Общие черты рельефа зарубежной европы. Общие черты рельефа россии

На гипсометрической карте России и на снимках из космоса отчетливо виден орографический рисунок всей территории нашей страны. Он характеризуется сложным сочетанием низких и приподнятых равнин, плоскогорий, нагорий и гор.

На огромных равнинах обширные пространства занимают низменности с высотами менее 200 м, среди которых кое-где разбросаны возвышенности и отдельные островные кряжи. Выше подняты равнины СС, это скорее плоскогорья сильно изрезанные долинами, в особенности по краям. Они образуют как бы ступень при переходе от низин запада страны к нагорьям ее востока. У большинства равнин устойчивый фундамент с давних пор спокойный геологический режим. Но в далеком прошлом и равнины то погружались, то поднимались, и не раз служили дном морю, и сама их равнинность нередко обязана напластованиям, отложенным в древних морях.

Горные районы страны в отличие от равнинны не так спокойны: земная кора здесь и теперь подвижна, подвержена сжатиям, перекосам, дроблению, в особенности же интенсивному поднятиям и опусканиям; это арена продолжающегося современного горообразования.

На карте видно, что горные окраины нашей страны делятся на три разнородные полосы – южную, восточную и диагональную. Южная – звено альпийско-гималайского пояса геологически молодых горных сооружений (Кавказ). Восточная полоса – звено еще более молодого восточноазиатского пояса гор, а вместе с ним – часть грандиозного кольца горных систем, которое почти со всех сторон обнимает Тихий океан (Сихотэ-Алинь, Курило-Камчатская гряда, Сахалин). Третья полоса гор наискось пересекает восточную половину страны от нагорий Чукотки и Колымы к югу Сибири.

Южная и восточная полосы – это зоны не только новейших вертикальных поднятий, но и самой недавней складчатости. В отличие от них структуры третьей полосы построены складками различного, в том числе и древнейшего возраста. Однако новейшее поднятие здесь проходило также давно, кА и в зонах молодой складчатости.

Но не все звенья складчатых окраин на последнее этапе геологической истории поднимались. Некоторые, напротив, опускались и местами оказались затопленными морями – тихоокеанскими, Каспием, Черным. Поэтому и полосы поднятых складок не образуют сплошных барьеров, а чередуются с понижениями, впадинами и кое-где, в приморских районах, образуют острова.

Горное окаймление могло бы существовать и на севере страны, но суша здесь на большом протяжении опустилась под воды арктических морей, и горные системы превратились в изолированные архипелаги. Так возникли Земля Франца-Иосифа и Северная Земля. Обособилось в виде двух островов Новой Земли и северное продолжение горного вала Урала.

Такова в самых общих чертах картина горизонтального расчленения поверхности суши нашей страны. Но расчленение в плане свойственно и побережьям, где различаются полуострова и острова, заливы и проливы.

Крупнейшие заливы представляют собой целые моря: Балтийское, Белое, Черное с Азовским, охотское, у каждого из них свои тупиковые выгибы.

Дальневосточные моря – Берингово и Японское – в отличие от «морей-заливов» представляют собой «моря-проливы». Каждое из краевых морей Ледовитого океана также своего рода залив-пролив: их разграничивают архипелаги островов, прерываемые проливами.

Дну морей присущ свой рельеф, в котором можно различать и равнины и горные системы (например, полоса гор с горными хребтами Менделеева, Ломоносова и Отто Шмидта в Центральной Арктике), и глубочайшие впадины, в числе которых Курило-Камчатская, третья в мире по глубине, достигает отметки 10540 м ниже уровня океана. Сравнительно неглубокое дно у морей Арктики высится над глубинами центральных частей Ледовитого океана наподобие балкона, образуя материковую отмель или шельф.

Равнины сосредоточены главным образом в западной половине России, а плоскогорья, нагорья и горы преобладают на востоке – от долины Енисея до берегов морей Тихого океана. Равнины составляют около 60% территории. Две крупнейшие из них – ВЕ и ЗС – относятся к величайшим равнинам мира. Средневысотные горные системы сплошным барьером протягиваются параллельно побережьям морей Тихого океана. На юге, вдоль границы, простирается пояс высоких гор, от которого вся территория понижается к Северному Ледовитому океану. По этой покатости текут на север крупнейшие реки Сибири – Обь, Енисей, Лена. А на юг из Арктики по равнинам проходят мощные потоки холодного воздуха.

Южный пояс гор входит в полосу высоких поднятий Евразии и состоит из отдельных разновозрастных горных систем: Кавказа, Алтая, Саян, Прибайкалья и Забайкалья. Кавказ и Алтай относят к числу высоких гор Евразии.

Климат – многолетний режим погоды, сложившийся в результате взаимодействии атмосферы со всеми природно-географическими факторами и подверженный влиянию космоса и хозяйственной деятельности человека.

Климат России формируется под действием ряда климатообразующих факторов и процессов. Основными климатообразующими процессами являются радиационный и циркуляционный , которые определяются условиями территории.

Радиационные – поступающая солнечная радиация – энергетическая база, она определяет основной приток тепла к поверхности. Чем дальше от экватора – тем меньше угол падения солнечных лучей, тем меньшее количество поступает. Расходную часть составляют отраженная радиация (от альбедо) и эффективное излучение (увеличивается с уменьшением облачности, общее – с севера на юг).

В целом радиационный баланс по стране положительный. Исключение составляют только некоторые острова Арктики. Зимой он всюду отрицательный, летом – положительный.

Циркуляционные . Вследствие различных физических свойств суши и океана происходит неодинаковое нагревание и охлаждение соприкасающегося с ними воздуха. В итоге возникают перемещения воздушных масс различного происхождения – атмосферная циркуляция. Протекает под влиянием центров низкого и высокого давлений, их положение и степень выраженности изменяется сезонно. Однако на большей части нашей страны преобладают западные ветры, приносящие атлантические воздушные массы, с которыми связаны основные осадки.

Особенно большое влияние оказывается зимой, благодаря западному переносу теплых и влажных воздушных масс с Атлантики.

Большие размеры территории нашей страны, наличие обширных долин и крупных горных систем обусловили четкое зональное провинциальное распределение почв, растительности и животных. Основные условия формирования биокомпонентов – соотношение температуры и увлажнения. существенное влияние на их распределение оказывает рельеф территории и степень континентальности климата.

Единство биокомплекса обусловлено зональной структурой атмосферных процессов, взаимодействием всех компонентов природы и длительной историй развития территории в фанерозое.

Распространение почв, растительности и животных на территории России определяет закон зональности на равнинах и высотной поясности в горах. Поэтом при движении по меридианам или по склонам гор в связи с изменением гидро-климатических условий происходит постепенная смена одних типов почв и растительности, а также комплексов животных – другими.

Но в то же время возрастающая континентальность климата к востоку (до определенных пределов) и различная геологическая история крупных геоструктур (платформ и складчатых поясов) привели к дифференциации почв, растительности и животного мира, т.е. к проявлению провинциальности (секторности).

Особенности орографии территории предопределены сложной геологической историей и разнообразным геологическим строением. Крупные низменности, равнины и плоскогорья соответствуют платформам, а горные сооружения – складчатым поясам.

Территория России расположена на нескольких литосферных плитах: северной части Евразийской, западной части Северо-Американской, северной части Амурской. И только Охотоморская плита почти полностью находится на территории страны.

Земная кора в пределах России, как и всюду на Земле, разнородна и разновозрастная. Неоднородна она и в плане и по вертикали.

Более жесткие, стабильные участки земной коры – платформы – отличаются от более подвижных – складчатых поясов, сильнее подверженных как сжатиям, так и качаниям по вертикали. Платформам свойственна, как правило, двухъярусная структура, где различаются перемятый раздробленный цоколь и покрывающий его чехол горизонтальных пластов.

Древнейшими платформами считаются докембрийские. У них фундамент сложен не только самыми старыми породами, которым более 570-600 млн. лет, но и был смят в складки раньше, чем возникли напластования последующих эр. Такова структура двух наших обширных платформ, которые принадлежат к числу обширнейших в мире.

В тех частях, где древнейшие структуры Земли не заливались морями, или где морские отложения были размыты в последующие эпохи, на поверхность выходит древний фундамент – так называемые щиты. Существуют и подземные выходы фундамента, близко подступающие к поверхности (Воронежский кристаллический массив). До его свода лишь в одном месте «дорылся» Дон.

Устойчивые платформы с течением времени увеличивались в размерах – к ним припаивались участки соседних складчатых зон, приобретавшие в процессе смятий жесткость. В конце докембрийской эры, т.е. 500-600 млн. лет назад, байкальская складчатость резко нарастила докембрийское ядро будущей Сибирской платформы: к Алданскому щиту причленились огромные складчатые массивы Прибайкалья и части Забайкалья.

В течение палеозойской эры мощное складкообразование дважды потрясло земную кору. Первое, именуемое каледонской складчатостью, происходило в несколько приемов в раннем палеозое за 300-400 млн. лет до наших дней. Его памятниками остались складки в центре Саян. Второе, называемое герцинской складчатостью, протекало в позднем палеозое (200-250 млн. лет назад) и превратило огромный прогиб земно коры между Русской и Сибирской платформами в Урало-Тяньшанскую складчатую зону. В итоге этой складчатости Русская и Сибирская платформа объединились в целостный материк – основу будущей Евразии.

В широком поясе, прилегающем к Тихому океану, главным этапом смятий земной коры была мезозойская эра – 60-190. ее структуры, именуемые тихоокеанскими нарастили Сибирскую платформу с востока, образовав мощные складчатые области в Приморье, Приамурье, Забайкалье и на северо-востоке Сибири.

Не утратили своей податливости смятиям после мезозойских движений лишь две обширные полосы, где сохранился беспокойный режим. Одна протягивалась через Альпы и Кавказ к Гималаям. Вторая полоса, окаймляющая восток Азии и включающая западные окраины Тихого океана - Восточноазиатская складчатая область. Обе области продолжали существовать не только в мезозое, но и позднее. Именно в кайнозое, т.е. в последние 60 млн. лет, они оказались ареной мощных смятий. Здесь развернулась последняя из складчатостей – альпийская, в ходе которой были смяты недра Кавказа, Сахалина, Камчатки и Коряцкого нагорья. Эти активные области продолжают существовать и в наши дни, проявляя свою активность многочисленными землетрясениями, а в восточноазиатских горно-островных дугах и вулканизмом.

