Ogólne cechy rzeźby obcej Europy. Ogólne cechy reliefu Rosji

Na hipsometrycznej mapie Rosji i na obrazach z kosmosu wyraźnie widoczny jest wzór orograficzny całego terytorium naszego kraju. Charakteryzuje się złożoną mieszanką niskich i wzniesionych równin, płaskowyżów, wyżyn i gór.

Na ogromnych równinach rozległe obszary zajmują niziny o wysokości poniżej 200 m, wśród których w niektórych miejscach występują rozproszone wzgórza i pojedyncze grzbiety wysp. Równiny SS wznoszą się wyżej, są to raczej płaskowyże mocno poprzecinane dolinami, zwłaszcza wzdłuż krawędzi. Stanowią one jakby krok w przejściu od nizin zachodniej części kraju do wyżyn na wschodzie. Większość równin ma przez długi czas stabilną podstawę, spokojny reżim geologiczny. Ale w odległej przeszłości równiny albo się zanurzały, albo podnosiły i niejednokrotnie służyły jako dno morskie, a ich równina często jest spowodowana warstwami osadzonymi w starożytnych morzach.

Górzyste regiony kraju, w przeciwieństwie do równin, nie są tak spokojne: skorupa ziemska jest tu i teraz ruchoma, poddawana kompresji, zniekształceniom, fragmentacji, szczególnie intensywnym wypiętrzeniu i osiadaniu; jest areną trwającego nowoczesnego budownictwa górskiego.

Mapa pokazuje, że górskie obrzeża naszego kraju podzielone są na trzy niejednorodne pasy - południowe, wschodnie i ukośne. Południe - połączenie alpejsko-himalajskiego pasa geologicznie młodych struktur górskich (Kaukaz). Pas wschodni jest łącznikiem w jeszcze młodszym pasie gór wschodnioazjatyckich, a wraz z nim częścią wspaniałego pierścienia systemów górskich, który obejmuje prawie ze wszystkich stron Ocean Spokojny (pas Sikhote-Alin, Kuryl-Kamczatka, Sachalin). Trzeci pas gór przecina ukośnie wschodnią połowę kraju od wyżyn Czukotki i Kołymy na południe Syberii.

Pasy południowe i wschodnie to nie tylko strefy najnowszych wypiętrzeń pionowych, ale także najnowszego fałdowania. W przeciwieństwie do nich struktury trzeciego pasma zbudowane są z fałd o różnym, w tym najstarszym wieku. Jednak ostatni wzrost nastąpił tutaj również dawno temu, a także w strefach młodego składania.

Ale nie wszystkie ogniwa pofałdowanych brzegów zostały podniesione na ostatnim etapie historii geologicznej. Niektóre, wręcz przeciwnie, zatonęły, a miejscami okazały się zalane morzami - Pacyfikiem, Kaspijskim, Czarnym. Dlatego pasma wypiętrzonych fałdów nie tworzą ciągłych barier, lecz przeplatają się z zagłębieniami, zagłębieniami i gdzieniegdzie na obszarach przybrzeżnych tworzą wyspy.

Na północy kraju mogły istnieć obrzeża gór, ale tereny tutaj w dużej mierze zatonęły pod wodami mórz arktycznych, a systemy górskie przekształciły się w odizolowane archipelagi. Tak powstały Franz Josef Land i Severnaya Zemlya. Północna kontynuacja wału górskiego Ural oddzieliła się w postaci dwóch wysp Nowej Ziemi.

Tak w najogólniejszym zarysie przedstawia się horyzontalny przekrój powierzchni lądowej naszego kraju. Ale rozczłonkowanie planu jest również charakterystyczne dla wybrzeży, gdzie różnią się półwyspy i wyspy, zatoki i cieśniny.

Największe zatoki reprezentują całe morza: Bałtyckie, Białe, Czarne z Azowem, Ochockie, każda z nich ma swoje ślepe zakola.

Morza Dalekiego Wschodu - Beringa i Japońskie - w przeciwieństwie do "zatoczek", są "cieśninami morskimi". Każde z marginalnych mórz Oceanu Arktycznego jest także rodzajem cieśniny zatokowej: są one ograniczone archipelagami wysp, poprzecinane cieśninami.

Dno mórz ma swoją rzeźbę, w której można rozróżnić równiny i systemy górskie (np. pasmo gór z pasmami gór Mendelejewa, Łomonosowa i Otto Schmidta w Arktyce Środkowej) oraz najgłębsze depresje, m.in. Kuryl-Kamczatka, trzeci na świecie pod względem głębokości, sięga 10 540 m poniżej poziomu oceanu. Stosunkowo płytkie dno w pobliżu mórz arktycznych wznosi się ponad głębie centralnych części Oceanu Arktycznego jak balkon, tworząc szelf kontynentalny lub szelf.

Równiny są skoncentrowane głównie w zachodniej części Rosji, a płaskowyże, wyżyny i góry dominują na wschodzie - od doliny Jeniseju po brzegi mórz Pacyfiku. Równiny stanowią około 60% terytorium. Dwie największe z nich - BE i ZS - należą do największych równin na świecie. Systemy górskie średnich wysokości rozciągają się jak solidna bariera równolegle do wybrzeży mórz Oceanu Spokojnego. Na południu wzdłuż granicy rozciąga się pas wysokich gór, z którego całe terytorium opada do Oceanu Arktycznego. Największe rzeki Syberii - Ob, Jenisej, Lena - płyną na północ wzdłuż tego zbocza. A na południe od Arktyki przez równiny przechodzą potężne prądy zimnego powietrza.

Południowy pas gór wchodzi w skład pasa wysokich wzniesień Eurazji i składa się z oddzielnych systemów górskich w różnym wieku: Kaukazu, Ałtaju, Sajana, Bajkału i Transbaikalia. Kaukaz i Ałtaj należą do wysokich gór Eurazji.

Klimat to długotrwały reżim pogodowy, który rozwinął się w wyniku interakcji atmosfery ze wszystkimi czynnikami naturalnymi i geograficznymi oraz podlega wpływowi przestrzeni i działalności gospodarczej człowieka.

Klimat Rosji kształtuje się pod wpływem wielu czynników i procesów klimatotwórczych. Główne procesy kształtujące klimat to: promieniowanie i krążenie, które są określane przez warunki terytorium.

Promieniowanie- wchodzące promieniowanie słoneczne stanowi bazę energetyczną, determinuje główny przepływ ciepła na powierzchnię. Im dalej od równika, tym mniejszy kąt padania promieni słonecznych, tym mniejsza ilość dostarczana. Część wydatkowa składa się z promieniowania odbitego (z albedo) oraz promieniowania efektywnego (wzrasta wraz ze zmniejszaniem się zachmurzenia, sumarycznie - z północy na południe).

