А. Беспалова
Компьютерный набор и вёрстка к.г.н. А.Е. Цыганкова
Печатается в соответствии с решением кафедры океанологии геолого-географического факультета ЮФУ, протокол № 6 от 27 декабря 2007 г.
ВВЕДЕНИЕ
Знания о различных компонентах природной среды, методах познания законов её развития, взаимосвязей и взаимообусловленности студенты получают при изучении ряда общегеографических дисциплин, одной из которых является курс общей гидрологии.
Общая гидрология является комплексной наукой и относится к циклу географических наук. Она занимается изучением свойств гидросферы и её составляющих: океанов, морей, рек, ледников, озёр, водохранилищ, болот, подземных вод и скоплений влаги в криосфере, роли снежного покрова в природных процессах. Помимо этого учебный курс предусматривает знакомство с методами полевых гидрологических исследований и расчётов, необходимых для получения количественных характеристик состояния водных объектов различного типа.
Курс общей гидрологии предусматривает также знакомство студентов с гидрометрическими приборами, их назначением, устройством и порядком выполнения наблюдений, а также методами их обработки.
Предлагаемое пособие содержит перечень лабораторных работ, тематики курсовых и тестовых контрольных работ для студентов-географов, обучающихся на очной и заочной формах обучения. В нём дается полный спектр узловых вопросов, являющихся основой познания как гидрологических процессов, так особенностей и закономерностей, присущих отдельным водным объектам.
Пособие состоит из двух частей. В первой части представлены следующие лабораторные работы.
- Рельеф дна Мирового океана.
- Типы стратификаций температуры и солёности по глубине в Мировом океане.
- Циркуляция вод. Течения Мирового океана.
ЛАБОРАТОРНАЯ РАБОТА
РЕЛЬЕФ ДНА МИРОВОГО ОКЕАНА
Данная работа предполагает самостоятельную работу с набором карт рельефа дна океанов с целью изучения обязательной номенклатуры по указанной теме.
Основные задачи работы
1) Знать и уметь показать на картах океанов перечень обязательной номенклатуры по теме.
2) Уметь устно проводить условные границы между океанами.
3) Знать площади, средние и максимальные глубины каждого океана.
Мировой океан имеет естественные подразделения только в пределах материков. В южном полушарии границы между океанами условны.
В нашей стране принято подразделение Мирового океана на четыре океана: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. В зарубежной океанографической науке выделяются три океана - Северный Ледовитый считается внутренним морем Атлантического океана.
На Международном Океанографическом конгрессе в 1966 г. советскими океанологами было предложено выделить Южный океан с границей либо по антарктической дивергенции, либо по субтропической конвергенции (оконечности материков). Обоснованием такого предложения является своеобразие гидрологической обстановки и процессов, свойственных кольцу вод вокруг Антарктиды. Это предложение не получило единой поддержки, хотя существует значительное количество работ, посвящённых геологии, геоморфологии и гидрологии Южного океана.
Мы определяем океан, как часть Мирового океана, расположенную между материками и представляющую обширный самостоятельный бассейн с глубинами 4-6 тыс. метров и собственным комплексом гидрологических процессов: системой течений, ветров, приливов, распределения температуры и солёности вод, а также рельефа дна, донных отложений и т.д.
Наибольшей площадью обладает Тихий океан - 179,7 млн. км2, Атлантический - 93,4 млн. км2, Индийский - 74,9 млн. км2, Северный Ледовитый - 13,1 млн. км2.
Часть океана, вдающаяся в сушу или отделенная от него цепью островов, называется морем. Каждое море обладает свойственным только ему комплексом природных условий и по своему расположению они делятся на межматериковые (Средиземное, Красное, Карибское); внутриматериковые (Черное, Азовское, Белое, Балтийское); окраинные (шельфовые моря Северного Ледовитого океана и западной части Тихого океана); межостровные моря расположены в основном в Австрало-Азиатском архипелаге: Коро, Коралловое, Банда, Яванское, Сулу, Фиджи и др.
Также как рельеф суши характеризуется высотами, рельеф дна океанов - глубинами. Представление о рельефе дна морей и океанов дают карты с нанесенными на них линиями равных глубин (изобатами). Такие карты называются батиметрическими.
