Морфоструктуры дна Тихого и Атлантического океанов

Размещено на http://www.allbest.ru/

Введение

Данный курсовой проект по дисциплине «Геоморфолия» на тему «Морфоструктуры дна Тихого и Атлантического океана» включает в себя подробное рассмотрение основных элементов рельефа дна океанов, историю их развития и влияния на окружающий рельеф.

Актуальностью выбранной темы является в том, чтобы проследить характеристику рельефа дна двух океанов планеты, позволяющуя выделить как общие закономерности, так и особенности в строении отдельных участков Мирового океана.

Основной целью курсового проекта является подробное изучение основных морфоструктур рельефа дна океанов, закономерности их размещения и формирования. Также закрепить знания по геоморфологии и развить приобретенные навыки анализа геологического материала. Проект преследует также цель научить научно, обрабатывать и преобразовывать полученный материал из различных источников.

За последнюю четверть века основная доля данных о геологическом строении дна океанов была получена благодаря широкому внедрению в практику исследований различных геофизических методов. Однако они при всей эффективности остаются косвенными методами геологического изучения.

Поскольку в изучении дна Мирового океана существует еще много нерешенных проблем и интересных вопросов, в данной работе на основе анализа литературного материала сделана попытка оценки тех сведений, которыми науки геоморфология и морская геология располагают сегодня и дана характеристика основных морфостуктур дна Тихого и Атлантического океана.

1. Геоморфологические процессы в мировом океане

1.1 Общая характеристика эндогенных процессов

Эндогенные процессы - это прежде всего сложные и в общем малоизвестные движения масс, слагающих недра Земли. Воздействуя на перекрывающую эти массы земную кору, они вызывают ее Движение, деформации, формируют структуру земной коры и создают различные крупные формы рельефа.

В качестве возможных причин как вертикальных, так и движений земной коры могут быть названы следующие физические процессы, протекающие в земной коре или в подкоровом слое верхней мантии: тепловое расширение или сжатие вещества; разнообразные фазовые превращения, сопровождающиеся увеличением или уменьшением объема горных пород; зонная плавка материала мантии, приводящая к его дифференциации и поднятию легкоплавких компонентов; гравитационная или тепловая конвекция в мантии, приводящая к всплыванию более легких или более разогретых составляющих. К этому надо добавить некоторые геохимические реакции сопровождающиеся увеличением объема и выделением тепловой энергии.

Сейсмичность и вулканизм в мировом океане

В распространении и некоторых особенностях проявления землетрясений и вулканизма в пределах морей и океанов наблюдается определенная специфика, анализ которой позволяет выявить дополнительно значительные различия между планетарными морфоструктурами дна Мирового океана. При взрывоподобной разрядке напряжений из центра возникновения землетрясения - фокуса (очага) или гипоцентра - распространяются упругие волны, в принципе подобные тем, которые возникают при сейсморазведке. Издавна замечено, что эпицентры землетрясений на земной поверхности располагаются не беспорядочно, а группируются в определенные зоны или пояса, которые получили наименование сейсмических поясов. В пределах этих поясов землетрясения не только наиболее часты, но и наиболее разрушительны.

На Земле можно выделить три сейсмических пояса. Первый, крупнейший по своей протяженности, образует почти замкнутое кольцо, охватывает окраины Тихого океана и пространственно полностью совпадает с переходной зоной.

Второй пояс сложно разветвлен и географически соответствует системе срединно-океанических хребтов. Третий - охватывает Средиземноморье, горы Южной Азии и сливается с первым в области Индонезийских морей и архипелагов. Таким образом, особенности распространения сейсмических поясов на поверхности Земли еще раз подчеркивают высокую подвижность земной коры в пределах наиболее динамичных структур дна Мирового океана - переходных зон и срединно-океанических хребтов. Вне их на материковых платформах (за некоторыми исключениями) и ложе океана землетрясения случаются крайне редко и не приобретают разрушительной силы.

Изучение напряжений, возникающих при землетрясениях в окраинной зоне Тихого океана, показало, что примерно 75% землетрясений здесь связано с горизонтальными подвижками по разломам. Главные горизонтальные напряжения на большей части периферии Тихого океана направлены по нормали к простираниям основных морфоструктур переходных зон. Исключение составляют Северная и Центральная Америка, а также южная часть Южной Америки, где эти напряжения обнаруживают приблизительную параллельность морфоструктурам. Расположение фокусов землетрясений под геосинклинальными областями подчинено определенным закономерностям.

Вулканизм в Мировом океане. В распространении действующих вулканов наблюдается большое сходство с распространением эпицентров землетрясений (Рисунок 1).

Рисунок 1 Вулканы

Из действующих вулканов (как подводных, так и надводных) в пределах ложа океана можно назвать такие, как вулканы Гавайских островов, островов Самоа, Питон-Фурнез на острове Реюньон. Можно полагать, что подводные извержения довольно часто происходят в районе острова Пасхи, где в современных осадках встречено много обломков свежих лав и туфов.