Generalnie bilans promieniowania w kraju jest dodatni. Jedynymi wyjątkami są niektóre wyspy w Arktyce. Zimą wszędzie jest ujemna, latem jest pozytywna.

Obiegowy... Ze względu na różne właściwości fizyczne lądu i oceanu dochodzi do nierównomiernego ogrzewania i chłodzenia powietrza w kontakcie z nimi. W efekcie dochodzi do ruchów mas powietrza różnego pochodzenia – cyrkulacji atmosferycznej. Przebiega pod wpływem ośrodków niskiego i wysokiego ciśnienia, ich położenie i nasilenie zmieniają się sezonowo. Jednak w większości naszego kraju przeważają wiatry zachodnie, przynoszące atlantyckie masy powietrza, z którymi związane są główne opady.

Wpływ ten jest szczególnie duży zimą, ze względu na zachodni transport mas ciepłego i wilgotnego powietrza znad Atlantyku.

Duży rozmiar terytorium naszego kraju, obecność rozległych dolin i dużych systemów górskich doprowadziły do ​​wyraźnego strefowego, prowincjonalnego rozmieszczenia gleb, roślinności i zwierząt. Głównymi warunkami powstawania biokomponentów jest stosunek temperatury i wilgotności. rzeźba terenu i stopień kontynentalizmu klimatu mają istotny wpływ na ich rozmieszczenie.

Jedność biokompleksu wynika ze strefowej struktury procesów atmosferycznych, interakcji wszystkich składników przyrody i długiej historii rozwoju terytorium w fanerozoiku.

Rozmieszczenie gleb, roślinności i zwierząt na terytorium Rosji określa prawo podziału na strefy na równinach i podziału na strefy w górach. Dlatego też poruszając się po południkach lub po zboczach gór, na skutek zmian warunków hydroklimatycznych, następuje stopniowa zmiana niektórych typów gleb i roślinności oraz kompleksów zwierzęcych na inne.

Ale jednocześnie rosnąca kontynentalność klimatu na wschodzie (do pewnych granic) i odmienna historia geologiczna dużych geostruktur (platform i pasów fałdowych) doprowadziły do ​​zróżnicowania gleb, roślinności i fauny, tj. do przejawu prowincjonalności (sektora).

Specyfika orografii terytorium jest z góry określona przez złożoną historię geologiczną i różne struktury geologiczne. Duże niziny, równiny i płaskowyże odpowiadają platformom, a struktury górskie odpowiadają pofałdowanym pasom.

Terytorium Rosji znajduje się na kilku płytach litosferycznych: północnej części Eurazji, zachodniej części Ameryki Północnej, północnej części Amuru. I tylko płyta Ochocka prawie w całości znajduje się na terytorium kraju.

Skorupa ziemska w Rosji, podobnie jak w innych miejscach na Ziemi, jest niejednorodna i nierównomierna pod względem wieku. Jest niejednorodny zarówno w rzucie jak iw pionie.

Sztywniejsze, stabilne części skorupy ziemskiej - platformy - różnią się od bardziej ruchomych - pasami złożonymi, które są bardziej podatne zarówno na ściskanie, jak i pionowe kołysanie. Z reguły platformy charakteryzują się dwupoziomową konstrukcją, w której wyróżnia się pokruszoną kruszoną podstawę i pokrycie z poziomych warstw ją pokrywających.

Najstarsze platformy to prekambr. Ich posadowienie komplikują nie tylko najstarsze skały, które mają ponad 570-600 mln lat, ale też zostały pofałdowane, zanim pojawiły się nawarstwienia kolejnych epok. Tak wygląda struktura naszych dwóch ogromnych platform, które należą do największych na świecie.

W tych częściach, w których najstarsze struktury Ziemi nie zostały zalane morzami lub gdzie osady morskie uległy erozji w kolejnych epokach, wynurza się starożytna podstawa – tzw. tarcze. Istnieją również podziemne wychodnie piwnic, które znajdują się blisko powierzchni (masyw krystaliczny Woroneża). Don tylko w jednym miejscu dotarł do jego skarbca.

Stabilne platformy z biegiem czasu powiększały się - przylutowano do nich odcinki sąsiednich stref fałdowych, które nabrały sztywności w procesie zgniatania. Pod koniec ery prekambryjskiej, tj. 500-600 milionów lat temu składanie Bajkału znacznie zwiększyło prekambryjskie jądro przyszłej platformy syberyjskiej: ogromne złożone masywy regionu Bajkału i części Transbaikalia dołączyły do ​​tarczy Aldan.

W erze paleozoicznej potężne fałdowanie dwukrotnie wstrząsnęło skorupą ziemską. Pierwszy, zwany fałdowaniem kaledońskim, miał miejsce w kilku etapach we wczesnym paleozoiku, 300-400 milionów lat przed dniem dzisiejszym. Jego pomnikami pozostały fałdy w centrum Sajanów. Drugi, zwany fałdowaniem hercyńskim, miał miejsce w późnym paleozoiku (200-250 milionów lat temu) i zamienił ogromne koryto skorupy ziemskiej między platformami rosyjską i syberyjską w strefę fałdowania Ural-Tien-Szan. W wyniku tego fałdowania platformy rosyjskie i syberyjskie połączyły się w integralny kontynent - podstawę przyszłej Eurazji.

W szerokim pasie przylegającym do Oceanu Spokojnego głównym etapem zapadania się skorupy ziemskiej była era mezozoiczna - 60-190. jego struktury, zwane pacyficznymi, rozszerzyły platformę syberyjską od wschodu, tworząc potężne pofałdowane obszary w Primorye, Amur, Transbaikalia i na północnym wschodzie Syberii.

Po ruchach mezozoicznych tylko dwa rozległe pasy, na których pozostał niespokojny reżim, nie straciły swojej podatności na zgniecenie. Jeden rozciągał się przez Alpy i Kaukaz do Himalajów. Drugi pas, graniczący ze wschodnią Azją i obejmujący zachodnie obrzeża Oceanu Spokojnego, to region fałdowy Azji Wschodniej. Oba obszary nadal istniały nie tylko w mezozoiku, ale także później. To było w kenozoiku, czyli w ciągu ostatnich 60 milionów lat były miejscem potężnych zawaleń. Rozwinęła się tu ostatnia z fałd, alpejska, podczas której zmiażdżono wnętrzności Kaukazu, Sachalinu, Kamczatki i Wyżyny Koriackiej. Te aktywne obszary istnieją do dziś, wykazując swoją aktywność przez liczne trzęsienia ziemi i wulkanizm w łukach górskich wysp Azji Wschodniej.