Изучение рельефа дна процесс длительный и крайне сложный. Попытки измерить большие глубины начались с началом плаваний в открытом море. На заре мореплавания для этого использовался ручной лот - верёвка с грузом на конце. Еще в 1521 г. во время кругосветного плавания Ф. Магеллана была предпринята попытка измерить глубину Тихого океана. Лот не достал дна, и в течение долгого времени существовало мнение о том, что океан не имеет дна. Лишь в середине 19 века после изобретения американцем Буком лота для измерения больших глубин стали появляться надёжные данные о распределении глубин. Это был самосбрасывающийся груз, который отрывался от троса при ударе о дно, таким образом можно было с достаточной точностью определить момент касания груза о дно. В 1840 г. Джеймс Кларк Росс измерил в Антарктике глубину 4435 м, а в 1854 г. была опубликована первая карта глубин Атлантического океана, созданная американским океанографом Мори. Этому предшествовали большие работы по изучению глубин океана с целью определения лучшей трассы для прокладки по дну кабеля. Первый трансатлантический телеграфный кабель был проложен в 1858 г. между Ирландией и Ньюфаундленом. Эти работы стали началом изучения геологии океанов, т.к. появились данные о донных осадках.
Далеко вперед продвинула технику промеров и изучения рельефа английская экспедиция на “Челленджере” 1872-76 гг. Помимо гидрологических и гидрохимических наблюдений в период работ экспедиции произведено 6 тыс. измерений глубин, 500 из которых превышали 5 тыс. метров. Материалы экспедиции “Челленджер” обрабатывались коллективами учёных в течение 20 последующих лет.
Подлинную революцию в технике промеров совершило изобретение эхолота. Идея прибора была предложена русским инженером Шиловским, который вместе с французским физиком Ланжевеном создали в 1917-1919 гг. ультразвуковой эхолот. Систематические промеры с помощью эхолота были начаты германским исследовательским судном “Метеор” в период экспедиции 1925-27 гг. Эхолот, а теперь эхограф, фиксирует распределение глубин по ходу судна, рисуя профиль дна. Несмотря на все преимущества, эхолот не может полностью заменить обычных промеров с отбором проб грунта. Грунтовые трубки дают ненарушенную структуру колонки осадков длиной до 30 и более метров. Для отбора проб поверхностных осадков используются дночерпатели и драги.
В начале 70-х годов в практику исследований были внедрены подводные обитаемые аппараты, представляющие собой миниатюрные подводные лодки, из которых можно через иллюминатор непосредственно наблюдать морское дно и производить съемку при помощи фото- и кинокамер, телеустановок. Полученные данные позволили собрать богатейший материал, составить детальные карты рельефа дна отдельных районов океана.
На основе анализа батиметрических карт выделены основные морфометрические зоны рельефа дна Мирового океана. Общее представление о вертикальном расчленении земной поверхности дает гипсографическая кривая, которая в пределах океанической части называется батиграфической кривой Мирового океана.
За последние десятилетия, в особенности после Второй Мировой войны, произошли кардинальные изменения в наших представлениях о рельефе дна океанов. Это стало возможным благодаря широко развернувшимся исследованиям многих стран с использованием новой техники и мощных новых методов исследования.
Общие черты рельефа дна Мирового океана
Анализ гипсографической кривой показывает, что средняя глубина Мирового океана составляет 3800 м (с учётом глубин морей) и 4100 м без морей. 73,8 % площади дна океанов занимают глубины от 3000 до 6000 м, 16,5 % - от 200 до 3000 м, 7,2 % - менее 200 м, и всего около 1% приходится на глубины более 6000 м.
На основе морфологических особенностей, преобладающего типа земной коры, в соответствии с характером современных геологических процессов в рельефе дна Мирового океана выделены следующие основные элементы: подводная окраина материка; переходная зона; ложе океана; хребты и возвышенности различного генезиса; срединно-океанические хребты. (Леонтьев, 1982).
Подводная окраина материков
Подводная окраина материков занимает 22,6 % от площади дна Мирового океана, что соответствует 81,5 млн. км2. Она состоит из следующих элементов рельефа: шельфа, материкового склона и материкового подножия и характеризуется распространением континентального типа земной коры.
Шельф (материковая отмель) - это относительно мелководная, примыкающая к суше и являющаяся в структурно-геологическом отношении непосредственным её продолжением, часть морского дна, относительно выровненная, или сложно расчлененная в большинстве случаев с реликтовым субаэральным рельефом, свидетельствующим о сравнительно недавнем затоплении морем прибрежной суши.
Материковая отмель имеет незначительные уклоны до 7о и располагается на глубинах от 0 до 200 м. Средняя глубина шельфа составляет 133 м, средняя ширина - 78 км. Наибольшее развитие шельф имеет в пределах Северного Ледовитого океана, где его ширина достигает 2000 км, а также в Атлантическом океане у берегов Европы и Северной Америки. Шельф - чрезвычайно динамичная область дна океана. Здесь развиты волновые формы рельефа: песчаные гряды и валы, абразионно-аккумулятивные равнины, бенчи, уступы, ледниковые морфоэлементы и т.д. Донные осадки шельфа характеризуются пестротой рыхлых отложений различного генезиса: ледниковые, водноледниковые, айсберговые, терригенные (абразия берегов, речной аллювий), биогенные (кремнистые, коралловые отложения).
