Геологічна будова і рельєф дна Світового океану - География и экономическая география курсовая работа

Главная

География и экономическая география
Геологічна будова і рельєф дна Світового океану

Геологічна будова Світового океану. Підводні окраїни материків – континентальний шельф, схил, підніжжя. Елементи перехідної зони рельєфу: улоговини окраїнних глибоководних морів, острівні дуги, ложе океану, глибоководні жолоби, серединно-океанічні хребти.


посмотреть текст работы


скачать работу можно здесь


полная информация о работе


весь список подобных работ


Нужна помощь с учёбой? Наши эксперты готовы помочь!
Нажимая на кнопку, вы соглашаетесь с
политикой обработки персональных данных

Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.
Размещено на http://www.allbest.ru/
МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ, МОЛОДІ ТА СПОРТУ УКРАЇНИ
ХАРКІВСЬКИЙ НАЦІОНАЛЬНИЙ УНІВЕРСИТЕТ ІМЕНІ В. Н. КАРАЗІНА
КАФЕДРА ФІЗИЧНОЇ ГЕОГРАФІЇ ТА КАРТОГРАФІЇ
Геологічна будова і рельєф дна Світового океану
(курсова робота з курсу «Фізична географія материків і океанів»)
Розділ 1. Геологічна будова світового океану
Розділ 2. Рельєф дна cвітового океану
Розділ 3. Особливості будови дна океанів
3.1 Особливості будови дна Тихого океану
3.2 Особливості будови дна Атлантичного океану
3.3 Особливості будови дна Індійського океану
3.4 Особливості будови дна Північного Льодовитого океану
У міру накопичення відомостей про рельєф земної поверхні формувалися наукові уявлення і про будову дна Світового океану. Геоморфологія морського дна і сьогодні є найважливішим засобом пізнання структури, динамічних процесів і історії формування океану, що зберігає таємниці розвитку і еволюції планети Земля.
Пізнання геологічної будови тільки материків не давало відповіді на питання про походження земної кори, її зміну в часі і просторі, не пояснювало навіть очевидних закономірностей геометричного збігу контурів розділених океаном материків. Виявлення планетарної системи серединно-океанічних хребтів підтвердило гіпотезу про спредінг (розширення) морського дна і дрейфі літосферних плит від ліній висхідних конвективних потоків мантійних речовини і зануренні (субдукції) інших ділянок плит на активних околицях континентів.
Крім теоретичних основ глобальної тектоніки та геології вивчення рельєфу дна Світового океану мало прикладне значення для встановлення закономірностей розміщення донних корисних копалин. Ця проблема актуальна для багатьох країн світу вже сьогодні і в майбутньому буде мати ще більше значення, оскільки виснаження запасів корисних копалин у наземних родовищах, а також обмеження їх видобутку за екологічними чи економічними показниками, дозволяє розглядати Світовий океан як потенційне джерело найважливіших видів сировини в майбутньому.
Метою курсової роботи є вивчення геологічної будови і рельєфу дна Світового океану.
Предметом є фізична географія материків і океанів.
Актуальність даної теми обумовлена господарськими потребами використання ресурсів Світового океану та розширенням наукових знань про Світовий океан.
Розділ 1. Геологічна будова Світового океану
На початку 50-х років ХХ століття було встановлено, що в будові земної кори під глибоководною частиною океанів і на материках є вагомі відмінності.
Сейсмічними дослідами було встановлено, що товщина земної кори Світового океану 5-15 км. В середньому підошва земної кори залягає на глибині 7 км. Океанічна земна кора в п'ять разів тонша ніж материкова.
Вона складається з трьох основних шарів: верхнього - осадового, що розповсюджується до глибини 1 км; середнього, так званого другого шару з мало відомим складом, що залягає на глибині від 1 до 2.5 км; нижнього - базальтового, який має середню товщину 5 км. На відміну від материкової кори, океанічна не має гранітного шару. Для неї характерне збільшення її товщі в районах океанічного підняття.
