ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В КРИОЛИТОЗОНЕ 2 страница
Происходящее изменение климата и природной среды под влиянием техногенной деятельности человека и впоследствии естественных причин, может доставить будущим поколениям немало хлопот в районах распространения многолетнемерзлых пород.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОКЕНАОВ И МОРЕЙ
Водная оболочка Земли покрывает почти 71% ее поверхности (362 млн .км2), что в 2,5 раза больше площади суши (149 млн . км2 или 29%), так что нашу планету можно назвать океанической . Объем вод океанов и морей оценивается в гигантскую цифру 1,4 млрд.км3, тогда как вся гидросфера составляет 1,8 млрд.км3. Распределение акваторий океанов таково , что в северном полушарии , считающимся материковым , суша занимает 39,3%, а океаны - 60,7%. В южном, океаническом полушарии , соответственно 19,1% и 80,9%. Геологическая деятельность океанов и морей осуществляется разными процессами:
1) абразией (“абрадо ” - соскабливать , лат.), разрушением береговых линий волнами , приливами , течениями ; 2) переносом разнообразного материала, выносимого реками, образующимися за счет вулканизма , эоловой (ветровой ) деятельности , разносимого льдом , а также растворенного вещества ; 3) аккумуляция или отложения осадков: биогенных , гидрогенных ( эвапоритов , железо - марганцевых конкреций ), обломочных и космогенных ( сферул); 4) преобразование осадков в породы или диагенез и переотложения осадков. Прежде чем рассматривать геологические процессы в океанах и морях, необходимо сказать о свойствах самой водной массы и ее перемещении под действием различных сил .
Свойства океанской воды.
Огромная масса воды в океанах на разных широтах и разных глубинах отличается по своим свойствам, что придает водной массе расслоенность или стратифицированность .
Температура. Вода в океанах прогревается только в поверхностном слое , поэтому лишь 8% океанских вод теплее +10°С, а больше 50% имеет температуру ниже +2,3° С. Таким образом, океаны в целом холодные.
Температура в океанах с глубиной быстро понижается, особенно в поверхностной зоне , мощностью до 200 м и более теплый слой воды как бы плавает над более холодной толщей, которая отделяется от вышележащего слоя зоной резкого, скачкообразного
изменения температуры и плотности, называемой, термоклинном. Верхний теплый слой , подверженный воздействию ветровых волн называют перемешанным слоем , являющимся основным местом процессов фотосинтеза водорослей . На расстоянии по вертикали в 100 м Т уменьшается на 10-12 ° С. Различают постоянный и сезонный термоклины.
В поверхностном слое температура изменяется от +30 ° С в низких широтах до 0° С в высоких широтах. Среднегодовая температура воды около +17°С, но она выше в северном полушарии +19° С, чем в южном - +16°С. На глубинах примерно в 4 км Т составляет от 0 ° до +1 ° С, а в придонном слое , мощностью в 200 м до -1° С.
Соленость Мирового океана - это общее количество растворенного вещества , в основном, NaCl. Соленость океанов в среднем 34,69 г/кг или 34,69‰ промилле ( частей на тысячу).
75% всех вод Мирового океана имеют соленость от 34,5 до 35,0‰, но распределяется она неравномерно и зависит от количества выпадающих осадков, испарения, близости устьев крупных рек, таяния льдов и т.д ( рис. 14.1.3). В Красном море соленость равняется 41‰. Повышенной соленостью до 39‰, характеризуется Средиземное море. На дне Красного моря, где в современных рифтах выходят нагретые рассолы , соленость достигает 310‰. Очень высокой соленостью характеризуются лагуны и заливы, отшнурованные от моря. В то же время моря, в которые впадает большое количество рек, обладают низкой соленостью, особенно вблизи устьев рек. Так, в Каспийском море средняя соленость составляет 12-15‰, а в северной части 3-5‰, что обусловлено с притоком пресных волжских вод . В Черном море соленость больше - 17-18‰, зато в Балтийском море соленость воды в поверхностном слое не превышает 3-6‰.
Плотность вод Мирового океана зависит от температуры , солености и давления . Плотность воды возрастает с глубиной, что определяет стратификацию водной толщи .
