Какие формы рельефа дна разделяет восточно тихоокеанское поднятие, Портал Единой государственной системы информации об обстановке в Мировом океане (ЕСИМО)
Для курильской разновидности субарктической структуры вод в теплое полугодие характерны более низкие температуры и более высокие значения солености на поверхности относительно сопредельных вод моря и океана, расширение границ холодного промежуточного слоя и более сглаженные температурные экстремумы водных масс. Главная » Каталог » Общая геология » Разделы » Общая геология. В районе Курильских проливов, наблюдается слабовыраженное подобие трехмерных акустических волноводов. Эта область связана с потоком Курильского течения.
Характер циркуляции обусловлен перемещением атмосферы и вращением Земли рис. Схематическое изображение ветровой циркуляции в океане. Под действием ветра поверхностные воды океана движутся в Северном полушарии по часовой стрелке, а в Южном — против часовой стрелки. Возникают два круговорота течений. Несколько севернее экватора, в зоне встречи северо-восточных и юго-восточных пассатных ветров, между круговоротами проходит разделяющее их противотечение.
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 рис. Только в северной части Индийского океана течения меняются из-за смены летнего и зимнего муссонов. 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. Образование Циркум-Антарктического холодного течения благодаря перемещению литосферных плит. Белые стрелки обозначают холодные воды, черные — более теплые. А — 60 млн лет назад; Б — в наши дни. Все круговые течения с их асимметрией обусловлены вращением Земли с запада на восток. В г.
Эффект ускорения Кориолиса. Суть этого влияния заключается в том, что направление вращения Земли в Северном и Южном полушариях имеет различную ориентацию, если смотреть с Северного и Южного полюсов соответственно. С Северного — против часовой стрелки, с Южного — по часовой. По направлению к полюсам скорость вращения уменьшается, и на полюсах она 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.
В Южном полушарии их движение будет, естественно, противоположным. Поэтому ускорение Кориолиса играет важную роль в движении океанских вод. 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. Обычно они направлены вдоль зон воды с разной плотностью. Такое явление наблюдается в поперечном сечении Гольфстрима.
Течения, вызванные деятельностью ветра, уменьшают свою скорость с глубиной ввиду трения слоев в водной толще. Подобная закономерность была установлена в г.
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 рис. Значение процесса апвеллинга заключается в выносе к поверхности вод, относительно богатых разнообразными питательными веществами, обогащающими поверхностные слои компонентами, увеличивающими биопродуктивность. Поэтому апвеллинг, помимо других факторов, контролирует тип биогенных осадков: карбонатных, кремнистых, фосфатных.
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. Процессы апвеллинга описание в тексте. Точка в кружке — ветер, дующий в сторону читателя; косой крест в кружке — ветер, дующий от читателя. А — апвеллинг в открытом океане, обусловленный действием силы Кориолиса; Б — апвеллинг, вызванный ветром; В — перенос вод под действием силы Кориолиса; Г — апвеллинг, вызываемый конфигурацией берега; Д — апвеллинг, обусловленный разницей в плотности вод по B.
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. Основными поставщиками холодных придонных вод являются районы Северной Атлантики, и особенно Антарктиды рис. А само Циркум-Антарктическое течение зародилось в раннем кайнозое при разделении Австралии и Антарктиды и возникновении пролива Дрейка между Южной Америкой и Антарктическим полуостровом.
Следовательно, подледная вода становится солонее и плотнее, опускается на дно и движется в низкие широты. Так как придонные течения следуют вдоль линий равной глубины — изобат, их называют контурными течениями и они обычно двигаются вдоль рельефа дна, а не перемещаются поперек придонных поднятий.
Распределение течений воды в продольном разрезе Атлантического океана. Холодные арктические и антарктические воды располагаются в глубоких частях океана. 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. Уровень океана в течение суток не остается постоянным. Он периодически то повышается, то понижается. Приливные силы возникают из-за действия масс Луны и Солнца на частицы воды в океанах.
Луна расположена ближе к Земле, поэтому ее влияние на Землю больше, чем Солнца с его неизмеримо большей массой. Двойная система Земля — Луна вращается вокруг оси, находящейся на расстоянии 0,73 радиуса Земли от ее центра. Силы притяжения различных частиц Земли Луной не совсем одинаковые, т. Следовательно, приливообразующая сила — это разность сил притяжения Луны или Солнца в любой из точек на поверхности и в ее центре.
Земля вращается вокруг своей оси значительно быстрее, чем Луна вокруг Земли. Поэтому два приливных «горба» движутся по поверхности Земли в направлении, противоположном ее вращению. Это не только вызывает морские приливы, но и приводит к торможению вращения Земли. Так как суммарный момент количества движения в системе Земля — Луна остается неизменным, то Луна должна отдаляться от Земли, что и происходит. Приливы достигают наибольшей величины в новолуние и полнолуние, т. Это положение называется сизигеем , и при нем воздействия Солнца и Луны на Землю суммируются и возрастают.