Рис. 1.1. Карта геологічної будови світу
Геофізичні досліди показали, що границя між материковим і океанічними типами земної кори проходить в середньому по ізобаті 2000м. Саме на цій глибині відбувається виклинювання та зникнення гранітного шару. Таким чином, для областей океанічного дна, що знаходиться в межах глибин від урізу води і до 2000 км, характерний материковий тип земної кори. Загальна частина підводної частини материкової кори складає майже 20% площі дна Світового океану. [8]
Дно Індійського океану - це типова кора океанічного типу, яка складається з трьох шарів: зверху - осади і слабо ущільнені осадові породи; нижче - осадові й вулканічні породи; ще нижче - базальтовий шар.
Верхній шар складається з пухких осадів. Потужність їх змінюються від кількох десятків метрів до 200 мм, а поблизу материків - до 1,5 - 2,5 км.
Середній шар значно ущільнений складається переважно з осадових порід і має потужність від 1 до 3 км. Нижній (базальтовий) шар складається з океанічного базальту і має потужність 4 - 6 км.
Цікавою особливістю земної кори Індійського океану є те, що в ній містяться ділянки материкової кори, тобто кори з гранітним шаром.
Вони виходять на поверхню океану у вигляді островів Сейшельських, Маскаренських, Кергелен і, можливо, Мальдівських. Ш межах цих, як кажуть морські геологи, мікроконтинентів потужність земної кори збільшується до 30 - 35 км.
На дні Індійського океану Серединно-Індійський хребет розділяється на три частини : Аравійсько-Індійський, Західно-Індійський та Центрально-Індійський. Останній переходить в Австрало-Антарктичне підняття. Всі хребти мають добре виражені рифтові долини, тут активні вулканічні й сейсмічні явища. Східно-Індійський хребет, який постягається майже в меридіональному напрямі від Бенгальської затоки до Австрало-Атлантичного підняття, не має рифтової долини, складений горстовими блоками магматичних порід, що зверху вкриті осадовими породами кайнозойської ери. Утворення і розвиток цього хребта остаточно не вивчені.
З дна рифтових долин вчені підняли збагачені на кремній базальти, габро, щу6іри, серпентеніти, передотити і хроміти, що вважаються речовиною мантії.
Геологічна будова Атлантичного океану тісно пов'язана з дрейфом материків. Захоплива історія про дрейф материків зародилася саме на прикладі Атлантичного океану. На користь гіпотези про дрейф материків переконливо свідчать дані про палеомагнітність магматичних порід, що складають Серединно-Атлантичний хребет. На початку 60-х рр.. було встановлено, що вздовж хребта по обидва боки від рифтової долини існують смуги різноспрямованої намагніченості магматичних порід. Вона виникає під час остигання виверженої магматичної породи, при температурі нижче точки Кюрі, коли феромагнітні мінерали, що є в породі, намагнічуються і орієнтуються відповідно до наявного в даний час магнітного поля. Було виявлено смуги в яких породи намагнічені прямо,тобто на північ, і смуги, які мали зворотну намагніченість, тобто на південь. Це виникло тому, що наша планета має здатність міняти напрямок головного магнітного поля. Було встановлено, що тільки за останні кілька мільйонів років магнітні полюси Землі міняли свою полярність більше 20 разів. Отже, стало зрозуміло, що односпрямовано намагнічена смуга утворилась у певному інтервалі часу. Позаяк таких смуг по обидва боки рифтової долини багато, не свідчить про періодичність надходження магматичної речовини на поверхню дна і про різний вік цих намагнічених смуг: що далі знаходяться від осі хребта - то давніші. А це значить, що дно Атлантики розростається. [4]
Темп розширення дна в різних широтах океану коливається від 17 до 40 мм на рік. Внаслідок глибоководного буріння в Атлантичному океані встановлено, що базальтовий шар укритий відкладами мезозойської та кайнозойської ер. Серед цих порід тріасового періоду немає. Отже океану в цей час не було, а юрські відклади мають обмежене поширення - тільки на східному узбережжі США. Абсолютний вік їх 160 - 170 млн років. Але в південній частині дна океану найдавніші відклади (120-130 млн років) крейдового періоду. Отже, за найновішими даними, північна частина океану утворилася на 40 млн років раніше, ніж південна. А це значить, що палеозойський суперматерик Лавразія розколовся на стільки ж раніше, ніж Гондвана. Далі серединний хребет продовжується до широти окраїни Південної Америки, розширяючись у центральній частині, куди періодично вклинюється мантійна речовина через глибинні розломи. Морські геологи встановили, що хребет складений переважно з базальтів, але є і включення дунітів, передотитів, діабазів, габро. Потужність базальтового шару на краях хребта 4 - 5 км, але в межах гребеня його немає, натомість залягають змішані осадово-вулканічні й мераморфізовані породи потужністю 2 - 3 км.