W drugiej połowie alpejskiej ery składania - w neogenie 10-20 ml. Lata temu rozpoczął się zupełnie nowy etap w dziejach skorupy ziemskiej, co miało szczególne znaczenie dla współczesnej rzeźby terenu. Wiąże się to z najnowszymi, czy też neotektonicznymi ruchami, głównie pionowymi wypiętrzeniami i osiadaniami, które obejmowały nie tylko alpejskie strefy ruchome, ale także znacznie odległe od nich struktury o różnym wieku.

Najmłodsze strefy fałdowane, Kaukaz, Sachalin i łuk Kuryl-Kamczatka, zostały bardzo intensywnie dotknięte. Wszystkie te kraje górzyste istnieją obecnie nie tyle w wyniku niedawnego fałdowania, ile w wyniku świeżości i intensywności tych ostatnich pionowych wypiętrzeń. W ogólnym ukośnym pasie gór w wypiętrzenie zaangażowane były struktury w różnym wieku, takie jak prekambr (na południe od Tarczy Aldan, Bajkalidzi z Gór Stanovoy i Highlands), paleozoik (Hercynidzi z Ałtaju, Uralu), mezozoik (północny wschód). Azja) Ostatnie ruchy wyrażały się nie tylko we wzroście, ale także w obniżeniu. Zagłębienia skorupy ziemskiej stworzyły współczesny wygląd zagłębień mórz i dużych jezior, wielu nizin i zagłębień (Bajkał). Szczególnie silnemu nurkowaniu uległy zagłębienia podgórskie przylegające do młodych gór.

Stabilność platform w stosunku do zgniatania nie oznacza generalnie bezruchu. Zarówno platformy, jak i obszary zagięte podlegają innemu rodzajowi ruchu - naprzemiennym wibracjom pionowym (koncepcje i zjazdy).

Związek między reliefem a strukturą skorupy ziemskiej jest w przybliżeniu następujący: im wyższa powierzchnia, tym większa grubość skorupy. Największa jest tam, gdzie znajdują się formacje górskie (40-45 km), najmniejsza to dorzecze Morza Ochockiego. Izostatyczny równowaga. Na styku płyt euroazjatyckich i północnoamerykańskich płyty oddalają się (ryft Momsky'ego) i powstaje strefa rozproszonej sejsmiczności. Ta ostatnia jest również typowa dla obrzeży płyty ochockiej. Na styku regionów eurazjatyckich i amurskich istnieje również separacja - szczelina Bajkału. Okhotomorskaya na styku z Amurską (Sachalin i Morze Japońskie) zbieżność płyt wynosi 0,3-0,8 cm rocznie. Eurazjatycka graniczy z Pacyfikiem, Północnoamerykańską, afrykańską (arabską) i indyjską (Hindustan-Pamir). Pasy kompresyjne litosfery pomiędzy nimi są alpejsko-azjatyckie na południu i Tsirkum-Pacyfik na wschodzie. Krawędzie płyty euroazjatyckiej są aktywne na wschodzie i południu oraz pasywne na północy. Na wschodzie - zanurzenie oceanu pod stałym lądem: strefa węzłowa składa się z mórz marginalnych, łuków wysp i rowu głębinowego. Na południu występują pasma górskie. Marginesy pasywne na północy - ogromny szelf i wyraźny stok kontynentalny.

Eurazja charakteryzuje się strukturami liniowymi i pierścieniowymi, ustalonymi na podstawie zdjęć satelitarnych, badań geologiczno-geofizycznych i geologicznych. rdzenie sejsmiczne skorupy kontynentalnej. Atomowe, 14.

Przepływ ciepła Ziemi na terytorium Rosji ma różne znaczenia: najmniejsze wartości znajdują się na starożytnych platformach i Uralu. Podwyższone - na wszystkich młodych platformach (płytach). Maksymalne wartości to złożone pasy, szczelina Bajkał, marginalne morza TO.

Wraz z głębokością temperatura na Ziemi stopniowo wzrasta. Pod płytami oceanicznymi temperatura płaszcza osiąga temperaturę topnienia skał płaszcza. Dlatego za podstawę litosfery pod oceanami przyjmuje się powierzchnię początku topnienia materiału płaszcza. Poniżej litosfery oceanicznej materiał płaszcza jest częściowo stopiony i plastyczny o zmniejszonej lepkości. Plastikowa warstwa płaszcza wyróżnia się jako niezależna powłoka - astenosfera. Ta ostatnia jest wyraźnie wyrażona tylko pod płytami oceanicznymi, praktycznie nieobecna pod grubymi płytami kontynentalnymi (magmatyzm bazaltowy). W granicach płyt kontynentalnych może objawiać się tylko wtedy, gdy gorąca materia płaszcza, na skutek rozszczepienia płyty, może wznieść się do poziomu początku topnienia tej materii (80-100 km).

Astenosfera nie ma wytrzymałości ostatecznej, a jej substancja może odkształcać się (pływać) pod działaniem nawet bardzo małych nadciśnienia, chociaż bardzo powoli ze względu na dużą lepkość substancji astenosfery (około 10 18 - 10 20). Dla porównania lepkość wody 10 -2, płynna lawa bazaltowa 10 4 - 10 6, lód - około 10 13 i sól kamienna - około 10 18.

Ruchy płyt litosferycznych po powierzchni astenosfery zachodzą pod wpływem prądów konwekcyjnych w płaszczu. Poszczególne płyty litosferyczne mogą się rozchodzić, zbliżać lub przesuwać względem siebie. W pierwszym przypadku pomiędzy płytami na ich granicach pojawiają się strefy rozciągania z pęknięciami, w drugim strefy ściskania, któremu towarzyszy napór jednej z płyt na drugą, w trzeciej strefy ścinania, uskoki transformacyjne, wzdłuż których przesuwane są sąsiednie płyty.

Jako główne kategorie regionów tektonicznych wyróżnimy: 1. regiony stosunkowo stabilne - starożytne platformy, głównie z metamorficznym podłożem sprzed górnego proterozoiku, 2. ruchome ruchome pasy neogejskie, składające się z pofałdowanych regionów w różnym wieku (w miejsce martwych regionów geosynklinalnych) i współczesne regiony geosynklinalne, 3.obszary, przejściowe - metaplatformy.