Вулканизм имеет огромное значение для формирования рельефа дна Мирового океана (Рисунок 1). Островные дуги, гигантские океанические вулканические цепи, многие хребты и вершины срединно - океанических хребтов, одиночные подводные горы ложа океанов - все это формы, обязанные своим происхождением вулканизму. Можно предполагать, что в ряде районов дна океана кроме обычного вулканизма центрального типа происходят и извержения трещинного типа.

1.2 Экзогенные гравитационные и гидрогенные процессы

Сезонные изменения плотности, солености, температуры, солевого состава воды происходят лишь в самом верхнем слое и не отражаются на геологических процессах на подавляющей части площади дна Мирового океана. В придонных слоях воды и от места к месту эти характеристики изменяются также в узких пределах. Например, на глубинах более 3 км разница в средних температурах придонных вод в антарктической области и в экваториальном поясе составляет лишь 2-3° С. В незначительных, пределах изменяются по меридиональному разрезу плотность и соленость придонных вод.

В целом эти общие положения, казалось бы, должны указывать на второстепенное значение экзогенных процессов в формировании рельефа дна Мирового океана. Однако появляется все больше данных, свидетельствующих о значительной деятельности экзогенных факторов на дне океана, причем не только в прибрежной зоне, где огромная преобразующая роль таких факторов, как волны и течения, не вызывала сомнений, но и на больших глубинах.

Экзогенные геологические факторы, действующие в океане, разделяют на гидрогенные, гравитационные и биогенные. К гидрогенным факторам относятся: различные виды движения морских вод - ветровое волнение и производные от него волны зыби и прибойный поток, цунами, приливоотливные движения воды, течения, сопровождающие ветровое волнение и приливоотливные колебания; постоянные или квазистационарные течения поверхностной циркуляции вод; внутренние волны, вертикальная циркуляция (перемешивание) морских вод; различные придонные течения. Все они являются предметом изучения динамической океанологии, и мы ограничимся лишь оценкой их возможности производить геологическую работу на морском дне.

Гравитационные процессы.

Каждый гидрогенный процесс в тон или иной степени протекает с участием силы тяжести. На дне Мирового океана довольно четко выделяется группа процессов, где сила тяжести является главным фактором движения минеральных частиц и вмещающих или пропитывающих и окружающих их масс воды. Эти процессы обычно называют гравитационными.

К гравитационным факторам относятся суспензионные или мутьевые потоки (Рисунок 2), (Рисунок 10) и подводные оползни, а также массовое медленное перемещение толщи наносов - крип - в направлении уклона дна.

Рисунок 2 Мутьевой поток

Одна из разновидностей крипа - “течение” песка, сопровождающееся “пескопадами”, подобными наблюдавшимся при обследовании подводных каньонов у Калифорнийского побережья.

Подводные оползни могут быть структурными (движение цельных блоков осадков без существенных нарушений внутренней структуры блока) и пластичными(движение блока, или пакета отложений, постепенно переходящее в пластическое течение составляющего его материала с “внутренним взаимодействием частиц”, аналогичное лавинам или грязе-каменным потокам).

К настоящему времени сложилось общее представление о циркуляции донных течений в Мировом океане. Изучено Атлантико-Антарктическое донное течение в южной части Аргентинской котловины, оно прорывается через узкий проход в зоне Фолклендского разлома, растекается в обе стороны от прохода, но главным образом к западу и образует Западное фолклендское донное. Скорость Западного Пограничного донного течения, образующегося вдоль материкового подножия Северной Америки в Атлантическом океане благодаря донному стоку холодных вод из Норвежско-Гренландского бассейна у северного подножия плато Блейк, достигает 20 см/с. Из течений, образуемых стоком ненормально соленых вод, изученоЛузитанское течение(к западу от Гибралтарского пролива). Его скорость по данным непосредственных измерений на глубине 700- 800 м превышает 150 см/с.

Ньюфаундлендский хребет имеет вид мощной косы, сложенной толщей косослоистых алевритов с подчиненными слоями пелитовых осадков, по крайней мере до глубины 1, 5 км от поверхности дна эта толща прослеживается достаточно четко. Вполне очевидно, что осадочная толща столь огромной мощности может быть сформирована либо в результате очень обильного поступления осадочного материала, либо в результате большой длительности процесса накопления.

Другая, еще более крупная аккумулятивная форма, генезис которой связан с этим же течением, Блейк-Багамский хребет-гигантский дугообразно изогнутый в плане вал, сложенный толщей илистых и глинистых осадков с тонкими прослоями мелкого песка с косой слоистостью. Для внутреннего строения толщи характерны также образования, получившие название “гигантских знаков ряби”, или “гигантских рифелей” - своеобразных песчаных волн с шагом (т. е. расстоянием между ними) в 4 -5 км. Такие ритмические образовавания отмечены также и в толще, слагающей Ньюфаундлендский хребет. Длина вала более 400 км, ширина 100-200 км. Наиболее полно описываемая аккумулятивная форма очерчивается изобатой 4800 м, но вся ее северная треть лежит на значительно меньшей глубине (2000- 4000 м).

По-видимому, и в Атлантическом, и в других океанах подобные образования, связанные с транспортировкой и аккумулирующей деятельностью донных течений, не являются исключением. Есть, например, указание на существование подобной формы(“хребет).