Поверх базальтового шару на хребті, який тут має висоти переважно від 2 до 4 км, залягають відклади плейстоцену, далі від рифтової долини з'являються неогенові, потім - палеогенові з підрозділом їх на палеоценові, еоценові, та олігоценові, а ще нижче та біля берегів - крейдові з поділом на ранньо- і пізньокрейдові. Юрські породи також представлені повним розрізом, тобто трьома епохами, і поширені, як уже зазначалося, тільки локально біля узбережжя США, а точніше - в західній частині Саргасового моря.
Загальна потужність осадових порід у межах океану коливається від 0,3 до 1,0 км., але в межах хребта смугою в 400 - 800 км, осадовий шар майже відсутній, або залягає невеликою верствою.
Вздовж гребня серединного хребта групуються епіцентри землетрусів і проявляються аномальні високі теплові потоки, які в кілька разів перевищують фон абісальних рівнин.
Дно Тихого океану має складну геологічну будову. Ендогенними процесами спричинене його розчленування на великі блоки, і переміщення літосферних плит: Тихоокеанської, Філіпінської, Наска, Кокос, а також частково Індо-Австралійської та Арктичної. Тут здіймаються Південно-Тихоокеанський і Східно-Тихоокеанський океанічні хребти з характерними рифтовими долинами і поперечними розломами. В західній частині басейну, де простягається геосинклінарний пояс і формуються сучасні геосинкліналі, будова земної кори - субокеанічного ( тобто перехідного) типу. Від великих ділянок океанічної платформи (таласократонів) геосинклінальні пояси відділені вузькими і глибокими жолобами, що належать до передгірних прогинів, утворених при піднятті острівних дуг - майбутніх гірських систем. За теорією мобілізму, саме ці жолоби свідчать про занурення океанічної кори під континентальну (явище субдукції).
У Тихому океані надзвичайно інтенсивні сейсмічні явища і вулканізм, тут відбуваються активні процеси нагромадження осадів і формування корисних копалин залежно від напрямків і швидкості рухів земної кори, гідро кліматичних, гідробіологічних і гідрохімічних умов.
За даними геофізичних методів досліджень, середня товщина океанічної земної кори 6,5 км, але вона здебільшого коливається в межах 3-10 км. Мінімальна товщина - в осьових частинах серединно-океанічного хребта, максимальна - в межах підняттів і брилових хребтів, поширених переважно в західній частині океану.
Базальтовий шар океанічної кори розбитий численними глибинними розломами, що сягають аж до мантії, на окремі блоки. Вони досить чітко зміщені щодо осьової частини серединно-океанічного хребта, проте в північно-східній улоговині це зміщення не помітне.
Розломи тягнуться на тисячі кілометрів у широтному напрямі. Уздовж них блоки земної кори зміщуються по горизонталі на сотні кілометрів. Подекуди ці зміщення досягають 1200 км. Вертикально блоки зміщуються до 3 м. найбільші серед розломів Мердосіно, Меррей, Молокаї, Кларіон, Кліппертон, Галапагос, Маркізький, Пасхи, Челінджер, Менард.
Теплові потоки вздовж гребеня головного хребта в сім разів інтенсивніші, ніж ті, що йдуть від ложа океану, а в зонах розломів виявлено руди гідротермального походження.
У межах Південно-Тихоокеанського і Східно-Тихоокеанського підняттів, що входять до єдиної планетарної системи океанічних хребтів, як і в усіх інших, океанічне дно розсовується, і по обидва боки рифтової долини проходять смуги різноспрямованої намагніченості магматичних порід.
З активними тектонічними рухами земної кори і виникненням розломів пов'язані інтенсивні вулканічні процеси. Наслідком їх дії є численні острови вулканічного походження або підводні вулкани - згаслі (у вигляді гавотів чи горбів) та діючі, які нерідко виходять на поверхню океану. Їх загальна висота до 10 - 11 км. Усього згаслих вулканів в океані понад 10 тисяч.
