ОСАДКООБРАЗОВАНИЕ СОВРЕМЕННОЕ ЛЕДОВОГО ТИПА

Править]Солёность озёр

Править]Солёность морей

Править]Солёность океанов

Править]Солёность по географическим объектам

Править]См. также

Править]Баррель в США

Править]«Английский» баррель

Править]Пивной баррель

Править]Почвы районов многолетней мерзлоты

Править]Распространённость и изучение

Многолетняя мерзлота (общепринятое название — вечная мерзлота, «многолетней» вечную мерзлоту впервые стала именовать петербургская географическая научная школа) — явление глобального масштаба, она занимает не менее 25% площади всей суши земного шара. Материк, где вечная мерзлота отсутствует полностью — этоАвстралия, в Африке возможно её наличие только в высокогорных районах. Значительная часть современной многолетней мерзлоты унаследована от последней ледниковой эпохи, и сейчас она медленно тает. Содержание льда в промерзлых породах варьируется от нескольких процентов до 90%. В многолетней мерзлоте могут образоваться залежи газовых гидратов, в частности — гидрата метана.

Одно из первых описаний многолетней мерзлоты было сделано русскими землепроходцами XVII века, покорявшими просторы Сибири. Впервые на необычное состояние почвы обратил внимание казак Я. Святогоров, а более подробно изучили первопроходцы из экспедиций, организованных Семёном Дежнёвым и Иваном Ребровым. В специальных посланиях русскому царю они засвидетельствовали наличие особых таёжных зон, где даже в самый разгар лета почва оттаивает максимум на двааршина. Ленские воеводы П. Головин и М. Глебов в 1640 г. сообщали: «Земля-де, государь, и среди лета вся не растаивает». В 1828 г. Федор Шергин начал проходку шахты в Якутске. За 9 лет была достигнута глубина 116.4 м. Шахта Шергина шла все время в мерзлых грунтах, не вскрыла ни одного водоносного горизонта. В 40-х годах 19-го века А. Ф. Миддендорф измерил температуру до глубины 116 м.^[1] С этого времени вопрос о существовании «вечной мерзлоты» уже всерьез не поднимался.

Термин «вечная мерзлота» как специфическое геологическое явление был введён в научное употребление в 1927 году основателем школы советских мерзлотоведовМ. И. Сумгиным. Он определял его как мерзлоту почвы, непрерывно существующую от 2 лет до нескольких тысячелетий^[2]. Слово «мерзлота» при этом чёткого определения не имело, что и привело к использованию понятия в различных значениях. Впоследствии термин неоднократно подвергался критике и были предложены альтернативные термины: многолетнемёрзлые горные породы и многолетняя криолитозона, однако они не получили широкого распространения. По длительности существования мерзлого состояния пород принято подразделять «родовое» понятие «мерзлые породы» на три видовых понятия:

· кратковременномёрзлые породы (часы, сутки),

· сезонномёрзлые породы (месяцы),

· многолетнемёрзлые породы (годы, сотни и тысячи лет).

Между этими категориями могут быть промежуточные формы и взаимные переходы. Например, сезонномерзлая порода может не протаять в течение лета и просуществовать несколько лет. Такие формы мерзлой породы называются «перелетками»^[3]

65% территории России — районы многолетней мерзлоты^[4]. Наиболее широко она распространена в Восточной Сибири и Забайкалье.

Самый глубокий предел многолетней мерзлоты отмечается в верховьях реки Вилюй в Якутии. Рекордная глубина залегания многолетней мерзлоты — 1 370 метров — зафиксирована в феврале 1982 года.

Учёт многолетней мерзлоты необходим при проведении строительных, геологоразведочных и других работ на Севере.

Многолетняя мерзлота создаёт множество проблем, но от неё есть и польза. Известно, что в ней можно очень долго хранить продукты. При разработке северных месторождений мерзлота, с одной стороны, сильно мешает, так как промёрзшие породы обладают высокой прочностью, что затрудняет добычу. С другой стороны, именно благодаря мерзлоте, цементирующей породы, удалось вести разработку кимберлитовых трубок в Якутии в карьерах — например, карьер трубки Удачный — с почти отвесными стенками.

