Геологічна будова і рельєф дна Світового океану

Размещено на http://www.allbest.ru/

МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ, МОЛОДІ ТА СПОРТУ УКРАЇНИ

ХАРКІВСЬКИЙ НАЦІОНАЛЬНИЙ УНІВЕРСИТЕТ ІМЕНІ В. Н. КАРАЗІНА

ГЕОЛОГО-ГЕОГРАФІЧНИЙ ФАКУЛЬТЕТ

КАФЕДРА ФІЗИЧНОЇ ГЕОГРАФІЇ ТА КАРТОГРАФІЇ

Геологічна будова і рельєф дна Світового океану

(курсова робота з курсу «Фізична географія материків і океанів»)

Виконав студент 2 курсу гр. ГГ-21

А.А. Лисенко

Харків 2012

Зміст

Вступ

Розділ 1. Геологічна будова світового океану

Розділ 2. Рельєф дна cвітового океану

2.1 Підводні окраїни материків

2.1.1 Материковий шельф

2.1.2 Материковий схил

2.1.3 Материкове підніжжя

2.2 Перехідна зона

2.2.1 Улоговини окраїнних морів

2.2.2 Острівні дуги

2.2.3 Глибоководні жолоби

2.3 Ложе океану

2.4 Серединно-океанічні хребти

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

Висновки

Список використаних джерел

Вступ

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.

Об'єкт - дно Світового океану.

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]

Рис 1.2 Тектонічна карта

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;

1.2 острівні дуги;

1.3 . глибоководні жолоби;

3) ложе океану (2500 - 6000 м), яке займає найбільшу площу (196,8 млн

кмІ, 53,65% площі дна);

3.1 океанічні улоговини;

3.2 океанічні підняття;

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]



Рис 2.1. Будова дна океану

2.1 Підводна окраїна материків

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 .

2.1.1 Материковий шельф

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.

2.1.2 Материковий схил

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]

2.1.3 Материкове підніжжя

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.

2.2 Перехідна зона

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.

2.2.1 Улоговини окраїнного моря

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.

2.2.2 Острівні дуги

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.

2.2.3 Глибоководні жолоби

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

Назва	Найбільша глибина, м
Атлантичний океан
Пуерто-Рико	8742
Тихий океан
Маріанський жолоб	11022
Індійський океан
Зондський жолоб	7729
Північний Льодовитий океан
Розлом у Гренландському морі	5527

Глибоководні жолоби зазвичай розташовані із зовнішнього боку острівних дуг (наприклад, Алеутський, Філіпінський, Курило-Камчатський жолоби) або простягаються вздовж гірського узбережжя (наприклад, Перуанський, Чилійський жолоб). Тільки западина Романш знаходиться посередині океану. Область розвитку глибоководних жолобів відзначаються високою сейсмічністю, часто - виявленням вулканічної активності. Дно глибоководного жолоба часто плоске, є областю інтенсивного осадко- накопичення (потужність пухкого осадового покрив може досягати 2-3 км), а в місцях розташування глибинних розломів схили інколи прямовислі.

2.3 Ложе океану

Ложе океану займає найнижчий (крім глибоководних жолобів) рівень земної поверхні - від 4000 до 6000 м глибини, розташований між материковим підніжжям та серединно-океанічними хребтами і є одним з основних елементів рельєфу дна. Ложе складене земною корою океанічного типу і характеризується слабкими вертикальними рухами - на зразок платформ на континентах.

Рельєф ложа океану характеризується поєднанням обширних улоговин та розділяючих їх піднять. Дно улоговин відрізняється майже повсюдним поширенням горбистого рельєфу або ж рельєфу абісальних пагорбів. Під абісальними пагорбами розуміють невеликі підводні підвищення, часто від 1 до декількох десятків кілометрів у поперечнику і висотою від декількох десятків до 500 м. Вони утворюють скупчення, що займають величезні площі.