На границе суши и шельфа выделяется береговая зона. Это трёхмерное пространство, включающее поверхность моря, водную толщу, и дно оно ограничено с одной стороны береговой линией, а с другой - нижней границей активного воздействия волнения на дно моря (Сафьянов, 1978).
Материковый склон - часть океанического дна, с континентальным типом земной коры, зона перехода от материков к ложу океана, расположенная в пределах глубин от 200 до 3500 м. Средний уклон склона колеблется от 4 до 7о, на отдельных участках крутизна может достигать 30о, а ширина от 20 до 100 км. Рельеф материкового склона в ряде случаев имеет ступенчатый профиль. Сильно развитые в ширину ступени называются краевыми плато, например плато Блейк к востоку от п-ова Флорида, Чукотское (в Чукотском море), Габон в Бискайском заливе. В пределах материкового склона встречаются тектонически раздробленные участки, получившие название бордерлендов. Их рельеф представляет сложное сочетание впадин - грабенов и горстовых возвышенностей (Калифорнийский бордерленд). Рельеф материкового склона осложнен и вертикальным расчленением - подводными каньонами - глубокими и крутосклонными долинообразными формами рельефа. Каньоны могут начинаться на шельфе, врезаясь в поверхность материкового склона на сотни, а иногда на 1,5-2 тыс.м и продолжаться до основания склона. Наибольшее количество каньонов известно на материковых склонах Северо-Американской, Западно-Европейской, Аргентинской котловин, у западного побережья США, в Чёрном, Средиземном, Охотском морях и др. На отдельных участках дна (Атлантическое побережье Северной Америки, Восточной Африки, Арктический бассейн Северного Ледовитого океана) материковый склон представляет нерасчленённый уступ, повторяющий профиль батиграфической кривой между шельфом и ложем дна океана.
Современные геоморфологические процессы в пределах этой структуры определяются деятельностью интенсивных донных течений, существенное значение имеют также мутьевые или суспензионные потоки, подводно-оползневые явления, которые перемещают крупные массы донных осадков с материкового склона на большие глубины. Следовательно, материковый склон - это активная динамическая зона, где тектонические и геоморфологические процессы протекают очень интенсивно.
В донных осадках материкового склона, терригенных и органических (карбонатные и кремнистые), преобладают алевритовые илы.
Материковое подножие - часть подводной окраины, расположенная на границе с ложем океана, до глубин 4000 м. Морфологически подножие представляет собой слабо наклонную, волнистую равнину, окаймляющую широкой полосой край материкового склона. Уклоны этой равнины изменяются от 0,01 до 0,001. Ширина материкового подножия значительно превосходит ширину материкового склона.
В области материкового подножия отмечаются наибольшие мощности рыхлого слоя осадков. Осадочный материал приносится сюда по материковому склону течениями, оползнями и мутьевыми потоками. По данным сейсмических исследований мощность осадков может достигать 2-5 км. Эти осадки выполняют глубокий прогиб в земной коре. Под толщей осадков в пределах материкового подножия обнаруживается маломощная кора материкового типа. Смена материковой коры океанической у внешней границы материкового подножия осуществляется путем выклинивания гранитного слоя и выхода базальтового слоя в непосредственный контакт с осадочным.
Переходная зона
Её площадь составляет 30,7 млн.км2, что соответствует 8,4% площади дна океана. Переходная зона это часть земной поверхности, где происходит превращение одного состояния земной коры в другое и одной морфоструктуры в другую. Основные элементы рельефа переходной зоны - глубоководные котловины окраинных морей, островные дуги и глубоководные желоба. Для переходной зоны характерен геосинклинальный (переходный субокеанический тип земной коры).
Котловины окраинных морей. Они занимают наибольшую часть площади переходной зоны. Рельеф котловины разнообразен, но преобладают выровненные поверхности, что обусловлено накоплением мощной толщи осадков в котловине. Особенно это характерно для Берингова и Охотского, частично для Японского морей. Сложно построен подводный склон в Карибском, Южно-Китайском, Филлипинском морях и Северофиджийской котловине. Здесь отмечается наличие подводных хребтов.
Земная кора в котловинах морей субокеаническая и характеризуется мощным слоем осадочных пород до 10 км. Толщина базальтового слоя здесь также возрастает. По периферии котловины отмечается сейсмическая активность, очаги землетрясений расположены в центре котловины, тепловой поток имеет повышенные значения. Донные отложения котловин глубоководных морей представлены терригенными и органогенными глинистыми илами.
