Авиационно инженерство Административно право Административно право Беларус Алгебра Архитектура Безопасност на живота Въведение в професията „психолог” Въведение в икономиката на културата Висша математика Геология Геоморфология Хидрология и хидрометрия Хидросистеми и хидравлични машини Културология Медицина Психология икономика дескриптивна геометрия Основи на икономически т Oria професионална безопасност Пожарна тактика процеси и структури на мисълта, Професионална психология Психология Психология на управлението на съвременната фундаментални и приложни изследвания в апаратура социалната психология социални и философски проблеми Социология Статистика теоретичните основи на компютъра автоматично управление теория на вероятностите транспорт Закон Turoperator Наказателно право Наказателно-процесуалния управление модерна производствена Физика Физични феномени Философски хладилни инсталации и екология Икономика История на икономиката Основи на икономиката Икономика на предприятията Икономическа история Икономическа теория Икономически анализ Развитие на икономиката на ЕС Спешни ситуации ВКонтакте Однокласници Моят свят Facebook LiveJournal Instagram
border=0

Мегарелеф на коритото на океаните

Двата основни елемента на релефа и структурата на вътрешните региони на океаните са средно-океанските хребети и абисалните равнини, които ги усложняват.

Средно-океански хребети

Въпреки че Средноатлантическият хребет е бил открит още през 30-те години на нашия век, едва в края на 50-те години се оказва, че той е само една от връзките на световната система на средно океанските хребети, прониквайки във всички океани и с обща дължина около 60 хиляди. км. Ширината на диапазоните варира от много стотици до 2 000–4 000 км.

Средноатлантическият хребет има най-голяма причина да бъде наречен среден, тъй като е почти на същото разстояние от континентите, граничещи с океана. В Северния ледовит океан е продължение на хребета. Gakkel. На изток тя лежи на континенталния склон на морето Лаптев, но в рамките на това шелфово море продължава с погребан рифен грабен. На крайния юг на Атлантическия океан. Вилица Bouvet, Mid-Atlantic Ridge. Краткият клон на запад-югозапад, наречен американо-антарктически, се отклонява от него на запад и може да се проследи до южния край на южната дъга на Сандвич Айлънд, където се прекъсва от разлом на трансформация. Другият клон, Афро-Антарктическия хребет, се простира в североизточната посока между Африка и Антарктика и преминава в югозападния индо-американски хребет. Последният почти в центъра на Индийския океан се артикулира с две други средни хребета на този океан - Арабско-индийския хребет, простиращ се на север, и билото на Югоизточния Индийски океан. Югоизточният Индо-океански хребет преминава в австралийско-антарктическия хребет, а вторият на юг. Тасмания - в южната част на Тихия океан. Последният се заменя на североизток от меридионалния изток на Тихия океан, който заема в Тихия океан не средна позиция, а позиция силно изместена на изток. В северната посока това издигане все повече се приближава към американското крайбрежие и в крайна сметка отива в Калифорнийския залив, откъснато на върха от разлома Сан Андреас, и потъва в континента Северна Америка. Разломът на Сан Андреас продължава на север-северозапад и излиза в океана на нос Мендочино, като се присъединява към едноименния разлом на ширината. На север от този разрив отново се появява хребет от среден тип в океана; в южната му част се нарича xp. Gorda, а на север - m. Хуан де Фука; на подходите към залива на Аляска, последният най-накрая е отрязан от разрив. Остава да се добави, че на юг, срещу крайбрежието на Чили, клонът се простира от източното тихоокеанско издигане на югоизток, наречен Западно-чилийски издигане; на крайния юг на Чили, той отива под южноамериканския континент.