В Тихом океане давно известна крупнейшая аккумулятивная форма - Восточно-тихоокеанский экваториальный вал. Он начинается западнее осевой зоны Восточно-тихоокеанского хребта между 6 и 12° с. ш. и протягивается до островов Лайн. Глубоководное бурение показало, что вал сложен толщей карбонатных и карбонатно-кремнистых осадков. Наиболее глубокие из вскрытых бурением слоев имеют олигоценовый возраст. Мощность вала более 500 м. В отличие от ранее описанных форм это донное аккумулятивное образование сформировано при участии поверхностного экваториального течения и связано с зоной повышенной биологической продуктивности, приуроченной в восточной части Тихого океана к полосе апвеллинга, обусловленного дивергенцией экваториальных течений.

В северо-восточной части Тихого океана выявлена целая система абиссальных долин протяженностью 1000- 1500 км каждая. Эти долины прорезают поверхность плоских абиссальных равнин -Аляскинской, Алеутской, Тафт. Возможно, что они также являются результатом эрозионной деятельности мутьевых потоков. По веерообразному рисунку планового расположения долин эти абиссальные равнины могут рассматриваться как гигантские и сильно уплощенные конусы выноса мутьевых потоков, сходные с уже упоминавшимися крупнейшими конусами выноса Ганга и Инда.

Итак, обзор некоторых результатов транспортирующей деятельности донных течений, их аккумуляционной и эрозионной работы убеждает нас в том, что на огромных пространствах дна океана энергично функционирует мощный экзогенный фактор рельефообразования, который до сих пор совершенно не принимался во внимание в общих схемах экзогенезиса рельефа нашей планеты.

1.3 Рельеф и осадки

Осадкообразование выступает как важнейший фактор выравнивания донного рельефа путем полного или частичного захоронения неровностей коренного ложа. В результате образуются плоские (при полном) или волнистые (при частичном захоронении) абиссальные равнины. Поскольку важную роль играет скорость осадкообразования, плоские абиссальные равнины обычно формируются в зоне контакта океанических или морских котловин с подводной окраиной материка, откуда поступает осадочный материал в наибольшем количестве. С различиями в скорости осадкообразования связано также выравнивание вершинных поверхностей океанических возвышенностей при значительно расчлененном холмистом рельефе дна смежной с возвышенностью котловины: на возвышенности отлагаются известковые илы, а в котловине- красные глины, во много раз уступающие им по скорости накопления. Осадкообразованию обязаны своим происхождением наклонные равнины материкового склона и подножия, гигантские абиссальные аккумулятивные формы, шлейфы у подножий хребтов, конусы выноса и др. (Рисунок 10).

На шельфе процесс выравнивания идет при сочетании денудационного среза возвышенностей и заполнения впадин осадками (Рисунок 3).

Рисунок 3 Основные формы рельефа

На материковом склоне совокупное действие денудационных и аккумулятивных процессов имеет тенденцию к выполаживанию ступенчатого склона за счет срезания бровок и накопления осадков в тыловых частях ступеней. Если материковый склон представлен уступом, то его выполаживание начинается снизу благодаря накоплению осадков, приносимых донными течениями, гравитационными процессами и осаждающихся в процессе нормальной седиментации у основания склона. По мере накопления материала шлейф растет, его верхняя кромка перемещается вверх по склону, а нижняя-вперед от основания склона. В обоих случаях материковый склон за счет выравнивания и выполаживания эволюционирует в наклонную равнину (Рисунок 4).

Рисунок 4 Рельеф океанического дна

Материковое подножие, как геологическая структура, зачастую представляет собой заполненный осадками прогиб или грабен. Обильное поступление осадочного материала как из толщи воды, так и с шельфа и материкового склона ведет не только к заполнению исходной тектонической депрессии, но и к образованию широкого аккумулятивного шлейфа- наклонной равнины материкового подножия, постепенно продвигающейся своим передним краем в пределы ложа. Особенно велика в этом процессе роль конусов выноса подводных каньонов. Здесь благодаря аккумулятивным процессам возникают наиболее значительные несоответствия между тектоническими и геоморфологическими границами, т. е. наибольшие отклонения границ морфоструктур от границ тектонических структур. Своеобразно процесс аккумулятивного выравнивания проявляется в глубоководных желобах. Большая часть осадочного материала поступает со стороны островных дуг и значительно меньшая-со стороны океана. Неравенство поступления материала со стороны островной дуги и со стороны океана способствует более интенсивному накоплению материала у основания склона желоба, прилегающего к островной дуге. В результате на днищах желобов создается заметный уклон в сторону океана, и максимальные глубины желобов оказываются приуроченными к приокеанской части дна желоба. Закономерности аккумулятивного выравнивания в котловинах переходных зон по существу аналогичны тем, которые характерны для океанических котловин.

Значение процесса осадконакопления

Анализ процессов морского осадкообразования и типов морских отложений позволяет сделать заключение об их планетарном значении в развитии земной коры и эволюции рельефа земной поверхности. Сущность процесса заключается в перегруппировке твердого вещества, мобилизуемого, перемещающегося и накапливающегося в огромных объемах. Ежегодно на дне океана отлагается 22-25 млрд. т. твердого вещества, наращивающего океаническую часть земной коры. Ежегодно с поверхности материков смывается и сносится в океан колоссальный объем терригенного материала. Таким образом, процесс морского осадкообразования, являющийся, в конечном счете, процессом наращивания земной коры, сопровождается таким же планетарным процессом срезания земной коры в пределах материковых выступов.