Островные дуги представляют собой подводные горные системы, отгораживающие котловины морей от океана и зачастую выходящие на поверхность в виде островов. По гребню и склонам поднятия располагаются вулканические конусы. Это дуги Курильских, Алеутских, Зондских, Ново-Гебридских островов и др. Поднятия островной дуги разделено поперечными разломами, к которым и приурочены эпицентры землетрясений, проявления вулканизма. Островные дуги по особенностям строения земной коры делятся на материковые и океанические. Материковые внутренней частью примыкают к массиву континентальной земной коры (Алеутская дуга, Камчатский п-ов, западная часть Зондских о-в, а также Кордильеры Центральной и Южной Америки), океанические дуги характеризуются преимущественно развитием коры океанического типа (Курильские, Новобританские, Новогебридские дуги).
Островные дуги - область наиболее активного современного вулканизма на Земле. Здесь сосредоточено около 80% всех действующих вулканов. Дугам присущи высокие значения теплового потока (20,95*10-6 Вт/см2 - 33,52*10-6 Вт/см2), небольшие положительные аномалии силы тяжести. Большинство островных дуг находятся в зоне 9 - бальных землетрясений. Для них так же характерно наличие резко дифференцированных тектонических движений земной коры, происходящих с большими скоростями.
Глубоководные желоба представляют узкие депрессии - прогибы в земной коре, имеющие в плане чаще всего дугообразную форму. Наибольшая часть глубоководных желобов (28) сосредоточена в Тихом океане. Максимальная глубина 11022 м зафиксирована в Марианском желобе, а желоба Тонго, Кермадек, Филиппинский имеют глубину более 10000 м.
Форма поперечного сечения глубоководного желоба V-образная, дно выравненное, на склоне желоба нередко обнаруживаются поперечные ступени. Некоторые желоба (Тиморский, Кай) имеют очень малую глубину, менее 4000 м, что определяется накоплением в них осадочного слоя. Донные осадки глубоководных желобов обычно представлены глубоководными морскими отложениями - тонкими терригенными осадками, вулканогенными, а иногда диатомовыми илами и красноцветными глинами. Скорости осадконакопления очень высоки, мощность донных отложений может достигать 3-5 км и до 10 км (Лисицин, 1974).
В пределах глубоководных желобов зафиксированы большие отрицательные гравитационные аномалии, а так же низкие (менее 4,19*10-6 Вт/см2) значения теплового потока, т.е. тепла, поступающего из недр земли. Глубоководные желоба - наиболее активные сейсмичные зоны на Земле, т.к. здесь отмечается максимальная плотность эпицентров землетрясений. По мнению сторонников гипотезы “новой глобальной тектоники”, глубоководные желоба образуются на месте погружения (спрединга), движущихся горизонтально, океанических плит под материк.
На основе особенностей строения морских котловин, глубоководных желобов и островных дуг выделяются два основных типа переходных зон - Западно-Тихоокеанская и Восточно-Тихоокеанская. Для Западно-Тихоокеанской характерно наличие одной (иногда двойной) островной дуги, сравнительно простое строение глубоководной котловины, расположение глубоководного желоба с внешней стороны дуги. В пределах данного типа выделяются три подтипа: Курильский, Японский и Марианский. Переходная зона Восточно-Тихоокеанского типа отличается отсутствием внутреннего морского бассейна, а островные дуги здесь замещены горными цепями Кордильер и Анд.
По наиболее характерным глубоководным желобам выделяются следующие типы переходных областей (Леонтьев, 1982, 1988).
1) Витязевский тип, относящийся к области глубоководного желоба Витязь и прилежащему участку Северо-Фиджийской котловины в Тихом океане, характеризуется отсутствием четко выраженной островной дуги, небольшой глубиной желоба (6150 м), слабой сейсмичностью.
2) Марианский тип. Для него характерны четко выраженная подводная дуга, сопровождающаяся очень глубоким желобом (11022 м), интенсивная сейсмичность и вулканизм, малая мощность осадочного слоя (менее 100 м). К этому типу относятся так же области, сопряженные с желобами Идзу-Бонин, Волкано, Тонга, Кермадек. Котловины окраинных морей этого типа имеют океанический тип земной коры, большие глубины (до 6 км) и малую мощность рыхлых отложений.
3) Курильский тип. Сходен с Марианским, но отличается большей обособленностью морских котловин, субокеанической или даже на отдельных участках субматериковой корой под их дном. Островные дуги двойные. Глубина желобов 7,5-9 км. Сейсмичность и вулканизм достигают максимума.