Starożytne platformy, lub kratony, reprezentują rozległe obszary starożytnej skorupy kontynentalnej, mierzone w milionach kilometrów kwadratowych, w większości uformowanej w archainie i prawie całkowicie pod koniec wczesnego proterozoiku. Neogei to stosunkowo spokojny reżim tektoniczny: „ospałość” ruchów pionowych, ich słabe zróżnicowanie obszarowe, stosunkowo niskie wartości wypiętrzeń i osiadań (poniżej 1 cm/tys. lat). Na wczesnym megaetapie rozwoju większość ich powierzchni była wypiętrzana, a osiadanie dotyczyło głównie wąskich, liniowo wydłużonych zagłębień ryflowanych - aulakogenów. W późniejszym, płytowym megaetapie (fanerozoiku), w obłok wciągnięto znaczną powierzchnię pomostów, na których utworzyła się pokrywa prawie niezakłóconych osadów - płyta. Równolegle z zapadaniem się piwnicy wyizolowano rejony platform w granicach płyt, które przez większość swojej historii miały tendencję do podnoszenia się i przedstawiały rozległe występy starożytnych piwnic - tarcz.

Pokrycie platform antycznych zwykle nie nosi śladów zmian metamorficznych, co podobnie jak brak lub ograniczony rozwój przejawów magmatyzmu tłumaczy się znacznym spadkiem reżimu termicznego podczas formowania się platform antycznych i z reguły niski przepływ ciepła na większości ich terytorium (z wyjątkiem aulakogenów). Jednak w niektórych strefach starożytnych platform miały miejsce przejawy magmatyzmu, aw niektórych rzadkich fazach, z powodu anomalnego ogrzewania górnego płaszcza pod nimi, starożytne platformy mogły stać się areną potężnego magmatyzmu pułapkowego w wylewnych i natrętnych formach.

Pasy ruchome... Zostały założone głównie w starożytnym proterozoiku. W jego rozwoju przechodzą 2 megaetapy: geosynklinalny (największa ruchliwość tektoniczna, wyrażająca się zróżnicowanymi ruchami poziomymi i pionowymi oraz wysokim, choć niespójnym reżimem termicznym w skorupie i górnym płaszczu) i postgeosynklinalny (w miejsce martwych pasów geosynklinalnych, aktywność jest zmniejszona, ale znacznie bardziej, niż na starożytnych platformach).

Całkowity czas trwania procesu gosynklinalnego wynosi 1-1,5 miliarda lat, ale na niektórych obszarach kończy się wcześniej. Wyróżnia się „cykle”, właściwe stadium geosynklinalne i krótsze stadium orogeniczne (orogeneza).

Właściwie geosynclinalne: rozciąganie się skorupy ziemskiej, powstawanie wydłużonych zagłębień przypominających rynienki. Szerokie ugięcia rozpadają się na wąskie. Na końcu jest tak naprawdę hesinkle. stopnie przestają się obniżać. Na początku etapu górotwórczego ulegają one silnym odkształceniom ściskającym (od stref wewnętrznych do obrzeży). Zamieniają się w złożone struktury. W fazie orogenicznej doświadczają stopniowo narastającego wypiętrzenia, nie do końca skompensowanego przez denudację, a w późnej fazie orogenicznej zamieniają się w struktury górskie. W ten sposób następuje całkowite odwrócenie planu tektonicznego (geosynklinalne koryta w wzniesienia górskie). Jednocześnie w strefach narastających struktur fałdowych ugięcia krawędzi zdają się kompensować ich wypiętrzenie, z tyłu - ugięcia wewnętrzne lub zagłębienia wypełnione gruzem.

„Cykle”, na które załamuje się proces rozwoju pasów geosynklinalnych, kończą się względnym utwardzeniem skorupy, nabierającą na znacznym (lub całym) obszarze cech typowej (dojrzałej) skorupy kontynentalnej. Na początku kolejnego „cyklu” skorupa ta ulega częściowemu zniszczeniu i regeneruje się reżim geosynklinalny, podczas gdy inne obszary są wyłączone z dalszego procesu geosynklinalnego.

W większości mobilnego pasa Północnoatlantyckiego proces geosynklinalny zakończył się w środku paleozoiku, uralsko-mongolskiego - pod koniec paleozoiku - wczesnego mezozoiku, dla większości pasa śródziemnomorskiego jest bliski ukończenia i znaczący części pasa Pacyfiku są wciąż na różnych etapach procesu geosynklinalnego.

Obszary metaplatform... Coś przeciętnego w naturze struktur tektonicznych, stopnia ruchliwości skorupy i osobliwości ruchów tektonicznych. Na granicach. Strukturalnie jest to połączenie dwóch głównych typów elementów tektonicznych – mobilnych stref aulakogeosynklinalnych oraz stosunkowo „sztywnych” masywów metaplatformowych oddzielonych tymi strefami od starożytnych platform. Strefy aulakogeosynklinalne reprezentują liniowo wydłużone strefy o charakterze pośrednim między aulakogenami dawnych platform a geosynklinalnymi rynnami ruchomych pasów. W późnym proterozoiku równolegle z ruchomymi pasami obramowującymi platformy, zwykle odchodzącymi od tych ostatnich. Koryta grobowe - kompresja - metamorfizm, ciała natrętne - strefy pofałdowane (Donieck, Timanskaya).

Trudno przecenić rolę klimatu w życiu człowieka. Decyduje o stosunku ciepła i wilgoci, a co za tym idzie o warunkach zachodzenia nowoczesnych procesów rzeźbiarskich, powstawania wód śródlądowych, rozwoju roślinności i rozmieszczenia roślin. W życiu gospodarczym człowieka należy brać pod uwagę specyfikę klimatu.

Wpływ położenia geograficznego.

Masy powietrza i ich powtarzalność. Charakterystyczne dla Rosji są trzy rodzaje mas powietrza: powietrze arktyczne, powietrze umiarkowane i powietrze tropikalne.

Większość kraju jest zdominowana przez masy powietrza przez cały rok. umiarkowany szerokościach geograficznych, reprezentowanych przez dwa wyraźnie odmienne podtypy: kontynentalny i morski. Kontynentalny powietrze tworzy się bezpośrednio nad lądem, jest suche przez cały rok, niskie temperatury zimą i dość wysokie latem. Nautyczny powietrze pochodzi z Północnego Atlantyku, a we wschodnich regionach - z północnej części To. W porównaniu z powietrzem kontynentalnym jest bardziej wilgotne, chłodniejsze latem i cieplejsze zimą. Przemieszczając się przez terytorium Rosji, morskie powietrze szybko się przekształca, nabierając cech kontynentalnych.