Океанічна кора в західній, північній і південно-західній частинах складається переважно з андезитових порід, а на решті акваторії - базальтових.
Осадові породи мають певну закономірність щодо поширення, потужності й віку. Цьому сприяла найзагадковіша з усіх океанів його геологічна історія.
Порід осадового чохла практично немає на осьовій частині серединно-океанічного хребта і в Чилійському жолобі. На інших високих валах і глибоководних жолобах їх потужність невелика (зазвичай перші сотні метрів). У межах великих улоговин і на підвищеннях потужність осадових порід збільшується в середньому до 0,5 - 1 км. У межах окраїнних морів ця товща значно більша і досягає 7 - 8 км.
Під осадовими породами в багатьох місцях океанічного дна поширений змішаний шар з осадових і вулканічних порід. Особливо чітко він простежується в межах острівних дуг і гірських хребтів, досягаючи потужності 5 - 6 км.
Вік базальтового, осадового й перехідного шарів розкриває нам історію і процеси формування земної кори Тихого океану. За останніми даними, найдавніші осадові породи юрського періоду поширені в західній частині Тихого океану, приблизно між екватором, 30 ° пн. ш. і меридіаном 180 ° . Цими відкладами оточені нижньо- та верхньокрейдові поклади, що займають ложе океану на сході приблизно до країв названих вище названих вище глибинних трансформних розломів, а на південному сході - до окраїн серединного хребта. Далі породи цього періоду подекуди оточені відкладами палеогенового і неогенового віків, аж поки і вони не виклинюються на вершинах хребта. На схід від осьової частини вік порід наростає до крейдового періоду. [5]
Розділ 2. Рельєф дна світового океану
У формуванні рельєфу дна океану, як і всієї Землі, беруть участь ендогенні (внутрішні, тектонічні) та екзогенні (зовнішні, поверхневі) чинники. Ендогенні фактори проявляються у вигляді землетрусів, вивержень вулканів, а також повільних рухів земної кори. До екзогенних факторів належать хвилювання моря, різні течії, мутьевие потоки (потоки, насичені зваженими твердими частками і рухаються по схилу з великими швидкостями), діяльність морських організмів та ін
Для загальної характеристики розподілу глибин дна океанів використовується батіграфічна крива. За допомогою батіграфічної кривої виділяють такі основні елементи рельєфу дна океану:
1) підводну окраїну материків (81,5 млн кмІ або 22,6 % площі дна Світового океану), яка поділяється на материковий (континентальний) шельф ( 0 - 200 м ), материковий (континентальний) схил (200 - 3000 м) і материкове (континентальне) підніжжя (3000 - 4000 м);
2) перехідна зона (площею 30,6 млн кмІ, 8,47%);
1.1 улоговини окраїнного глибоководного моря;
3) ложе океану (2500 - 6000 м), яке займає найбільшу площу (196,8 млн
4) серединно- океанічні хребти (55,3 млн кмІ, 15,31%)
Форми рельєфу суходолу й океанічного дна в основнуому генетично й морфологічно подібні, проте в будові останнього вирізняють окремі характерні елементи. [1]
Підводна окраїна материків - частина дна Світового океану, яка є підводним продовженням материків. Вона характеризується схожістю геологічної будови та рельєфу з прилеглими ділянками суші.
Підводна окраїна материка (близько 14% поверхні Землі) включає мілководну, в цілому рівнинну, смугу материкової обмілини (шельф), материковий схил і розташоване на глибинах від 2500 до 6000 м .
Материковий шельф - це підводна окраїна материків та великих островів, що островів, що має відносно вирівняну поверхню і материковий тип будови земної кори. У геологічному відношенні шельф - це безпосереднє продовження материкової платформи. Схил і підніжжя становлять перехідну зону від материкової кори до океанічної.
Межі шельфу проводять вздовж берега та перетину поверхні (брівка шельфу) до материкового схилу. Вона знаходиться на глибині від 55 (біля берегів Північної Америки) до 500 м (біля Антарктиди). Якщо чіткого перетину немає, межу проводять, ізобатою 200 м.