Во второй половине альпийской эры складчатости – в неогене, 10-20 мл. лет назад, начался совсем новый этап истории земной коры, имевший особое значение для современного рельефа. Он связан с новейшими, или неотектоническими движениями, преимущественно вертикальными поднятиями и опусканиями, охватившими не только альпийские подвижные зоны, но и значительно удаленные от них структуры самого различного возраста.

Очень интенсивному воздействию подверглись наиболее молодые складчатые зоны: Кавказ, Сахалин и Курило-Камчатская дуга. Все эти горные страны существую сейчас не сколько вследствие недавнего складкообразования, сколько в результате недавности и интенсивности этих новейших вертикальных поднятий. В обще диагональном поясе гор в поднятие были вовлечены разновозрастные структуры, как докембрийские (юг Алданского щита, байкалиды Станового хребта и нагорья), палеозойские (герциниды Алтая, Урала), мезозойские (северо-восток Азии).новейшие движения выражались не только в поднятиях, но и в опусканиях. Понижения земной коры создали современный облик впадин морей и крупных озер, многих низменностей и котловин (байкальская). Особенно сильным погружениям подверглись предгорные впадины, примыкающие к молодым горам.

Устойчивость платформ по отношениям к смятиям не означает и неподвижности вообще. Как платформы, так и складчатые области подвержены другому виду движений – попеременным вертикальным колебаниям (понятиям и опусканиям).

Связь рельефа со строением земной коры примерно такова: чем выше заемная поверхность, тем больше мощность коры. Наибольшая – где горные образования (40-45 км), наименьшая – котловина Охотского моря. Изостатическое равновесие. На контакте Евразийской и Северо-Американской плит происходит раздвижение плит (Момский рифт) и формирование зоны рассеянной сейсмичности. Последняя характерна и для окраины Охотоморской плиты. На контакте Евразийской и Амурской также раздвижение – Байкальский рифт. Охотоморская на контакте с Амурской (Сахалин и Японское море) сближение плит – 0,3-0,8 см в год. Евразийская граничит с Тихоокеанской, Северо-Американской, Африканской (Аравийской) и Индийской (Индостано-Памирской). Пояса сжатия литосферы между ними – Альпийско-Азиатский на юге и Циркум-Тихоокеанский на востоке. Окраины Евразийской плиты активны на востоке и юге и пассивны на севере. На востоке – погружение океанической под материковую: зона сочленения состоит из краевых морей, островных дуг и глубоководного желоба. На юге – горные хребты. Пассивные окраины на севере – огромный шельф и четко выраженный материковый склон.

Для Евразии характерны линейные и кольцевые структуры, установленные по данным космических снимков, геолого-геофизических и геологических исследований. сейсмические ядра материковой коры. Нуклеары, 14.

Тепловой поток Земли на территории России имеет различное значение: наименьшие величины на древних платформах и Урале. Повышенные – на всех молодых платформах (плитах). Максимальные значения – складчатые пояса, Байкальский рифт, окраинные моря ТО.

С глубиной температура в Земле постепенно возрастает. Под океаничекими плитами температура мантии достигает температуры плавления мантийных пород. Поэтому за подошву литосферы под океанами принимается поверхность начала плавления мантийного вещества. Ниже океанической литосферы мантийное вещество оказывается частично расплавленным и пластичным с пониженной вязкостью. Пластичный слой мантии выделяется в качестве самостоятельной оболочки – астеносферы. Последняя четко выражена только под океаническими плитами, под мощными континентальными плитами практичеки отсутствует (базальтовый магматизм). В предлах континентальных плит может проявиться только в том случае, когда горячее мантийное вещество благодаря расколу плиты может подняться до уровня начала плавления этого вещества (80-100 км).

Астеносфера не обладает пределом прочности и ее вещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточных давлений, хотя очень медленно из-за высокой вязкости астеносферного вещества (порядка 10 18 – 10 20). Для сравнения, вязкость воды 10 -2 , жидкой базальтовой лавы 10 4 – 10 6 , льда – около 10 13 и каменной соли - порядка 10 18 .

Перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходят под влиянием конвективных течений в мантии. Отдельные литосферные плиты могут расходиться, сближаться или скользить относительно друг друга. В первом случае между плитами возникают зоны растяжения с рифтовыми трещинами вдоль границ плит, во втором – зоны сжатия, сопровождаемые надвиганием одной из плит на другую, в третьем – сдвиговые зоны, трансформные разломы, вдоль которых и происходит смещение соседних плит.

В качестве главных категорий тектонических областей будем выделять: 1. относительно стабильные области – древние платформы, в основном обладающими доверхнепротерозойским метаморфическим фундаментом, 2. мобильные подвижные пояса неогея, состоящие из складчатых областей разного возраста (на месте отмерших геосинклинальных областей) и современных геосинклинальных областей, 3. области, переходные - метаплатформы.

Древние платформы , или кратоны, представляют обширные, измеряемые миллионами квадратных километров участки древней континентальной коры, в значительной мере сформированной в архее и почти целиком – к концу раннего протерозоя. Неогей - сравнительно спокойный тектонический режим: «вялость» вертикальнных движений, их слабая дифференцированность по площади, сравнительно низкие скорости поднятий и опусканий (менее 1 см/тыс. лет). На раннем мегаэтапе развития большая часть их площади испытывала поднятие, а в погружение в основном вовлекались узкие линейно вытянутые грабеннообразные впадины – авлакогены. На более позднем, плитном мегаэтапе (фанерозой), в опускание была втянута значительная площадь платформ, на которых образовался покров почти не дислоцированных отложений – плита. Одновременно с погружением фундамента в пределах плит обособились районы платформ, на протяжении большей части их истории обладавшие тенденцией к поднятию и представляющие обширные выступы древнего фундамента – щиты.

Чехол древних платформ обычно не несет следов метаморфических изменений, что, как и отсутствие или ограниченное развитие проявлений магматизма объясняется существенным снижением термического режима при образовании древних платформ и, как правило, низким тепловым потоком на большей части их территории (кроме авлакогенов). Однако в некоторых зонах древних платформ имели место проявления магматизма, а в отдельные редкие фазы в связи с аномальным разогревом верхней мантии под ними древние платформы могли становится ареной мощного траппового магматизма в эффузивной и интрузивной формах.

Подвижные пояса . Они были заложены в основном в древнем протерозое. В своем развитии проходят 2 мегаэтапа: геосинклинальный (наибольшая тектоническая подвижность, выраженная в дифференцированных горизонтальных и вертикальных движениях и высоким, хотя и непостоянным термическим режимом в коре и верхней мантии) и постгеосинклинальный (на месте отмерших геосинклинальных поясов, снижена активность, но гораздо больше, чем на древних платформах).

Общая продолжительность гоесинклинального процесса – 1-1,5 млрд лет, но на отдельных участках он заканчивается раньше. «Циклы», выделяеются собственно геосинклинальный этап и более короткий – орогенный (орогенез).

Собственно геосинклинальный: растяжение коры, возникновение удлиненных грабеннообразных впадин. Широкие прогибы распадаются на узкие. В конце собственно гесинкл. стадии прекращают опускание. В начале орогенного этапа подвергаются сльным сжимающим деформациям (от внутренних зон к периферии). Превращаются в складчатые сооружения. На протяжении орогенного этапа испытывают постепенно усиливающееся, не вполне компенсированное денудацией воздымание и на позднеорогенной стадии превращаются в горные сооружения. Таким образом происходит полное обращение тектонического плана (геосинклинальные прогибы в горные поднятия). Одновременно в зонах растущих складчатых сооружений возникают как бы компенсирующие их воздымание краевые прогибы, в тылу – внутренние прогибы или впадины, заполненные обломочным материалом.

«Циклы», на которые распадается процесс развития геосинклинальных поясов, завершаются относительным упрочнением коры, приобретающей на значительной (или всей) площади черты типичной (зрелой) коры континентального типа. В начале следующего «цикла» происходит частичная деструкция этой коры и регенерация геосинклинального режима, тогда как другие участки выключаются из дальнейшего геосинклинального процесса.

На большей части Северо-Атлантического подвижного пояса геосинклинальный процесс завершился в середине палеозоя, урало-Монгольского – в конце палеозоя – начале мезозоя, на большей части проятжения Средиземноморского пояса он близок к завершению, а значительые части тихоокеанского пояса еще находятся на разных стадиях геосинклинального процесса.

Метаплатформенные области . Нечто среднее по характеру тектонических структур, степени подвижности коры и особенностям тектонических движений. На границах. В структурном отношении – сочетание двух главных типов тектонических элементов - подвижных авлакогеосинклинальных зон и относительно «жестких» метаплатформенных массивов, отделенных этими зонами от древних платформ. Авлакогеосинклинальные зоны представляют линейно вытянутые зоны промежуточного характера между авлакогенами древних платформ и геосинклинальными прогибами подвижных поясов. В позднем протерозое, одновременно с обрамляющими платформы подвижными поясами, обычно ответвляясь от последних. Грабеннообазные прогибы – сжатие – метаморфизм, внедрение интрузивных тел – складчатые зоны (Донецкая, Тиманская).

Роль климата в жизни человека трудно переоценить. Он определяет соотношение тепла и влаги, а следовательно, условия протекания современных рельефообразующих процессов, формирование внутренних вод, развитие растительности, размещение растений. Особенности климата приходится учитывать в хозяйственной жизни человека.

Влияние географического положения.

Воздушные массы и их повторяемость. Для России характерны три типа воздушных масс: арктический воздух, воздух умеренных широт и тропический воздух.

На большей части страны в течение всего года преобладают воздушные массы умеренных широт, представленные двумя резко отличающимися подтипами: континентальным и морским. Континентальный воздух формируется непосредственно над материковой частью, отличается сухостью в течение всего года, низкими температурами зимой и достаточно высокими летом. Морской воздух поступает из Северной Атлантики, а в восточный районы – из северной части То. По сравнению с континентальным воздухом он более влажный, более прохладный летом и более теплый зимой. Продвигаясь по территории России, морской воздух довольно быстро трансформируется, приобретая черты континентального.

Арктический воздух формируется надо льдами Арктики, поэтому он холодный, имеет небольшую абсолютную влажность и высокую прозрачность. Влияние на северную часть страны, особенно СС и СВ. В переходные сезоны обуславливает заморозки. Летом, продвигаясь и всё больше иссушаясь приносит засухи и суховеи (юг ВЕ и ЗС). Воздух, формирующийся над Арктикой можно обозначить континентальным. Лишь над Баренцевым морем формируется морской арктический.