Arktyczny powietrze tworzy się nad lodem Arktyki, więc jest zimne, ma niską wilgotność bezwzględną i wysoką przezroczystość. Wpływy w północnej części kraju, zwłaszcza SS i NE. W okresach przejściowych powoduje przymrozki. Latem, posuwając się i wysychając coraz bardziej, przynosi susze i suche wiatry (na południe od BE i WS). Powietrze, które tworzy się nad Arktyką, można nazwać kontynentalnym. Dopiero nad Morzem Barentsa formuje się arktyczny marine.

Tropikalny powietrze nad terytoriami południowymi powstaje nad Azją Środkową, Kazachstanem, Niziną Kaspijską, wschodnimi regionami Ciscaucasia i Transcaucasia w wyniku transformacji powietrza umiarkowanych szerokości geograficznych. Różni się wysokimi temperaturami, niską wilgotnością i niską przezroczystością. Na południe od Dalekiego Wschodu tropikalne morskie powietrze czasami przenika z centralnych regionów To i na Kaukaz od strony Morza Śródziemnego. Różni się wysoką wilgotnością i wysokimi temperaturami.

Fronty atmosferyczne.

Fizyczne i geograficzne warunki terytorium... Duży wpływ ma podłoże, na które się formują i nabierają nowych właściwości. Tak więc zimą wilgotne masy powietrza przenoszą utajone ciepło waporyzacji na zimną powierzchnię i zaczyna się rozgrzewać. W lecie wilgotne masy powietrza również powodują opady, ale na ciepłej powierzchni zaczyna się parowanie i lekkie ochłodzenie.

Wpływ rzeźby terenu na klimat jest ogromny: wraz z wysokością temperatura spada na każde 100 metrów o 0,6°C (ze względu na zmniejszenie bilansu promieniowania), ciśnienie atmosferyczne spada. Pod wpływem ekspozycji. Góry pełnią ważną rolę barierową.

Rola specjalna - prądy morskie... Ciepły Północny Atlantyk, zimno wokół Kurylów, Kamczatki, Morza Ochockiego.

Klimatyczne cechy okresu zimowego. W chłodne dni na terytorium Rosji od października do kwietnia ustala się obszar zwiększonego ciśnienia (maksimum azjatyckie), rozwija się obszar zmniejszonego ciśnienia w pobliżu wschodnich wybrzeży (minimum aleuckie) i wzrasta islandzkie minimum, dotarcie do Morza Karskiego. Różnice ciśnienia między tymi głównymi ośrodkami barycznymi okresu zimowego osiągają największe wartości, co przyczynia się do zaostrzenia procesów krążenia.

W związku z transportem zachodnim, rozwojem cyklonów i antycyklonów procesy cyrkulacji są bardzo wyraźne iw dużej mierze determinują rozkład ciepła i wilgoci. Wyraźnie widać wpływ Atlantyku, maksimum azjatyckiego, minimum aleuckiego i promieniowania słonecznego.

Zimą z Oceanu Atlantyckiego masy powietrza dostarczają na kontynent dużą ilość ciepła. Dlatego w BE i północnej połowie ZC temperatura spada nie tyle z południa na północ, ile z zachodu na wschód i północny wschód, co potwierdza przebieg izoterm styczniowych.

Wpływ azjatyckiego maksimum znajduje odzwierciedlenie w skrajnie niskiej temperaturze środkowej Syberii, północno-wschodniej i położeniu izoterm. W basenach temperatura sięga -70 (biegun zimna półkuli północnej - Ojmiakon i Wierchojańsk).

Na Dalekim Wschodzie minimum aleuckie i odgałęzienie frontu arktycznego ochockiego determinują aktywność cykloniczną, co znajduje odzwierciedlenie w cieplejszych i śnieżnych zimach niż na kontynencie, dlatego izotermy styczniowe przebiegają równolegle do wybrzeża.

Najwięcej opadów zimowych występuje na zachodzie, gdzie powietrze z Atlantyku przedostaje się w cyklonach. Z zachodu na wschód i północny wschód ilość opadów stopniowo maleje.

Klimatyczne cechy okresu letniego. Stosunek warunków promieniowania i cyrkulacji zmienia się dramatycznie. Reżim temperaturowy zależy od warunków radiacyjnych - cała ziemia jest ogrzewana znacznie bardziej niż otaczające ją obszary wodne. Dlatego od kwietnia do października izotermy rozciągają się niemal pod równoleżnikami. W lipcu w całej Rosji średnie miesięczne temperatury są dodatnie.

Latem maksimum Azorów przesuwa się na północ, a jego wschodnia gałąź przenika przez równinę EE. Z niego ciśnienie spada na północ, południe i wschód. Maksimum Arktyki pozostaje powyżej SL. Dlatego zimne powietrze przenosi się na wewnętrzne, cieplejsze tereny Rosji, gdzie nagrzewa się i oddala od punktu nasycenia. To suche powietrze przyczynia się do powstawania susz, czasem z suchymi wiatrami na południowym wschodzie równiny EE, na południu od równiny WS i na północy Kazachstanu. Rozwój suchej, przejrzystej i ciepłej pogody wiąże się również z bodźcem maksimum Azorów. Powyżej TO maksimum północnego Pacyfiku przesuwa się na północ (znika minimum aleuckie), a morskie powietrze pędzi na ląd. Pojawia się letni monsun Dalekiego Wschodu.

W okresie letnim występuje też transfer zachodni – z Atlantyku – najwięcej opadów.

Wszystkie masy powietrza wlatujące do kraju latem są przekształcane w powietrze kontynentalne o umiarkowanych szerokościach geograficznych. Na frontach atmosferycznych (arktycznym i polarnym) rozwija się aktywność cykloniczna. Jest to najbardziej widoczne na froncie polarnym nad równiną EE (umiarkowany kontynentalny i morski).

Front arktyczny wyraża się na Morzu Barentsa i Karskim oraz na wybrzeżach wschodnich mórz Północnego Kaukazu. Wzdłuż linii frontu arktycznego aktywność cyklonów nasila się i powoduje przedłużające się deszcze mżawkowe w pasie subarktycznym i arktycznym. Latem spadają opady maksymalne, co wiąże się ze zwiększoną aktywnością cyklonową, wilgotnością mas powietrza i konwekcją.

Warunki napromieniowania i krążenia zmieniają się wiosną i jesienią. Wiosną ujemny bilans promieniowania zamienia się w dodatni i odwrotnie jesienią. Ponadto zmienia się położenie obszarów wysokiego i niskiego ciśnienia, rodzaj mas powietrza, a co za tym idzie, położenie frontów atmosferycznych.