4) Японский тип. Островные дуги в этом типе сливаются в крупные массивы островов и полуостровов. Появляются крупные участки типично материковой земной коры, мощностью до 32 км. Вулканизм снижается, но сейсмическая активность остается довольно интенсивной. Этот тип распространён в пределах восточной части Тихого океана, в Гватемальской и Перуано-Чилийской областях, а также в пределах Карибской и Южно-Антильской областях Атлантики.
Согласно теории фиксизма (геосинклиналей) в переходной зоне осуществляется переработка океанической коры в материковую, за счёт преобразования которой происходит наращивание материков по их периферии.
Ложе океана
Ложе океана занимает большую часть площади дна - 53,7 %, что составляет 193,8 млн.км2. Ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5-10 км) и отсутствием гранитного слоя. По рельефу дна океаническое ложе весьма неоднородно. В его пределах выделяют океанические котловины и океанические поднятия и возвышенности различного генезиса.
Океанические котловины, обширные пространства дна, в пределах которых выделяются формы рельефа абиссальных холмов, волнистых абиссальных равнин, плоских абиссальных равнин, абиссальных долин, комплекс форм рельефа, связанных с планетарными разломами.
Абиссальные холмы - изометрические поднятия дна с относительной высотой не более 500 м. Ширина холмов доходит до 10 км. Они беспорядочно разбросаны и занимают большие площади дна. Их происхождение связано с мелкими интрузиями в виде лакколитов, конусов и других форм, обусловленных с вулканическими процессами.
Волнистые абиссальные равнины образовались при наложении на неровности поверхности слоя мощной толщи осадков. Широкое распространение эти формы рельефа получили в пределах ложа Индийского океана, в северо-западной и приэкваториальной частях Тихого океана.
Плоские абиссальные равнины характеризуются идеальной поверхностью, что является следствием накопления толщи осадков мощностью до 2 км, перекрывающей неровности рельефа. Плоские абиссальные равнины занимают 15% площади ложа океана, особенно их много в Атлантическом океане (Северо-Американская, Канарская). В пределах холмистой, волнистой и плоской поверхности дна могут воздыматься отдельные подводные горы высотой в несколько километров.
Абиссальные долины выражены в пределах океанических котловин и представляют собой извилистые отрицательные формы рельефа с глубиной вреза до 200 м, например, долина Мори в Иберийской котловине, долина Вима, соединяющая Бразильскую и Аргентинскую котловины в Атлантическом океане.
Планетарные океанические разломы развиты во всех океанах. В основном они имеют субширотное простирание и представляют систему узких горстов и сопровождающих их грабенов, протягивающихся в длину на несколько тысяч километров и 50-150 км в ширину. Наибольшие развитие разломы получили в восточной части Тихого океана (Сервейер, Мендосино Меррей, Кларион, Клиппертон и др.). Здесь резко выражена аномалия магнитного поля, а колебания глубин могут достигать 6 км.
Хребты и поднятия
По морфологическим особенностям положительные формы рельефа (океанические поднятия), могут быть нескольких видов: 1) сводово-глыбовые океанические хребты, 2) глыбовые (горстовые и сложно горстовые), 3) океанические массивы, 4) океаническое плато, 5) океанические возвышенности, 6) океанические валы, 7) краевые океанические валы, 8) отдельно стоящие горы, 9) микроконтиненты, 10) атоллы.
Сводово-глыбовые хребты, представляют широкий вал, разбитый разломами на отдельные блоки. Вдоль гребня вала располагается цепь подводных вулканов или вулканических островов. К данному типу хребтов относятся хр. Гавайский, горы Маркус-Неккер, Маршаловы острова в Тихом океане, Мальдивский в Индийском океане, хр. Ломоносова в Северном Ледовитом океане.
Глыбовые хребты, горстовые и сложно-горстовые. Их происхождение связано с разрывной тектоникой. В пределах этих хребтов вулканические подводные горы редки, острова обычно отсутствуют. Примером таких хребтов может служить хр. Мендосино в Тихом океане, Китовый в Атлантике или Восточно-Индийский хребет.
Океанические массивы представляют собой группы подводных гор, не имеющих четко выраженного общего основания. Этот горный рельеф отчетливо выделяется среди окружающих абиссальных равнин. Особенно хорошо представлены океанические массивы в Тихом океане - острова Феникс, горы Музыкантов и Магеллана.
Океаническое плато - поднятия с платообразными поверхностями, ограниченные со всех сторон крутым склоном (уступом). К ним относятся Бермудское плато в Атлантическом океане, Манихики в Тихом. Поверхность плато довольно ровная, что объясняется значительным осадконакоплением (более 1000 м).
Океанические возвышенности - поднятия ложа океана, изометрических очертаний, со слабой расчлененной поверхностью, и не имеющие, в отличии от плато четко выраженного ограничивающего уступа. Много таких плато в Тихом океане (возвышенности Шатского, Хесса, Галапагосское и др.).