Известно , что при Т =+20° С плотность пресной воды составляет 1,0 г / см3, а морской воды с соленостью в 35‰ - 1,025 г/ см3. При Т=+2°С, плотность увеличивается до 1,028 г/ см3, а на глубине 5000 м - 1,050 г/ см3. На увеличение плотности влияет повышение солености, понижение температуры и возрастание давления . Увеличение плотности воды приводит к ее погружению, что переводит обогащенные кислородом поверхностные воды на более низкий уровень. В Атлантическом океане наименьшая плотность воды наблюдается в районе экватора , а наибольшая - на широтах в 60°. Самая высокая плотность океанской воды отмечена вокруг Антарктиды в связи с формированием ледяных полей.
Давление в океанских водах возрастает на 1 атм . на 10 м глубины . Поэтому в наиболее глубоководных районах океанов давление увеличивается до огромных величин в 800-1100 атм .
Химический и газовый состав морской воды. В океанской воде содержится практически все химические элементы, но только ионы Na и Cl играют решающую роль.
Преобладают хлориды (89,1%), затем сульфаты (10,1%) и совсем ничтожную долю составляют карбонаты (0,56%). Соли, находящиеся в растворе , диссоциируют на анионы и катионы Океанская вода по своему составу отвечает продуктам эмиссии кислых газов вулканов - гидрохлорноватая , серная , угольная кислоты и выщелачивания силикатных пород ( МеSi а Al вOс ), где Ме - Na, K, Mg,Ca. Остальное - это нерастворимые окислы Si и Al, т.е . глинистые минералы. В течение фанерозоя, т.е . за примерно 600 млн . лет состав воды и ее соленость практически не менялись . Это возможно только в том случае , если приток солей равняется их удалению из воды. СаСО3 связывается в известковых скелетах организмов , Si - в опалиновых скелетах , Ме - в новообразованных минералах, S - в сульфидах тяжелых металлов в анаэробных условиях и т.д . В отличие от океанской воды, речная вода - это раствор бикарбоната кальция и кремнистой кислоты .
Газы, как и соли , растворены в океанской воде . Главными являются О и СО2 . Кислород поступает в воду прежде всего из атмосферы , а также при фотосинтезе растений ( фитопланктона). Растворимость кислорода в воде уменьшается с повышением температуры , чем объясняется его низкое содержание в приэкваториальной зоне . Зато в высоких широтах наблюдается обогащение кислородом холодных вод . Взаимный обмен кислородом между атмосферой и океанскими водами происходит в связи со сменой сезонов, когда летом океан прогревается , избыток кислорода выделяется в атмосферу , а зимой , при его охлаждении, он поглощается из атмосферы и растворяется в воде . Глубоководные слои в океанах обогащаются холодными , тяжелыми, насыщенными кислородом водами, поступающими из высоких широт.
Углекислый газ в океанской воде находится либо в свободном состоянии, либо химически связан в карбонатах и бикарбонатах . Содержание СО2 в воде составляет около 45 см3/ л , причем 50% его приходится на свободный СО2 , а другие 50% находятся в связанном состоянии. Растворимость СО2 также как и О, уменьшается с повышением Т. Поэтому в низких широтах, где растворимость СО2 в воде уменьшается , углекислота выделяется в атмосферу , в высоких широтах, наоборот , поглощается. Максимальное содержание СО2 наблюдается в холодных придонных водах, которые растворяют известковые раковины планктонных организмов , не достигающих по этой причине океанского дна. Закономерности содержания СО2 в океанских водах влияет на образование и сохранность карбонатных осадков.
Сероводород присутствует в морской воде только в тех водоемах, где затруднен обмен воды с открытым океаном , например, в Черном море.
Рассмотрение основных параметров океанской и морской воды показывает насколько это сложная система, все составляющие которой тесно взаимодействуют между собой , влияя друг на друга. Пожалуй , наиболее важный вывод заключается в установлении факта стратификации , т.е . слоистости океанских вод . Поэтому вертикальный разрез океанских вод характеризуется неоднородностью , наличием слоев с разной соленостью , температурой и плотностью, слабо перемешивающихся между собой . Если температурный скачок называется термоклином , то резкое изменение солености – галоклином , а изменение плотности – пикноклином .