Na hipsometrycznej mapie Rosji i na obrazach z kosmosu wyraźnie widoczny jest wzór orograficzny całego terytorium naszego kraju. Charakteryzuje się złożoną mieszanką niskich i wzniesionych równin, płaskowyżów, wyżyn i gór.

Na ogromnych równinach rozległe obszary zajmują niziny o wysokości poniżej 200 m, wśród których w niektórych miejscach występują rozproszone wzgórza i pojedyncze grzbiety wysp. Równiny SS wznoszą się wyżej, są to raczej płaskowyże mocno poprzecinane dolinami, zwłaszcza wzdłuż krawędzi. Stanowią one jakby krok w przejściu od nizin zachodniej części kraju do wyżyn na wschodzie. Większość równin ma przez długi czas stabilną podstawę, spokojny reżim geologiczny. Ale w odległej przeszłości równiny albo się zanurzały, albo podnosiły i niejednokrotnie służyły jako dno morskie, a ich równina często jest spowodowana warstwami osadzonymi w starożytnych morzach.

Górzyste regiony kraju, w przeciwieństwie do równin, nie są tak spokojne: skorupa ziemska jest tu i teraz ruchoma, poddawana kompresji, zniekształceniom, fragmentacji, szczególnie intensywnym wypiętrzeniu i osiadaniu; jest areną trwającego nowoczesnego budownictwa górskiego.

Mapa pokazuje, że górskie obrzeża naszego kraju podzielone są na trzy niejednorodne pasy - południowe, wschodnie i ukośne. Południe - połączenie alpejsko-himalajskiego pasa geologicznie młodych struktur górskich (Kaukaz). Pas wschodni jest łącznikiem w jeszcze młodszym pasie gór wschodnioazjatyckich, a wraz z nim częścią wspaniałego pierścienia systemów górskich, który obejmuje prawie ze wszystkich stron Ocean Spokojny (pas Sikhote-Alin, Kuryl-Kamczatka, Sachalin). Trzeci pas gór przecina ukośnie wschodnią połowę kraju od wyżyn Czukotki i Kołymy na południe Syberii.

Pasy południowe i wschodnie to nie tylko strefy najnowszych wypiętrzeń pionowych, ale także najnowszego fałdowania. W przeciwieństwie do nich struktury trzeciego pasma zbudowane są z fałd o różnym, w tym najstarszym wieku. Jednak ostatni wzrost nastąpił tutaj również dawno temu, a także w strefach młodego składania.

Ale nie wszystkie ogniwa pofałdowanych brzegów zostały podniesione na ostatnim etapie historii geologicznej. Niektóre, wręcz przeciwnie, zatonęły, a miejscami okazały się zalane morzami - Pacyfikiem, Kaspijskim, Czarnym. Dlatego pasma wypiętrzonych fałdów nie tworzą ciągłych barier, lecz przeplatają się z zagłębieniami, zagłębieniami i gdzieniegdzie na obszarach przybrzeżnych tworzą wyspy.

Na północy kraju mogły istnieć obrzeża gór, ale tereny tutaj w dużej mierze zatonęły pod wodami mórz arktycznych, a systemy górskie przekształciły się w odizolowane archipelagi. Tak powstały Franz Josef Land i Severnaya Zemlya. Północna kontynuacja wału górskiego Ural oddzieliła się w postaci dwóch wysp Nowej Ziemi.

Tak w najogólniejszym zarysie przedstawia się horyzontalny przekrój powierzchni lądowej naszego kraju. Ale rozczłonkowanie planu jest również charakterystyczne dla wybrzeży, gdzie różnią się półwyspy i wyspy, zatoki i cieśniny.

Największe zatoki reprezentują całe morza: Bałtyckie, Białe, Czarne z Azowem, Ochockie, każda z nich ma swoje ślepe zakola.

Morza Dalekiego Wschodu - Beringa i Japońskie - w przeciwieństwie do "zatoczek", są "cieśninami morskimi". Każde z marginalnych mórz Oceanu Arktycznego jest także rodzajem cieśniny zatokowej: są one ograniczone archipelagami wysp, poprzecinane cieśninami.

Dno mórz ma swoją rzeźbę, w której można rozróżnić równiny i systemy górskie (np. pasmo gór z pasmami gór Mendelejewa, Łomonosowa i Otto Schmidta w Arktyce Środkowej) oraz najgłębsze depresje, m.in. Kuryl-Kamczatka, trzeci na świecie pod względem głębokości, sięga 10 540 m poniżej poziomu oceanu. Stosunkowo płytkie dno w pobliżu mórz arktycznych wznosi się ponad głębie centralnych części Oceanu Arktycznego jak balkon, tworząc szelf kontynentalny lub szelf.

Równiny są skoncentrowane głównie w zachodniej części Rosji, a płaskowyże, wyżyny i góry dominują na wschodzie - od doliny Jeniseju po brzegi mórz Pacyfiku. Równiny stanowią około 60% terytorium. Dwie największe z nich - BE i ZS - należą do największych równin na świecie. Systemy górskie średnich wysokości rozciągają się jak solidna bariera równolegle do wybrzeży mórz Oceanu Spokojnego. Na południu wzdłuż granicy rozciąga się pas wysokich gór, z którego całe terytorium opada do Oceanu Arktycznego. Największe rzeki Syberii - Ob, Jenisej, Lena - płyną na północ wzdłuż tego zbocza. A na południe od Arktyki przez równiny przechodzą potężne prądy zimnego powietrza.

Południowy pas gór wchodzi w skład pasa wysokich wzniesień Eurazji i składa się z oddzielnych systemów górskich w różnym wieku: Kaukazu, Ałtaju, Sajana, Bajkału i Transbaikalia. Kaukaz i Ałtaj należą do wysokich gór Eurazji.

Klimat to długotrwały reżim pogodowy, który rozwinął się w wyniku interakcji atmosfery ze wszystkimi czynnikami naturalnymi i geograficznymi oraz podlega wpływowi przestrzeni i działalności gospodarczej człowieka.

Klimat Rosji kształtuje się pod wpływem wielu czynników i procesów klimatotwórczych. Główne procesy kształtujące klimat to: promieniowanie i krążenie, które są określane przez warunki terytorium.

Promieniowanie- wchodzące promieniowanie słoneczne stanowi bazę energetyczną, determinuje główny przepływ ciepła na powierzchnię. Im dalej od równika, tym mniejszy kąt padania promieni słonecznych, tym mniejsza ilość dostarczana. Część wydatkowa składa się z promieniowania odbitego (z albedo) oraz promieniowania efektywnego (wzrasta wraz ze zmniejszaniem się zachmurzenia, sumarycznie - z północy na południe).