Вважається, що абісальні пагорби - вулканічні утворення. Це або невеликі вулкани, або шлакові конуси, або дрібні інтрузії, в яких магма не досягла поверхні і застигла в земній корі у вигляді пластів, жил, баколітів і батолітів. Майже повсюди вони плащеподібно вкриті донними відкладами. Там, де осади вкривають суцільним шаром нерівності корінного ложа, утворюються плоскі абісальні рівнини. Вони зустрічаються досить рідко і займають не більше 8% площі дна улоговин.

Над дном улоговин височіють підводні гори. Під цим терміном розуміють гори або (у більш рідких випадках) вершини на підводних хребтах, що стоять окремо. Підводні гори, як і абісальні пагорби, мають переважно вулканічне походження. Деякі з них настільки високі, що виступають над рівнем моря і утворюють вулканічні острови.

Місцями в межах ложа океану виявляються долини, інколи довжиною в декілька тисяч кілометрів

Їхнє утворення з припущенням можна пов'язати з діяльністю придонних течій і турбідітними потоками. Підняття ложа океану і генетично і морфологічно неоднорідні. Більшість з них лінійно орієнтовані, тому їх прийнято називати океанічними хребтами (на відміну від серединно-океанічних хребтів). У більшості випадків їх вершини увінчані вулканами. Такий, наприклад, Гавайський хребет, гребінь якого утворює ряд вулканічних гір.

Ложе океану асейсмічно, тобто тут, як правило, не буває землетрусів. Однак у деяких хребтах і навіть окремих горах часом проявляється сучасний вулканізм (Гавайський хребет та ін.). Найхарактернішою рисою рельєфу і тектоніки ложа океану є зони океанічних розломів (наприклад, зони розломів у східній частині Тихого океану). [2]

океан материк рельєф шельф

2.4 Серединно-океанічні хребти

Серединно-океанічні хребти - це великі підводні гірські споруди, здебільшого посередині океану . Це мегатектонічний елемент рельєфу Землі з особливою структурою земної кори. Серединні хребти являють собою єдину систему, що охоплює всю планету; вона має не тільки надзвичайну довжину, але і займає велику площу (55,3 млн кмІ). Загальна довжина всіх серединно-океанічних хребтів складає біля 75 тис км.

Серединно-океанічні хребти були виявлені зовсім недавно, в 50 - 60 роках XX століття. Система серединно-океанічних хребтів простягається через всі океани. Починається вона в Північному Льодовитому океані (хребти Гаккеля, Книповича, Мона і Кольбейнсей) і продовжується в Атлантичному океані, де утворює Серединно-Атлантичний хребет, який можна прослідкувати до острова Буве в південній Атлантиці.

Далі йде Африкансько-Антарктичний хребет. Він огинає підводну окраїну Африки і йде в Індійський океан під назвою Західно-Індійського хребта. В центральній частині Індійського океану система серединно-океанічних хребтів утворює три гілки. Одна з них - це вже названий Західно-Індійський хребет, друга, що йде на північ - Аравійсько-Індійський хребет і третя, що йде на південний схід - Центральноіндійський хребет.

Вивчення рельєфу серединно-океанічних хребтів показує, що це по суті ціла система окремих нагірь, що складаються в свою чергу з цілого ряду хребтів. Ширина такого нагір'я може досягати 1000 км, а загальна протяжність всієї системи перевищує 60 тис. км. В цілому, це сама грандіозна гірська система на Землі, рівної якій по масштабах нема на суходолі.