Тропический воздух над южными территориями, формируется над Средней Азией, Казахстаном, Прикаспийской низменностью, восточными районами Предкавказья и Закавказья в результате преобразования воздуха умеренных широт. Отличается высокими температурами, низкой влажностью и малой прозрачностью. На юг ДВ иногда проникает морской тропический из центральных районов То воздух, на Кавказ из Средиземноморья. Отличается высокой влажностью и высокими температурами.

Атмосферные фронты.

Физико-географические условия территории . Большое влияние оказывает подстилающая поверхность, над которой они формируются и приобретают новые свойства. Так, в зимнее время влажные воздушные массы приносят скрытую теплоту парообразования на холодную поверхность и наступает потепление. Летом тоже влажные воздушные массы приносят осадки, но на теплую подстилающую поверхность, начинается испарение и небольшое похолодание.

Велико влияние рельефа на климат: с высотой температура падает на каждые 100 метров на 0,6°С (в связи с уменьшением радиационного баланса), убывает атмосферное давление. Сказывается влияние экспозиции. Горы играют важную барьерную роль.

Особая роль – морские течения . Теплое Северо-Атлантическое, холодные вокруг Курил, Камчатки, Охотского моря.

Климатические особенности зимнего периода. В холодное время на территории России, с октября по апрель, устанавливается область повышенного давления (Азиатский максимум), развивается область пониженного давления у восточных берегов (Алеутский минимум) и усиливается Исландский минимум, достигая Карского моря. Между этими основными барическими центрами зимнего периода различия в давлении достигают наибольших величин и это способствует обострению циркуляционных процессов.

В связи с западным переносом, развитием циклонов и антициклонов циркуляционные процессы выражены очень резко и они в значительной степени определяют распределение тепла и влаги. Отчетливо прослеживается влияние Атлантики, Азиатского максимума, Алеутского минимума и солнечной радиации.

С Атлантического океана зимой воздушные массы приносят на материк большое количество тепла. Поэтому на ВЕ и северной половине ЗС температура понижается не столько с юга на север, сколько с запада на восток и на северо-восток, что подтверждается ходом январских изотерм.

Воздействие Азиатского максимума сказывается в крайне низкой температуре Средней Сибири, Северо-Востока и положении изотерм. В котловинах температура достигает -70 (полюс холода северного полушария – Оймякон и Верхоянск).

На ДВ Алеутский минимум и Охотская ветвь арктического фронта предопределяет циклоническую деятельность, что отражается в более теплых и снежных зимах, чем на континенте, поэтому январские изотермы идут параллельно берегу.

Наибольшее количество зимних осадков выпадает на западе, куда в циклонах поступает воздуха с Атлантики. С запада на восток и на северо-восток количество осадков постепенно убывает.

Климатические особенности летнего периода. Соотношение радиационных и циркуляционных условий резко меняется. Температурный режим определяется радиационными условиями – вся суша нагревается значительно больше, чем окружающие ее акватории. Поэтому уже с апреля по октябрь изотермы простираются почти субширотно. В июле на всей территории России среднемесячные температуры имеют положительные величины.

Летом Азорский максимум перемещается к северу и его восточная ветвь проникает на ВЕ равнину. От нее давление понижается к северу, к югу и востоку. Над СЛо сохраняется арктический максимум. Поэтому холодный воздух движется во внутренние, более теплые территории России, где он нагревается и удаляется от точки насыщения. Этот сухой воздух способствует происхождению засух, иногда с суховеями на юго-востоке ВЕ равнины, на юге ЗС равнины и севере Казахстана. С отрогом Азорского максимума также связано развитие сухой, ясной и теплой погоды. Над ТО Северо-Тихоокеанский максимум перемещается к северу (Алеутский минимум исчезает), и морской воздух устремляется на сушу. Возникает летний дальневосточный муссон.

Летом также западный перенос – с Атлантики – наибольшее количество осадков.

Все воздушные массы, приходящие на территорию страны летом, трансформируются в континентальный воздух умеренных широт. На атмосферных фронтах (арктический и полярный), развивается циклоническая деятельность. Наиболее ярко она выражена на полярном фронте над ВЕ равниной (континентальные и морские умеренные).

Арктический фронт выражен в пределах Баренцева и Карского морей и на побережье восточных морей СЛо. По линии арктического фронта циклоническая деятельность усиливается и вызывает длительные моросящие дожди в субарктическом и арктическом поясах. Летом выпадает максимум осадков, что связано с усиленной циклонической деятельностью, влагосодержанием воздушных масс и конвекцией.

Смена радиационных и циркуляционных условий происходит весной и осенью. Весной отрицательный радиационный баланс переходит в положительный, а осенью наоборот. Кроме того, меняется положение областей высокого и низкого давления, тип воздушных масс, а следовательно, и положение атмосферных фронтов.

На гипсометрической карте России и на снимках из космоса отчетливо виден орографический рисунок всей территории нашей страны. Он характеризуется сложным сочетанием низких и приподнятых равнин, плоскогорий, нагорий и гор.

На огромных равнинах обширные пространства занимают низменности с высотами менее 200 м, среди которых кое-где разбросаны возвышенности и отдельные островные кряжи. Выше подняты равнины СС, это скорее плоскогорья сильно изрезанные долинами, в особенности по краям. Они образуют как бы ступень при переходе от низин запада страны к нагорьям ее востока. У большинства равнин устойчивый фундамент с давних пор спокойный геологический режим. Но в далеком прошлом и равнины то погружались, то поднимались, и не раз служили дном морю, и сама их равнинность нередко обязана напластованиям, отложенным в древних морях.

Горные районы страны в отличие от равнинны не так спокойны: земная кора здесь и теперь подвижна, подвержена сжатиям, перекосам, дроблению, в особенности же интенсивному поднятиям и опусканиям; это арена продолжающегося современного горообразования.

На карте видно, что горные окраины нашей страны делятся на три разнородные полосы – южную, восточную и диагональную. Южная – звено альпийско-гималайского пояса геологически молодых горных сооружений (Кавказ). Восточная полоса – звено еще более молодого восточноазиатского пояса гор, а вместе с ним – часть грандиозного кольца горных систем, которое почти со всех сторон обнимает Тихий океан (Сихотэ-Алинь, Курило-Камчатская гряда, Сахалин). Третья полоса гор наискось пересекает восточную половину страны от нагорий Чукотки и Колымы к югу Сибири.

Южная и восточная полосы – это зоны не только новейших вертикальных поднятий, но и самой недавней складчатости. В отличие от них структуры третьей полосы построены складками различного, в том числе и древнейшего возраста. Однако новейшее поднятие здесь проходило также давно, кА и в зонах молодой складчатости.

Но не все звенья складчатых окраин на последнее этапе геологической истории поднимались. Некоторые, напротив, опускались и местами оказались затопленными морями – тихоокеанскими, Каспием, Черным. Поэтому и полосы поднятых складок не образуют сплошных барьеров, а чередуются с понижениями, впадинами и кое-где, в приморских районах, образуют острова.

Горное окаймление могло бы существовать и на севере страны, но суша здесь на большом протяжении опустилась под воды арктических морей, и горные системы превратились в изолированные архипелаги. Так возникли Земля Франца-Иосифа и Северная Земля. Обособилось в виде двух островов Новой Земли и северное продолжение горного вала Урала.

Такова в самых общих чертах картина горизонтального расчленения поверхности суши нашей страны. Но расчленение в плане свойственно и побережьям, где различаются полуострова и острова, заливы и проливы.

Крупнейшие заливы представляют собой целые моря: Балтийское, Белое, Черное с Азовским, охотское, у каждого из них свои тупиковые выгибы.

Дальневосточные моря – Берингово и Японское – в отличие от «морей-заливов» представляют собой «моря-проливы». Каждое из краевых морей Ледовитого океана также своего рода залив-пролив: их разграничивают архипелаги островов, прерываемые проливами.

Дну морей присущ свой рельеф, в котором можно различать и равнины и горные системы (например, полоса гор с горными хребтами Менделеева, Ломоносова и Отто Шмидта в Центральной Арктике), и глубочайшие впадины, в числе которых Курило-Камчатская, третья в мире по глубине, достигает отметки 10540 м ниже уровня океана. Сравнительно неглубокое дно у морей Арктики высится над глубинами центральных частей Ледовитого океана наподобие балкона, образуя материковую отмель или шельф.

Равнины сосредоточены главным образом в западной половине России, а плоскогорья, нагорья и горы преобладают на востоке – от долины Енисея до берегов морей Тихого океана. Равнины составляют около 60% территории. Две крупнейшие из них – ВЕ и ЗС – относятся к величайшим равнинам мира. Средневысотные горные системы сплошным барьером протягиваются параллельно побережьям морей Тихого океана. На юге, вдоль границы, простирается пояс высоких гор, от которого вся территория понижается к Северному Ледовитому океану. По этой покатости текут на север крупнейшие реки Сибири – Обь, Енисей, Лена. А на юг из Арктики по равнинам проходят мощные потоки холодного воздуха.

Южный пояс гор входит в полосу высоких поднятий Евразии и состоит из отдельных разновозрастных горных систем: Кавказа, Алтая, Саян, Прибайкалья и Забайкалья. Кавказ и Алтай относят к числу высоких гор Евразии.

Климат – многолетний режим погоды, сложившийся в результате взаимодействии атмосферы со всеми природно-географическими факторами и подверженный влиянию космоса и хозяйственной деятельности человека.

Климат России формируется под действием ряда климатообразующих факторов и процессов. Основными климатообразующими процессами являются радиационный и циркуляционный , которые определяются условиями территории.

Радиационные – поступающая солнечная радиация – энергетическая база, она определяет основной приток тепла к поверхности. Чем дальше от экватора – тем меньше угол падения солнечных лучей, тем меньшее количество поступает. Расходную часть составляют отраженная радиация (от альбедо) и эффективное излучение (увеличивается с уменьшением облачности, общее – с севера на юг).

В целом радиационный баланс по стране положительный. Исключение составляют только некоторые острова Арктики. Зимой он всюду отрицательный, летом – положительный.

Циркуляционные . Вследствие различных физических свойств суши и океана происходит неодинаковое нагревание и охлаждение соприкасающегося с ними воздуха. В итоге возникают перемещения воздушных масс различного происхождения – атмосферная циркуляция. Протекает под влиянием центров низкого и высокого давлений, их положение и степень выраженности изменяется сезонно. Однако на большей части нашей страны преобладают западные ветры, приносящие атлантические воздушные массы, с которыми связаны основные осадки.

Особенно большое влияние оказывается зимой, благодаря западному переносу теплых и влажных воздушных масс с Атлантики.