2. Тихий океан

2.1 Морфоструктура

Тихий океан -- самый большой и самый древний из всех океанов. Его площадь составляет 178,6 млн. кмІ. Ширина Тихого океана от Панамы до восточного побережья о.Минданао составляет 17 200 км, а протяженность с севера на юг, от Берингова пролива до Антарктиды -- 15 450 км. Он простирается от западных берегов Северной и Южной Америки до восточных побережий Азии и Австралии.

Рельеф дна чрезвычайно разнообразен. На востоке расположено Восточно-Тихоокеанское поднятие, где рельеф относительно ровный. В центре расположены котловины и глубоководные желоба. Средняя глубина составляет 4 000 м., а местами превышая 7 км. Дно центра океана покрывает продукты вулканической деятельности с повышенным содержанием меди, никеля и кобальта. Толщина таких залежей на отдельных участках может составлять 3 км. Отсчет возраста этих пород начинается с юрского и мелового периода.

На дне находятся несколько длинных цепей подводных гор, образованные в результате действия вулканов: горы Императора, Луисвилл и Гавайских островов. В Тихом океане расположены около 25 000 островов. Это больше, чем во всех остальных океанах вместе взятых.

Самая глубокая точка на планете находится в Тихом океане в Марианской впадине. Ее глубина превышает 11 км (Рисунок 5).

Рисунок 5 Марианская впадина

Самая высокая гора в мире находится на Гавайских островах. Она называется Муана-Кеа и представляет из себя потухший вулкан. Высота от основания до вершины около 10 000 м (Рисунок 6).

На дне океана расположено Тихоокеанское вулканическое огненное кольцо, представляющее из себя цепь вулканов, расположенных по периметру всего океана (Рисунок 7).

Рисунок 7 Тихоокеанское огненное кольцо

Зеркало Тихого океана составляет 32,4 % поверхности Земли и почти половину поверхности Мирового океана.

Это полноразвитая океаническая суперструктура, включающая весь набор морфоструктурных и геологических элементов: срединно-океанические хребты, поздние и ранние океанические плиты, межплитную неспрединговую зону, океанские земли (оленды), микроконтиненты, вулканические пояса, трансформные разломы.

На западе располагается Западно-Тихоокеанская транзиталь - активная переходная зона между океаном и двумя континентами, Азией и Австралией. Западно-Тихоокеанская транзиталь - самая крупная структура этого типа на планете. В нее входят окраинные и внутренние моря, осложненные поднятиями и архипелагами островов, глубоководными впадинами; островные дуги - простые и сдвоенные, окаймленные со стороны океана окраинными желобами. Некоторые из внутренних морей, отшнурованных от океанского ложа системой вулканических поясов и желобов, могут рассматриваться как самостоятельные океанические структуры. По аналогии с термином «микроконтинент» их можно назвать «микроокеанами». К числу таких тектонических структур можно отнести Филиппинское, Тасманово и Коралловое моря. Они сформировались в период проявления линейно упорядоченного спрединга в посткампанское - третичное время. В их строении четко выражены осевые дивергентные зоны с бисимметричной системой осей магнитных аномалий, утратившие в настоящее время свою активность.

Специфическое положение в структурном плане Тихого океана занимает Филиппинская котловина - океаническое образование на западном фланге Тихого океана. Она в равной степени может рассматриваться как элемент строения Тихоокеанского талассократона, так и Западно-Тихоокеанской транзитали, по возрасту одна из самых молодых среди абиссальных котловин Тихоокеанского бассейна.

В пределах ранней океанической плиты и межплитной переходной зоны, на северо-западе Тихого океана располагаются специфические океанические структуры - океанские земли (оленды). Это поднятия Шатского, Хесса, Онтонг-Джава, Манихики, Магеллана. Поднятие Купера, лежащее на границе переходной зоны и поздней океанической плиты, между разломами Кларион и Клиппертон, по своей природе также тяготеет к океанским землям. Оленды имеют достаточно мощную кору (до 20 км и более), в составе которой верхняя осадочная толща как по геологическим, так и по сейсмическим данным достигает мощности до 1,5 км и более. В разрезе возможен слой, аналогичный по физическим параметрам гранитному. Самая мощная кора (35-42 км) отмечается на поднятии Онтонг-Джава. На поднятии Манихики мощность коры 22,5-23,5 км. Оба поднятия близки по своим характеристикам к микроконтинентам.

Океанские земли отличаются структурно-тектонической особенностью строения и развития. В них отсутствуют обычные для океана линейные магнитные аномалии. Вероятно, океанские земли возникли на месте тектонически инертных пятен неоднородности, существовавших в симатическом доокеаническом основании современной Мировой талассогенной системы. Южное звено Западно-Тихоокеанской активной транзитали рассматривается нами как переходная зона между Тихим океаном и Австрало-Новозеландским суперконтинентом, имеющим чрезвычайно сложное строение.