В то же время, когда Луна находится в первой или последней четверти , т. Так возникает полумесячное неравенство приливов. Образование приливов в океанах на Земле. Положение приливных выступов при отсутствии вверху и наличии внизу трения. Высота приливов в открытом океане крайне мала, около 1 м, но эти движения охватывают всю водную толщу. Движение волн. Океанские и морские волны характеризуются круговыми движениями частиц воды, причем верхняя часть круга движется по направлению движения волны, а нижняя — в противоположную рис.
Но каждая частица воды, хотя и движется по орбитам с равными радиусами, но имеет некоторый сдвиг по фазе с небольшим запаздыванием по отношению к предыдущей фазе.
Поэтому волновой профиль смещается в направлении действия ветра, и скорость этого смещения носит название фазовой скорости волны.
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 в 9 баллов — до 15 м.
В северной части Тихого океана в г. Во время цунами — образования волн вследствие землетрясения — высота волны у берега может достигать 30—40 м, а в г. 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 увеличиваются ее высота и крутизна склона, обращенного к берегу рис. Верхняя часть волны забурунивается и опрокидывается на ее передний склон, который всегда используют любители виндсерфинга, скользя с него, как с горы. Различные типы обрушения гребня волны: А — ныряющий, Б — стекающий, В — выступающий. Забурунивание показано черным цветом. 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. Такие колебания уровня воды, охватывающие все море целиком, называются сейшами. Они особенно типичны для внутриматериковых морей, таких как Балтийское, Азовское, Черное. Высота сейш в последнем достигает 60 см. Измерения велись канатом с грузом, и когда ряд промеров соединили линией, то получили рельеф океанского дна. Всего было сделано промеров. В конце х гг. Ситуация резко изменилась с изобретением эхолота рис.
В — гг. Сотни тысяч промеров, профилей и т. Хизену и М. Тарп составить подробную карту рельефа Мирового океана. Принцип действия эхолота. Звуковой сигнал отражается от дна и принимается на корабле.
Зная скорость звука в воде и разделив время прохождения звукового сигнала на 2, получаем глубину океана. Распределение площадей по высотным уровням земного шара дает гипсографическая кривая , из которой следует, что средняя высота суши всего м, тогда как средняя глубина океана м.
Средний уровень рельефа континентов находится на м выше среднего уровня рельефа дна океанов, что отражает особенности строения континентальной коры рис. Распределение площадей по высотным уровням. Anikuchine, R. Sternberg, К основным формам рельефа океанского дна относятся: 1 срединно-океанские хребты, 2 континентальные окраины и 3 глубоководные, или абиссальные, котловины.
Срединно-океанские хребты СОХ имеют общую протяженность до 60 тыс. Как правило, они располагаются в середине океанов, за исключением Тихого, где хребет смещен к его восточной окраине рис. Обзорные профили рельефа срединно-океанических хребтов Мирового океана. Хребты представляют собой хорошо выраженное пологое сводовое поднятие, возвышающееся над дном глубоководных котловин в среднем на 2 км, имеющее ширину до 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 4 тыс. Например, в Срединно-Атлантическом хребте рифт выражен глубоким, в 1—2 км, ущельем шириной 20—40 км, впервые открытым Б. Хизеном из Ламонтской обсерватории США. Внутри главного рифта находится более узкий, всего в несколько километров 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 рис.
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 рис. Длина разломов достигает км, а амплитуда вертикального смещения — от нескольких сот метров до 4 км. Величина горизонтального смещения превышает — км, за счет чего хребет изгибается наподобие буквы S.
Характерные профили рельефа рифтовой зоны срединно-океанических хребтов с различными скоростями спрединга. Неовулканическая зона ограничена символами V, а зона трещиноватости — F, отметки ГП определяют зону границы плиты.
Общий профиль Срединно-Атлантического хребта. Точками показаны осадки. Типичные профили осевой части рифтовой зоны. Литвин, 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 рис.
Трансформный разлом. Глубоководные котловины расположены между континентальными окраинами и срединно-океаническими хребтами и подразделяются на три типа: 1 плоские и слабохолмистые равнины; 2 подводные возвышенности; 3 подводные одиночные горы и группы гор. Плоские абиссальные равнины в глубоководных котловинах встречаются во многих океанах, они обладают очень ровным дном, шириной до 2 тыс.
Дно таких котловин покрыто овальными холмами высотой до 1 км и диаметром 10—50 км, частично погребенными под осадочным чехлом.
Холмы часто располагаются группами и реже поодиночке. 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 рис.