Большие размеры территории нашей страны, наличие обширных долин и крупных горных систем обусловили четкое зональное провинциальное распределение почв, растительности и животных. Основные условия формирования биокомпонентов – соотношение температуры и увлажнения. существенное влияние на их распределение оказывает рельеф территории и степень континентальности климата.

Единство биокомплекса обусловлено зональной структурой атмосферных процессов, взаимодействием всех компонентов природы и длительной историй развития территории в фанерозое.

Распространение почв, растительности и животных на территории России определяет закон зональности на равнинах и высотной поясности в горах. Поэтом при движении по меридианам или по склонам гор в связи с изменением гидро-климатических условий происходит постепенная смена одних типов почв и растительности, а также комплексов животных – другими.

Но в то же время возрастающая континентальность климата к востоку (до определенных пределов) и различная геологическая история крупных геоструктур (платформ и складчатых поясов) привели к дифференциации почв, растительности и животного мира, т.е. к проявлению провинциальности (секторности).

Особенности орографии территории предопределены сложной геологической историей и разнообразным геологическим строением. Крупные низменности, равнины и плоскогорья соответствуют платформам, а горные сооружения – складчатым поясам.

Территория России расположена на нескольких литосферных плитах: северной части Евразийской, западной части Северо-Американской, северной части Амурской. И только Охотоморская плита почти полностью находится на территории страны.

Земная кора в пределах России, как и всюду на Земле, разнородна и разновозрастная. Неоднородна она и в плане и по вертикали.

Более жесткие, стабильные участки земной коры – платформы – отличаются от более подвижных – складчатых поясов, сильнее подверженных как сжатиям, так и качаниям по вертикали. Платформам свойственна, как правило, двухъярусная структура, где различаются перемятый раздробленный цоколь и покрывающий его чехол горизонтальных пластов.

Древнейшими платформами считаются докембрийские. У них фундамент сложен не только самыми старыми породами, которым более 570-600 млн. лет, но и был смят в складки раньше, чем возникли напластования последующих эр. Такова структура двух наших обширных платформ, которые принадлежат к числу обширнейших в мире.

В тех частях, где древнейшие структуры Земли не заливались морями, или где морские отложения были размыты в последующие эпохи, на поверхность выходит древний фундамент – так называемые щиты. Существуют и подземные выходы фундамента, близко подступающие к поверхности (Воронежский кристаллический массив). До его свода лишь в одном месте «дорылся» Дон.

Устойчивые платформы с течением времени увеличивались в размерах – к ним припаивались участки соседних складчатых зон, приобретавшие в процессе смятий жесткость. В конце докембрийской эры, т.е. 500-600 млн. лет назад, байкальская складчатость резко нарастила докембрийское ядро будущей Сибирской платформы: к Алданскому щиту причленились огромные складчатые массивы Прибайкалья и части Забайкалья.

В течение палеозойской эры мощное складкообразование дважды потрясло земную кору. Первое, именуемое каледонской складчатостью, происходило в несколько приемов в раннем палеозое за 300-400 млн. лет до наших дней. Его памятниками остались складки в центре Саян. Второе, называемое герцинской складчатостью, протекало в позднем палеозое (200-250 млн. лет назад) и превратило огромный прогиб земно коры между Русской и Сибирской платформами в Урало-Тяньшанскую складчатую зону. В итоге этой складчатости Русская и Сибирская платформа объединились в целостный материк – основу будущей Евразии.

В широком поясе, прилегающем к Тихому океану, главным этапом смятий земной коры была мезозойская эра – 60-190. ее структуры, именуемые тихоокеанскими нарастили Сибирскую платформу с востока, образовав мощные складчатые области в Приморье, Приамурье, Забайкалье и на северо-востоке Сибири.

Не утратили своей податливости смятиям после мезозойских движений лишь две обширные полосы, где сохранился беспокойный режим. Одна протягивалась через Альпы и Кавказ к Гималаям. Вторая полоса, окаймляющая восток Азии и включающая западные окраины Тихого океана - Восточноазиатская складчатая область. Обе области продолжали существовать не только в мезозое, но и позднее. Именно в кайнозое, т.е. в последние 60 млн. лет, они оказались ареной мощных смятий. Здесь развернулась последняя из складчатостей – альпийская, в ходе которой были смяты недра Кавказа, Сахалина, Камчатки и Коряцкого нагорья. Эти активные области продолжают существовать и в наши дни, проявляя свою активность многочисленными землетрясениями, а в восточноазиатских горно-островных дугах и вулканизмом.

Во второй половине альпийской эры складчатости – в неогене, 10-20 мл. лет назад, начался совсем новый этап истории земной коры, имевший особое значение для современного рельефа. Он связан с новейшими, или неотектоническими движениями, преимущественно вертикальными поднятиями и опусканиями, охватившими не только альпийские подвижные зоны, но и значительно удаленные от них структуры самого различного возраста.

Очень интенсивному воздействию подверглись наиболее молодые складчатые зоны: Кавказ, Сахалин и Курило-Камчатская дуга. Все эти горные страны существую сейчас не сколько вследствие недавнего складкообразования, сколько в результате недавности и интенсивности этих новейших вертикальных поднятий. В обще диагональном поясе гор в поднятие были вовлечены разновозрастные структуры, как докембрийские (юг Алданского щита, байкалиды Станового хребта и нагорья), палеозойские (герциниды Алтая, Урала), мезозойские (северо-восток Азии).новейшие движения выражались не только в поднятиях, но и в опусканиях. Понижения земной коры создали современный облик впадин морей и крупных озер, многих низменностей и котловин (байкальская). Особенно сильным погружениям подверглись предгорные впадины, примыкающие к молодым горам.

Устойчивость платформ по отношениям к смятиям не означает и неподвижности вообще. Как платформы, так и складчатые области подвержены другому виду движений – попеременным вертикальным колебаниям (понятиям и опусканиям).

Связь рельефа со строением земной коры примерно такова: чем выше заемная поверхность, тем больше мощность коры. Наибольшая – где горные образования (40-45 км), наименьшая – котловина Охотского моря. Изостатическое равновесие. На контакте Евразийской и Северо-Американской плит происходит раздвижение плит (Момский рифт) и формирование зоны рассеянной сейсмичности. Последняя характерна и для окраины Охотоморской плиты. На контакте Евразийской и Амурской также раздвижение – Байкальский рифт. Охотоморская на контакте с Амурской (Сахалин и Японское море) сближение плит – 0,3-0,8 см в год. Евразийская граничит с Тихоокеанской, Северо-Американской, Африканской (Аравийской) и Индийской (Индостано-Памирской). Пояса сжатия литосферы между ними – Альпийско-Азиатский на юге и Циркум-Тихоокеанский на востоке. Окраины Евразийской плиты активны на востоке и юге и пассивны на севере. На востоке – погружение океанической под материковую: зона сочленения состоит из краевых морей, островных дуг и глубоководного желоба. На юге – горные хребты. Пассивные окраины на севере – огромный шельф и четко выраженный материковый склон.

Для Евразии характерны линейные и кольцевые структуры, установленные по данным космических снимков, геолого-геофизических и геологических исследований. сейсмические ядра материковой коры. Нуклеары, 14.

Тепловой поток Земли на территории России имеет различное значение: наименьшие величины на древних платформах и Урале. Повышенные – на всех молодых платформах (плитах). Максимальные значения – складчатые пояса, Байкальский рифт, окраинные моря ТО.

С глубиной температура в Земле постепенно возрастает. Под океаничекими плитами температура мантии достигает температуры плавления мантийных пород. Поэтому за подошву литосферы под океанами принимается поверхность начала плавления мантийного вещества. Ниже океанической литосферы мантийное вещество оказывается частично расплавленным и пластичным с пониженной вязкостью. Пластичный слой мантии выделяется в качестве самостоятельной оболочки – астеносферы. Последняя четко выражена только под океаническими плитами, под мощными континентальными плитами практичеки отсутствует (базальтовый магматизм). В предлах континентальных плит может проявиться только в том случае, когда горячее мантийное вещество благодаря расколу плиты может подняться до уровня начала плавления этого вещества (80-100 км).

Астеносфера не обладает пределом прочности и ее вещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточных давлений, хотя очень медленно из-за высокой вязкости астеносферного вещества (порядка 10 18 – 10 20). Для сравнения, вязкость воды 10 -2 , жидкой базальтовой лавы 10 4 – 10 6 , льда – около 10 13 и каменной соли - порядка 10 18 .

Перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходят под влиянием конвективных течений в мантии. Отдельные литосферные плиты могут расходиться, сближаться или скользить относительно друг друга. В первом случае между плитами возникают зоны растяжения с рифтовыми трещинами вдоль границ плит, во втором – зоны сжатия, сопровождаемые надвиганием одной из плит на другую, в третьем – сдвиговые зоны, трансформные разломы, вдоль которых и происходит смещение соседних плит.

В качестве главных категорий тектонических областей будем выделять: 1. относительно стабильные области – древние платформы, в основном обладающими доверхнепротерозойским метаморфическим фундаментом, 2. мобильные подвижные пояса неогея, состоящие из складчатых областей разного возраста (на месте отмерших геосинклинальных областей) и современных геосинклинальных областей, 3. области, переходные - метаплатформы.

Древние платформы , или кратоны, представляют обширные, измеряемые миллионами квадратных километров участки древней континентальной коры, в значительной мере сформированной в архее и почти целиком – к концу раннего протерозоя. Неогей - сравнительно спокойный тектонический режим: «вялость» вертикальнных движений, их слабая дифференцированность по площади, сравнительно низкие скорости поднятий и опусканий (менее 1 см/тыс. лет). На раннем мегаэтапе развития большая часть их площади испытывала поднятие, а в погружение в основном вовлекались узкие линейно вытянутые грабеннообразные впадины – авлакогены. На более позднем, плитном мегаэтапе (фанерозой), в опускание была втянута значительная площадь платформ, на которых образовался покров почти не дислоцированных отложений – плита. Одновременно с погружением фундамента в пределах плит обособились районы платформ, на протяжении большей части их истории обладавшие тенденцией к поднятию и представляющие обширные выступы древнего фундамента – щиты.

Чехол древних платформ обычно не несет следов метаморфических изменений, что, как и отсутствие или ограниченное развитие проявлений магматизма объясняется существенным снижением термического режима при образовании древних платформ и, как правило, низким тепловым потоком на большей части их территории (кроме авлакогенов). Однако в некоторых зонах древних платформ имели место проявления магматизма, а в отдельные редкие фазы в связи с аномальным разогревом верхней мантии под ними древние платформы могли становится ареной мощного траппового магматизма в эффузивной и интрузивной формах.