В структурата на средно-океанските хребети обикновено се разграничават три зони - аксиалната зона, най-вече представена от рифтовата долина (грабен), билната зона от двете страни на тази долина с силно разчленен релеф, а зоната на фланговете или склоновете на билото постепенно намалява в посока към съседните абисални равнини. ,

Различните долини, простиращи се по осите на хребетите и представляващи осите на активно разпръскване, имат дълбочина 1–2 km и широчина няколко километра. Те имат структурата на сложни грабени, с редица стъпки, които се спускат до центъра на долината. В дъното на рифтовите долини има многобройни участъци от пукнатини, центрове на вулканични издигания. Хидротермите са открити от двете страни на младите вулканични центрове, първо в Червено море, след това в Тихия океан и по-късно в Атлантическия океан. Тези хидротерми нанасят сулфиди, сулфати и оксиди на метали (цинк, мед, желязо, манган и др.), Образувайки клъстери, достигащи до десетки метра височина, което може да има сериозно индустриално значение в бъдеще.

Вълните на разломите не се наблюдават през средните океански хребети. Изтокът от източната и южната част на Тихия почти цялата им дължина няма такива долини; вместо това върху разпръскващата ос са хорсти, извисяващи се над зоните на билото. Отсъствието на рифтови долини и появата на аксиални хорсти вместо тях обикновено са свързани с висока степен на разпръскване (> 8 cm / g) и обилно генериране на магма, при което оста на билото няма време да се спусне при случайно изпразване на магмената камера.

Освен увеличения топлинен поток и вулканична активност, аксиалните зони на средно океанските хребети се отличават със сеизмична активност, като същевременно са сеизмични зони. Но фокусите на земетресенията, механизмът на които показва стречинг, не лежат по-дълбоко от 30 км, което съответства на максималната дебелина на литосферата под средните хребети, а освободената енергия е с почти порядък по-малка от максималната енергия на земетресенията, настъпили на конвергентните граници на пластината.
Ринговите зони на средно-океанските хребети заемат ленти от двете страни на рифтовите долини или осеви Hirsty широки в първите стотици километри. Като правило те се различават по силно разчленен релеф и блокова тектоника и се състоят от редуване на по-високи и по-малко повишени линейни блокове, разчленени от субвертични разломи. В билните зони все още се запазва сеизмичната активност. Появява се седиментна обвивка, но тя се разпределя периодично, запълвайки „джобовете” на по-потопени блокове, а мощността й обикновено се измерва само на десетки метра. По отношение на възрастта, седиментите не са по-стари от късния миоцен (около 10 млн.).

Заградените зони (склонове) на средно-океанските хребети са техните най-широки зони, измерени с много стотици и дори хиляди километри. В тези зони се наблюдава плавно спускане на релефа по посока на абисалните равнини. Склоновете на средните хребети са почти асеизмични. Седиментната обвивка тук вече е развита навсякъде, възрастовият й диапазон се увеличава до олигоцена включително, мощността постепенно нараства по посока на абисалните равнини на стотици метри.

Преобразувайте грешките

Средно-океанските хребети и в по-малка степен абисални равнини се разрязват, по правило, перпендикулярно на техния удар, с разломи, които през 1965 г. получават името на трансформация от J. Wilson . Тези разломи разделят средните хребети и разпръскващите оси на отделни сегменти, които са изместени в план по отношение на всеки друг. Амплитудата на изместване е на стотици километри и може да надвишава 1000 km за единичен разлом (разлома Мендочи в североизточната част на Тихия океан). Земетресенията възникват по тези разломи само в зоните между осите на разпръскване. Извън сеизмично активните зони трансформационните разломи са мъртви и представляват само следи от предишни измествания, записани в древната кора.