 

 

Глубина промерзания при средних отрицательных температурах в течение:
Время (в год.)	Глубина мерзлоты (м)
	4,44
	79,9
	219,3
	461,4
	567,8
	626,5
	687,7

В почвах, расположенных в зоне длительной сезонной или постоянной мерзлоты, протекает комплекс своеобразных процессов, связанных с влиянием низких температур. Над мёрзлым слоем, который является водоупором, вследствие коагуляции органических веществ может происходить накопление гумуса, так называемая надмерзлотная регенерация гумуса, надмерзлотное оглеение даже при небольшом годовом количестве осадков. Образование слоев льда (шлиров) в почве приводит к разрыву капилляров, вследствие чего прекращается подтягивание влаги из надмерзлотных горизонтов к корнеобитаемому слою. Наличием мёрзлого слоя вызван целый ряд механических изменений в почвенном профиле, таких, как криотурбация — перемешивание почвенной массы под влиянием разницы температур, солифлюкция — сползание насыщенной водой почвенной массы со склонов по мёрзлому слою. Эти явления особенно широко распространены в тундровой зоне. С криогенными деформациями связывают характерный для тундр бугристо-западинный рельеф (чередование бугров пучения итермокарстовых западин), а также образование пятнистых тундр.

Под действием мороза происходит криогенное оструктуривание почвы. Отрицательные температуры способствуют переходу продуктов почвообразования в более конденсированные формы, и это резко замедляет их подвижность. Мерзлотной коагуляцией коллоидов обусловлено ожелезнение таёжных почв. С влиянием криогенных явлений некоторые исследователи связывают обогащение кремнекислотой средней части профиляподзолистых почв, рассматривая белесую присыпку как результат мерзлотной дифференциации плазмы и скелета почвы.

 

Складчатость горных пород

складкообразование, процесс смятия слоев горных пород в складки в результате тектонических деформаций (См. Тектонические деформации).Комплексы складок различаются по форме, кинематическим условиям образования и происхождению.

По морфологическим признакам С. г. п. разделяется на полную, голоморфную, или линейную (альпинотипную), состоящую из длинных узких складок, выпуклых (антиклиналей) и вогнутых (синклиналей), непрерывно заполняющих складчатую зону; прерывистую, или идиоморфную, представляющую собой группы отдельных, разрозненных, преимущественно антиклинальных складок разной формы (валы, купола, поднятия неправильных очертаний), разделённых участками спокойного залегания слоев; С. г. п. промежуточного типа (германотипную), складывающуюся из чередования широких пологих синклиналей и узких крутых антиклиналей (гребневидная) или антиклинальных складок «сундучной» формы (с крутыми крыльями и плоской вершиной) и щелевидных синклиналей.

По кинематическим условиям образования С. г. п. разделяется на глыбовую (штамповую, отражённую), нагнетания, общего смятия и глубинную (или метаморфогенную). Глыбовая С. г. п. образуется при изгибании слоев осадочного чехла над отдельными поднявшимися и опустившимися глыбами более древнего метаморфического (кристаллического) основания; морфологически это прерывистая С. г. п. Для складчатости нагнетания характерна различная (дисгармоничная) деформация разных по плотности и пластичности слоев: в пачке слоев, находящейся в условиях глубокого погружения и обладающих пониженной плотностью (например, соли) или большой пластичностью (например, глины), происходит перетекание материала, при котором он из одних мест выжимается, а в другие нагнетается; в последних образуются ядра нагнетания (протыкания), приподнимающие (или прорывающие) вышележащие слои в виде купола или гребня (см. Диапировые складки, Соляная тектоника). Морфологически складчатость нагнетания частично относится к типу прерывистой складчатости (например, диапировые купола с соляными ядрами), частично — к гребневидной разновидности промежуточного типа. С. г. п. общего смятия образуется под влиянием продольного, т. е. параллельного слоям, сжатия; поскольку первоначально слои залегают горизонтально, сжатие также горизонтально; морфологически эта складчатость относится к типу полной (линейной). Глубинная (или метаморфогенная) С. г. п. характеризуется чрезвычайной сложностью рисунка, в котором можно усмотреть результат наложения друг на друга складок разного порядка, формы и направления; такая складчатость могла образоваться, по-видимому, в обстановке течения пород при их большой пластичности под влиянием объёмных сил.