Океанические валы и краевые океанические валы - это сводообразные, со слабой расчлененной поверхностью, широкие, линейно ориентированные поднятия океанической коры. Краевыми валами принято называть пологие поднятия, протягивающиеся параллельно глубоководным желобам вдоль их океанического края. Например, Внешний Антильский вал в Атлантическом океане, краевой вал Яванского желоба в Индийском.
Микроконтиненты. К ним относятся участки океанического дна, сложенные земной корой материкового типа, и окруженные океанической корой. Вопрос о происхождении микроконтинентов окончательно не решен. Большая часть исследователей считают их обломками Гондваны, распавшейся на отдельные материки. С точки зрения теории геосинклиналий - микроконтиненты это “недоразвившиеся материки”. К микроконтинентам О.К. Леонтьев относит Новозеландское поднятие, плато Брокен (Западно-Австролийское), хр. Мадагаскарский, Мозамбикский, Маскаренский в Индийском океане.
Подводные горы - изолированые поднятия дна, возвышающиеся более, чем на 500 м над дном. В Мировом океане их насчитывается более 10000, из них 7000 расположены в Тихом океане, в Атлантическом около 2500, Индийском - 1000, в Северном Ледовитом около 200 подводных гор.
Подводные горы встречаются на всех океанических структурах: срединных океанических хребтах, в океанических котловинах, в зонах разломов. Подавляющее большинство из них вулканического происхождения - до 97 %. Относительная высота подводных гор может достигать нескольких километров, а, например, гора Мауна-Лоа (вулканический массив о. Гавайи) имеет относительную высоту 9200 м, т.е. выше г. Джомолунгма (8848 м) в Гималаях.
Подводные горы с уплощёнными вершинами называются гайотами (по имени американского ученого А. Гюйо). Большинство гайотов расположено в Тихом океане, в его центральной части и в заливе Аляска. Уплощение вершин гайотов, по мнению большинства учёных, произошло в результате денудационных процессов, когда горы возвышались над поверхностью океана, или абразионного среза волнами, если горы были на небольшой глубине, вблизи уровня моря. В результате тектонического погружения дна океана гайоты оказались на глубине. В Тихом океане средняя глубина над вершинами гайотов - около 1300 м. К гайотам относятся такие подводные горы как Ербен в зоне разломов Меррей, гайот Хесс и Кэйп Дожонсон в Тихом океане, гора МГУ - в Индийском.
Другой разновидностью подводных гор являются - атоллы - кольцеобразные коралловые постройки, венчающие вершины многих подводных гор в экваториально-тропических районах Мирового океана. Согласно гипотезе Ч. Дарвина, а также современным представлениям, атолл должен испытывать медленное погружение, достаточно медленное, чтобы рифообразующие организмы успевали надстраивать рифы настолько, насколько необходимо для сохранения стабильной глубины над рифом. Много атоллов в группе островов Тонга, Новых Гебрид, Каморских, Каролинских и др. Наибольшее их скопление обнаружено в системе островов Микронезии и Полинезии в Тихом океане.
Срединные океанические хребеты (СОХ)
Срединный Океанический хребет представляет единую планетарную систему поднятий, протянувшуюся в виде сплошной цепи на 74 тыс.км от Северного Ледовитого океана через Атлантический и Индийский в пределы Тихого океана.
Морфология срединных хребтов довольно сложная. В его пределах различают а) осевую или рифтовую наиболее приподнятую зону, для которой характерен резко расчленённый горный рельеф, обусловленный разломной тектоникой и б) фланговую (боковую) зону хребтов менее расчлененную. По оси рифтовой зоны проходит рифтовая долина, представляющая собой грабен (рифт), образовавшийся в условиях растяжения земной коры. Глубина рифта составляет 2,0-2,5 км, ширина 20-100 км. Относительная высота срединных океанических хребтов может достигать 6000 м, отдельные хребты в виде островов и плато выходят на поверхность (Азорские острова, Сан-Паулу, Св.Елены). Рифтовая зона СОХ разбита поперечными трансформными разломами. Их глубина значительно превышает глубину рифтовых долин, например впадина Романш - 7856 м. По разломам наблюдается смещение осевой зоны СОХ на десятки и даже сотни километров.
По данным сейсмических исследований земная кора в зонах срединно-океанических хребтов отличается от строения коры в пределах ложа океана. Так, например, мощность верхнего осадочного слоя земной коры в СОХ резко сокращается иногда до 10 м. Одной из основных геофизических особенностей срединно-океанических хребтов является высокое значение скоростей упругих волн в земной коре. Другие особенности - высокое значение теплового потока, высокая сейсмичность, вулканизм указывают на то, что СОХ представляет область интенсивного тектогенеза. Согласно концепции литосферных плит срединные хребты - зоны спрединга - разрастания площади дна океанов. Под СОХ мантия разуплотнена, с этим связаны восходящие движения слагающих её ультраосновных пород. Вместе с веществом к поверхности Земли поступает поток тепловой энергии. Рифтовые зоны - место выхода этого вещества на поверхность и формирования коры океанического типа.