Такие плосковершинные горы — гайоты были открыты в г. Хессом и особенно распространены в северо-западной части Тихого океана. Образование гайота. I — вулканический остров; I I — срезание морской абразией вершины острова; III — опускание океанского дна. 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 г. Окраины первого 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 второго типа характеризуются наличием расчлененного рельефа, присутствием глубоководных желобов, островных дуг с активным вулканизмом и высокой сейсмичностью, иногда окраинных морей, высокой тектонической активностью и присутствием наклоненной от глубоководного желоба под континент зоны гипоцентров очагов землетрясений до глубины 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 рис.
В морфологии таких окраин выделяется шельф , непосредственно примыкающий к суше и представляющий собой очень мелкое до м дно океана или моря рис. Ширина шельфа, как, например, в Северном Ледовитом океане, может достигать и более км. Иногда глубина так называемого высокого шельфа достигает — м.
Внешняя граница шельфа очерчена четким перегибом рельефа дна, или бровкой шельфа рис. 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 — зандры см. 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.
Пассивная континентальная окраина: 1 — суша, 2 — океан, 3 — шельф, 4 — континентальный склон, 5 — континентальное поднятие, 6 — морские осадки, 7 — континентальные осадки, 8 — базальты, 9 — каменная соль, 10 — рифтовый массив, 11 — направление смещения блоков, 12 — листрические сбросы, 13 — континентальная кора.
Профили рельефа атлантических континентальных окраин Северной и Южной Америк В. Типичные профили рельефа континентального шельфа В. Шельф: I — гляциальный 1 — прибрежное мелководье; 2 — продольный желоб; 3 — банка внешнего шельфа; 4 — внешняя часть шельфа , II — нормальный зоны: 1 — прибрежная, 2 — средняя, 3 — внешняя , III — с коралловыми постройками 1 — поверхность шельфа; 2 — коралловые рифы.
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 распространены преимущественно по периферии Тихого океана, в восточной части Индийского океана и характеризуются прежде всего сильно расчлененным рельефом рис. 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 рис.
Самая большая глубина, измеренная с корабля «Витязь» в Марианском желобе, составляет м и в желобе Тонга — 10 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. Активная континентальная окраина: 1 — континентальная кора, 2 — океаническая кора, 3 — литосфера, 4 — астеносфера, 5 — аккреционный клин, 6 — островная дуга, 7 — окраинное море, 8 — первичный магматический очаг, 9 — суша континента, 10 — глубоководный желоб.
Профили рельефа переходных зон северо-западной части Тихого океана В. 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.
За островной дугой располагается так называемое окраинное море , отделяющее островную дугу от континента. 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 Америк, 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 так называемой сейсмофокальной зоной Беньофа, достигающей глубин — 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 элемент рельефа не является случайным и полностью вписывается в современную геологическую теорию — тектонику литосферных плит. Волны, воздействуя на берега, с одной стороны, разрушают их, а с другой — способствуют аккумуляции материала, формируя широкие и протяженные пляжи.
Если волна подходит к обрывистому берегу и пляжи отсутствуют или они очень узкие, то она всей своей массой обрушивается на берег, разрушая его.
На берег в этом случае воздействует ряд факторов: 1 удар многотонной массы воды, содержащей песок, гальку и даже валуны; 2 сжатие воздуха в порах и полостях породы, который разрывает их подобно взрывчатому веществу.
Сила удара крупных волн достигает десятков тонн на квадратный метр, что способно разрушить прочные породы и бетонные сооружения набережных, пристаней, молов.
Многократные удары волн в конце концов выбивают нишу в основании крутого берега, называемую волноприбойной. Когда ниша становится слишком глубокой, нависшие над ней части крутого склона обрушиваются, обломки раздробляются волнами и превращаются в гальку и песок. В то же время начинает формироваться новая волноприбойная ниша и берег отступает рис. Схема развития и основные элементы абразионного берега: а. Образование волноприбойной ниши: I, II, III — стадии отступания берега; 1 — клиф; 2 — волноприбойная ниша; 3 — пляж; 4 — бенч; 5 — прислоненная подводная аккумулятивная терраса.
Спрямление береговой линии волновой эрозией. А — до спрямления: 1 — суша, 2 — залив, 3 — море. Б — начальная стадия спрямления: 4 — песчаный пляж в заливе, 5 — обрывы. В — конечная стадия спрямления: 6 — песчаный пляж; 7 — береговые обрывы клифы ; 8 — скалы в море.
Крутой, почти отвесный берег называется клифом. Вместо отступающего обрыва формируется наклоненная к морю подводная абразионная терраса, или бенч , состоящая из коренных скальных пород, иногда покрытых тонким слоем гальки и песка. Но основная масса разрушенного материала уносится водой глубже подводной абразионной террасы, образуя подводные аккумулятивные террасы. Скорость абразии клифа может колебаться от нескольких сантиметров до нескольких метров в год, в зависимости от прочности горных пород.