Подвижные пояса . Они были заложены в основном в древнем протерозое. В своем развитии проходят 2 мегаэтапа: геосинклинальный (наибольшая тектоническая подвижность, выраженная в дифференцированных горизонтальных и вертикальных движениях и высоким, хотя и непостоянным термическим режимом в коре и верхней мантии) и постгеосинклинальный (на месте отмерших геосинклинальных поясов, снижена активность, но гораздо больше, чем на древних платформах).

Общая продолжительность гоесинклинального процесса – 1-1,5 млрд лет, но на отдельных участках он заканчивается раньше. «Циклы», выделяеются собственно геосинклинальный этап и более короткий – орогенный (орогенез).

Собственно геосинклинальный: растяжение коры, возникновение удлиненных грабеннообразных впадин. Широкие прогибы распадаются на узкие. В конце собственно гесинкл. стадии прекращают опускание. В начале орогенного этапа подвергаются сльным сжимающим деформациям (от внутренних зон к периферии). Превращаются в складчатые сооружения. На протяжении орогенного этапа испытывают постепенно усиливающееся, не вполне компенсированное денудацией воздымание и на позднеорогенной стадии превращаются в горные сооружения. Таким образом происходит полное обращение тектонического плана (геосинклинальные прогибы в горные поднятия). Одновременно в зонах растущих складчатых сооружений возникают как бы компенсирующие их воздымание краевые прогибы, в тылу – внутренние прогибы или впадины, заполненные обломочным материалом.

«Циклы», на которые распадается процесс развития геосинклинальных поясов, завершаются относительным упрочнением коры, приобретающей на значительной (или всей) площади черты типичной (зрелой) коры континентального типа. В начале следующего «цикла» происходит частичная деструкция этой коры и регенерация геосинклинального режима, тогда как другие участки выключаются из дальнейшего геосинклинального процесса.

На большей части Северо-Атлантического подвижного пояса геосинклинальный процесс завершился в середине палеозоя, урало-Монгольского – в конце палеозоя – начале мезозоя, на большей части проятжения Средиземноморского пояса он близок к завершению, а значительые части тихоокеанского пояса еще находятся на разных стадиях геосинклинального процесса.

Метаплатформенные области . Нечто среднее по характеру тектонических структур, степени подвижности коры и особенностям тектонических движений. На границах. В структурном отношении – сочетание двух главных типов тектонических элементов - подвижных авлакогеосинклинальных зон и относительно «жестких» метаплатформенных массивов, отделенных этими зонами от древних платформ. Авлакогеосинклинальные зоны представляют линейно вытянутые зоны промежуточного характера между авлакогенами древних платформ и геосинклинальными прогибами подвижных поясов. В позднем протерозое, одновременно с обрамляющими платформы подвижными поясами, обычно ответвляясь от последних. Грабеннообазные прогибы – сжатие – метаморфизм, внедрение интрузивных тел – складчатые зоны (Донецкая, Тиманская).

Роль климата в жизни человека трудно переоценить. Он определяет соотношение тепла и влаги, а следовательно, условия протекания современных рельефообразующих процессов, формирование внутренних вод, развитие растительности, размещение растений. Особенности климата приходится учитывать в хозяйственной жизни человека.

Влияние географического положения.

Воздушные массы и их повторяемость. Для России характерны три типа воздушных масс: арктический воздух, воздух умеренных широт и тропический воздух.

На большей части страны в течение всего года преобладают воздушные массы умеренных широт, представленные двумя резко отличающимися подтипами: континентальным и морским. Континентальный воздух формируется непосредственно над материковой частью, отличается сухостью в течение всего года, низкими температурами зимой и достаточно высокими летом. Морской воздух поступает из Северной Атлантики, а в восточный районы – из северной части То. По сравнению с континентальным воздухом он более влажный, более прохладный летом и более теплый зимой. Продвигаясь по территории России, морской воздух довольно быстро трансформируется, приобретая черты континентального.

Арктический воздух формируется надо льдами Арктики, поэтому он холодный, имеет небольшую абсолютную влажность и высокую прозрачность. Влияние на северную часть страны, особенно СС и СВ. В переходные сезоны обуславливает заморозки. Летом, продвигаясь и всё больше иссушаясь приносит засухи и суховеи (юг ВЕ и ЗС). Воздух, формирующийся над Арктикой можно обозначить континентальным. Лишь над Баренцевым морем формируется морской арктический.

Тропический воздух над южными территориями, формируется над Средней Азией, Казахстаном, Прикаспийской низменностью, восточными районами Предкавказья и Закавказья в результате преобразования воздуха умеренных широт. Отличается высокими температурами, низкой влажностью и малой прозрачностью. На юг ДВ иногда проникает морской тропический из центральных районов То воздух, на Кавказ из Средиземноморья. Отличается высокой влажностью и высокими температурами.

Атмосферные фронты.

Физико-географические условия территории . Большое влияние оказывает подстилающая поверхность, над которой они формируются и приобретают новые свойства. Так, в зимнее время влажные воздушные массы приносят скрытую теплоту парообразования на холодную поверхность и наступает потепление. Летом тоже влажные воздушные массы приносят осадки, но на теплую подстилающую поверхность, начинается испарение и небольшое похолодание.

Велико влияние рельефа на климат: с высотой температура падает на каждые 100 метров на 0,6°С (в связи с уменьшением радиационного баланса), убывает атмосферное давление. Сказывается влияние экспозиции. Горы играют важную барьерную роль.

Особая роль – морские течения . Теплое Северо-Атлантическое, холодные вокруг Курил, Камчатки, Охотского моря.

Климатические особенности зимнего периода. В холодное время на территории России, с октября по апрель, устанавливается область повышенного давления (Азиатский максимум), развивается область пониженного давления у восточных берегов (Алеутский минимум) и усиливается Исландский минимум, достигая Карского моря. Между этими основными барическими центрами зимнего периода различия в давлении достигают наибольших величин и это способствует обострению циркуляционных процессов.

В связи с западным переносом, развитием циклонов и антициклонов циркуляционные процессы выражены очень резко и они в значительной степени определяют распределение тепла и влаги. Отчетливо прослеживается влияние Атлантики, Азиатского максимума, Алеутского минимума и солнечной радиации.

С Атлантического океана зимой воздушные массы приносят на материк большое количество тепла. Поэтому на ВЕ и северной половине ЗС температура понижается не столько с юга на север, сколько с запада на восток и на северо-восток, что подтверждается ходом январских изотерм.

Воздействие Азиатского максимума сказывается в крайне низкой температуре Средней Сибири, Северо-Востока и положении изотерм. В котловинах температура достигает -70 (полюс холода северного полушария – Оймякон и Верхоянск).

На ДВ Алеутский минимум и Охотская ветвь арктического фронта предопределяет циклоническую деятельность, что отражается в более теплых и снежных зимах, чем на континенте, поэтому январские изотермы идут параллельно берегу.

Наибольшее количество зимних осадков выпадает на западе, куда в циклонах поступает воздуха с Атлантики. С запада на восток и на северо-восток количество осадков постепенно убывает.

Климатические особенности летнего периода. Соотношение радиационных и циркуляционных условий резко меняется. Температурный режим определяется радиационными условиями – вся суша нагревается значительно больше, чем окружающие ее акватории. Поэтому уже с апреля по октябрь изотермы простираются почти субширотно. В июле на всей территории России среднемесячные температуры имеют положительные величины.

Летом Азорский максимум перемещается к северу и его восточная ветвь проникает на ВЕ равнину. От нее давление понижается к северу, к югу и востоку. Над СЛо сохраняется арктический максимум. Поэтому холодный воздух движется во внутренние, более теплые территории России, где он нагревается и удаляется от точки насыщения. Этот сухой воздух способствует происхождению засух, иногда с суховеями на юго-востоке ВЕ равнины, на юге ЗС равнины и севере Казахстана. С отрогом Азорского максимума также связано развитие сухой, ясной и теплой погоды. Над ТО Северо-Тихоокеанский максимум перемещается к северу (Алеутский минимум исчезает), и морской воздух устремляется на сушу. Возникает летний дальневосточный муссон.

Летом также западный перенос – с Атлантики – наибольшее количество осадков.

Все воздушные массы, приходящие на территорию страны летом, трансформируются в континентальный воздух умеренных широт. На атмосферных фронтах (арктический и полярный), развивается циклоническая деятельность. Наиболее ярко она выражена на полярном фронте над ВЕ равниной (континентальные и морские умеренные).

Арктический фронт выражен в пределах Баренцева и Карского морей и на побережье восточных морей СЛо. По линии арктического фронта циклоническая деятельность усиливается и вызывает длительные моросящие дожди в субарктическом и арктическом поясах. Летом выпадает максимум осадков, что связано с усиленной циклонической деятельностью, влагосодержанием воздушных масс и конвекцией.

Смена радиационных и циркуляционных условий происходит весной и осенью. Весной отрицательный радиационный баланс переходит в положительный, а осенью наоборот. Кроме того, меняется положение областей высокого и низкого давления, тип воздушных масс, а следовательно, и положение атмосферных фронтов.

Общие черты рельефа дна Мирового океана

Самое общее представление о характере рельефа дна Мирового океана дает батиграфическая кривая. Она показывает распределение площади дна океана по разным ступеням глубины. Исследования в Атлантическом, Тихом и Индийском океанах показали, что от 73,2 до 78,8% площади дна океанов лежит на глубинах от 3 до 6 км, от 14,5 до 17,2% дна океанов – на глубинах от 200 м до 3 км, и только 4,8-8,8% площади океанов имеют глубину менее 200 м.

Резко отличается от всех остальных океанов структурой батиграфической кривой Северный Ледовитый океан. Здесь пространство дна с глубинами мене 200 м занимают 44,3%, с глубинами от 3 до 6 км всего лишь 27,7%.

В зависимости от глубины океан обычно разделяют на следующие батиметрические зоны:

литоральную или прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров;

неритовую – до глубин порядка 200м;

батиальную – с глубинами до 3 км;

абиссальную с глубинами от 3 до 6 км;

гипабиссальную с глубинами более 6 км.

Пограничные глубины этих зон довольно условны. В отдельных конкретных случаях они могут сильно сдвигаться. Например, в Черном море абиссаль начинается с глубины 2 км

В действительности батиграфическая кривая не может служить источником для получения представления об основных элементах рельефа дна Мирового океана. Но еще со времен Г. Вагнера (с конца XIX века) установилась традиция отождествлять различные участки этой кривой с основными элементами рельефа на дне Мирового океана.