Особенности рельефа дна Атлантического, Тихого, Индийского и Северного Ледовитого океанов
Общими особенностями рельефа дна океанов является наличие основных морфоструктурных зон: подводной окраины материков, переходной зоны, океанического ложа, океанических хребтов и поднятий, срединных океанических хребтов. Но эти структуры в пределах каждого из океанов имеют ряд особенностей.
Атлантический океан. В пределах подводной окраины материка отмечается широкое развитие шельфа в северном полушарии, у берегов Европы и Северной Америки. Материковый склон выражен крутыми уступами, осложнен краевыми плато (Блейк, Сан-Паулу, Фолклендское), возвышенностями (Роккол) и порогами на границе с Северным Ледовитым океаном (Фареро-Исландский, Канадско-Гренландский). В Атлантическом океане небольшое количество глубоководных желобов, всего 5 (Пуэрто-Рико, Кайман, Южно-Сандвичев, Романш и Эллинский в Средиземном море), большое количество банок, плато и возвышенностей. В пределах ложа океана широкое развитие получили океанические котловины, представляющие плоские абиссальные аккумулятивные равнины. Они четко выражены в рельефе, а их расположение носит “ячеестый” характер.
Срединный Атлантический Хребет протягивается по середине океана и напоминает в очертаниях контуры материков. Ширина хребта изменяется от 300 км у Исландии до 2500 км в южной Атлантике, относительная высота до 4 км. По оси хребта протягивается рифтовая долина с глубинами до 2,0-2,5 м. Хребет разбит на всем протяжении поперечными разломами, по которым отмечаются значительные смещения (до 250 км) отдельных блоков.
Тихий океан. Его площадь составляет почти половину всего Мирового океана. Подводная окраина и шельф развиты слабо и занимают менее 10 % площади дна. Материковый склон сильно расчленен подводными каньонами, для него также типичен рельеф бордерлендов - калифорнийский бордерленд.
Переходная зона в Тихом океане хорошо развита, особенно на западной окраине. В Тихом океане сосредоточены почти все глубоководные желоба Мирового океана, четыре из которых (Марианский - максимальная глубина 1022 м Тихого и Мирового океана, Филлипинский, Тонга и Кермадек) имеют глубины более 10000 м.
В пределах ложа океанические котловины занимают большие площади и в отличие от Атлантического океана не чётко выражены в рельефе (например, Северо-восточная котловины).
В Тихом океане отмечается две системы поднятий - СОХ и вулканических хребтов, протянувшихся с северо-запада (хр. Северо-Западный) на юго-восток через острова Лайн, Туамоту, до о. Пасхи. Срединный хребет простирается не посередине, а в юго-восточной части океана. Фланги хребта широкие, слабо расчлененные, рифтовая структура осевой зоны не так ярко проявляется, как в Срединно-Атлантическом хребте. СОХ Тихого океана имеет боковые ответвления (Чилийское, Галапагосское поднятия, хр. Сала-и-Гомес и др.).
Тихий океан характеризуется изобилием вулканических и коралловых островов (Полинезия, Микронезия, Меланезия). Другой его отличительной особенностью является наличие гайотов - плосковершинных гор, расположенных на глубинах 2-3 км в Аляскинском заливе и центральной части океана.
Очень яркой чертой рельефа и тектонического строения Тихого океана является наличие зоны океанических разломов, выраженных в рельефе в виде комплексов линейно и согласно ориентированных тектонических впадин (грабенов и глыбовых хребтов, горстов) широтного простирания. Разломы протягиваются через всю восточную часть океана и пересекают Восточно-Тихоокеанское и Южно-Тихоокеанское поднятия.
Индийский океан. В рельефе дна западной части много общих черт с Атлантическим океаном, а восточной с Тихим. Так, например, Срединный хребет Индийского океана, за исключением Австрало-Антарктического четко выражен в рельефе, разбит поперечными и продольными разломами. Средняя скорость раздвижения в рифте достигают 2,5-3,0 см/год, максимальным до 16 см/год.
Котловины хорошо выражены в рельефе и оконтурены разделяющими их хребтами и возвышенностями. В западной части океана, как и в Атлантике, много плато и банок (Агульяс, банки Обь и Лена, Принц Эдуард).