Помимо разрушительного действия, волны обладают возможностью аккумуляции осадков, образования пляжей. Набегающая волна несет с собой гальку и песок, которые остаются на берегу при отступании волны. Волна разрушается при глубине прибрежного дна в 1,5 раза больше высоты волны, и скорость набегания волны в этот момент резко возрастает рис. Строение пляжа: 1 — верхний пляж; 2 — нижний пляж; 3 — береговой вал; 4 — подводный бар.
Летом пляж расширяется, зимой сокращается. В момент приближения к отмелому берегу форма волны, например зыби, т. Естественно, высота волны при этом как бы растет, а ее гребень обрушивается, причем обрушение происходит в виде ныряющего, стекающего или выступающего типов см. Исходя из формы волны в открытом океане, можно предсказывать характер обрушения на пляжи, что имеет важное практическое значение.
Короткие и высокие волны, набегая на отмелый берег, забуруниваются на глубинах в несколько метров, откладывая песчаный материал под водой в виде подводного песчаного вала , который, разрушаясь, со временем может примкнуть к пляжу. Подводные валы хорошо маркируются разбивающимися над ними волнами.
Иногда подводный аккумулятивный вал, вырастая, выступает из воды, протягиваясь параллельно берегу иногда на десятки километров. Такие валы называются барами. Классическим примером протяженного на км бара является Арабатская стрелка у Восточного побережья Крыма, отделяющая Азовское море от Сивашского залива.
Бары отшнуровывают от океана пространство воды, называемое лагуной. Знаменитый курорт Майами-Бич выстроен на песчаном баре, за которым находятся лагуна и собственно побережье Флориды.
Если волны низкие и длинные, то, набегая на берег и неся с собой песок и гальку, они формируют пляж или, точнее, нижний пляж , у которого хорошо выражены верхний уступ и фас пляжа. В зимнее время, когда часто штормит, а высота волн увеличивается, образуется верхний пляж с несколькими уступами, или бермами , и подводный вал при этом перемещается ближе к берегу, а летом, при более спокойном океане и невысоких волнах, подводный вал отступает мористее.
Со стороны моря берма ограничена четким уступом, который называется гребнем бермы. Это линия наивысшего заплеска волн при нормальном волнении 3—4 балла. Пляжи бывают не только песчаные, они могут быть образованы галечниками, валунами, раздробленным ракушняком, известковым биогенным материалом, как, например, на пляжах тропической зоны.
Пески на пляжах, особенно на фасах, как правило, хорошо отсортированы, на бермах — хуже. В отложениях пляжа развита почти горизонтальная слоистость, а в барах и подводных валах — косая слоистость. Поведение песка и гальки на пляже определяется характером набегания волны. Там, где сулой встречается с волнами за зоной прибоя, происходит забурунивание волн, поэтому такие участки хорошо видны. Пловцу, по неопытности попавшему в сулой, не имеет смысла, напрягая все силы, плыть против течения.
Надо либо пересечь сулой поперек, т. Разрывные течения сулой переносят материал от берега в море, а волны — либо к берегу, либо от него. Если волна невысокая и пологая, то песок перемещается в сторону берега, потому что он перемещается в нижнем слое воды, а крутые волны, наоборот, транспортируют песок от берега.
Образование разрывного течения сулоя при наличии вдольбереговых течений. Если волны косо подходят к берегу, то и забурунивание волн происходит последовательно, также в косом направлении, а вдольбереговые течения направлены в сторону движения волн, в то время как сулой перекрывает это течение, параллельное берегу рис.
Вдольбереговые течения переносят во взвешенном состоянии много материала перед зоной прибоя. Кроме того, песок и галька перемещаются по пляжу по некоторым кривым, т. С каждой новой волной частицы песка смещаются по пляжу все дальше и дальше. Крупные гальки и валуны перемещаются на меньшее расстояние по сравнению с мелкими гальками и песком. Перенос песка вдоль пляжа и перемещение взвешенного материала в воде вдоль берега в зоне прибоя. Уровень воды вдоль пляжа не остается постоянным, а под влиянием волн либо повышается волновой нагон , либо понижается волновой сгон , и разрывные течения компенсируют эти неровности уровня.
Более сложная картина формирования аккумулятивных форм наблюдается в случае с изрезанным рельефом берега рис. Преломление волн у берега, изрезанного бухтами. Черные стрелки показывают концентрацию волновой энергии на выступах берега.
Если у берега имеются заливы, эстуарии, то постепенно их устьевые части перегораживаются песчаным валом, как дамбой, и образуется пересыпь , хорошо известная нам по одесскому побережью.