Происхождение С. г. п. во многом ещё неясно. В отношении складчатости нагнетания принято считать, что она связана преимущественно с инверсией плотностей в толще осадочных пород, т. е. с залеганием менее плотных пород под более плотными. Глубинная складчатость по условиям образования, по-видимому, родственна предыдущей. Под влиянием неравномерного нагревания в метаморфических породах слои сложно деформируются с образованием т. н. глубинных диапиров и, в частности, гранито-гнейсовых куполов. Уменьшение плотности пород и повышение их текучести происходят в процессе метаморфизма, когда идёт перекристаллизация и в поры породы выделяется из минералов конституционная и адсорбированная вода. Причины относительного перемещения блоков земной коры, ведущего к образованию глыбовой складчатости, неизвестны. Относительно происхождения складчатости общего смятия имеются две точки зрения. Согласно одной, такая складчатость образуется под влиянием сил горизонтального сжатия при надвигании (или поддвигании) одних глыб (плит) литосферы на (под) другие. Другая точка зрения отводит основную роль в образовании складчатости общего смятия силе тяжести: слои сминаются в складки по склонам горных хребтов, образованных вертикальными движениями коры, в результате оползания под тяжестью расходящихся в стороны приподнятых глыб коры или под распирающим действием внедряющихся в осадочную толщу глубинных диапиров.

Установлен ряд закономерностей в размещении различных типов С. г. п. Глыбовая складчатость образуется преимущественно в относительно спокойных областях земной коры — на Платформах, а также на окраинах подвижных зон — геосинклиналей. Складчатость нагнетания характерна для окраин геосинклиналей (главным образом для передовых прогибов) и для наиболее глубоко прогнутых частей платформ. С. г. п. общего смятия и глубинная характерны только для геосинклиналей, причём для определённой стадии их развития (стадии инверсии), когда внутри геосинклинали на месте глубоких прогибов начинают расти горные хребты. В результате С. г. п. геосинклинальная система превращается в складчатую систему.

На протяжении истории Земли отмечаются определённые эпохи усиления С. г. п. общего смятия и глубинной (эпохи складчатости), совпадающие со временем повышения интенсивности всех тектонических процессов (см. Тектонические циклы.Тектонические эпохи).

Изучение С. г. п. представляет не только теоретический, но и практический интерес, поскольку складчатые деформации влияют на концентрацию и характер залегания полезных ископаемых. Одним из современных методов изучения С. г. п. служит метод тектонического моделирования по принципу физического подобия (см. Тектонофизика).

 

Лит.: Белоусов В. В., Основы геотектоники, М., 1975; Хаин В. Е., Общая геотектоника, 2 изд., М., 1973.

В. В. Белоусов.

 