В Индийском океане расположены хребты микроконтинентов (Мозамбикский, Мадагаскарский, Маскаренский), имеющие материковый тип земной коры, по мнению многих исследований, это обломки Гондваны, расколовшейся в начале мезозоя на южные материки. Шельф в океане развит слабо, только на севере Австралии. Желоба Индийского океана не глубокие, такие, например, как Тиморский 3310 м и Кай - 3680 м. Максимальная глубина находится в Яванском желобе (7209 м).
Северный Ледовитый океан. По своим гидрологическим и геоморфологическим особенностям Северный Ледовитый океан делится на два бассейна: Северо-Европейский, с морями Норвежское, Гренландское, Белое и Баренцево и Арктический. В последний входят все шельфовые моря России (Карское, Лаптевых, Восточно-Сибирское, Чукотское), моря Канадско-Гренландского архипелага и глубоководная часть Северного Ледовитого океана. Арктический бассейн хребтом Ломоносова подразделяется на два суббассейна - Нансена и Гиперборейский.
В отличие от других океанов, Северный Ледовитый океан самый маленький по размерам, (всего 4 % площади дна Мирового океана), на половину занят шельфом (50,3 % площади дна), он отличается мелководностью – 40 % дна имеют глубины менее 200 м. Многие исследователи рассматривают его, как внутреннее море Атлантического океана. Тем не менее, Северный Ледовитый океан в 3 раза больше самого большого Филиппинского моря и имеет все атрибуты океана. Под котловинами развита кора океанического типа. Из Атлантики сюда продолжается Срединный Океанический Хребет в виде хребтов Мона, Книповича, Гаккеля, которые разбиты поперечными трогами и рифтовыми долинами (Лены, Седова, Гидрографов). Глубоководные желоба здесь получили названия ущелий (Литке, с максимальной глубиной 5180 м, Арли и др.). В пределах Северного Ледовитого океана помимо СОХ, есть крупные положительные структуры, разделяющие его на котловины. Это глыбовые хребты Ломоносова и Менделеева, плато Альфа и другие.
На шельфе Северного Ледовитого океана получили широкое развитие ледниковые формы рельефа (Канадский архипелаг, Гудзонов залив). В пределах океана отмечается большая мощность терригенных осадков (до 2-4 км), что обусловило распространение значительных по площади абиссальных равнин (котловины Гренландская, Нансена, Амундсена, Канадская и др.).
Перечень обязательной номенклатуры по теме:
“Рельеф дна Мирового океана”
Атлантический океан
S=91 655 тыс.км2 (без островов) Нср=3 926 м (без морей)
S=92 725 тыс.км2 (с островами) Нср=3 332 м (с морями)
Нmax=8742 м (жёлоб Пуэрто-Рико)
Хребты: Система СОХ - Срединный Атлантический хребет (20 тыс.км): (Рейкьянес, Северо-Атлантический, Южно-Атлантический, Африканско-Антарктический).
Острова и плато в пределах хребта (его наиболее высокие точки): Исландия, Азорское, Сан Паулу, Вознесения, Св. Елены, Тристан-да-Кунья, Буве, Китовый.
Поднятия и плато, банки: на границе с Северным Ледовитым океаном - Шетлендское, Фарерское, Роколл, Багамское (Блейк); Бермудское, Нью-Фаундлендское, Иберийское, плато о-ва Мадейра, о-ва Канарские, Зеленого мыса, Сьерра-Леоне, плато Фолкленд, Риу-Гранди.
Котловины: Исландская, Лабрадорская, Нью-Фаундлендская, Северо-Американская, Западно-Европейская, Иберийская, Зеленого мыса, Сьерра-Леоне, Гвинейская, Бразильская, Аргентинская, Южно-Антильская, Ангольская, Капская, Африканско-Антарктическая. В Центральной Америке - Мексиканская, Юкатанская, Колумбийская, Венесуэльская.
Желоба: Пуэрто-Рико (8742 м), Кайман (7491), Южно-Сандвичев (8325 м), Романш (7856 м), Эллинский в Средиземном море - 5121 м.
Разломы: Гибс (хр. Рейкьянис - хр. Сев.Атл.), Чейн, Сан-Паулу, Романш, Св. Елены, Рио-Гранде.
Границы Атлантического океана с Северным Ледовитым океаном: по восточному входу Гудзонова пролива, через поднятие дна Девисова пролива, Датского пролива, к мысу Тернир (Исландия), через о-ва Фугле (Фарерские), далее Шетлендские о-ва, к острову Статланн (Норвегия). Южная граница, если выделять Южный океан, по зоне субтропической конвергенции, практически от м. Горн на мыс Игольный.
Тихий океан
S=179 млн.км2 (с морями) Нср=4028 м (с морями)
Нmax=11022 м (Марианская впадина)