Ширина шельфу різна - від 1 до 1300 км. Найбільша шельфова зона у Північного Льодовитого океану - 37% його площі (4,9 млн кмІ), в Атлантичному океані - 9,9% (9,2 млн кмІ), у Тихому - 5,7% (10,2 млн кмІ), в Індійському - 4,2% (3,1 млн кмІ). Найбільша ширина (1200 км) - у Північному Льодовитому океані вздовж північних берегів Євразії, у зоні якого знаходиться багато окраїнних морів, таких як Біле, Балтійське; шельфовими є також А азовське, Жовте та інші моря, в Атлантичному океані вздовж берегів Європи та Північної Америки, а також у берегів Патагонії. Найменша ширина шельфу - вздовж західних берегів Північної та Південної Америки. Загальна площа, що зайнята шельфами становить 8% дна Світового океану.
Виникнення шельфів пов'язане з підвищенням рівня Світового океану в пізньочетвертинний період і з новітніми тектонічними рухами, що обумовили недавнє занурення окраїн материкових платформ. Найбільш поширені шельфи трансгресивного походження - затоплені морем окраїни материкових рівнин. На них зустрічаються релікти континентального рельєфу: затоплені річкові долини, льодовикові, денудаційні і навіть карстові форми.
За геоморфологічними ознаками шельфи можна поділити на ряд типів:
· Шельфи, що облямовують материкові області четвертинного зледеніння. У період максимальних заледенінь, коли рівень океану знижувався, ці шельфи були сушею. Вони мають значну ширину. Для цього типу шельфу характерні банки, розташовані по його зовнішньому краю. Береги таких шельфів несуть також на собі сліди стародавнього заледеніння.
· Шельфи з витягнутими піщаними банками. Розташовані вони у низинних рівнинних узбережжях, що не піддавалися заледенінню. Банки і пологі гребні створюють хвилястий характер підводної рівнини.
· Шельфи, що пов'язані з впливом сильних прибережних течій. Ці шельфи вузькі, а місцями відсутні зовсім. У смугах сильних течій осадконакопичення незначне і дно шельфів має скелястий характер. Проте на сусідніх ділянках шельфу дно вкрите піском і гравієм, що перенесені цими течіями.
· Шельфи перед дельтами великих річок. Вони мають доволі значну ширину, характеризуються наявністю плоских терас, поблизу дельт річок укриті мулистими відкладами; на них зустрічаються підводні долини і дельти.
· Шельфи тропічних морів із кораловими рифами.
· Вузькі скелясті шельфи вздовж гірського узбережжя.
· Відокремлені шельфи - ділянки дна, які за глибиною і будовою є типовими шельфами, але відокремлені глибокими вибоїнами від тих, що примикають до берегів шельфів.
Якщо шельфи розглядати як певний географічний комплекс, що залежить від характеру водойми і його взаємодії за мілководдям, то можна виділити п'ять основних географічних типів шельфів
· Акваторія - неглибоке внутрішньоматерикове море, яке не має безпосереднього зв'язку зі Світовим океаном. На дні переважаючим є уламковий матеріал, принесений з материка. Води добре прогріваються улітку і перемішуються, багаті на розчинений кисень. У зв'язку з цим в акваторії відбувається швидке окиснення органічної речовини і фіксація в осадах фосфору і марганцю (Азовське море)
· Шельфи глибоких середземноморських морів (Чорного, Середземного, Червоного) характеризуються складною будовою водних мас. Верхні більш прісні води у Чорному морі лежать на більш холодній і більш солоній глибинній водній масі. Вертикальний обмін у зв'язку з цим ускладнений, глибинні води недостатньо забезпечуються киснем. Розвивається сірководневе зараження глибинних горизонтів, життя в яких припиняється. Органічні речовини, що потрапляють сюди, відновлюються до вуглеводнів, а сульфати - до сірководню. У морях тропічних країн (Середземному і Червоному) існує інший режим. Сильне випаровування підвищує солоність поверхневих вод, і вони, занурюючись вниз, створюють конвективне перемішування і збагачення киснем цієї водної маси.
· Шельфи окраїнних морів, відокремлених острівними дугами. Водообмін морів з океаном обмежений завдяки вузькості проток (Охотське, Японське, Східнокитайське). Шельфи являють собою широкі платформи, що примикають до берегів материка; у бік острівних дуг шельфи різко переходять у глибоководні улоговини.