Разрывные нарушения появляются в литосфере под воздействием механических напряжений, превосходящих предел прочности горных пород и вызываемых различными геологическими процессами. Появляющиеся при этом трещины, а также комбинации и системы трещин различаются по происхождению, размерам, форме, по положению в геологических структурах и в пространстве. По происхождению, прежде всего различают две группы трещин: тектонические и атектонические. Первые возникают при эндогенных процессах, вторые — при экзогенных (выветривании, оползнях, движении ледников и др.). Здесь характеризуются только тектонические разрывы. Атектонические рассмотрены вместе с экзогенными процессами.По размерам и форме тектонические разрывные нарушения широко распространены и очень разнообразны. Еще в 1911 г. В. Хоббс, подчеркивая сходную ориентировку разломов в крупных регионах, высказал предположение, что земная кора состоит из блоков разных порядков, разделенных прямоугольной системой вертикальных трещин северо-восточного и северо-западного направлений. Идеи В. Хоббса не сразу нашли признание. Но со временем, особенно в связи с усовершенствованием геофизических методов и с широким внедрением их в практику геологических исследований, блоковое строение земной коры было доказано. В. В. Белоусов назвал его «основной делимостью земной коры», отметив, что наряду с прямолинейными существуют дугообразные разломы. Постоянно происходящие эндогенные тектонические процессы не только «поддерживают» указанную планетарную систему разломов, приводя в движение блоки земной коры, но и создают новые разломы разных порядков и направлений.Из огромного количества разрывных нарушений наиболее простые представлены трещинами, возникающими почти мгновенно, например при землетрясениях. Наиболее сложные обычно называют зонами разломов. Они очень разнообразны, развиваются в течение сотен миллионов лет, проникают глубоко в недра Земли и протягиваются на сотни и тысячи километров. Разрывные нарушения играют огромную роль не только в строении, но и в формировании земной коры. Они служат путями проникновения магмы в земную кору и на поверхность Земли, часто трассируются вулканами и интрузивными массивами. Ими облегчается движение гидротермальных растворов и часто контролируется размещение многих ценнейших эндогенных месторождений полезных ископаемых. Они существенным образом отражаются на процессах метаморфизма горных пород. К зонам многих разломов приурочены очаги землетрясений, а по трещинам происходят подвижки блоков земной коры. Крупные разломы определяют положение складчатых систем, четко отражаются в рельефе земной поверхности, часто определяют положение горных хребтов, речных долин, разного рода впадин и др.Трещины — неотъемлемая часть любых разрывных нарушений — образуются в земной коре при ее растяжении и сжатии в результате отрыва (разрыва горных пород) или скалывания (среза). Отрывы вызываются нормальными напряжениями и не имеют связи с пластической деформацией, в отличие от скалывания, которое часто завершает пластическую деформацию, хотя может следовать и непосредственно за упругой деформацией. При растягивании пород трещины отрыва ориентируются перпендикулярно к главной оси растяжения, а при сжатии хрупких тел — параллельно оси сжатия и перпендикулярно к оси поперечного удлинения породы.Трещины скола появляются и при расширении, и при сжатии. Теоретически они должны располагаться под углом 45° к оси сжатия или растяжения, т. е. в направлении максимальных касательных напряжений. Однако отклонения от этого направления бывают значительными (для сколовых трещин в земной коре, как показали исследования М. Хабберта и М. П. Биллингса, средний угол равен 31 ± 2°).В земной коре трещины часто образуются при тектонических изгибах в связи с происходящим при этом растяжением горных пород. Их размеры зависят от масштаба, а расположение — от формы изгибов. Так, в куполах развиваются концентрические и радиальные трещины отрыва, иногда образующие «черепаховую» структуру (см. рис. 162, а и 169, а); в брахиантиклиналях образуются поперечные и продольные трещины, сменяющиеся радиальными на периклиналях. При тектоническом сжатии обычно образуются трещины скола (редко отрыва), а при сдвигах — как трещины скалывания (параллельные действующей паре сил и перпендикулярные к ней), так и трещины отрыва (часто в виде кулисообразных рядов).Размеры трещин колеблются в очень широких пределах — от мелких трещин, не выходящих за границы одного пласта, до протягивающихся на десятки километров и проникающих на относительно большие глубины. Независимо от размеров трещины редко бывают плоскими. Чаще они изгибаются, имеют волнистую поверхность стенок и разную ориентировку. Поэтому всегда следует определять положение трещин в пространстве, т. е. измерять их простирание, азимут и угол падения ограничивающих их стенок, точно так же, как это делается при определении элементов залегания слоев.В практике часто выделяют также угол наклона, образуемый трещиной с вертикальной плоскостью. Участки горных пород, разделенные трещиной, называют ее крыльями. У трещин, наклонных к горизонту, различают висячие и лежачие крылья. Иногда крылья трещин плотно примыкают друг к другу, иногда они раздвинуты. В первом случае трещины называют закрытыми, во втором — открытыми. Как разновидность закрытых трещин выделяют скрытые трещины, невидимые невооруженным глазом, но обнаруживающиеся при раскалывании породы. Открытые трещины обычно бывают заполнены или обломками пород, слагающих их стенки, или магматическими породами, или гидротермальными образованиями (кварцевыми жилами и пр.). Гораздо реже встречаются зияющие трещины.По отношению к складкам трещины могут быть продольными, поперечными и диагональными (косыми). Часто встречаются комбинации и системы трещин, иногда очень сложные и образованные не одновременно. Из комбинаций трещин отметим широко распространенные кулисные системы и ветвящиеся (169) трещины (например, в виде «конского хвоста»).169. Разновидности сбросов в плане. а — периферические и радиальные сбросы; б — разветвленный сброс («конский хвост»).