Generalnie bilans promieniowania w kraju jest dodatni. Jedynymi wyjątkami są niektóre wyspy w Arktyce. Zimą wszędzie jest ujemna, latem jest pozytywna.

Obiegowy... Ze względu na różne właściwości fizyczne lądu i oceanu dochodzi do nierównomiernego ogrzewania i chłodzenia powietrza w kontakcie z nimi. W efekcie dochodzi do ruchów mas powietrza różnego pochodzenia – cyrkulacji atmosferycznej. Przebiega pod wpływem ośrodków niskiego i wysokiego ciśnienia, ich położenie i nasilenie zmieniają się sezonowo. Jednak w większości naszego kraju przeważają wiatry zachodnie, przynoszące atlantyckie masy powietrza, z którymi związane są główne opady.

Wpływ ten jest szczególnie duży zimą, ze względu na zachodni transport mas ciepłego i wilgotnego powietrza znad Atlantyku.

Duży rozmiar terytorium naszego kraju, obecność rozległych dolin i dużych systemów górskich doprowadziły do ​​wyraźnego strefowego, prowincjonalnego rozmieszczenia gleb, roślinności i zwierząt. Głównymi warunkami powstawania biokomponentów jest stosunek temperatury i wilgotności. rzeźba terenu i stopień kontynentalizmu klimatu mają istotny wpływ na ich rozmieszczenie.

Jedność biokompleksu wynika ze strefowej struktury procesów atmosferycznych, interakcji wszystkich składników przyrody i długiej historii rozwoju terytorium w fanerozoiku.

Rozmieszczenie gleb, roślinności i zwierząt na terytorium Rosji określa prawo podziału na strefy na równinach i podziału na strefy w górach. Dlatego też poruszając się po południkach lub po zboczach gór, na skutek zmian warunków hydroklimatycznych, następuje stopniowa zmiana niektórych typów gleb i roślinności oraz kompleksów zwierzęcych na inne.

Ale jednocześnie rosnąca kontynentalność klimatu na wschodzie (do pewnych granic) i odmienna historia geologiczna dużych geostruktur (platform i pasów fałdowych) doprowadziły do ​​zróżnicowania gleb, roślinności i fauny, tj. do przejawu prowincjonalności (sektora).

Specyfika orografii terytorium jest z góry określona przez złożoną historię geologiczną i różne struktury geologiczne. Duże niziny, równiny i płaskowyże odpowiadają platformom, a struktury górskie odpowiadają pofałdowanym pasom.

Terytorium Rosji znajduje się na kilku płytach litosferycznych: północnej części Eurazji, zachodniej części Ameryki Północnej, północnej części Amuru. I tylko płyta Ochocka prawie w całości znajduje się na terytorium kraju.

Skorupa ziemska w Rosji, podobnie jak w innych miejscach na Ziemi, jest niejednorodna i nierównomierna pod względem wieku. Jest niejednorodny zarówno w rzucie jak iw pionie.

Sztywniejsze, stabilne części skorupy ziemskiej - platformy - różnią się od bardziej ruchomych - pasami złożonymi, które są bardziej podatne zarówno na ściskanie, jak i pionowe kołysanie. Z reguły platformy charakteryzują się dwupoziomową konstrukcją, w której wyróżnia się pokruszoną kruszoną podstawę i pokrycie z poziomych warstw ją pokrywających.

Najstarsze platformy to prekambr. Ich posadowienie komplikują nie tylko najstarsze skały, które mają ponad 570-600 mln lat, ale też zostały pofałdowane, zanim pojawiły się nawarstwienia kolejnych epok. Tak wygląda struktura naszych dwóch ogromnych platform, które należą do największych na świecie.

W tych częściach, w których najstarsze struktury Ziemi nie zostały zalane morzami lub gdzie osady morskie uległy erozji w kolejnych epokach, wynurza się starożytna podstawa – tzw. tarcze. Istnieją również podziemne wychodnie piwnic, które znajdują się blisko powierzchni (masyw krystaliczny Woroneża). Don tylko w jednym miejscu dotarł do jego skarbca.

Stabilne platformy z biegiem czasu powiększały się - przylutowano do nich odcinki sąsiednich stref fałdowych, które nabrały sztywności w procesie zgniatania. Pod koniec ery prekambryjskiej, tj. 500-600 milionów lat temu składanie Bajkału znacznie zwiększyło prekambryjskie jądro przyszłej platformy syberyjskiej: ogromne złożone masywy regionu Bajkału i części Transbaikalia dołączyły do ​​tarczy Aldan.

W erze paleozoicznej potężne fałdowanie dwukrotnie wstrząsnęło skorupą ziemską. Pierwszy, zwany fałdowaniem kaledońskim, miał miejsce w kilku etapach we wczesnym paleozoiku, 300-400 milionów lat przed dniem dzisiejszym. Jego pomnikami pozostały fałdy w centrum Sajanów. Drugi, zwany fałdowaniem hercyńskim, miał miejsce w późnym paleozoiku (200-250 milionów lat temu) i zamienił ogromne koryto skorupy ziemskiej między platformami rosyjską i syberyjską w strefę fałdowania Ural-Tien-Szan. W wyniku tego fałdowania platformy rosyjskie i syberyjskie połączyły się w integralny kontynent - podstawę przyszłej Eurazji.

W szerokim pasie przylegającym do Oceanu Spokojnego głównym etapem zapadania się skorupy ziemskiej była era mezozoiczna - 60-190. jego struktury, zwane pacyficznymi, rozszerzyły platformę syberyjską od wschodu, tworząc potężne pofałdowane obszary w Primorye, Amur, Transbaikalia i na północnym wschodzie Syberii.

Po ruchach mezozoicznych tylko dwa rozległe pasy, na których pozostał niespokojny reżim, nie straciły swojej podatności na zgniecenie. Jeden rozciągał się przez Alpy i Kaukaz do Himalajów. Drugi pas, graniczący ze wschodnią Azją i obejmujący zachodnie obrzeża Oceanu Spokojnego, to region fałdowy Azji Wschodniej. Oba obszary nadal istniały nie tylko w mezozoiku, ale także później. To było w kenozoiku, czyli w ciągu ostatnich 60 milionów lat były miejscem potężnych zawaleń. Rozwinęła się tu ostatnia z fałd, alpejska, podczas której zmiażdżono wnętrzności Kaukazu, Sachalinu, Kamczatki i Wyżyny Koriackiej. Te aktywne obszary istnieją do dziś, wykazując swoją aktywność przez liczne trzęsienia ziemi i wulkanizm w łukach górskich wysp Azji Wschodniej.