· Шельфи відкритих окраїнних морів. Моря мають вільний водообмін з океаном (Баренцове, Карське, Лаптєвих). Ці моря мають незначні глибини зі складними рельєфом дна. Шельфи їх досягають значної ширини. Завдяки значному річковому стоку тут спостерігається чітка стратифікація: опрісненні поверхневі води лежать на глибинній більш важкій солоній воді. Перемішування води на шельфі відбувається за рахунок припливної хвилі, що вільно надходить з океану.
· Шельфи океанічного узбережжя. Характер його залежить від геологічної структури суші, що прилягає. В області глибинних течій, направлених до таких шельфів, відбувається підняття глибинних вод і винесення поживних речовин в область фотичного шару. Шельфам притаманний переважно рівнинний рельєф дна, із поступовим зниженням до континентального схилу. Але є шельфи з виступами, терасами, пагорбами, западинами, давніми річковими долинами тощо.
Материковий схил (200 - 3000 м) - це частина підводної окраїни материка між шельфом і материковим підніжжям. Нахил поверхні схилу змінюється залежно від геологічної будови досить помітно. Середній нахил її становить 4°87ґ, максимальний - до 3-7°. Характеризується також різким розчленуванням рельєфу: наявністю частих довгих і глибоких каньйонів, терас, зсувів. На схилі нерідко виникають каламутні потоки, а в нижній частині нагромаджуються осади.
Зона материкового схилу досягає значної ширини (до 2 тис км) і характеризується розчленованим рельєфом. Характерна форма рельєфу материкового схилу - підводні каньйони. Виникнення каньйонів може бути обумовлено різними причинами. Це або тектонічні форми, або результат діяльності стародавніх материкових річок, чи, на кінець, підводні ерозійні утворення, що виникли під дією густинних течій, збагачених дрібнозернистим матеріалом, і лавиноподібних оповзнів, які переходять у мулові потоки на похилій поверхні материкового схилу.
Великі підводні каньйони розташовані біля Багамських островів, на захід від Каліфорнії, на північ від Іспанії, на захід від Португалії і Франції, у Беринговому морі та в багатьох інших місцях.
Підводні каньйони починаються здебільшого на зовнішньому шельфі. Багато з них є продовженням наземних річкових долин: Конго, Сінегалу, Нігеру, Оранжевої, Амазонки, Парани, Оріноко, Сан-Франциску, Міссісіпі, Св. Лаврентія, Ю кону, Колумбії, Колорадо.
Чимало каньйонів проходять дном океанів, не мають початку на шельфі; їх називають серединно-океанічними. За розмірами вони найрізноманітніші. Два велетні - каньйони виявлені в Північній Атлантиці. Однин із них - Північно-Західний проходить від Девісової протоки до паралелі 40° пн. ш. і простягається 3200 км, огинаючи континентальний схил Північної Америки. Його ширина від 2 до 9 км, а глибина врізу досягає 200 м. У здовж нього простягаються прируслові вали. Виходить, що під океаном - величезна підводна ріка. Як вона утворилась і діє - ще до кінця це визначили.
Недавно в східній частині Північної Атлантики океанографи відкрили каньйон Морі. Він звивається по дну на 2600 км до Азорських островів.
Особливий інтерес на материковому схилі викликають жолоби. Як правило, вони поглиблюються від берега в море і здебільшого продовжують на материковому схилі міжгірні улоговини суші. Деякі жолоби простежуються і на материковій обмілині у вигляді підводних річкових долин та фіордів.
На материковому схилі розвинені акумулятивні процеси - накопичення батальних відкладів. Переважно ці осади теригенного походження (синій, коричневий, червоний мули), у тропіках - біогенного (коралові мули) мулу.
У межах материкового схилу активно проявляються тектонічні процеси, характерні сейсмічні явища і сучасний вулканізм.
У ряді місць на материковому схилі простежуються крайові плато - подібні шельфу, але на значній глибині (1000 - 2000 м), відокремлені від прибережних шельфів частинного материкового схилу. До їхнього числа відносяться плато Блейк біля Атлантичного узбережжя Північної Америки, Іберійське й Новозеландське. Біля Атлантичного узбережжя США на материковому схилі виражені ступені - свого роду структурні тераси. Ф. Шепард вважає, що структурні тераси материкового схилу мають скидний характер, інколи типу „континентальної флексури” Ж. Буркала, тобто, це вигин земної кори, обумовлений різною направленістю вертикальних рухів материкової платформи (підняття) і ложе океану (опускання).