На дне Мирового океана выделяют крупнейшие элементы, к которым относятся геотекстуры или планетарные морфоструктуры:

подводные окраины материков;

переходные зоны;

ложе океана;

срединно-океанические хребты.

Эти крупнейшие элементы выделяют на основе коренных различий в строении рельефа твердой земной поверхности и различных типов земной коры.

Планетарные морфоструктуры дна Мирового океана в свою очередь подразделяются на морфоструктуры второго порядка:

Подводные окраины материков состоят:

из шельфа;

материкового склона;

материкового подножия.

Переходные зоны делятся на переходные области, каждая из которых представлена:

котловиной окраинного моря;

островной дугой;

глубоководным желобом.

Ложе океана состоит:

из океанических котловин различных типов;

океанических поднятий различных типов.

Срединно-океанические хребты подразделяются:

на рифтовые зоны;

фланговые зоны.

Подводные окраины материков

Шельф – относительно выровненная мелководная часть океанического дна. Он прилегает к берегу моря или океана. Иногда шельф называют материковой отмелью. Его прорезают многочисленные затопленные, полупогребенные позднейшими донными отложениями речные долины. На шельфах находящихся в зоне четвертичных оледенений обнаруживаются различные следы рельефообразующей деятельности ледников: шлифованные скалы, «бараньи лбы», краевые морены.

На шельфах широко распространены древние континентальные отложения. Все это свидетельствует о недавнем существовании суши на месте шельфа.

Таким образом, шельф образовался в результате новейшего затопления бывшей прибрежной суши водами океана. Затопление произошло вследствие подъема уровня Мирового океана после окончания последнего оледенения.

На шельфе протекает деятельность современных рельефообразующих агентов:

абразионная и аккумулятивная деятельность морского волнения;

деятельность морских приливов;

деятельность коралловых полипов и известковых водорослей тропических и экваториальных морей.

Особый интерес представляют широкие шельфы, примыкающие к обширным прибрежным равнинам. В пределах равнин обнаруживаются и разрабатываются нефтегазовые месторождения. Нередко эти месторождения продолжаются и в пределы шельфа. В настоящее время известно немало примеров интенсивной разработки таких месторождений. Все это говорит об общности геологического строения шельфа и прилегающей к ней суши.

Не меньший практический интерес имеют рыбные богатства шельфа. Велики ресурсы шельфа в отношении запасов строительных материалов.

Материковый склон. Шельф со стороны океана очерчен морфологически выраженной границей – бровкой шельфа (резкий перегиб профиля). За бровкой шельфа сразу же начинается резкое увеличение крутизны дна – зона дна с крутыми уклонами. Эта зона прослеживается в пределах глубин от 100-200 м и до 3-3,5 км, и получила название материкового склона.

Характерными особенностями материкового склона являются:

глубокое поперечное, по отношению к его продольному профилю, расчленение долинообразными формами – подводными каньонами. Предполагается, что подводные каньоны имеют комплексное происхождение. Первичные формы каньонов формируются под действием тектонических разломов. Вторичные формы образуются в результате воздействия мутьевых потоков на первичные формы. Мутьевые потоки разрабатывают ранее существующие каньоны. Мутьевые потоки – это движущиеся под действием силы тяжести потоки суспензии взвешенного осадочного материала.

часто встречающаяся ступенчатость профиля. Материкам в целом присущи восходящие вертикальные движения земной коры, а ложу океана – прогибание, опускание. В результате образуется ступенчатый профиль материкового склона. На материковом склоне протекают такие гравитационные процессы как подводные оползни и крип. Гравитационные процессы на материковом склоне в совокупности представляют собой важнейший механизм перемещения осадочного материала с шельфа и верхней части материкового склона на большие глубины. Перемещение осадочного материала по ступенчатому склону осуществляется следующим образом: осадочный материал доходит до ступени, максимально накапливается, а затем происходит его сброс на ступень. Такая картина характерна, например для Патагонского шельфа в Атлантическом океане. Причем отдельные ступени материкового склона могут быть сильно развиты в ширину. Они получили название краевых плато.

нередко встречающаяся моноклинная структура материкового склона. В этом случае материковый склон оказывается сложенным серией наклонных осадочных слоев. Слои последовательно наращивают склон и тем самым обуславливают его выдвижение в сторону океана. В последнее время выяснено, что материковый склон имеет обильное живое население. Многие промысловые рыбы ловятся именно в пределах материкового склона.

Материковое подножие – это крупнейшая аккумулятивная форма рельефа дна океана.

Обычно это волнистая наклонная равнина, которая примыкает к основанию материкового склона. Ее происхождение связано с накоплением огромных масс осадочного материала и отложением его в глубоком прогибе земной коры. Осадочный материал перемещается сюда под действием гравитационных процессов и течений. Таким образом, прогиб оказывается погребенным под этими осадками. Там, где количество осадков особенно велико, внешняя граница «линзы» осадков выдвинута в пределы ложа океана. В результате под осадками оказывается погребенной уже океаническая земная кора.

К материковому подножию приурочена также деятельность донных абиссальных течений. Эти течения формируют глубинные придонные водные массы океана. Абиссальные течения перемещают в зоне материкового подножия огромные массы полувзвешенного осадочного материала. Причем это перемещение происходит параллельно основанию материкового склона. Большие массы осадков выпадают из водной толщи по пути следования течений. Из этого материала строятся огромные донные аккумулятивные формы рельефа – осадочные хребты.

В других случаях между основанием материкового склона и ложем океана вместо горно-холмистого рельефа располагается узкая глубокая впадина, с выровненным под действием аккумуляции дном.

В совокупности подводная окраина материкового склона может рассматриваться как гигантский массив «континентальной террасы». В свою очередь эта терраса является сосредоточением осадочного материала на дне океана. Благодаря аккумуляции осадков эта терраса имеет тенденцию к выдвижению в океан и «наползанию» на периферические участки океанической коры.

Поскольку материки – это выступы земной поверхности, то есть объемные тела, то материковую отмель можно рассматривать как часть поверхности материка, затопленную водами океана. Материковый склон – как склон, «торец» материковой глыбы. Причем материковый склон и материковая отмель морфологически представляют собой единую систему. Материковое подножие также тяготеет к этой системе. Таким образом, вместе они образуют морфоструктуру первого порядка – подводную окраину материков.

Переходные зоны

На большей части периферии Атлантического, Индийского и всего Северного Ледовитого океанов подводные окраины материков непосредственно контактируют с ложем океана.

На периферии Тихого океана в районе Карибского моря и моря Скотия, а также на северо-восточной окраине Индийского океана выявлены более сложные системы перехода от континента к океану. На всем протяжении западной окраины Тихого океана от Берингового моря до новой Зеландии между подводными окраинами материков и ложем океана лежит обширная переходная зона.

В наиболее типичном виде переходные зоны представлены в виде комплекса трех крупных элементов рельефа:

котловин окраинных морей;

островных дуг – горных систем, отгораживающих котловины окраинных морей от океана и увенчанных островами;

глубоководных желобов – узких, очень глубоких впадин (депрессий), обычно с внешней стороны островных дуг. Причем в депрессиях отмечаются самые большие глубины океанов.

Котловины окраинных морей. Моря, как правило, глубокие. Нередко в морях дно неровное и изобилует горами, холмами, возвышенностями. Мощность осадков в таких морях невелика.

В других морях дно идеально выровнено, а мощность осадков превышает 2-3 км. Причем именно осадки выравнивают рельеф, путем погребения коренных неровностей.

Земная кора под котловинами окраинных морей является субокеанической.

Островные дуги в некоторых случаях увенчаны вулканами. Многие из них действующие. Более 70% действующих вулканов приурочены именно к островным дугам. Наиболее крупные из хребтов выступают над уровнем моря и образуют острова (например, Курильские).

Встречаются переходные области, в которых не одна, а несколько островных дуг. Иногда разновозрастные дуги сливаются друг с другом, образуя крупные массивы островной суши. Таким массивам, например, свойственны острова Сулавеси и Хальмагера. Крупнейшим островным массивом является Японская островная дуга. Под такими крупными островными массивами нередко обнаруживается земная кора континентального типа. Важнейшей чертой переходной зоны является высокая степень сейсмичности.

Выделяют эпицентры:

поверхностных землетрясений (30-50 км). Они сосредоточены главным образом в глубоководных желобах и на внешнем крае островных дуг;

среднефокусных землетрясений – 300-50 км;

глубокофокусных землетрясений – глубина более 300 км. Эти эпицентры приходятся в основном на глубоководные котловины окраинных морей.

Все очаги землетрясений приурочены к некоторым зонам, уходящим от поверхности Земли в ее недра. Эти зоны носят название зон Бениоффа-Заварицкого. Они уходят под окраинные моря или даже под окраину материка и наклонены под углом 30-60º. Это зоны повышенной неустойчивости вещества слагающего Землю. Они пронизывают земную кору, верхнюю мантию и заканчиваются на глубинах до 700 км.

Таким образом, переходные зоны отличаются резкими контрастами глубин и высот, а также обилием вулканов.

Переходным зонам характерен геосинклинальный тип земной коры.

Ложе океана

Рельеф ложа океана характеризуется сочетанием:

обширных котловин;

разделяющих эти котловины поднятий.

Котловины ложа океана. Дно котловин почти повсеместно отличается повышенным распространением холмистого рельефа – рельефа абиссальных холмов. Абиссальные холмы – это подводные возвышения высотой от нескольких метров и до 500 м. В поперечнике холмы достигают размеров от 1 до нескольких десятков км. Абиссальные холмы образуют на дне котловин скопления, которые занимают большие площади. Почти повсюду абиссальные холмы плащеобразно покрыты донными отложениями.

Там, где мощность осадков велика, холмистый рельеф сменяется волнистыми абиссальными равнинами.

Там, где осадки полностью погребают неровности коренного ложа, образуются плоские абиссальные равнины. Они занимают не более 8% площади дна котловин.

Над дном котловин возвышаются подводные горы. Это отдельно стоящие горы, имеющие преимущественно вулканическое происхождение. Некоторые из них столь высоки, что их вершины выступают над уровнем океана и образуют вулканические острова.

Местами в пределах ложа обнаруживаются долины. Их длина может достигать несколько тысяч километров. Их образование связано с деятельностью придонных течений и мутьевых потоков.