Ба́ррель (англ. barrel — бочка, бочонок) — старинная английская единица измерения объёма жидкости. Сокращение: бр.

Содержание [убрать] · 1 Пивной баррель · 2 «Английский» баррель · 3 Баррель в США · 4 «Французский баррель» · 5 См. также

Для измерения объёма пива и эля в Великобритании использовался так называемый пивной баррель:

1 (пивной) баррель = 2/3 хогсхеда = 2 килдеркина = 4 феркина. В разные века величина пивного барреля изменялась. Так:

· В 1454 году в зависимости от того, что мерялось — эль или пиво, менялся и объём барреля. 1 баррель = 32 эльевых галлонов эля (147,88 литра) = 36 эльевых галлонов пива (166,36 литра).

· В 1688 году: 1 баррель = 34 эльевых галлонов = 157,12 литров.

· В 1803 году: 1 баррель = 36 эльевых галлонов = 166,36 литров.

· С 1824 года: 1 баррель = 36 английских галлонов = 163,66 литров.

Для измерения объёма сыпучих веществ существовал т. н. «английский» баррель: 1 (английский) баррель = 4,5 бушеля = 257,66 литров.

В США стандартный баррель для жидкости равен 31,5 американских галлонов, т.е: 1 американский баррель = 31,5 американских галлонов = 119,2 литров = 1/2 хогсхеда.

Однако при измерении объёма пива (из-за налоговых ограничений) в США используется, так называемый, стандартный пивной баррель, который равен 31 американскому галлону (117,3 литров).

Также в США используется единица названная «сухой баррель» (dry barrel), которая равна 105 сухим квартам (115,6 литрам).

Для наиболее часто употребляемого в мире понятия барреля (а именно: для нефти) имеется особая мера, отличная от всех перечисленных (Баррель нефтяной).

[править]«Французский баррель»

Называется «баррик» (фр. barrique) и равняется 225 литрам или 60 старым винным галлонам (наболее распространенная «бордоская» мера или бордоская бочка). В качестве национальной единицы объема принят на Гаити. Существуют также и другие исторические меры французского баррика. «Бургундский» баррик, например, равняется 228 литрам.

· Баррель (американский нефтяной)

· Бочка (единица объёма)

 

 

Измеряется в «‰» («промилле») или единицах PSU (Practical Salinity Units) практической шкалы солености (Practical Salinity Scale).

Солёность в промилле — это количество твёрдых веществ в граммах, растворённое в 1 кг морской воды, при условии, что все галогены заменены эквивалентным количеством хлора, все карбонаты переведены в оксиды, органическое вещество сожжено.

В 1978 году введена и утверждена всем международными океанографическими организациями шкала практической солености (Practical Salinity Scale 1978, PSS-78)^[1], в которой измерение солёности основано на электропроводности (кондуктометрия), а не на выпаривании воды. В 1970-х годах широкое применение в морских исследованиях получили океанографические CTD-зонды, и с тех пор солёность воды измеряется в основном электрическим методом. Для поверки работы ячеек электропроводности, которые погружаются в воду, используют лабораторные солемеры, такие как Guildline Autosal 8400. В свою очередь, для проверки солемеров используют стандартную морскую воду. Стандартная морская вода, рекомендованная международной организацией IAPSO для поверки солемеров, производится в Великобритании лабораторией Ocean Scientific International Limited (OSIL) из натуральной морской воды. При соблюдении всех стандартов измерения можно получить точность измерения солёности до 0,001 единицы PSU.