2.2 Основные черты рельефа ложа Тихого океана

океан рельеф осадкообразование морфоструктура

На дне Тихого океана можно различать три морфоструктурные области: 1) западную геосинклинальную, 2)центральную платформенную, 3) восточную область. Первой из них свойственно обрушение мезокайнозойских складчатых образований суши, на месте которой появились современные геосинклинальные моря. Наиболее приподнятые участки области обрушения с сохранившимися складчатыми структурами представляют острова и островные дуги, наиболее же глубоко опущенным частям былой суши отвечают морские впадины (Рисунок 8).

С юга на север опускания становятся все более молодыми. Если Австралонезийскому поясу обрушений между Новой Зеландией и Новой Гвинеей свойственно раздробление и опускание в палеогене и начале неогена, то в архипелаге Индонезии опускания развивались в плиоцено- четвертичное время, далее же к северу (часть Берингова моря и других морей Дальнего Востока) опускания становятся еще более молодыми -- от четвертичных до голоценовых. Важную черту морфологической структуры рассматриваемой области выражают молодые прогибы в виде современных абиссальных желобов.

Современное дно центральной части океана сформировалось на погруженном фундаменте Тихоокеанской платформы, имеющем в отдельных частях неодинаковый возраст. Характерной морфоструктурной чертой здесь является диагональная система океанических разломов СЗ--ЮВ, ЗСЗ--ВЮВ направлений.

Рисунок 8 Краткий обзор основных элементов Тихого океана

В северной части рассматриваемой области наряду с системой диагональных линий морфоструктуры, связанных, как было указано, с разломами, выделяются еще линии широтного и меридионального направлений. Они отчетливо выражены поднятиями дна океана северо-западного простирания, а в северной части Гавайским хребтом. Сочетание системы ортогональных и диагональных линий разломов еще больше убеждает в принадлежности центральной части Тихого океана к платформенной морфоструктуре.

В восточной морфоструктурной области океана различаются северная и южная части. Первая из них отличается системой разломов, протягивающихся почти по параллели от берегов Северной Америки к Гавайскому и срединным хребтам. Ей свойственны: сложный рельеф, резко расчлененный по линиям разломов и распространение молодых четвертичных вулканов (гайотов - Рисунок 10).

Существенно отличается характер морфоструктуры дна южной половины рассматриваемой части океана. Южнее экватора планетарные океанические разломы неизвестны, общий характер морфоструктуры становится очень сходным с Атлантическим. Действительно, через юго-восточную часть океана протягивается Южно-Тихоокеанский подводный хребет, сменяющийся на севере хребтом Восточно-Тихоокеанским. Самым северным звеном этой океанической горной цепи служит подводный хребет Кокос.

Океанические котловины по отношению к названным подводным хребтам юго-восточной части океана располагаются симметрично и, более того, отделяются отрогами срединного хребта, что в большой мере увеличивает сходство с дном Атлантического океана. Подобно северной Атлантике здесь срединный хребет на севере заканчивается обширным океаническим подводным плато Альбатрос.

При резком увеличении толщины коры в юго-восточной части океана морфологическое сходство этой части Тихого океана с Атлантическим усиливается отличием глубинного строения коры в этой части океана от других его частей. Таким образом, теперь можно довольно обоснованно говорить об атлантическом типе морфоструктуры юго-восточной части Тихого океана. Эта морфоструктура связана, вероятно, с раздроблением и опусканием более молодых платформенных структур. Не исключено, что платформенные структуры юго-восточной части Тихого океана моложе таковых в Атлантике.

Подводные окраины материков занимают 10 % территории Тихого океана. На рельефе шельфа выражены черты трансгрессивных равнин с субаэральным реликтовым рельефом. Такие формы характерны для подводных речных долин на Яванском шельфе и для шельфа Берингова моря. На Корейском шельфе и шельфе Восточно-Китайского моря распространены грядовые формы рельефа, образованные приливными течениями. На шельфе экваториально-тропических вод распространены различные коралловые постройки. Большая часть Антарктического шельфа лежит на глубинах более 200 м, поверхность очень расчленена, подводные возвышенности тектонического характера чередуются с глубокими депрессиями -- грабенами. Материковый склон Северной Америки сильно расчленён подводными каньонами. Крупные подводные каньоны известны на материковом склоне Берингова моря. Большой шириной, разнообразием и расчленённостью рельефа отличается материковый склон Антарктиды. Вдоль Северной Америки материковое подножие выделяется очень крупными конусами выноса мутьевых потоков, сливающимися в единую наклонную равнину, окаймляющую широкой полосой материковый склон.

Подводная окраина Новой Зеландии имеет своеобразную материковую структуру. Её площадь в 10 раз превышает площадь самих островов. Это подводное Новозеландское плато состоит из плосковершинных поднятий Кэмпбел и Чатам и впадины Баунки между ними. Со всех сторон оно ограничено материковым склоном, окаймляемым материковым подножьем. Сюда относят и позднемезозойский подводный хребет Лорд-Хау.

Несколько горных систем (подводные основания островов Общества, Тубуаи, Южных островов Кука) не входят в упомянутые выше системы и располагаются параллельно им. Некоторые подводные хребты и возвышенности имеют совершенно иное простирание. Резко выделяется своими очертаниями плато Манихики с Северными островами Кука, расположенными на его приподнятой периферии.