Она возникает потому, что при косом набегании волны у излома берега, как бы в зоне его «тени», начинает накапливаться песок, образуя косу , которая, удлиняясь, соединяется с другим берегом залива. Такой же процесс происходит, если недалеко от берега находится остров.
Волны, огибая остров, заставляют часть пляжа как бы вырастать в сторону острова, и, когда песчаная коса соединится с островом, образуется перемычка, перейма , или томболо рис. Формирование томболо — перемычки между берегом и островом. Нередко песчаные косы выдвигаются далеко в море. Такими примерами могут быть Аграханская коса 45 км в Каспийском море к северу от Махачкалы или Тендровая коса в Черном море длиной до км.
Чтобы предотвратить размыв пляжа его укрепляют бетонными плитами рис. Защита пляжа от размывания волнами. Стрелки указывают направление перемещения материала на пляже. Придонные течения являются мощным фактором эрозии и переотложения осадков в глубоководных котловинах, что приводит к неполноте геологической летописи осадков и выпадению из разряда горизонтов отложений.
Придонные течения связаны с перемещением холодных плотных вод, которые подчиняются рельефу океанского дна и, подвергаясь воздействию ускорения Кориолиса, естественно, отклоняются в своем движении и смещаются, например, в Северном полушарии к западу, если они текут с севера на юг. Так как придонные течения следуют изгибам рельефа, т.
Перенос взвеси осуществляется двумя главными способами. Количество взвеси начинает увеличиваться примерно в 1,5 км над дном, а на уровнях 50— м от дна ее количество увеличивается во много раз. Непосредственно над дном в пределах нескольких сантиметров песчаная фракция передвигается сильными течениями с высокими скоростями.
В другом случае наблюдаются «облака» очень тонкой взвеси, названные нефелоидными слоями облаками взвеси. Они поднимаются над дном на несколько сот метров и медленно передвигаются течениями. Оседая на дно, они могут быть снова взмучены придонными течениями. Придонные течения вызывают образование знаков ряби, шлейфов, борозд размыва, которые раньше считали индикаторами мелководья рис. Эти формы донного рельефа образуются при сравнительно медленных течениях.
Если скорость увеличивается, то возникают более масштабные формы рельефа — гигантские знаки ряби и волны, асимметричные в поперечном сечении, как пустынные барханы. Сторона, обращенная к направлению течения, более пологая, а против — более крутая. Даже небольшие скорости заставляют перемещаться неконсолидированные песчаные или илистые отложения. Знаки ряби и образование иероглифов.
Формирование углублений за счет вращения более крупных обломков или песчинок: А — план, Б — поперечный разрез; 4 — иероглифы в перевернутом пласте песчаника, подошва пласта — сверху.
Черные стрелки указывают направление движения воды. В океанах известны крупные аккумулятивные формы рельефа в виде волн осадков и песчаных валов, высота которых достигает м. Например, в экваториальной части Тихого океана находятся поля высоких песчаных волн наподобие дюн. В Северной Атлантике, южнее Исландии, выявлены протяженные, до нескольких сот км, осадочные валы: Бьерн, Хаттон, Фени и др.
Такие валы формируются между струями придонных течений, двигающихся в противоположных направлениях. При этом максимальная концентрация взвеси приходится между двумя струями течений, и там же наблюдаются минимальные скорости течений, при которых взвесь может осаждаться, образуя вал высотой в десятки метров.
Уровень океана в настоящее время медленно повышается. Подъем его начался около 15 тыс. За это время уровень океана повысился на м, перекрыв те участки суши, которые в настоящее время являются шельфом. В геологическом прошлом, как сейчас установлено, уровень океана также изменялся, то понижаясь, то повышаясь. Вейл и др. Когда уровень океана понижается, на шельфе происходит эрозия, а когда повышается — осадочные отложения перекрывают шельф, распространяясь в более мелководные участки.
В разрезе осадочных толщ возникают перерывы, анализ которых на сейсмопрофилях и позволяет восстанавливать колебания уровня океана в геологическом прошлом. Поскольку объем воды в океанах за фанерозойское время, т. Первая кривая эвстатических колебаний уровня океана за последние млн лет была построена П. Вейлом в г. Самый высокий уровень океана — м — был в позднем мелу, а самый низкий — — м — в олигоцене, 29 млн лет назад, когда сформировался Антарктический ледниковый щит, отняв воду из океанов рис.
Повышение уровня океана в позднем мелу было связано с ростом срединно-океанических хребтов. Изменение емкости океанических и морских впадин является одной из главных причин колебаний уровня океана в геологическом прошлом. Изменение уровня океана для последних 65 млн лет и распределение несогласий главных и второстепенных в зависимости от изменений уровня по П. Шкала изменений уровня — в относительных единицах, циклы перерывов третьего порядка показаны штриховой линией.