Шкала PSS-78 даёт числовые результаты, близкие к измерениям массовых долей, и различия заметны либо когда необходимы измерения с точностью выше 0,01 PSU, либо когда солевой состав не соответствует стандартному составу океанской воды.

Средняя солёность мирового океана — 35 ‰ или PSU. Для калибровки приборов в Бискайском заливе добывается так называемая нормальная вода с солёностью, близкой к 35 ‰ или PSU.

Показатель преломления воды зависит от солености, на этом основан рефрактометрический метод её измерения. Преимущества этого метода в оперативности и возможности проводить измерения в небольших (несколько капель) пробах воды.

Cредняя солёность Мирового океана — 35 ‰. Повышенная солёность соотносится с зонами максимального испарения и наименьшего количества атмосферных осадков. Пониженная солёность (менее 34 ‰) характерна для приарктических и приантарктических вод, где сказывается сильное опресняющее действие талых ледниковых вод. В зимнее время в этих районах солёность несколько повышается за счёт осолонения вод в процесселёдообразования. От поверхности ко дну океана солёность убывает. Придонные воды от экватора до арктических широт имеют солёность 34,7—34,8 ‰^[2].

· Атлантический океан — 35,4 ‰ Наибольшая солёность поверхностных вод в открытом океане наблюдается в субтропической зоне (до 37,25 ‰), а максимум — в Средиземном море: 39 ‰. В экваториальной зоне, где отмечено максимальное количество осадков, солёность снижается до 34 ‰. Резкое опреснение воды происходит в приустьевых районах (например, в устье Ла-Платы — 18—19 ‰)^[2].

· Индийский океан — 34,8 ‰. Максимальная солёность поверхностных вод наблюдается в Персидском заливе и Красном море, где она достигает 40—41 ‰. Высокая солёность (более 36 ‰) также наблюдается в южном тропическом поясе, особенно в восточных районах, а в северном полушарии также в Аравийском море. В соседнем Бенгальском заливе за счёт опресняющего влияния стока Ганга с Брахмапутрой и Иравади солёность снижается до 30—34 ‰. Сезонное различие солёности значительно только в антарктической и экваториальной зонах. Зимой опреснённые воды из северо-восточной части океана переносятся муссонным течением, образуя язык пониженной солёности вдоль 5° с. ш. Летом этот язык исчезает.

· Тихий океан — 34,5 ‰. Максимальную солёность имеют тропические зоны (максимально до 35,5—35,6 ‰), где интенсивное испарение сочетается со сравнительно небольшим количеством осадков. К востоку под влиянием холодных течений солёность понижается. Большое количество осадков также понижает солёность, особенно на экваторе и в зонах западной циркуляции умеренных и субполярных широт^[2].

· Северный Ледовитый океан — 35 ‰. В Северном Ледовитом океане выделяются несколько слоёв водных масс. Поверхностный слой имеет низкую температуру (ниже 0 °C) и пониженную солёность. Последняя объясняется распресняющим действием речного стока, талых вод и очень слабым испарением. Ниже выделяется подповерхностный слой, более холодный (до −1,8 °C) и более солёный (до 34,3 ‰), образующийся при перемешивании поверхностных вод с подстилающим промежуточным водным слоем. Промежуточный водный слой — это поступающая из Гренландского моря атлантическая вода с положительной температурой и повышенной солёностью (более 37 ‰), распространяющаяся до глубины 750—800 м. Глубже залегает глубинный водный слой, формирующийся в зимнее время также в Гренландском море, медленно ползущий единым потоком от пролива между Гренландией и Шпицбергеном. Температура глубинных вод — около −0,9 °C, солёность близка к 35 ‰.^[2].

· Красное море — 41 ‰, самое солёное море Мирового океана.

· Средиземное море — 39 ‰^[3]

· Азовское море — 11 ‰^[4].

Этот раздел статьи ещё не написан. Согласно замыслу одного из участников Википедии, на этом месте должен располагаться специальный раздел. Вы можете помочь проекту, написав этот раздел.