Поднятия ложа океана неоднородны. Большинство поднятий линейно ориентированы и их принято называть океаническими (но не срединно-океаническими) хребтами. Морфологически океанические хребты подразделяются:

на океанические валы (сводовые валы);

сводово-глыбовые хребты;

глыбовые хребты.

Кроме хребтов в поднятиях ложа океана выделяют океанические возвышенности. Они отличаются:

большой шириной поверхности вершины;

относительной изометричностью очертаний.

Если такая возвышенность по краям резко выраженными уступами, то ее называют океаническим плато (например, Бермудское плато в Атлантическом океане).

На ложе океанов не бывает землетрясений. Однако в некоторых хребтах и даже в отдельно стоящих горах проявляется современный вулканизм.

Характерной чертой рельефа и тектоники ложа океана являются зоны океанических разломов. К ним относятся:

глыбовые (горстовые) хребты, линейно расположенные формы рельефа;

впадины-грабены, протягивающиеся на сотни и тысячи километров. Они образуют глубокие океанические троги, секущие рифтовые и фланговые зоны срединно-океанических хребтов.

Срединно-океанические хребты

Срединно-океанические хребты были выделены в 50-60-х годах прошлого столетия. Система срединно-океанических хребтов протягивается через все океаны. Она начинается в Северном Ледовитом океане, продолжается в Атлантическом океане, уходит в Индийский океан и переходит в Тихий океан. Изучение рельефа этой системы показывает, что, в сущности, это система нагорий, состоящих из ряда хребтов. Ширина такого нагорья может достигать 1000 км. Общая протяженность всей системы превышает 60 тыс. км. В целом это самая грандиозная горная система на Земле, равной которой нет на суше.

В срединно-океанических хребтах выделяют: рифтовые и фланговые зоны.

Для осевой части системы присуща рифтовая структура. Она разбита разломами того же происхождения, что и хребет. В собственно осевой части эти разломы образуют депрессии – рифтовые долины. Рифтовые долины пересекаются с поперечными желобами, которые приурочены к зонам поперечных разломов. В большинстве случаев желоба более глубокие, чем рифтовые долины. Желоба характеризуются максимальными глубинами.

По обе стороны от рифтовой зоны простираются фланговые зоны системы. Они также имеют горный рельеф, но мене расчлененный и менее резкий, чем в рифтовой зоне. Периферической части фланговых зон присущ низкогорный рельеф, который постепенно переходит в холмистый рельеф ложе океана.

Срединно-океаническим хребтам присущи также вулканизм и высокая степень сейсмичности. Здесь распространены исключительно поверхностные землетрясения с глубинами очагов не более 30-50 км.

Срединно-океаническим хребтам свойственны особые черты строения земной коры. Под осадочным слоем изменчивой мощности в срединно-океанических хребтах залегает слой земной коры более плотный, чем базальтовый. Исследования показали широкое распространение пород свойственных мантии Земли. В связи с этим возникла гипотеза тектоники литосферных плит, гипотеза разрастания («спрединга») океанической коры и огромных перемещений литосферных плит в зоне приуроченной к срединно-океаническим хребтам. Таким образом, тип коры для зоны срединно-океанических хребтов носит название рифтогенального.

Южными материками условно называют не только Австралию и Антарктиду, которые полностью находятся в Южном полушарии, но и Африку и Южную Америку, частично располагающихся в Северном полушарии. Все четыре материка имеют общую историю развития природных условий - все они были частью единого материка Гондваны.

Географическое положение. Рассмотрение географического положения материка всегда предшествует его изучению. Что же такое географическое положение? Это, по существу, адрес материка. И природа его зависит от того, в какой части земной поверхности находится материк. Если он располагается близ полюса, естественно, там будут суровые природные условия, а если близ экватора, то он будет отличаться жарким климатом. От географического положения зависит количество получаемого солнечного тепла и осадков, их распределение по временам года.

Из предшествующего курса географии вы знаете: чтобы определить положение любого географического объекта на поверхности Земли, надо знать его географические координаты. Прежде всего определяют крайние северную и южную точки материка, т. е. узнают, в каких широтах он находится. Важно также положение материка по отношению к начальному меридиану, его крайние западная и восточная точки. От протяженности материка с запада на восток зависят степень влияния океана, континентальность его климата, разнообразие природных условий. Имеет также значение близость других материков и омывающие океаны. (План характеристики географического положения материка см. в приложении.)

Особенности географического положения южных материков состоят в том, что три материка: Южная Америка, Африка и Австралия - располагаются близ экватора, поэтому там преобладают высокие температуры на большей части территории весь год. Лишь узкая южная часть Южной Америки заходит в умеренные широты. Большая часть материков находится в субэкваториальном и тропических поясах. Антарктида - единственный материк Земли, который располагается вокруг Южного полюса, что обусловливает исключительную суровость его природы.

Таким образом, географическое положение явилось причиной больших контрастов в природе южных материков: от вечного лета до вечной зимы.

1. Пользуясь планом, определите географическое положение острова Мадагаскар.
2. В северной части Африки находится крупнейшая пустыня мира. Как вы думаете, какое влияние на ее образование оказывает географическое положение материка?

Общие черты рельефа. Как вам уже известно (см. тему «Литосфера и рельеф Земли»), северные и южные материки развивались по-разному. Поскольку южные материки когда-то составляли единый материк, они имеют сходные черты природы.

Внимательное рассмотрение физической карты мира и отдельных материков позволяет выделить несколько общих особенностей рельефа всех четырех континентов:

1. В рельефе всех материков выделяются две главные части - обширные равнины и горы.
2. Большую часть континентов занимают равнины, расположенные на платформах.
3. Разные горные системы находятся на окраинах материков: Анды в Южной Америке - на западе, Атлас в Африке - на северо-западе, Большой Водораздельный хребет в Австралии - на востоке. Эти горы как бы кольцом окружают единые в прошлом равнины Гондваны. В строении равнин современных материков много общего. Большая их часть образована на древних платформах, сложенных в основании кристаллическими и метаморфическими породами.

Кроме относительно плоских участков на равнинах есть территории, где на поверхность выступают древние кристаллические породы основания платформы. На этих выступах образовались глыбовые горы и нагорья в виде горстовых поднятий. Прогибы платформ, покрытые осадочными породами, представлены в рельефе обширными впадинами, часть из которых - низменные равнины.

В чем же причины распада Гондваны на отдельные материки? Ученые полагают, что примерно 200 млн лет назад внутренние силы Земли (передвижение вещества в мантии) привели к расколу и раздвижению единого материка.

Существует и гипотеза о космических причинах изменения внешнего облика нашей планеты. Предполагают, что столкновение внеземного тела с нашей планетой могло вызвать раскол гигантской суши, раздвижение участков литосферы, поднятия и опускания отдельных участков, которые сопровождались излиянием базальтовых лав. В пространствах между отдельными частями Гондваны постепенно образовались Индийский и Атлантический океаны, а там, где литосферные плиты сталкивались с другими плитами, образовались складчатые горные области.

С геологической историей, с составом горных пород и рельефом материков тесно связаны месторождения полезных ископаемых. Все южные материки богаты ими. С близким залеганием кристаллического фундамента платформ и выходами его на поверхность связаны месторождения руд черных и цветных металлов (меди, свинца, цинка, никеля и др.), алмазов, благородных и редких металлов. Месторождения их расположены как на равнинах, так и в горах.

Участки равнин, сложенные толщами осадочных пород, богаты месторождениями нефти, природного газа, фосфоритов, каменного и бурого угля. Геологи, ведущие разведку месторождений, используют данные о единстве строения рельефа материков. За последние десятилетия в сходных геологических условиях, например, найдены месторождения нефти у западных берегов Африки и примерно на тех же широтах у восточных берегов Южной Америки.

1. Пользуясь планом характеристики географического положения материка (океана), объясните, какое значение имеет каждый пункт плана.
2. Каковы закономерности расположения гор и обширных равнин на поверхности Земли и как это проявляется на материках Южного полушария?

Общее представление о распределении глубин океанов дают батиграфические кривые Мирового океана в целом и отдельных океанов (рис. 19.1). Сравнение этих кривых показывает, что в Тихом и Атлантическом океанах распределение глубин почти одинаково и следует тем же закономерностям, что и распределение глубин по всему Мировому океану. От 72,3 до 78,8 % площади дна океанов лежит на глубинах от 3000 до 6000 м, от 14,5 до 17,2 % - на глубинах от 200 до 3000 м и только от 4,8 до 8,8 % площади океанов имеют глубины менее 200 м. Соответствующие цифры для Мирового океана - 73,8; 16,5 и 7,2%. Резко отличается структурой батиграфической кривой Северный Ледовитый океан, где пространство дна с глубинами менее 200 м занимает 44,3 %, а глубины, наиболее характерные для всех океанов (т. е. от 3000 до 6000 м), - всего 27,7 %. В зависимости от глубины океаны обычно разделяют на батиметрические зоны: литоральную , т. е. прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров; неритовую - до глубин порядка 200 м; батиальную - до 3000 м; абиссальную - от 3000 до 6000 м; гипабиссальную глубину - более 6000 м.

По современным представлениям, дно океана по наиболее характерным чертам своего строения делится на подводные континентальные окраины, переходную зону, ложе океана и срединноокеанические хребты.

Подводные континентальные окраины разделяются на шельф, материковый склон и материковое подножие (рис. 19.2).

Шельф (материковая отмель) примыкает непосредственно к суше, распространяясь до глубины 200 м. Ширина его меняется от первых десятков километров до 800-1000 км в Северном Ледовитом океане. Это мелководная часть моря с относительно выровненной поверхностью, уклон которой в основном составляет около 1°. Часто на поверхности шельфа наблюдаются подводные продолжения речных долин, затопленные морские террасы и древние береговые линии. Шельфы обладают земной корой континентального типа, для которой характерно трехслойное строение (осадочный, гранито-гнейсовый и базальтовый слои).

Материковый (континентальный) склон распространяется от внешнего края шельфа, называемого бровкой , до глубин 2-2,5 км, а местами до 3 км. Уклон поверхности склона в среднем составляет 3-7°, но иногда достигает до 15-25°. Рельеф материкового склона часто отличается ступенчатым строением, характеризующимся чередованием уступов с крутыми уклонами - до 25°, с субгоризонтальными ступенями, что, по-видимому, связано с разрывными тектоническими нарушениями.

Во многих местах материковый склон рассекают глубокие К-образные ложбины с крутыми бортами - каньоны . Часть их составляет продолжение устьев таких рек, как Конго, Инд, Гудзон (см. рис. 19.2), Колумбия. Механизм образования каньонов связывают с эрозионной деятельностью мутьевых потоков; эрозионной деятельностью рек, дренировавших континентальные окраины в эпохи понижения уровня моря; разрывной тектоникой.