Важнейшие орографические и тектонические элементы ложа Тихого океана - зоны разломов огромной протяженности и преимущественно широтного и субширотного простирания. Большинство их приурочено к самой крупной Северо-Восточной котловине Тихого океана: примерно параллельно друг другу следуют (с севера на юг) зоны разломов Чинук, Сервейер, Мендо-сино, Пайонир, зона разломов Маркизских, островов. Они четко выражены в рельефе в виде комплексов специфических положительных и отрицательных форм рельефа (Рисунок 8). Горные поднятия разделяют северную и центральную части ложа Тихого океана на ряд котловин. Самая крупная - Северо-Восточная - ограничена с запада и юго-запада Императорскими горами, хребтами Гавайским и Лайн-Туамоту, а на юго-востоке - Восточно-тихоокеанским поднятием. К западу от Императорских гор лежит Северо-западная котловина, в средней части которой расположена возвышенность Шатского. С юга котловина ограничена горами Маркус-Неккер. Для обеих котловин характерен преимущественно холмистый рельеф. В северной части Северо-Восточной котловины значительные площади заняты Алеутской, Аляскинской и Тафтской плоскими абиссальными равнинами, много гайотов, выделяется несколько зон разломов, не совпадающих по простиранию с широтными разломами (Императорская зона разломов и меридиональные разломы Амлиа и Адак).Обе котловины входят в число наиболее глубоких котловин Мирового океана: максимальная глубина Северо-Восточной котловины - 6741 м, Северо-Западной - 6671 м.

Рисунок 9 Карта дна Тихого океана

В юго-западном секторе описываемой части Тихого океана располагаются: Восточно-Марианская котловина, ограниченная горами Маркус-Неккер, Маршалловыми и Каролинскими островами с максимальной глубиной 6770 м; южнее следуют котловины Западнокаролинская (5650 м); Восточно-каролинская, в пределах которой расположен глубокий трог Муссау (7021 м); Меланезийская (5634 м), в средней части которой возвышается описанная ранее гора (поднятый атолл) Науру; Центральная котловина, в которой расположены многочисленные океанические поднятия - возвышенность Магеллана, подводные основания островов Феникс и Такелау, плато Манихики; в средней части котловина пересечена зоной разлома Нова-Кантон, к одному из трогов зоны приурочена максимальная глубина котловины (7600м).

Южная часть ложа Тихого океана делится Южно-тихоокеанским срединно-океаническим хребтом на две части. К северу от него находится Южно-тихоокеанская котловина. Максимальные глубины котловины находятся в ее северной части, вблизи желоба Тонга (6090 м). В средней части котловина разделена грядой подводных гор, связанных с зоной разломов Элтанин.

К югу от Южно-тихоокеанского поднятия лежит обширная котловина Беллинсгаузена (5020 м), в которой благодаря интенсивной аккумуляции айсбергового материала обширную площадь занимают плоские абиссальные равнины. Между Новозеландским континентальным массивом, поднятием Лорд-Хау и Австралией расположена Тасманова котловина с многочисленными гайотами.Гайот - подводная гора в океане, представляющая собой потухший вулкан с плоской вершиной, образовавшейся под воздействием длительной волновой абразии. (Рисунок 10).

Рисунок 10 Основные формы рельефа океанского дна

Особый регион ложа Тихого океана - юго-восточный - расположен к востоку от Восточно-тихоокеанского хребта. От котловины Беллинсгаузена он отделен Чилийским поднятием. По-видимому, это ответвление срединного хребта. Глыбовые хребты Сала-и-Гомес и Наска делят эту часть ложа океана па две котловины: Чилийскую (глубина 5000 м) и Перуанскую (4525 м). В западной части Перуанской котловины расположено слабо изученное Галапагосское поднятие, которое отделяет от Перуанской котловины небольшую котловину Бауэр (5126 м). К северу от разлома Галапагос расположена Гватемальская котловина с максимальной глубиной 4199 м. Для всех котловин характерен рельеф абиссальных холмов и крайне медленное осадконакопление. Это связано с тем, что они отделены от прилегающих континентов глубоководными желобами, служащими ловушками для терригенного материала, поступающего в океан.с континентов.

Геодинамика ложа Тихого океана определяется латеральными движениями нескольких крупных плит литосферы - Тихоокеанской, Североамериканской, Антарктической, Перуанско- Чилийской - и более мелких - Панамской, Гватемальской, Техуантепекской (Рисунок 11).

Рисунок 11 Литосферные плиты Земли

3. Атлантический океан

3.1 Морфоструктура

Атлантический океан, часть Мирового океана, ограниченная Европой и Африкой с востока и Северной и Южной Америкой с запада. Атлантический океан -- второй по величине океан после Тихого океана. В нем находится 25% всей воды планеты. Средняя глубина 3 600 м. Максимальная находится в желобе Пуэрто-Рико -- 8 742 м. Площадь океана 91 млн. кв. км.