Органические частицы столь широко распространенные во взвеси верхнего водного слоя , благодаря своему объемному весу , близкому к таковому океанской воды, задерживаются в термоклине и служат пищей для зоопланктона и бактерий . С другой стороны , более глубинные и холодные воды, богатые фосфатами , не могут пробитьься в верхние слои водной массы океана , т.к. для них препятствием служит хорошо перемешанная и теплая вода термоклина. Перечисленные выше свойства морской воды меняются от слоя к слою очень резко, поэтому водные слои могут как бы скользить друг по другу, а вода при этом перемещается на большие расстояния .
Движение океанских вод .
Вода океанов и морей находится в непрерывном движении. Эта циркуляция в поверхностных и глубинных зонах носит различный характер и определяется разными факторами.
Поверхностная циркуляция зависит в основном от ветров нижней атмосферы , влияющих на перемещение воды в самом верхнем слое . Характер циркуляции обусловлен перемещением атмосферы и вращением Земли . Поэтому в средних и низких широтах Северного полушария ветры образуют круговорот воды по часовой стрелке, а в южном - против . Это главные океанские антициклонические круговые течения, которые не меняются от временного изменения направления ветра, т.к. обладают огромной инерцией. Только в северной части Индийского океана течения меняются из - за смены летнего и зимнего муссонов. Наиболее мощное течение - это циркумполярное, окружающее Антарктиду кольцом и перемещающееся с запада на восток с расходом воды в 200 × 106 м3/ с , тогда как у других течений эта величина составляет (15-50) × 106 м3/ с , кроме Гольфстрима 100 × 106 м3/ с . Круговые течения в океанах особенно сильны и узки по ширине в западной половине круговорота и более расплывчаты в восточной. Они служат переносчиком тепла. Нагреваясь около экватора в северном полушарии , вода переносит тепло далеко на восток , пример тому - Гольфстрим. Все круговые течения с их асимметрией обусловлены вращением Земли с запада на восток . В 1835 г. Жак де Кориолис установил влияние вращения Земли на движущуюся
жидкость, которое в его честь было названо ускорением Кориолиса.
Суть этого влияния заключается в том , что направление вращения Земли в Северном и Южном полушарии имеет различную ориентацию, если смотреть с Северного и Южного полюсов соответственно . С Северного - против часовой стрелки, с Южного - по часовой. Неподвижное тело на экваторе вращается со скоростью 1670 км/ час, при длине окружности в 40000 км. По направлениям к полюсам скорость вращения уменьшается и на полюсах равна 0. Поэтому , чтобы выполнить закон сохранения количества движения, необходимо, чтобы частица, движущаяся от экватора к полюсу, смещалась к востоку по сравнению с неподвижными частицами , а от полюса к экватору к западу , т. е . они отклоняются вправо по отношению к направлению движения. В Южном полушарии их движение будет, естественно, противоположным. Поэтому ускорение Кориолиса играет важную роль в движении океанских вод .
Главные поверхностные течения Мирового океана
Так как вода в океанах стратифицирована , то даже небольшие различия в ее плотности приводят воду в движение и сразу же она подвергается влиянию ускорения Кориолиса. Течения, где градиент давления , т.е . перепад плотностей , соответствует ускорению Кориолиса, называют геострофическим ( плотностными).
Обычно они направлены вдоль зон воды с разной плотностью. В результате нагона воды из - за дующих ветров и течений, уклон поверхности воды может достигать 1 м на 100 км. Такое явление известно в поперечном сечении Гольфстрима .
Течения, вызванные деятельностью ветра, уменьшают свою скорость с глубиной ввиду трения слоев в водной толще . На поверхности океана вода не движется точно в направлении ветра, а с действием ускорения Кориолиса, течение будет направлено под углом в 45° к направлению ветра, причем, чем глубже расположен слой воды, тем отклонение от направления ветра будет больше. Подобная закономерность была установлена в1902 г. В .В.Экманом и получила наименование спирали Экмана.
Апвеллинг представляет собой очень важное явление и заключается в подъеме воды в океанах с уровня термоклина или более глубоких слоев воды в силу разных причин.. Это и ветер, сгоняющий теплую воду с поверхности; и действие ускорения Кориолиса; и конфигурация береговой линии ; и разница в плотности воды.