Для осьової частини системи притаманна рифтова структура - вона розбита розломами того ж простирання, що й хребти. Ці розломи утворюють депресії - так звані рифтові долини, які в свою чергу перетинаються поперечними жолобами

У більшості випадків жолоби більш глибокі, ніж рифтові долини і якраз тут знаходяться максимальні глибини в зоні серединно-океанічних хребтів. По обидва боки від рифтової зони простираються флангові зони системи. Вони також мають гірський рельєф, але менш розчленований і менш різкий, ніж у рифтовій зоні. Низькогірний рельєф периферійних

частин флангових зон поступово переходить в горбистий рельєф ложа океану. На серединних хребтах багато підводних вулканів. Тут створюється особливий тип земної кори з підвищеною щільністю і рухом матеріалу з мантії на поверхню. Цей тип земної кори деякі вчені називають рифтогенальним.

Таким чином, кожній з виділених планетарних морфоструктур притаманний особливий тип земної кори: підводним окраїнам материків - материковий, ложу океану - океанічний, перехідній зоні - геосинклинальний, серединно-океанічним хребтам - рифтогенальний. Серединно-океанічним хребтам притаманні також інтенсивний вулканізм та високий ступінь сейсмічності.

Структура серединно-океанічних хребтів по простяганню неоднорідна. Ділянки з різко вираженою рифтовою структурою чергуються з величезними випуклостями, де пануючим типом геодинаміки є вулканізм. Тут виникають крупні лавові плато, до яких належать основні групи вулканів. В Атлантичному океані такими районами є Ісландія, Азорське плато, острови Тристан-да-Кунья та Гоф. Вулканізм по складу магми - виключно базальтовий з ультраосновними породами.

Сейсмічність серединно-океанічних хребтів має свої специфічні риси. Тут поширені виключно поверхневі землетруси з глибинами центрів утворення не більше 30 - 50 км. [6]

Розділ 3. Особливості будови дна океанів

Досліджуючи геологічну будову і рельєф океанів видно, що Тихий, Атлантичний, Індійський і Північний Льодовитий океани різні. Вони відрізняються різним геологічним віком. Мають різну структуру. Також кожен океан унікальний і має свої особливості у рельєфі дна.

3.1 Особливості будови дна Тихого океану

Тихий океан - унікальний географічний об'єкт нашої планети. Площа океану з морями становить 178,68 млн. кмІ. Якби вдалося осушити Тихий океан, то відкрилася б територія, рельєф якої дуже нагадує поверхню Євразії. Адже не дні океану є величезні гірські хребти та рівнини, височини та улоговини.

У Тихому океану, на відміну від інших, материкова окраїна займає лише 10% його загальної площі. Більша вона в західній частині, де являє собою акумулятитвно-абразивні тераси прибережних гірських хребтів або продовження прибережних рівнин. Шельф здебільшого згладжений абразивно-акумулятивною діяльністю моря або виносом теригенного матеріалу (Східнокитайське, Жовте моря). Проте в Індонезійському архіпелазі та Австралії він має складну будову через розвиток там коралових рифів та інших коралових споруд.

У східній частину океану шельфу практично немає або він дуже вузький. Материковий схил крутий, розчленований каньйонами. Конуси виносу цих каньйонів, зливаючись, утворюють нахилену плоску рівнину материкового підніжжя. Такі ж рівнини простяглись вздовж материкового підніжжя Азії та Австралії.

Перехідна зона оточує океан майже суцільним кільцем і займає 13,5% його загальної площі. На заході океану всі окраїнні моря являються ніби першою сходинкою перехідних зон між океаном та Австралійським і Євразійським материками. Друга представлена дуже складною за будовою перехідною зоною Філіппінського моря і моря Фіджі. Найпростіші перехідні зони за структурою - Алеутська, Курило-Камчатська та Східно-Китайська, де дно морів здебільшого вкрите донними відкладами і є пласкою абісальною рівниною виняток становлять Південно-Китайське та Японське моря, глибоководні западини яких мають гірський рельєф.