У Тихому океані біля Каліфорнійського узбережжя і в деяких інших районах підводна окраїна материка дуже роздроблена розломами. Оскільки за своєю будовою ця зона не відноситься ні до підводного шельф, ні до схилу, вона отримала особливу назву „континентальне облямування” або „континентальний бордерленд”. Основні риси рельєфу, літології і геологічної структури бордерленда близькі до рис прилягаючого континенту. Це або занурена частина континенту, або ділянка морського дна, що зазнала значних змін, у результаті яких він став частиною континенту. [10]
Материкове підніжжя (3000 - 4000 м) - це межа між материковим схилом та ложем океану з глибинами до 4000 м, де відкладається потужна товща пухких порід. Вона являє собою акумулятивну, хвилясту похилену рівнину. Це найбільша акумулятивна форма рельєфу дна океану. Походження цієї рівнини пов'язано з накопиченням величезних мас осадового матеріалу, що переміщується гравітаційними процесами та течіями. Особливо яскраво це проявляється в районах величезних конусів виносу потоків, прив'язаних до гирла підводних каньйонів. Найбільш потужні конуси виносів мають гирла підводних каньйонів, розташованих поблизу гирл великих річок зі значним твердим стоком, таких як Ганг, Інд, Конго, Місісіпі. Його ширина досягає декількох сот кілометрів. Для материкового підніжжя характерний значний шар осадових відкладів (до 3 км), переважного теригенного походження.
Хоча дотепер здійснено величезний обсяг геофізичних, геологічних і геоморфологічних досліджень, сучасні дрібномасштабні оглядові батиметричні карти відтворюють лише основні риси рельєфу дна океанів і морів. У багатьох районах він складніший, ніж на суходолі. Це пояснюється меншою активністю руйнування рельєфу під водою.
У межах типової перехідної зони розташовуються: глибоководна улоговина окраїнного моря, острівні дуги (внутрішня і зовнішня) і глибоководний жолоб. Існують і відхилення від цієї схеми. Так, вздовж Тихоакеанічного узбережжя Центральної і Південної Америки є тільки один із перерахованих елементів - глибоководний жолоб, роль острівних дуг виконують передові ланцюги Анд, а окраїні моря відсутні.
Виділяють чотири типи перехідних зон:
· Західноокеанічний класичний тип, у якого добре виражені всі три елементи: улоговина окраїнного глибоководного моря, острівна дуга, глибоководний жолоб. Він характерний для Алеутстської, Курило-Камчатської, Японської, Східно-Китайської, Філіппінської, Маріандської і Тонга-Кермаденської областей.
· Східнотихоокеанічний тип, для якого характерний тільки одним елемент - глибоководний жолоб; острівну дугу замінюють молоді гірські ланцюги на березі континенту.
· Індонезійський тип, який відрізняються значною складністю. Острівні дуги тут петлеподібно витягнуті, зазвичай їх декілька. Жолоби розташовані не тільки із зовнішнього боку дуг, але і всередині всієї області.
· Середземноморський тип із різко вираженим реліктовим характером глибоководних морських улоговин, з перевагою материкових областей. Гбибоководні жолоби відсутні або слабко виражені.
Улоговини окраїнного моря - це значні за площею замкнуті зниження з порівняно-пологими схилами та плоским дном. Улоговини мають вирівняну поверхню з могутнім шаром осадів на дні (Берінгове, Охотське море), горбистий гірський рельєф (підняття Ямато), для них характерна сейсмічність.
Земна кора під улоговинами, як правило, не має гранітної товщі і за своєю будовою схожа на океанічну. Відрізняється вона лише наростанням потужності осадового шару та всієї кори в цілому. Така кора називається субокеанічною.