Значение процесса апвеллинга заключается в выносе к поверхности вод относительно богатых разнообразными питательными веществами, обогащая поверхностные слои компонентами, увеличивающими биопродуктивность. Поэтому апвеллинг, помимо других факторов , контролирует тип биогенных осадков: карбонатных , кремнистых, фосфатных . С апвеллингом связана низкая температура воды у побережий Калифорнии и Южной Америки , Северо- Западной и Юго- Западной Африки. В этих случаях важную роль играют пассаты, которые дуя с востока на запад постоянно сдувают нагревающийся поверхностный слой воды, а на смену ему поднимаются холодные глубинные воды.
Глубинная циркуляция отличается от поверхностной тем , что ее движущей силой является разница в плотности вод , обусловленная их охлаждением в высоких широтах, опусканием в придонные глубоководные области, а на смену этим холодным водам из низких широт поступают более нагретые воды. Так осуществляется глубинный круговорот , а придонные течения со скоростями 5-1- см/с были открыты в 1960 г. Основными поставщиками холодных придонных вод являются районы Северной Атлантики и, особенно , Антарктиды. Холодные, плотные воды, сформировавшиеся вокруг Антарктиды составляют почти 60% всех вод Мирового океана , достигая примерно 45° с .ш. в Тихом и Атлантическом океанах. Эти воды богаты кислородом и обладают температурой +2 - +3° С. В их образовании большую роль играют морские льды, с соленостью не более 30‰ . Следовательно, подледная вода становится солонее и плотнее, опускается на дно и движется в низкие широты. Т.к. придонные течения следуют вдоль линий равной глубины - изобатам , их называют контурными течениями и они обычно двигаются вдоль рельефа дна, а не перемещаются поперек
придонных поднятий.
Описанные выше течения, вызванные разными причинами , местами движутся навстречу друг другу и тогда возникают зоны конвергенции . Когда же течения как бы расходятся в разные стороны , образуются зоны дивергенции, которые благодаря подъему холодных, плотных вод , обогащенных кислородом, в свою очередь, богаты биогенным веществом , что определяет характер осадконакопления в этих зонах. Хорошо известен экваториальный апвеллинг, вдоль которого наблюдается высокая биопродуктивность.
Приливы и отливы. В двойной системе Земля -Луна возникают приливные силы. На Землю воздействует Луна и Солнце. Но поскольку Луна ближе к Земле , несмотря на меньшую массу ее воздействие сильнее. Приливы достигают наибольшей величины в новолуние и полнолуние, т.е . когда Земля , Луна и Солнце находятся на одной прямой ( рис. 14.2.5). Это положение называется сизигеем (“сизигма” - сопряжение, греч .) и при нем воздействие Солнца и Луны на Землю суммируются и возрастают . В тоже время , когда Луна находится в первой или последней четверти , т.е . линии Земля - Луна и Земля -Солнце образуют прямой угол , приливы минимальны.
Высота приливов в открытом океане крайне мала, около 1 м , но эти движения охватывают всю водную толщу . Вблизи побережий , в зоне мелководного шельфа или в узких заливах, эстуарий рек высота приливов увеличивается, достигая , 18 м на СВ Канады или в Пенжинской губе ( эстуарии ) северной части Охотского моря13 м .
Движение волн. Океанские и морские волны характеризуются круговыми движениями частиц воды, причем верхняя часть круга движется по направлению движения волны , а нижняя - в противоположную. Периодом волны называется время , за которое волна проходит расстояние , равное длине волны , ее фронтом - линия , проходящая вдоль гребня волны . В открытом океане при нормальном ветре высота волн бывает от 0,3 до 5 м , а при сильном шторме до 15 м . В северной части Тихого океана в 1933 г. была измерена высота волны в 34 м .
Во время цунами - образования волн вследствие землетрясения, высота волны у берега может достигать 30-40 м, а в 1971 г. у островов Рюкю в Японии, высота волны цунами достигла фантастической величины в 85 м ! Большинство океанских волн имеет длину в 50-450 м при скорости от 25 до 90 км/ час на глубокой воде .