Отличительной особенностью Атлантического океана является сложный рельеф дна, который образует множество котлованов и желобов. Самые глубокие среди них желоб Пуэрто-Рико и Южно-Сандвичев, глубина которых превышает 8 км. Большое воздействие на структуру дна оказывает землетрясения и вулканы, наибольшая активность тектонических процессов наблюдается в экваториальной зоне. Вулканическая активность в океане продолжается вот уже 90 млн. лет. Высота многих подводных вулканов превышает 5 км. Наиболее крупные и известные находятся в желобах Пуэрто-Рико и Юно-Сандвичев, а также на Срединно-Атлантическом хребте.

Большая голубая дыра -- подводная чашеобразная пещера, расположенная в центре атолла Белизского барьерного рифа в Атлантическом океане. Такое название ей дали из-за резкой границы темной и светлой воды. Кажется, что глубина в центре чаши многокилометровая, но на самом деле она составляет «всего» 120 м (Рисунок 12).

Рисунок 12 Большая голубая дыра

В морфологическом отношениее наиболее замечательно в Атлантическом океане разделение его на океанические бассейны, расположенные симметрично по обе стороны срединного хребта. Эта симметрия несколько нарушается в экваториальной области. Другая важная черта сопряженность изменения основных морфологических элементов океанического дна и структуры окружающей суши. В северной части океана основные морфологические элементы дна имеют диагональное направление ЮЗ-СВ, ЮВ-СЗ. В тропической части океана простирание морфологических элементов океанического дна и окружающей суши совпадает, например южные границы Северо-Африканского бассейна и Африканской платформы.

Простирание Срединного Атлантического хребта отвечает контурам берегов Бразилии и Африки, образованных по линиям разломов, разбивших древнюю платформенную структуру.

В южной половине океана выражена меридиальная система простирания, отчетливо представленная Срединным хребтом и отдельными океаническими бассейнам (Рисунок 13).

Рисунок 13 Срединно океанический хребет

Наиболее вероятно, что морфологическое разделение дна Атлантического океана на бассейны обусловлено раздроблением древней платформенной структуры, имеющей в отдельных ее частях различный возраст, разломами ортогонального и диагонального направлений.

Горные системы на океаническом дне, разделяющие бассейны могли возникнуть в результате глыбовых перемещений, других - вследствие излияния лав (базальтов). Формирование Срединного Атлантического хребта обусловлено планетарным глубинным разломом океанической земной коры, по которому, по-видимому, неоднократно изливались базальты, а блоки ее испытывали вертикальные движения, что отразилось на строении и рельефе хребта. Кристаллическая порода, на некоторых из островов (гнейсы), свойственные древнему фундаменту материковых платформ, указывают на возможное существование на месте хребта продолжения платформенной структуры материкового типа, раздробленной и погруженной на дно океана. Исходя из третично - четвертичного возраста излияния базальтов на срединном Атлантическом хребте, его можно считать наиболее молодым морфоструктурным образованием на дне океана. По времени образования он, вероятно, сходен с Антильской и Южно-Антильской остроыными дугами.

Рис. 7 Строение дна Атлантического океана

Следовательно, морфоструктуры Атлантического океана созданы в процессе раздробления платформ (являющихся продолжением материковых структур), неравномерного их опускания и излияния базальтов по планетарным разломам. Последние неоднократно возобновлялись, а в зависимости от этого и океанические хребты переживали неоднократные движения различного знака. Дальнейшее оформление морфоструктур на дне океана связано с неотектоническим углублением и расширением океана, вероятно, не закончившимся до настоящего времени.

3.2 Основные черты ложа Антлантического океана

Главный орографический элемент Атлантического океана - Срединно-Атлантический хребет. Он занимает лишь немногим меньшую площадь, чем собственно ложе океана (соответственно 24, 6 и 37, 6%), и делит весь океан на две примерно одинаковые по площади части.

К западу от срединного хребта расположен Ньюфаундлендский хребет. Бермудское плато, хребет Барракуда, поднятие Сеара, плато Риу-Гранди. Вместе с выступами подводных окраин материков и Срединно-Атлантического хребта они делят западную половину ложа Атлантического океана на Лабардорскую, Ньюфаундлендскую, Североамериканскую, Гвианскую (Гайанскую), Бразильскую и Аргентинскую котловины. Баффиново море и Норвежско-Гренландский бассейн рассматриваются обычно как части Северного Ледовитого океана. Ньюфаундлендская (максимальная глубина 5160 м) и Лабрадорская котловиныпо существу единое целое. Большая часть их занята плоской абиссальной равниной, пересеченной в субмеридиональном направлении абиссальнойдолиной Хейзена. С юга Ньюфаундлендская котловина ограждена одноименным хребтом, который, как показали сейсмоакустические исследования, представляет собой гигантскую аккумулятивную форму, связанную с перемещением осадочного материала донными глубоководными течениями.

Североамериканская котловина - одна из крупнейших котловин ложа Атлантического океана (максимальная глубина 7110 м). Почти в центре северной части котловины расположеноБермудское плато. В северной части котловины выделяются также цепь вулканических гор Келвин и вулканический массив Корнер (или Угловое поднятие). К югу от Бермудского плато простирается волнистая абиссальная равнина, а по периферии котловины- плоские абиссальные равнины Сом, Гаттерас и Нарес.