Материковое подножие является промежуточным элементом между материковым склоном и ложем океана и представляет собой полую наклонную равнину шириной в десятки и сотни километров, простирающуюся до глубин 3500 м и более. Мощность осадков на подножии местами достигает 5 км и более, что является результатом выноса материала мутьевыми потоками и гравитационным переносом осадков с материкового склона.

Среди подводных континентальных окраин по особенностям рельефа и сочленения с континентом, тектонической активности и характеру магматизма выделяются следующие типы: пассивный (атлантический) тип и активный, к которому относятся два:

а) западно-тихоокеанский;

б) андийский тихоокеанский.

Пассивный (атлантический) тип. Эти окраины образуются в результате раскола континентальной коры в процессе рифтогенеза и раздвигания ее в противоположные стороны по мере разрастания океанического ложа. Рифтовая зона может быть представлена единичным грабеном или системой грабенов. Рельеф окраин пологий из-за слабой тектонической активности и интенсивной аккумуляции осадков, в формирование которых значительную долю вносят обширные конусы выноса. Наиболее заметная морфологическая граница - перегиб от шельфа к континентальному склону (бровка шельфа). Важную роль могут играть известняковые барьерные рифы, формирующиеся у начала континентального склона.

На ранних стадиях формирования окраин возможно внедрение крупных интрузивных тел основного состава. Характер сочленения с континентом спокойный, постепенный, без резкого перепада глубин и уклонов: континент -> шельф -> континентальный склон -> континентальное подножие -> ложе океана (см. рис. 19.2). Эти окраины характерны для северной и южной Атлантики, Северного Ледовитого океана и значительной части Индийского.

Активный (андийский) тип характеризуется резкой контрастностью рельефа, обусловленного сочетанием высочайшего Андийского хребта, абсолютные отметки которого достигают почти 7000 м и глубоководного (6880 м) Перуанско-Чилийского желоба, увенчанного цепью молодых вулканов, формирующих Андийский вулканический пояс. Здесь наблюдается такой переход: континент с вулканическим поясом -> осадочная терраса и континентальный склон, примыкающий к континенту -> Перуанско-Чилийский желоб.

Анды отличаются необычайно высокой сейсмичностью и являются ареной интенсивного вулканизма.

Активный (западно-тихоокеанский) тип характеризуется иным переходом от континента к ложу океана: континент -> впадины окраинных морей (Охотское, Японское и др.) -> островные дуги (Курильская, Японская и др.) -> глубоководные желоба (Курило-Камчатский и др.) -> ложе океана. По существу весь Тихий океан сопровождается окраинами подобного типа. Для них характерны высокая сейсмичность с концентрацией очагов землетрясений на глубинах выше 250-300 км, активная вулканическая деятельность с эксплозивными извержениями. Известные катастрофические извержения связаны с островными вулканическими дугами: Кракатау, Мон-Пеле, Безымянный, Сент-Хеллес и др.

Объем выброса вулканического материала при катастрофических извержениях огромен: от 1 до 20 км3, способен накрыть площадь в 500-600 км2 и вынестись далеко в морские бассейны, с образованием языков инородного туфогенно-обломочного материала среди нормальных пелагических и терригенных осадков.

Переходная зона расположена с океанской стороны подводных материковых окраин и включает в себя котловины окраинных морей, отделяющие их от открытого океана, островные дуги и вытянутые вдоль их внешнего края глубоководные желоба. Отличаются эти зоны обилием вулканов, резкими контрастами глубин и высот. Максимальные глубины приурочены именно к глубоководным желобам переходных зон, а не к собственному ложу океана.

Глубоководные желоба - самые глубокие впадины в мире: Марианская - 11022 м, Тонга - 10 822 м, Филиппинский - 10 265 м, Кермадек - 10047 м, Идзу-Бонинский - 9 860 м, Курило-Камчатский - 9 717 м, Северный Ново-Гебридский - 9 174 м, Волкано - 9 156 м, Бугенвильский - 9 103 м и др.

Глубоководные желоба особенно широко развиты в Тихом океане, где они образуют в его западной части почти непрерывную цепь, протягивающуюся вдоль островных дуг от Алеутских, Курило-Камчатских до Новой Зеландии и развивающуюся в пределах Филиппино-Марианского расширения. Это узкие и глубокие до 9-11 км рвы асимметричного строения: приостровные склоны желобов очень крутые, местами опускаются почти вертикальными уступами, вытянутыми вдоль простирания желобов. Высота уступов составляет 200-500 м, ширина - 5-10 км, а приокеанические склоны более пологие, отделены от смежных океанических котловин невысоким пологим валом и покрыты маломощным слоем осадков. Днища желобов узкие, редко достигают ширины 10-20 км, в основном ровные, пологие, иногда на них встречаются параллельные поднятия и прогибы, а местами они разделены поперечными порогами, препятствующими свободной циркуляции воды. Чехол осадков крайне маломощный, не более 500 м, местами отсутствует совсем и залегает горизонтально.

Земная кора в пределах переходной зоны имеет мозаичное строение. Здесь распространены участки земной коры континентального и океанического типов, а также коры переходного типа (субконтинентальная и субокеаническая).

Островные дуги - это горные сооружения, выступающие над уровнем моря своими вершинами и гребнями, образующими острова. Дуги имеют выпуклую форму и обращены своей выпуклостью в сторону океана. Есть и исключения: Новогебридская, Соломонова дуги обращены выпуклостью к Автралийскому континенту. Состоят островные дуги из одних вулканических накоплений (Курильская, Марианская) или содержат в своем цоколе остатки прежних дуг, или древние кристаллические толщи (Японская дуга).

Важное отличительное свойство островных дуг - их очень высокая сейсмичность. Установлено, что очаги землетрясений сконцентрированы в неширокой (не более 100 км) зоне, уходящей наклонно от глубоководного желоба под островную дугу. Эта глубинная сейс-мо-фокальная зона носит название зоны Вадати-Заварицкого-Беньофа (ВЗБ).

Окраинные моря располагаются в тылу островных дуг. Типичные примеры таких морей - Охотское, Японское, Карибское и др. Состоят моря из нескольких глубоководных котловин глубиной от 2 до 5-6 км, разделенных мелководными поднятиями. Местами к глубоководным котловинам примыкают обширные шельфовые пространства. Глубоководные котловины имеют типичную океаническую кору, лишь осадочный слой иногда утолщен до 3 км.

Ложе Мирового океана. Площадь ложа занимает 194 млн км2, что составляет более 50 % поверхности Мирового океана, и располагается на глубинах 3,5-4 до 6 тыс. км. В пределах ложа выделяются котловины, срединно-океанические хребты и различные возвышенности. Ко дну котловин ложа океана приурочены равнины, которые из-за их гипсометрического положения принято называть абиссальными (абиссаль - область океана, глубина которой превышает 3500-4000 м). Абиссальные равнины - это плоские и самые глубокие (3000-6000 м) участки океанического дна, выполненные осадками мутьевых потоков, а также пелагическими осадками хемогенного и органогенного происхождения.

Среди океанических котловин по рельефу дна выделяются два типа: плоские абиссальные равнины, наиболее развитые в пределах Атлантического океана; холмистые абиссальные равнины, развитые в основном в Тихом океане.

Холмы - это выступы поверхности дна высотой от 50 до 500 м и в поперечнике - от нескольких сот метров до нескольких километров. Склоны холмов пологие - 1-4°, редко - 10°, вершины обычно плоские. По мнению американского исследователя Г. Менарда, холмы - это либо мелкие лакколиты (грибообразные внедрения магмы), либо небольшие вулканы или даже шлаковые конусы, перекрытые глубоководными осадками.

В Тихом океане широко распространены гайоты - подводные вулканические горы с плоскими вершинами. По данным А. Аллисона и др., некоторые из них очень велики: гайот Хорайзн имеет длину 280 км, а ширину - 66 км. Эти вулканические горы в результате действия волновой эрозии приобрели усеченную форму. Ныне их вершины находятся на глубинах 1000-2000 м, что, по-видимому, связано с тектоническим опусканием океанического дна. Опускание океанического дна подтверждается данными бурения на атоллах, где породы коралловых рифов были вскрыты на глубинах от 338 до 1400 м. В настоящее время кораллы обитают на небольших глубинах в 50-60 м. Опускание дна подтверждается и находками фораминифер в керне глубоких скважин.

Срединно-океанические хребты представляют собой планетарную систему подводно-горных хребтов, общей протяженностью около 61 000 км (см. рис. 18.1). В Атлантическом и Индийском океанах они протягиваются через центральные части, а в Тихом и Северном Ледовитом - смещены в краевые части. Их высота достигает 3000-4000 м, ширина - от 250 до 2000 км, иногда они выступают над поверхностью океана в виде островов. Через центральную часть хребтов протягиваются узкие рифтовые долины (от англ. рифт - ущелье), рассеченные целой системой субпараллельных трансформных разломов с вертикальным смещением до 3-5 км. Смещение по горизонтали отдельных частей рифтов составляет несколько десятков и первые сотни километров. Дно рифтовой долины нередко опущено до глубины - 3000-4000 м, а окаймляющие ее хребты находятся на глубинах 1500-2000 м. Ширина долин составляет 25-50 км. Срединно-океанические хребты характеризуются высокой сейсмичностью, большим тепловым потоком и активным вулканизмом.

К области рифтовых долин срединно-океанических хребтов приурочены такие интересные образования, как «черные» и «белые» курильщики. Здесь, где океаническая кора постоянно обновляется за счет излияния горячих мантийных базальтов, распространены высокотемпературные (до 350°) гидротермальные источники, вода которых обогащена металлами и газами. С этими источниками и связано современное рудообразование сульфидных руд на океаническом дне, которые содержат цинк, медь, свинец и другие ценные металлы.

«Курильщики» - это гигантские, высотой в десятки метров, усеченные конусы, из вершины которых бьют струи горячих растворов и столбы черного дыма (рис. 19.3). Есть и неактивные, давно потухшие гидротермальные постройки. А.П. Лисицыну во время первой геологической экспедиции с глубоководными аппаратами на Срединно-Атлантическом хребте удалось доказать, что эти древние постройки, представляющие собой скопления металлов, общая масса которых составляет миллионы тонн, в определенных условиях могут сохраниться. По расчетам на долю этих рудных сооружений приходится более 99% от общего количества сульфидных руд, происхождение которых связано со срединными хребтами.