Важное значение имеют и гляциоэвстатические регрессии. Во время таяния последнего позднеплейстоценового ледника, начавшегося 17 тыс. Уровень океана может меняться в результате изменения температуры, солености и плотности воды. Колебания плотности воды изменяют уровень океана не более чем на 10 м.
Изменение уровня моря за последние 40 тыс. Хэнсому, Изучение эвстатических колебаний имеет большое практические значение, т. Клиге, на км 3 ежегодно. Этот процесс тесно связан с современным потеплением климата. В океанах и морях накапливаются исключительно разнообразные осадки, роль которых в формировании земной коры во все времена была чрезвычайно велика. Масса осадочного материала — около 3 млрд т — ежегодно поступает в океаны. Роль биогенного осадконакопления еще совсем недавно явно недооценивалась.
Материал, растворенный в океанических водах, усваивается биосом, который фильтрует океанские воды. Всего полгода требуется для того, чтобы биос профильтровал через себя всю воду Мирового океана.
Накопление осадков в океанах контролируется разнообразными факторами, к которым относятся поступление материала с суши, климатическая зональность, характер течений, глубина бассейна, соленость, биопродуктивность поверхностных вод и др.
Распределение осадочного материала в современных океанах весьма неравномерно. Имеются участки на дне, где мощность отложений нулевая в результате размыва, и вместе с тем на пассивных окраинах у континентального склона мощность осадков достигает 15 км. Средняя мощность осадочной толщи Мирового океана, по данным А.
Лисицына, составляет м. В пелагиали океанов не встречаются осадки мощностью более 1 км. Терригенные, образующиеся за счет разрушения горных пород суши и последующего их сноса реками в океаны.
Биогенные, формирующиеся на океанском дне за счет отмерших организмов, главным образом их скелетов. Хемогенные, связанные с выпадением из морской воды некоторых химических элементов. Вулканогенные, накапливающиеся в результате извержений как на самом океаническом дне, так и за счет тефры, приносимой ветрами после вулканических извержений на суше.
Существующие в современных океанах физико-географические обстановки, обусловленные глубиной и определяющие характер осадконакопления, подразделяются на несколько типов рис.
Области в океанах, отличающиеся разными условиями осадконакопления. Литоральные, или прибрежные, осадки образуются в приливно-отливной и прибойной зонах. Неритовые, или сублиторальные, осадки зоны шельфа Nerita — моллюск, широко распространенный в этой зоне до глубин , редко м. Батиальные осадки приурочены ко всем элементам континентального склона, включая его подножие. Абиссальные осадки связаны с глубоководными котловинами океанов.
Это так называемая циркумконтинентальная зональность , т. На характер накопления также влияет мировая климатическая зональность толщи воды в океанах, определяемая рельефом дна, стратификацией воды по солености, плотности и температуре. Все эти факторы, действующие одновременно, и контролируют современную картину накопления осадков в Мировом океане. В прибрежной , или литоральной , зоне , покрывающейся водой во время приливов, формируются осадки, непосредственно связанные с береговой зоной, в зависимости от строения которой они быстро изменяются по простиранию.
Для этой зоны у приглубого берега характерны крупные глыбы, гравий, галька, валуны, разнозернистые пески. На отмелом берегу формируются песчаные и реже галечные пляжи. Если берега совсем низкие и затопляются высокими приливами, то образуются болотистые, заросшие травой равнины — марши — или илистые побережья — ватты. В тропиках на низменных берегах, затопляемых приливами, образуются мангровые заросли , корни деревьев которых возвышаются на 1—2 м над дном.
В прибрежной зоне, подверженной деятельности волн, растения, как правило, обладают толстой корой, чтобы противостоять ударам. В области шельфа , или сублиторали , т. Вынос материала реками — главный источник поступления терригенного материала в область шельфа, хотя какая-то его часть «проскакивает» шельф и сгружается уже на континентальном склоне. Действие маргинальных фильтров приводит к тому, что в морях господствуют не взвешенные, а растворенные формы элементов в отличие от рек , потребляемые планктоном и переводимые с помощью этого механизма в биогенную взвесь.
Последние исследования показали, что биогенного вещества в океане в раз больше, чем терригенного, приносимого реками. Маргинальные фильтры р. В области маргинальных фильтров происходит весьма значительное накопление осадочного материала, под весом которого земная кора прогибается.
Следует отметить, что глобальные колебания уровня моря в недавнем геологическом прошлом переводили рыхлые отложения шельфа и маргинальных фильтров путем процесса лавинной т.
Многочисленные исследования А. Почти весь сносимый с суши материал оседает и улавливается этими участками фильтрами , поэтому прежние представления о механическом разносе взвешенных в морской воде частиц, снесеных с суши, в настоящее время не находят подтверждения. Реальный вклад материала речного стока в осадконакопление в океане оказывается в 10 раз ниже, чем предполагалось раньше, и не превышает 1,5 млрд т в год. Следует отметить, что примерно такое же количество материала поступает в океаны за счет эолового и ледового разноса, но концентрируется соответственно в разных климатических аридных и полярных зонах.