Круговые движения частиц воды в волне быстро уменьшаются с глубиной и постепенно сходят на нет на уровне , соответствующем половине длины волны . Таким образом, волновыми движениями затрагивается только самая поверхностная часть водного слоя , хотя существуют плохо изученные внутренние волны в термоклине. Поведение волн в прибрежных районах резко отличается от такового в открытом океане . Как только глубина воды становится меньше четверти длины волны , последняя касается дна и круговые движения частиц воды становятся эллипсоидальными, уплощаясь ко дну , а на самом дне движения осуществляются только назад- вперед и скорость волны у дна резко замедляется. Скорость гребня волны опережает скорость в ее подошве , длина волны уменьшается , но сразу увеличивается ее высота и крутизна склона , обращенного к берегу . Верхняя часть волны забурунивается и опрокидывается на ее передний склон , который всегда используют любители виндсёрфинга, скользя с него как с горы.
Наконец, волна всей тяжестью гребня обрушивается на отмелый берег, таща за собой песок и гальку и формируя широкую полосу пляжа . Если волна подходит к приглубому берегу , то она всей своей массой ударяет в береговую кромку или обрыв , разрушая его.
Нельзя не упомянуть о таком явлении , как нагон воды при сильных и длительно дующих в сторону суши ветрах в районах низменных побережий . При таких процессах вода как бы сдувается с поверхностного слоя и перемещается , создавая подъем уровня . Так, с нагонами связаны наводнения в Санкт- Петербурге , когда ветер дует с запада на восток вдоль Финского залива . В Мексиканском заливе высота нагонных волн достигает 5 м , в Бенгальском - 6, в Северном Каспии 2-3 м.
Рельеф океанского дна .
21 декабря 1872 г. в 10 ч . утра начались промеры глубины океана с океанографического экспедиционного судна “Челленджер”, плавание которого продолжалось 4 года . Измерения велись канатом с грузом и когда ряд промеров соединили линией, то получили рельеф океанского дна. Всего было сделано 500 промеров. В конце 30- х годов нашего века , во время знаменитого дрейфа Папанинцев на льдине в районе Северного полюса измерения глубины Ледовитого океана проводили с помощью лебедки и троса с грузом . Ситуация резко изменилась с изобретением эхолота.
В 1925-1927 гг . с его помощью был открыт в Южной Атлантике Срединно- Атлантический хребет немецкой экспедицией на “ Метеоре”. Сотни тысяч промеров, профилей и т.д ., сделанных со времени начала применения эхолота, позволили в 1963 г. Б . Хизену и М .Тарп составить подробную карту рельефа Мирового океана . Распределение площадей по высотным уровням Земного шара дает гипсометрическая кривая , из которой следует, что средняя высота суши всего 840 м , тогда как средняя глубина океана 3800 м . Из этой же кривой следует, что почти 21% поверхности Земли занято сушей с высотами меньше 1000 м , а в океанах 53,5% площади - это глубины от 3000 до 6000 м . Средний уровень рельефа континентов находится на 4600 м выше среднего уровня рельефа дна океанов, что отражает особенности строения континентальной коры.
К основным формам рельефа океанского дна относятся: 1) срединно - океанские хребты, 2) континентальные окраины и 3) глубоководные или абиссальные котловины . Срединно- океанские хребты имеют общую протяженность до 60 000 км, прослеживаясь во всех океанах и обладают средней глубиной около 2,5 км. Как правило, они располагаются с середине океанов, за исключением Тихого, где хребет смещен к его восточной окраине.
Хребты представляют собой хорошо выраженное, пологое сводовое поднятие , возвышающееся над дном глубоководных котловин в среднем на 2 км, имея ширину до 1000 км. Обе стороны хребта симметричны и обладают умеренно расчлененным рельефом. Осадочный покров появляется только на флангах хребта и его мощность постепенно увеличивается в стороны от гребня . По простиранию рельеф хребтов может изменяться , Восточно- Тихоокеанский хребет отличается от всех остальных своей шириной - до 4000 км и высотой в 2-4 км над дном абиссальных котловин , а , кроме того , вдоль его оси отсутствует ярко выраженная у других хребтов щель, т.н. рифтовая ( рифт – расселина, ущелье, англ .) долина ( рис. 14.3.3). Например, в Срединно- Атлантическом хребте , рифт выражен глубоким, в 1-2 км ущельем , шириной в 20-40 км, впервые открытым Б .Хизеном из Ламонтской обсерватории США. Внутри главного рифта находится более узкий, всего в несколько км рифт, в котором наблюдается холмистый рельеф , образованный недавно излившимися лавами - базальтами . В редких местах , как, например, в Исландии, рифтовый хребет выходит на поверхность и его можно изучать обычными геологическими методами. На дне узкого внутреннего рифта наблюдаются открытые молодые трещины - гьяры .