Абисални равнини

Абисалните равнини от заеманата от тях площ са преобладаващият елемент от структурата на океанското дъно, заемайки пространството между средните хребети и континенталните подножия. Те са подплатени от кората от пред-олигоценската възраст и имат дълбочина от 4000 до 6000 м, с изключение на трансформационните улуци, които току-що са били нарязани по-горе. Кората в абисалните равнини съответства на нормалното за типа на океаните и като цяло се поддържа в дебелина, с изключение на това, че седиментният пласт по посока на континенталния крак постепенно се увеличава в дълбочина поради появата на все по-древни хоризонти до върховете на средната юра (Bat Callov). ) в Атлантическия и Тихоокеанския океан, както и вследствие на получаването на отпадъци и вулканични материали от сушата, по-специално по еоловия път. Срещу устията на големи реки - Амазонка, Нигер, Конго, Инд и особено Ганг и Брахмапутра на върха на Бенгалския залив и някои други - мощни конуси за премахване на делтите се наслагват върху нормалната океанска кора. Тяхната мощност може да достигне няколко километра и значителна роля в добавянето имат турбидитите.

Някои абисални равнини, особено в Атлантическия и Индийския океан, имат почти идеален плосък релеф, поради факта, че често наблюдаваните повърхностни неравности на акустичната основа са затегнати тук с доста дебел слой от валежи. Другите равнинни равнини, главно в Тихия океан, се характеризират, напротив, с хълмист релеф, обикновено пряко отразяващ неравностите на покрива на сутерена, т.е. базалтов слой, който се е появил още по време на формирането и развитието му на средния гребен.

Вътрешни коти и хребети

В допълнение към средните океански склонове в океаните, все още има голям брой големи подводни възвишения и хребети с различен произход, които разделят дълбоководните басейни. Тези издигания на океанското дъно имат разнообразна форма. Някои от тях са повече или по-малко изометрични, овално-закръглени, например Бермудски - в Атлантическия океан. Някои от тях за плоския терен, образуван от седиментния слой, се наричат ​​плато, например, наонто-Java плато в Тихия океан. Други са ясно линейни, простиращи се на хиляди километри с ширина от стотина километра; класически примери са Малдивите и източноиндийските вериги в Индийския океан.

За по-голямата част от вътрешнопластовите повдигания е очевидно вулканичен произход. Появата на вдлъбнати повдигания обикновено се свързва с действието на мантийни струи и горещи точки, за които типичен е алкално-базалният магматизъм, типичен за тези повдигания.

microcontinents

Първоначално значителна част от вътрешните възвишения с дебела кора принадлежат към категорията микроконтиненти, но след това сондажните и сеизмичните изследвания показват, че броят на истинските представители на тази категория структури е много ограничен. В Атлантическия океан те включват платото Rockall близо до Британските острови, банка Orfan близо до Нюфаундленд; в Индийския океан - платото Agulhas в южната част на Африка, Мадагаскар с южното подводно продължение, Сейшелите; в Тихия океан, лорд Хауи, Норфолк на изток от Австралия и Нова Зеландия с новозеландското подводно плато на изток; в Северния ледовит океан - m. Ломоносов и под голям въпрос - xp. Алфа - Менделеев. Микроконтинентите се характеризират с равен повърхностен релеф, разположен на дълбочина 2-3 км под морското равнище, но някои райони могат да се появят под формата на плитки кутии (Rokoll) или дори острови, в някои случаи (например, Lord Howe) с вулканичен произход. Специален случай е големият планински о. Мадагаскар. Микроконтинентите са подплатени от типична континентална кора, но са изтънени до 25-30 км. Седиментният капак е малко по-дебел от абисалните равнини и може да съдържа утайки преди отварянето на океана. Вулканични прояви не се наблюдават навсякъде.

Произходът на микроконтинентите изглежда съвсем ясен - те се отделят от континентите, обикновено в ранните етапи на отварянето на океана; след това оста на разпространението скочи в централната част на съвременния океан.





Вижте също:

Пещери на карстови територии

Развитието на склоновете. Понятието peneplaena, pedimenta, pediplaena и повърхности на vyrvivaniya

Континентални платформи

Форми на дефлационен и корразивен релеф

Речна и долинна мрежа. Речни басейни

Връщане към Съдържание: Геоморфология

2019 @ ailback.ru