Ланцюг глибоководних жолобів, який супроводжує низку островів і відокремлює перехідну зону від ложа, безперервний, як і пасма гірських споруд острівних дуг. Ширина жолобів зверху - десятки і сотні кілометрів, схили круті - до 45є, дно плоске, має ширину кілька сот метрів. Найчіткіше окреслені глибоководні жолоби: Алеутський (7822м), Курило-Камчатський (10524м), Японський (8412м), Ідзу-Бонінський (10544м), Маріанський (11022м), Ян (8527м), Палау (8138м), Філіппінський (10497м), Тонга (18992м), Бугенвіль (9140м), Ново-Гебрідський (7570м), Кермадек (10047м).

Перехідна зона у східній частині океану більш проста, представлена значними за протяжністю глибоководними жолобами - Центральноамериканським, Перуанським, Чилійським, що прилягають до підводних схилів молодих альпійських складчастих споруд прибережної зони Кордильєрів.

Ложе океану займає понад 65№ площі дна. Воно перетинається численними підводними гірськими хребтами. Окремі їхні вершини здіймаються над водою, утворюючи ланцюг островів. Найбільшими є широкий Південно-Тихоокеанський серединно-океанічний хребет, який переходить у Східно-Тихоокеанський. Останні й простягнувся до Каліфорнійської затоки і в її північній частині переходить у материковий, продовжуючись у горах США і Канади.

Підводними хребтами і підвищеннями ложе океану поділене на декілька улоговин: Північно-Західну, Північно-Східну, Східно-Маріанську, Західно-Каролінську, Східно-Каролінську, Малонезійську, Центральну, Беллінгсгаузена, Чилійську, Перуанську, Панамську і Гватемальську. Найбільша серед них Північно-Східна. Дно улоговин має складний характер, який характеризується широким розвитком вулканічних гір і горбів, в тому числі плоско вершинних, вузьких жолобів-розломів, із якими пов'язані максимальні глибини.

У західній частині океану на кілька тисяч кілометрів простягнувся ланцюг розломів завширшки 100-200 км. Дно океану в межах розломів більш гористе, ніж у сусідніх районах, нерідко вздовж них тягнуться пасма великих вулканів.

Рис 3.1 Профіль Тихого океану

Отже, в будові дна західної та східної частини океану є досить істотні відмінності:для східної характерні великі улоговини з рівним або горбистим рельєфом, серединний хребет; відмітною рисою західної та південно-західної частини є чергування підводних хребтів, глибоководних жолобів, окремих гір, невеликих улоговин, численних груп островів. [12]

3.3 Особливості будови дна Атлантичного океану

Атлантичний океан за середніми глибинами посідає третє місце після Тихого та Індійського. Площа океану з морями 91,66 млн. кмІ. На глибини 3000 - 6000м припадає 80% його площі. Характерною особливістю батиметрії океану є те, що частка рельєфу становить 8,5% усієї площі дна. Найбільше його в північній частині басейну - уздовж берегів Європи й Північної Америки, де він досягає ширини сотень кілометрів. У південній частині його значно менше, а поблизу берегів Бразилії та Африки - до кількох десятків кілометрів. Для рельєфу шельфу характерні жолоби та банки.

Рис 3.2. Фізична карта Атлантичного океану

Важливим елементом дна Атлантики є великий підводний Серединно-Атлантичний хребет, що простягнувся посередині океану з півночі на південь майже на 17 000 км. Ця підводна споруда така велика, що якби її прибрати, то рівень Світового океану знизився б на кілька десятків метрів. За формою він нагадує латинську літеру S і має ширину понад 1000 км. Це порівняно молода гірська споруда. Цікаво відмітити, що вісь хребта майже на всьому протязі проходить на однаковій відстані від материкових схилів обох боків океану. Через те він і дістав назву „Серединно-Атлантичного хребта”. Складається хребет з безлічі лінійно витягнутих вулканічних плато, великих підводних гір і вулканів. В багатьох місцях він розчленований поздовжніми ущелинами і численними поперечними розломами. Ці розломи поділяють його на окремі блоки, що змістилися в широтному напрямі на сотні кілометрів. В осьовій зоні хребта виявлено вузьку (30-60км) і глибоку (1-2км) поздовжню рифтову долину.