Еще одной замечательной особенностью срединно- океанических хребтов является огромное количество параллельных разломов , пересекающих хребет перпендикулярно его оси и смещающих осевую рифтовую долину. Такие разломы называются трансформными и нередко представляют собой глубокие ущелья, с уступами, крутыми склонами, пересекающими не только сами хребты, но и дно прилегающих глубоководных котловин . Длина разломов достигает 3500 км, а амплитуда вертикального смещения от нескольких сот метров до 4 км. Величина горизонтального смещения превышает 3800-4000 км, за счет чего хребет изгибается наподобие буквы S.
Осевые зоны срединно- океанических хребтов обладают повышенной сейсмичностью , неглубоким расположением очагов землетрясений, а в трансформных разломах сейсмически активным оказывается отрезок между двумя смещенными участками рифтовой долины хребта .
Глубоководные котловины расположены между континентальными окраинами и срединно- океаническими хребтами и подразделяются на 3 типа : 1)плоские и слабохолмистые равнины ; 2) подводные возвышенности ; 3) подводные одиночные горы и группы гор.
1. Плоские абиссальные равнины в глубоководных котловинах встречаются во многих океанах, они обладают очень ровным дном, шириной до 2000 км, иногда со слабым уклоном , не превышающим 1 м на сформированной за счет выноса материала с суши.
2. Котловины с подводными возвышенностями или холмами широко распространены в Тихом океане , где занимают до 85% его площади , хотя встречаются и в других океанах. Дно таких котловин покрыто овальными холмами высотой до 1 км и диаметром до 10-50 км, частично погребенными под осадочным чехлом. Холмы часто располагаются группами и реже поодиночке.
3. Подводные горы представлены , как правило, вулканами и располагаются либо поодиночке, либо группами, обладают типичной для вулканов конусовидной формой.
Основания вулканов погребены под осадочными толщами . Если вулканов много, они могут сливаться в протяженные хребты, как, например, Гавайский или Имераторский хребты в Тихом океане . Вулканические горы, поднимаясь выше уровня моря постепенно разрушаются абразией и на них формируется плато. В дальнейшем, в связи с опусканием океанического дна, они оказываются под поверхностью воды. Такие плосковершинные горы - гайоты, были открыты в 1940 г. Хессом, и особенно широко развиты в северо -западной части Тихого океана .
Континентальные окраины подразделяются на два главных типа . Один из них это окраины Атлантического типа или пассивные окраины , второй - окраины Тихоокеанского типа или активные. Разделение на Атлантический и Тихоокеанский типы было предложено еще Э.Зюссом в 1883 г. Окраины 1-го типа - это непрерывно, с момента образования, погружающиеся края континентов, на которых накопилась мощная толща осадочных отложений , в основном за счет материала, сносимого с суши. Вулканизм и сейсмичность отсутстсвуют .
Окраины 2-го типа характеризуются наличием расчлененного рельефа, присутствием глубоководных желобов, островных дуг с активным вулканизмом и высокой сейсмичностью , иногда наличием окраинных морей, высокой тектонической активностью и присутствием наклоненной от глубоководного желоба под континент зоны гипоцентров ( очагов ) землетрясений до глубины 700 км.
Из вышеизложенного четко видна разница между двумя типами континентальных окраин . Одна, действительно, лишь пассивно опускается , вторая испытывает активные тектонические движения и вулканизм .
Окраины Атлантического типа ( пассивные) образовались в результате раскола древнего материка , расхождения в стороны его половин и погружения отдельных краевых блоков континента, ввиду охлаждения океанской коры, а накапливающиеся толщи осадков своим весом способствуют еще большему погружению.