Глубоководное терригенное осадконакопление обеспечивается за счет разноса материалов размыва суши. Главными процессами при этом, как уже говорилось, являются: транспортировка, отложение и переотложение.
Терригенный материал поступает в океаны не только при помощи течения рек, но и за счет таяния айсбергов и попадания на дно ледниковых отложений, содержащихся в айсберге, и разноса пылеватого материала эоловыми процессами. Материал, выносимый реками, как правило, сгруживается на шельфе в сублиторальной или неритовой области и редко выносится в более глубоководные батиальные области континентального склона и тем более абиссальных котловин.
Однако отложившийся на шельфе материал может перемещаться в более глубоководные части океана за счет сползания осадков с бровки шельфа, лавинной седиментации и так называемых гравитационных потоков , которые возникают за счет действия силы тяжести.
По выражению А. Лисицына, материковый склон Мирового океана — гигантская фабрика гравипотоков. В настоящее время, по Г. Мидлтону и М. Хамптону, выделяются 4 типа гравитационнных потоков: 1 турбидные, 2 грязекаменные, 3 зерновые и 4 разжиженного осадка, среди которых наиболее распространен первый тип рис. Классификация подводных гравитационных потоков по G. Middleton, M. Hampton, Турбидные потоки — это суспензия осадочного материала, отличающаяся от окружающей воды большей плотностью, которая заставляет эту суспензию двигаться в виде потока при наличии даже незначительного уклона, и характеризующаяся сильной внутренней турбулентностью.
Турбидные потоки переносят огромные массы осадочного материала с мелководного шельфа в область континентального склона, его подножия и даже части абиссальных котловин.
Турбидный поток возникает в результате оползания или срыва водонасыщенного, слабо консолидированного осадка. Гидравлика турбидных потоков по лабораторным экспериментам в лотках. Волна турбидного потока, наблюдавшаяся в горизонтальном канале после спуска суспензии из шлюзовой камеры в одном его конце. Стационарный однородный турбидный поток вниз по склону g. Средняя скорость потока u зависит от толщины потока d, разности плотностей, сил трения на границе с дном fо и с вышележащей водой f1.
Характер движений внутри и вокруг головной части турбидного потока. Схема расчленения турбидного потока на головную часть, тело и хвостовую часть по G. Классическим примером был мутьевой поток, вызванный землетрясением 19 ноября г. Все это было установлено благодаря исследованиям американских океанологов Б. Хизена и М. Турбидные потоки возникают в результате землетрясений, вызывающих оползание илов; понижения уровня моря; возникновения гравитационной неустойчивости илов при накоплении их на склоне и достижения определенной мощности.
Часто турбидные потоки тяготеют к подводным каньонам, прорезающим континентальный склон и являющимся продолжением речных долин. Турбидные потоки образуют у подножия континентального склона огромные подводные конусы выноса, или фены , распространяющиеся и в область абиссальных котловин.
Из турбидных суспензионных потоков образуются осадочные отложения, называемые турбидитами , игравшие исключительно важную роль в геологическом прошлом и образующие мощные ритмично построенные так называемые флишевые толщи пород, широко развитые на пассивных континентальных окраинах рис.
Деформированная флишевая тонкослоистая толща турбидиты. Канада, Галифакс; фото A. Наиболее важным свойством турбидитов является их градационная слоистость , образующаяся при постепенном осаждении из суспензии сначала крупных частиц, а затем все более и более мелких, вплоть до глинистых размером 0,01 мм рис. Таким образом формируется цикл Боума , или ритм рис. При новом турбидном потоке цикл повторяется, и так может происходить сотни тысяч раз, в результате чего образуется флишевая толща пород с многократно повторяющимися ритмами.
Образование градационной слоистости во флишевых отложениях. Образуется один ритм. Идеализированная последовательность слоев турбидита, часто именуемая циклом Боума от А. Боума, впервые установившего его связь с турбидным потоком. О том, что на дне Тихого океана есть горы, ученые узнали давно, еще во времена экспедиции «Челленджера».
Однако первое подробное описание этих гор — возвышений океанского дна с крутыми склонами, имеющих в плане округлую или эллиптическую форму форму абиссальных холмов конусообразна , высотой в километр и более, — появилось лишь в году.
С тех пор океанологи и морские геологи нанесли на карту и описали несколько тысяч подводных гор. Обособленные подводные горы — одна из типичных черт пейзажа Тихоокеанской впадины. А сама впадина вдоль и поперек иссечена подводными валами, хребтами, поднятиями — границами океанских котловин, называемых обычно по наземным формам рельефа, поблизости от которых они находятся Марианская, Чилийская, Панамская и т.