На екваторі Серединно-Атлантичний хребет перетинається серповидним жолобом Романш (7856 м), який поділяє його на Північноатлантичний і Південноатлантичний хребти. Ширена хребта коливається від 3500-4000м. в ряді місць він виходить на поверхню у вигляді островів: Азорських, Вознесіння, Ттістан-да Кунья, Буве та ін..

Північноатлантичний хребет значно нижчий. Глибини над ним 2000-4000м, лише де-не-де трапляються окремі підвищення. Південно-Атлантичний хребет значно вищий та більш розчленований. В багатьох місцях глибини над ним менші 2000м і навіть 1000м.

Серединно-Атлантичний хребет симетричний щодо берегів, тому поділяє дно на дві рівні частини - західну і східну, а ряд перпендикулярних підвищень, що відгалужуються від нього, створюють глибоководні улоговини. Західна частина океану має більші середні глибини (5500-6000м), ніж східна (4000-5000м).

У західній частину вирізняють улоговини Лабрадорську, Ньюфаундлендську, Північноамериканську, Бразильську та Аргентинську, у східній - Північноєвропейську, Іберійську, Канарську, Кабо-Верде, Ангольську та Капську. Улоговини Східної Атлантики менш глибокі та слабше відособлені. У південній частині океану розміщені Південно-Антильська та Африкансько-Антарктична улоговини. [7]

Рельєф ложа океану досить складний. Значний інтерес становить зона між ложем океану і материковим схилом. Це хвиляста рівнина з невеликим похилом у бік океану, вкриті товщею (3-3,5км) осадових відкладів. Материкова обмілина в Атлантиці найбільша в північно-східній, північно-західній та південно-західній частинах. Всього вона займає не менше 6% загальної площі дна. В її межах переважають рівнинні ділянки. Ближче до Серединно-Атлантичного хребта на глибинах 5,5-6,0км розміщується зона абісальних горбів. Крім того, в океані тисячі поодиноких вулканічних гір, вершини яких укриті кількома сотнями метрів води. У тропічній частині Атлантичного океану, в межах материкової обмілини, нерідко трапляються нерівності дна, утворені кораловими рифами.

Рис 3.2. Профіль Атлантичного океану

3.3 Особливості будови дна Індійського океану

Площа океану 76,17 млн кмІ. Материкові окраїни майже скрізь виражені досить чітко. Береги материків облямовує вузька смуга шельфу. Лише в Перській затоці, поблизу берегів Пакистану, Західної Індії, а також у Бенгальській затоці, в Андаманському, Тіморському та Арафурському морях шельф розширюється до 300-350 км, а в затоці Карпентарія - до 700 км. Монотонність рельєфу цих ділянок порушується кораловими спорудами та затопленими річковими долинами.

На глибині 100-200 м утворюється крутий материковий схил, розчленований вузькими глибокими каньйонами, що починаються здебільшого в гирлах річок. Особливо багато їх на африканському схилі вздовж Кенії та Сомалі. Нерідко каньйони розгалужуються на кілька рукавів, через які виноситься річковий намул. Осідаючи біля підніжжя схилу, намул утворює величезні підводні дельти, що зливаються в нахилену акумулятивну рівнину. Особливо великі конуси сформувалися в пригирлових частинах Гангу та Інду.

Австралійський схил на відміну від африканського більший і ускладнений кількома плато - Ексмут, Натураліста, Кюв'є та ін.

Перехідна зона виражена лише на північному сході. Тут знаходиться улоговина Андаманського моря, внутрішня острівна дуга Зондського архіпелагу, паралельний до дуги крутий підводний хребет, що включає Андаманські й Нікобарські острови та глибоководний Зондський жолоб, що простягається на 4000 км уздовж островів Ява й Суматра від Малих Зондських островів до узбережжя М'янми(Бврми). В цьому жолобі встановлено максимальну глибину Індійського океану - 7729 м на дні Зондського жолоба. Для перехідної зони характерні виверження і вулканізм. У Зондській затоці знаходяться острів і вулкан Кракатау, який став всесвітньо відомим внаслідок його катастрофічного вибуху в серпні 1883 р.