В морфологии таких окраин выделяется шельф , непосредственно примыкающий к суше и представляющий собой очень мелкое, до 200 м , дно океана или моря. Ширина шельфа, как, например, в Северном Ледовитом океане может достигать и более 1000 км. Иногда глубина т.н. высокого шельфа, достигает 300-500 м . Внешняя граница шельфа очерчена четким перегибом рельефа дна или бровкой шельфа. Во время ледниковых эпох большие участки мелководного шельфа были сушей и сейчас на шельфе прослеживаются древние долины рек, террасы , погребенные бары и другие формы рельефа. В районах недавних материковых оледенений на шельфе имеются моренные гряды , а рядом с ними большие песчаные равнины - зандр. На Западно- Африканском шельфе во время низкого уровня океана в последнюю ледниковую эпоху реки глубоко врезались в шельф , вырабатывая долины, по которым материал выносился за пределы шельфа, иногда образуя дельтовые конусы. От бровки шельфа начинается континентальный склон, представляющий собой участок морского дна, обладающий наклоном до 7-8 ° и даже 10-15 ° , относительно не широкий и прослеживающийся до днищ глубоководных котловин , т.е . 3000-5000 м . Выполаживающаяся нижняя часть склона называется подножием континентального склона . Нередко континентальный склон изрезан глубокими , до 1 км, каньонами , выработанными против устьев крупных рек, впадающих в океан. Другие каньоны - это результат донной эрозии мутьевыми потоками, периодически сходящими , наподобие лавин, со склонов и, благодаря, большей плотности, прорезающими осадочные породы континентального склона .
Значительная мощность (до 10-15 км), осадочных отложений на пассивных окраинах , кроме обильного выноса материала с суши, связана еще с явлениями оползания и мутьевыми потоками.
Окраины Тихоокеанского типа (активные) развиты преимущественно по периферии Тихого океана , в восточной части Индийского океана и характеризуются, прежде всего, сильно расчлененным рельефом.
Если провести профиль в широтном направлении в западной части Тихого океана , через Японию, то , начиная с ровного глубоководного ложа океана через небольшой вал мы пересекаем глубоководный желоб, наиболее глубокую структуру всех океанов, глубиной от 7 до 11 км. Самая большая глубина измеренная с корабля “ Витязь ” в Марианском желобе составляет 11022 м и в желобе Тонга - 10800 м . Желоба обладают асимметричной структурой с более пологим и низким океаническим бортом и крутым и высоким - у островной дуги или континентальной окраины . В желобах иногда наблюдается узкое горизонтальное днище , а внутренний склон осложняется уступами.
Далее в сторону континента активные окраины обладают рельефом двух типов . В одном из них за желобом , имеющим в плане дугообразную форму , выпуклую в сторону океана , располагается островная дуга , усеянная действующими вулканами и обладающая расчлененным гористым рельефом. Хорошо известны такие островные дуги как Алеутская, Курильская , Японская, Марианская, Антильская, Зондская и другие . За островной дугой располагается т.н. окраинное море, отделяющее островную дугу от континента . Примерами таких морей являются : Берингово, Охотское, Японское, Филиппинское, Коралловое, Южно- Фиджийское и другие , находящиеся на западе Пацифики. Глубина окраинных морей может достигать 3 км и все особенности их строения свидетельствуют о том , что они образовались в условиях тектонического растяжения .
Второй тип представлен активными окраинами без окраинных морей. На востоке Тихого океана , вблизи Центральной и Южной Америки находятся глубоководные желоба и сразу же за ними на окраине континента поднимаются горные хребты с действующими вулканами . Таковы Анды, простирающиеся вдоль западного края Южной Америки . В этих случаях окраинные моря отсутствуют. Помимо вулканизма , активные континентальные окраины характеризуются высокой сейсмичностью , вызванной уходящей наклонно в сторону континента , т.н. сейсмофокальной зоной Беньофа , достигающей глубин в 600-700 км. Наличие такой зоны не случайно и связано, как мы увидим в дальнейшем, с погружением - субдукцией океанической коры под континентальную .
Рельеф дна Мирового океана очень ярко отражает особенности его геологического строения и развития . Ни один из его элементов не является случайным и полностью вписывается в современную геологическую теорию - тектонику литосферных плит.
Геологическая деятельность волн.