Острівні дуги (- ланцюги вулканічних островів, що простягаються по околицях океанів і відокремлюють океани від крайових (околичних) морів і континентів. Типовий приклад - Курильська дуга. Острівні дуги з боку океанів завжди супроводжуються глибоководними жолобами, які простягаються паралельно їм на відстані в середньому 150 км. Загальний розмах рельєфу між вершинами вулканів (вис. до 2 - 4 км) і западинами глибоководних жолобів (глиб. до 10 - 11 км) становить 12 - 15 км. Острівні дуги - найбільш грандіозні з відомих на Землі гірських ланцюгів. Приокеанічні схили Острівні дуги на глиб. 2 - 4 км зайняті переддуговими басейнами шириною 50 - 100 км. Вони наповнені багатокілометровою товщею осадів. Острівні дуги утворені активними або наземними і підводними вулканами, що діяли в недавньому минулому. У їх складі головне місце займають середні лави - андезити, що належать до вапняно-лужної серії, але присутні також як більш основні (базальти), так і більш кислі (дацити, ріоліти) лави. Вулканізм сучасних острівних дуг почався 10 - 40 млн років тому.
Розрізняють острівні дуги, що виникли на океанічній або континентальній земній корі. Вони розміщені вздовж границь зближення літосферних плит. Під ними розміщуються глибинні сейсмофокальні зони, що йдуть похило під острівними дугами на глиб. до 650 - 700 км. Вздовж цих зон океанічні літосферні плити занурюються в мантію. З процесом занурення плит і пов'язаний вулканізм. У зонах острівних дуг формується нова континентальна кора. З ними пов'язані численні родовища корисних копалин: мідно-порфірові руди, стратиформні сульфідні свинцево-цинкові поклади, руди золота; в осадових басейнах відомі скупчення нафти і газу.
Глибоководні жолоби - довгі та вузькі поглиблення дна з дуже крутими схилами (5-6° у верхній частині схилів, 15 - 20° - в нижній). Довжина глибоководних жолобів досягає декількох тисяч кілометрів, ширина - десятки і сотні кілометрів (не більше 150 км), в їх межах знаходяться найбільші глибини Світового океану (Маріанська западина - 11022 м).
Описані форми рельєфу характерні для Тихого океану і мають обмежене поширення в Атлантичному і Індійському океанах. Тихий океан майже повністю оточений крайовими острівними жолобами; тільки найбільш великих жолобів у ньому нараховується більше десяти (табл. 2.1)
Табл 2.1 Глибоководні жолоби Світового океану
Глибоководні жолоби зазвичай розташовані із зовнішнього боку острівних дуг (наприклад, Алеутський, Філіпінський, Курило-Камчатський жолоби) або простягаються вздовж гірського узбережжя (наприклад, Перуанський
Геологічна будова і рельєф дна Світового океану курсовая работа. География и экономическая география.
Курсовая работа по теме Понятие трудовой пенсии по старости
Курсовая работа: Учет материально-производственных запасов
Курсовая работа по теме Глиняная мастерская
Деструктивный Конфликт Реферат
Учебное пособие: Методические указания по изучению дисциплины и задания для контрольных работ для студентов заочного отделения
Сочинение На Тему Твой Любимый Герой
Дипломная работа по теме Гонения на Русскую Православную Церковь в 20-30-е годы
Реферат: Билеты по менеджменту за 1 семестр 2-го курса 2003г.
История Сервисной Деятельности Реферат
Дипломная работа по теме Влияние различных физических направлений тренировочных занятий у сотрудников ФКУ УПК УФСИН России по Вологодской на уровень их физической подготовленности
Про Какую Книгу Написать Сочинение 7 Класс
Доклад: Солоухин В.А.
Человек И Общество Эссе
Контрольная Работа На Тему Табличный Процессор Excel. Система Управления Базой Данных Ms Access. Векторный Редактор Coreldraw
Контрольная работа по теме Закономерности роста и развития организма ребенка
Реферат по теме Трубецкой Сергей Николаевич
Сочинение по теме Роман Евгения Замятина Мы
Доклад: Fanny
Информационные Технологии На Транспорте Реферат
Реферат: Китайская кухня: философия и технология
Лизинг, его виды, документальное оформление и учет - Бухгалтерский учет и аудит курсовая работа
Особенности назначения, структуры и составления бухгалтерского баланса в ООО "Бэско" - Бухгалтерский учет и аудит дипломная работа
Методы исследования физиологии человека - Биология и естествознание курсовая работа