· Дон-Жуан — 402 ‰^[5]

· Эльтон — 200—500 ‰

· Баскунчак — 300 ‰

· Мёртвое море — 300 ‰

 

ОСАДКООБРАЗОВАНИЕ СОВРЕМЕННОЕ ЛЕДОВОГО ТИПА

— осадкообразование в обл. материкового оледенения и в морях и океанах, непосредственно примыкающих к ним (Антарктида, Гренландия), где ведущим фактором денудации, переноса и аккумуляции осад, материала являются льды (материковые ледники, айсберги). Характеризуется почти полным отсутствием хим. выветривания г. п., развитием моренных и флювиогляциальных осадков на суше, ледово-морских и айсберговых — в море. См. Зона айсберговая в океане. Осадки айсберговые.

 

 

Рельеф дна морей и океанов очень разнообразен. Как и на поверхности материков, здесь есть и равнины, и горы, и вулканы, и хребты, и впадины.

Шельф — подводная окраина материка, чаще всего это наиболее мелководная часть дна. Внешней границей шельфа нередко служит резкий уступ, с которого начинается континентальный склон, уходящий в бездну на несколько километров. Он может иметь несколько уступов — ступеней. Как и на суше, вниз по склону перемещаются массы песка, ила, гальки, но только особым способом — в виде мутьевых потоков. В местах постоянного схода таких потоков появляются следы подводной эрозии — каньоны. Чаще всего исток такого каньона — устье реки, ведь как раз оттуда поступает материал в море. Размеры каньонов сопоставимы с Большим каньоном реки Колорадо в Северной Америке. Вниз, к абиссальной равнине, мутьевые потоки сносят материал с материка, из зоны пляжей. Абиссальная равнина простирается на многие тысячи километров - прим. от geoglobus.ru. Над ней возвышаются подводные вулканы, обычно конусообразной формы, а также плосковершинные горы — гайоты.

Их плоскогорные вершины — признак того, что они некогда поднимались из-под воды и интенсивно размывались волнами. Вулканические гряды образуют цепочки островов, если выходят своими вершинами выше уровня моря.

Дно океана рассекают формы рельефа планетарного масштаба — срединно-океанические хребты. Они возвышаются на 2—3 тысячи метров над окружающей подводной равниной. В сводовой части поднятия хребтов находится глубинный разлом — рифт, по которому на поверхность поднимается вещество мантии, рождается молодая океаническая кора.

 

Вблизи границ литосферных плит глубина дна резко увеличивается. Длинные протяжённые глубоководные желоба достигают фантастических отметок — более 11 километров. Такова глубина самого известного Марианского желоба в Тихом океане. Среди глубочайших — Пуэрториканский жёлоб в Атлантическом океане (8742 м), Зондский жёлоб в Индийском океане (7729 м - прим. от geoglobus.ru). Расположение желобов чаще всего совпадает с зонами субдукции — пододвиганием океанической литосферной плиты под континентальную. Как и рифтовые зоны срединно-океанических хребтов, это самые неспокойные и сейсмически активные зоны на Земле. Вспомним, что вблизи Зондского жёлоба располагался остров с вулканом Кракатау, извержение которого в 1883 году было признано одним из сильнейших в истории человечества. В этом же районе был эпицентр землетрясения, которое произошло в декабре 2004 года и вызвало страшные по своим последствиям волны — цунами.

Вдоль глубоководного жёлоба часто протягивается островная дуга. Посмотрев на физическую карту, можно убедиться, что это так: Курило-Камчатский жёлоб ограничивает гряда Курильских островов, Алеутский жёлоб — Алеутские острова. Все они имеют активные или древние вулканы.

В тёплых и чистых тропических морях, на мелководьях у побережий материков и на подводных склонах вулканических дуг растут колонии кораллов. Иногда их постройки достигают настолько больших размеров, что образуются коралловые рифы и острова. Большой Барьерный риф у восточной окраины Австралии — самое грандиозное сооружение такого типа.

 

Подводный мир кораллового рифа