Серединний хребет - одна з визначних форм рельєфу дна. Загальна довжина серединно-океанічних хребтів близько 20 000 км, ширина - від 150 до 1000 км, висота - від 2,5 до 4,0 км. Важливою особливістю рифтових зон Серединно-Індійського хребта є продовження їх на материках. У західній частині Аденської затоки зона розломів розгалужується га жів часьтги. Одне відгалуження на дві частини. Одне відгалуження прямує на північ у вигляді Червономорського рифту, друге повертає на захід, утворюючи систему східноафриканських розломів.

Серединний хребет поділяє ложе Індійського океану на три сегменти: Африканський, Азійсько-Австралійський та Антарктичний. В кожному з цих сегментів виявлено ряд інших хребтів. Так, посередині Азійсько-Австралійського сегмента над ложем океану здіймається високий Східно-індійський хребет, що прямолінійно простягнувся в меридіональному напрямі більш як на 5000 км. Це система вузьких горстів з плоскими вершинами. До нього на півдні прилягає широтний Західно-австралійський хребет. Це також горст, але асиметричний, із пологим північним і крутим північним і крутим південним схилами. У північній частині сегмента знаходиться Мальдівський хребет, що складається із серії платоподібних неглибоких банок із кораловими рифами.

В Антарктичному сегменті вирізняється хребет Кергелен із підводними вулканами. Один із масивів цього хребта утворює базальтовий острів Кергелен.

В Африканському сегменті найвищими є хребти Модагаскарський та Маскаренський. Крім того, тут виокремлюють плато Агульяс, хребти Чейн, Амірантський та Мозамбіцький. Ложе океану системою підводних хребтів поділено на великі улоговини. Найважливіші з них - Центральна, Західно-австралійська, Південно-австралійська, Австрало-Антарктична, Мадагаскарська, Маскаренська, Мозамбіцька, Сомалійсаька, Аравійська. Є ще ряд менших, а всього в океані 24 улоговини.

Рельєф дна улоговин різний. Його складають переважно абісально-горбисті рівнини, серед яких вирізняються групи підводних гір. В окремих улоговинах рівнини хвилясто-горбисті, як-то рівнина Агульяс. Плоскими абісальними рівнинами можна вважати Аравійську та Центральну улоговини, заповнені наносами річок Інд і Ганг.

У багатьох улоговинах над дном здіймаються окремі підводні гори: Афанасія Нікітіна, Бардіна, Курчатова та ін.. [11]

Рис 3.3. Профіль Індійського океану

3.4 Особливості будови дна Північного Льодовитого океану

Якщо про рельєф Північного Льодовитого океану ми знаємо чимало, то про геологічну будову наші уявлення переважно гіпотетичні й схематичні. Вони спираються на дані геофізичних досліджень, одержані переважно з дрейфових станцій. Площа океану 14,75 млн кмІ. У рельєфі дна досить чітко вирізняються шельф і ложе.

На фізичній карі океану добре видно, що в межах Баринцового, Карського, Лаптєвих, Східносибірського і Чукотського морів шельф має ширину до 1200 км (Баринцово-Карський шельф). Мінімальна його ширина - навколо узбережжя Північної Америки, Гренландії та Норвегії, де вона становить від 50 - 100 до 300 км. Потужність Земної кори в межах шельфу досягає 40 км. Це переважно затоплені денудаційні рівнини, що залягають на глибині 200 - 250 м і зберігають сліди четвертинного материкового зледеніння. Зовнішній край шельфу гористий. Особливості йог яскраво виявляються в архіпелагах Шпіцберген та Земля Франца-Йосифа.