На карту Тихого океана нанесены десятки подводных хребтов и горных цепей. Крупные подводные хребты называются, как правило, по наименованиям островов или частей материка, лежащих на противоположных концах этих хребтов. Таковы хребты Кюсю-Палау, Курило-Камчатский, поднятие Маркус-Неккер, огромная горная страна, размеры которой сопоставимы с крупнейшими хребтами материков, названная по островку Неккер, «левофланговому» в Гавайском архипелаге, и крохотному коралловому островочку Маркус в северо-западной части Тихого океана.
Часть подводных валов, хребтов, гряд, вершинами которых являются «надводные» острова и архипелаги, получила название по этой надводной части. Каждый подводный хребет, каждая группа гор, каждый архипелаг, являющийся надводною частью этих гор, имеют колоссальный вес, непрерывно давящий на кору Земли.
Многие большие архипелаги окаймлены под водой валами, чья ширина достигает пятисот, а то и тысячи километров. От валов основания островов отделяют неглубокие рвы. Зато глубина рвов, а точнее, желобов, прилегающих к дугам островов, достигает многих километров. Желоба эти являются самыми глубокими «ямами» на поверхности нашей планеты, и именно в Тихом океане находятся все десять наибольших глубин Мирового океана, превышающих метров, включая максимальную, 11 метра.
Связь глубоководных желобов и островных цепочек была замечена давно: и острова, и желоба имеют очертания в виде правильных дуг, обращенных выпуклостями к центру океана; и те, и другие расположены в «переходной зоне», на границе между материками и океанами. Самые длинные островные дуги и самые глубокие желоба имеет самый большой океан Земли — Тихий.
Между чилийскими городами Вальпараисо и Антофагаста находятся самые высокие вершины Анд: гора Аконкагуа метров и гора Льюльяльяко метра. В каких-нибудь десятках километров от них лежат наибольшие глубины Чилийского желоба близ Антофагасты — метров.
Перепад высот достигает здесь 15 метров — на целых 15 километров вздымаются в горные вершины суши над близлежащими впадинами океанского дна! С глубоководными желобами связаны и подводные зоны разломов, формы рельефа, по масштабам не имеющие аналогии на суше.
Они тянутся на несколько тысяч километров в длину в ширину имеют и даже километров и являются самыми «прямолинейными» элементами рельефа нашей планеты Особенно ярко эта связь проявляется в восточной части Тихого океана близ побережья Американского континента, окаймленного Перуанским, Чилийским и Центрально-Американским желобами — здесь открыто около десятка зон разломов.
Эти зоны «сопрягаются» не только с подводными пропастями — глубоководными желобами, но и с подводными поднятиями и хребтами. В первую очередь — это Восточно-Тихоокеанский хребет или, как его еще называют, Восточно-Тихоокеанское поднятие. Восточно-Тихоокеанское поднятие — это гигантская страна на дне океана, простирающаяся от Новой Зеландии до побережья Мексики.
Над окружающими пространствами океанского ложа она возвышается на один, два, а местами три километра. Ширина подводной страны порой превышает километров, а общая длина ее равна 15 километров. По площади она сопоставима с материками вроде Северной или Южной Америки и превосходит Европу и Австралию вместе взятые. Восточно-Тихоокеанское поднятие четко делится на три части. Южная часть простирается от й параллели южной широты до параллели острова Пасхи, 27 градуса южной широты.
Средняя часть тянется от этой параллели до экватора, северная, называемая также поднятием или плато Альбатрос, — от экватора до мыса Корриентес, где начинается Калифорнийский залив. И, видимо, это подводное поднятие находит свое продолжение на суше. Гребень же и восточный склон пересекают Мексику, и здесь местность изобилует вулканами и поднимается в виде высокого плато.
Дальше на север Поднятие внедряется в Колорадское плато, и все западные штаты, от Калифорнии до Юты и от мексиканской границы до Орегона, расчленены на хребты высотой футов и на долины. Таким образом, топография этой части материка характеризуется выпуклостью примерно такой же величины, как и на дне океана: такие же нагорья типа плато существуют и в Восточной Африке». После того как подвели итоги исследований Международного геофизического года, стало ясно, что на дне Тихого океана вулканов гораздо больше, чем на всех материках вместе взятых, — и это было одним из самых поразительных открытий нашего века.
Более того: деятельность подводных вулканов более активна, чем надводных! Все — или почти все — подводные горы, находящиеся на дне, являются вулканами, действующими или потухшими. Подводные вулканы вместе с вулканами суши образуют единую планетарную систему, получившую название Тихоокеанского огненного кольца. Страна без ног «Украина поднимется с колен.