С юга Бразильская котловина отделена от Аргентинской плато Риу-Гранди. Рельеф плато сложный. Над платообразными поверхностями поднимаются отдельные подводные горы. Восточная часть плато имеет вид узкого, с плоской вершиной хребта, вытянутого в меридиональном направлении. Между плато и подводной окраиной Южноамериканского материка проходитабиссальная долина Вима, по которой стекают донные воды из Аргентинской котловины в Бразильскую. Большую часть дна Аргентинской котловины занимают волнистая равнина и (в восточной части) рельеф абиссальных холмов. На западной окраине котловины есть узкая плоская абиссальная равнина, а в южной части- крупная подводная аккумулятивная форма - хребет Сапиола, образование которого связано с приносом донных осадков и нефелоидов донным Антаркитическим течением. Крупных подводных гор в Аргентинской котловине нет, но сейсмоакустические профили показывают, что в западной части котловины под толщей осадков погребено несколько гор до 2- 2, 5 км относительной высоты. К югу от Аргентинской котловины находится оводовое поднятие - Южноантильский внешний валс умеренными формами расчленения. Южнее между срединно-океаническим хребтом и Антарктидой расположена Африканско-Антарктическая котловина.

К югу от Иберийской котловины рельеф ложа океана сильно пересечен. Его особенности определяются глыбово-вулканическим хребтом Гориндж с одноименной подводной горой, группой других подводных гор и поднятием. Мадейра. Небольшим сводово-глыбовым поднятием Сеара(Ильин, 1976), осложненным отдельными подводными вулканами, Гвианская котловина отделена от котловины, Сеара. Максимальная глубина котловины Сеара 4700 м, дно ее занято одноименной плоской равниной. Следует отметить еще две абиссальные долины- долину Вайдл с глубиной вреза до 250 м (соединяет Североамериканскую и Гвианскую котловины) и долинуПернамбуко (соединяет Гвианскую и Бразильскую котловины). Крупнейшая в западной части океана котловина - Бразильская... Она имеет преимущественно холмистый рельеф дна, а на небольшом участке - равнине Пернамбуко - волнистый. В Бразильской котловине много подводных вулканов. Некоторые из них возвышаются вершинами над уровнем моря и образуют вулканические острова (Фернанду-ди-Норонья, Тринидад, Мартин-Вас). Расположение подводных гор подчиняется широтным зонам разломов.

Вулканические поднятия Канарских островов (в их числе четыре действующих вулкана) и островов Зеленого Мыса (один действующий) - также элементы подводной окраины Африканского материка. Поднятие Сиерра-Леоне отличается ненормально высокими скоростями сейсмических волн (7, 0-7, 3 км/с), что связывают с внедрением ультраосновных пород в земную кору и с сильной метаморфизацией пород коры. Дно небольших котловин Сиерра-Леоне и Гвинейской занято плоскими равнинами, окруженными абиссальными холмами. Максимальные глубины котловин соответственно 6040 и 5212 м.

Считается, что Атлантический океан образовался как результат раскрытия рифта в осевой зоне Срединно-Атлантического хребта. Все особенности рельефа и структуры дна Атлантического океана объясняются взаимными перемещениями четырех главных плит - Американской, Евразийской, Африканской и Антарктической.

Заключение

Основной целью курсового проекта являлось подробное изучение основных морфоструктур рельефа дна океанов, закономерности их размещения и формирования, закрепление знаний по геоморфологии и развить приобретенные навыки анализа геологического материала, по итогам проекта, я считаю, цель достигнута.

Итогом проделанной работы стало проведение исследовательской работы по геологическому материалу по данной тематике. Выполнены все поставленные во введение задачи. Но самое главное, удалось на практике применить знания, полученные из лекционного курса геоморфологии.

Весь собранный и обработанный материал в ходе курсового проекта показал, современное дно океанов находится в постоянном развитии, на основе этого можно проследить историю его развития и представить рельеф Земли в общем.

По общему сочетанию элементов морфоструктуры океанического дна можно различать на 2 основных типа: атлантический и тихоокеанский. Атлантическому типу свойственны срединные хребты, по отношению к которым океанические котловины расположены симметрично. Представляется наиболее вероятным, что он связан с разрушением и погружением платформенных структур, неоднородных в отдельных частях.

В изучении дна Мирового океана существует еще много нерешенных проблем и интересных вопросов, в данной работе на основе анализа литературного материала была сделана попытка оценки тех сведений, которыми науки геоморфология и морская геология располагают сегодня и дана характеристика основных морфостуктур дна Тихого и Атлантического океана.

Список использованной литературы

1. Леонтьев О. К. Морская геология (Основы геологии и геоморфологии дна Мирового океана) М., 1982.

2. Панов Д.Г. Морфология дна мирового океана. АН СССР, 1963.

3. Ильин А.В. Геоморфология дна Атлантического океана. АН СССР. Океаногр. комис. М.: Наука, 1976.

4. Богданов Ю. А., Каплин П. А., Николаев С. Д. Происхождение и развитие океана М.,1978.

5. Физическая география материков и океанов. Под ред. А. М. Рябчикова, М.,1988. Проблемы исследования и освоения мирового океана. Под ред. А. И. Вознесенского Ленинград, 1979.

Размещено на Allbest.ru