W drugiej połowie alpejskiej ery składania - w neogenie 10-20 ml. Lata temu rozpoczął się zupełnie nowy etap w dziejach skorupy ziemskiej, co miało szczególne znaczenie dla współczesnej rzeźby terenu. Wiąże się to z najnowszymi, czy też neotektonicznymi ruchami, głównie pionowymi wypiętrzeniami i osiadaniami, które obejmowały nie tylko alpejskie strefy ruchome, ale także znacznie odległe od nich struktury o różnym wieku.

Najmłodsze strefy fałdowane, Kaukaz, Sachalin i łuk Kuryl-Kamczatka, zostały bardzo intensywnie dotknięte. Wszystkie te kraje górzyste istnieją obecnie nie tyle w wyniku niedawnego fałdowania, ile w wyniku świeżości i intensywności tych ostatnich pionowych wypiętrzeń. W ogólnym ukośnym pasie gór w wypiętrzenie zaangażowane były struktury w różnym wieku, takie jak prekambr (na południe od Tarczy Aldan, Bajkalidzi z Gór Stanovoy i Highlands), paleozoik (Hercynidzi z Ałtaju, Uralu), mezozoik (północny wschód). Azja) Ostatnie ruchy wyrażały się nie tylko we wzroście, ale także w obniżeniu. Zagłębienia skorupy ziemskiej stworzyły współczesny wygląd zagłębień mórz i dużych jezior, wielu nizin i zagłębień (Bajkał). Szczególnie silnemu nurkowaniu uległy zagłębienia podgórskie przylegające do młodych gór.

Stabilność platform w stosunku do zgniatania nie oznacza generalnie bezruchu. Zarówno platformy, jak i obszary zagięte podlegają innemu rodzajowi ruchu - naprzemiennym wibracjom pionowym (koncepcje i zjazdy).

Związek między reliefem a strukturą skorupy ziemskiej jest w przybliżeniu następujący: im wyższa powierzchnia, tym większa grubość skorupy. Największa jest tam, gdzie znajdują się formacje górskie (40-45 km), najmniejsza to dorzecze Morza Ochockiego. Izostatyczny równowaga. Na styku płyt euroazjatyckich i północnoamerykańskich płyty oddalają się (ryft Momsky'ego) i powstaje strefa rozproszonej sejsmiczności. Ta ostatnia jest również typowa dla obrzeży płyty ochockiej. Na styku regionów eurazjatyckich i amurskich istnieje również separacja - szczelina Bajkału. Okhotomorskaya na styku z Amurską (Sachalin i Morze Japońskie) zbieżność płyt wynosi 0,3-0,8 cm rocznie. Eurazjatycka graniczy z Pacyfikiem, Północnoamerykańską, afrykańską (arabską) i indyjską (Hindustan-Pamir). Pasy kompresyjne litosfery pomiędzy nimi są alpejsko-azjatyckie na południu i Tsirkum-Pacyfik na wschodzie. Krawędzie płyty euroazjatyckiej są aktywne na wschodzie i południu oraz pasywne na północy. Na wschodzie - zanurzenie oceanu pod stałym lądem: strefa węzłowa składa się z mórz marginalnych, łuków wysp i rowu głębinowego. Na południu występują pasma górskie. Marginesy pasywne na północy - ogromny szelf i wyraźny stok kontynentalny.

Eurazja charakteryzuje się strukturami liniowymi i pierścieniowymi, ustalonymi na podstawie zdjęć satelitarnych, badań geologiczno-geofizycznych i geologicznych. rdzenie sejsmiczne skorupy kontynentalnej. Atomowe, 14.

Przepływ ciepła Ziemi na terytorium Rosji ma różne znaczenia: najmniejsze wartości znajdują się na starożytnych platformach i Uralu. Podwyższone - na wszystkich młodych platformach (płytach). Maksymalne wartości to złożone pasy, szczelina Bajkał, marginalne morza TO.

Wraz z głębokością temperatura na Ziemi stopniowo wzrasta. Pod płytami oceanicznymi temperatura płaszcza osiąga temperaturę topnienia skał płaszcza. Dlatego za podstawę litosfery pod oceanami przyjmuje się powierzchnię początku topnienia materiału płaszcza. Poniżej litosfery oceanicznej materiał płaszcza jest częściowo stopiony i plastyczny o zmniejszonej lepkości. Plastikowa warstwa płaszcza wyróżnia się jako niezależna powłoka - astenosfera. Ta ostatnia jest wyraźnie wyrażona tylko pod płytami oceanicznymi, praktycznie nieobecna pod grubymi płytami kontynentalnymi (magmatyzm bazaltowy). W granicach płyt kontynentalnych może objawiać się tylko wtedy, gdy gorąca materia płaszcza, na skutek rozszczepienia płyty, może wznieść się do poziomu początku topnienia tej materii (80-100 km).

Astenosfera nie ma wytrzymałości ostatecznej, a jej substancja może odkształcać się (pływać) pod działaniem nawet bardzo małych nadciśnienia, chociaż bardzo powoli ze względu na dużą lepkość substancji astenosfery (około 10 18 - 10 20). Dla porównania lepkość wody 10 -2, płynna lawa bazaltowa 10 4 - 10 6, lód - około 10 13 i sól kamienna - około 10 18.

Ruchy płyt litosferycznych po powierzchni astenosfery zachodzą pod wpływem prądów konwekcyjnych w płaszczu. Poszczególne płyty litosferyczne mogą się rozchodzić, zbliżać lub przesuwać względem siebie. W pierwszym przypadku pomiędzy płytami na ich granicach pojawiają się strefy rozciągania z pęknięciami, w drugim strefy ściskania, któremu towarzyszy napór jednej z płyt na drugą, w trzeciej strefy ścinania, uskoki transformacyjne, wzdłuż których przesuwane są sąsiednie płyty.

Jako główne kategorie regionów tektonicznych wyróżnimy: 1. regiony stosunkowo stabilne - starożytne platformy, głównie z metamorficznym podłożem sprzed górnego proterozoiku, 2. ruchome ruchome pasy neogejskie, składające się z pofałdowanych regionów w różnym wieku (w miejsce martwych regionów geosynklinalnych) i współczesne regiony geosynklinalne, 3.obszary, przejściowe - metaplatformy.

Starożytne platformy, lub kratony, reprezentują rozległe obszary starożytnej skorupy kontynentalnej, mierzone w milionach kilometrów kwadratowych, w większości uformowanej w archainie i prawie całkowicie pod koniec wczesnego proterozoiku. Neogei to stosunkowo spokojny reżim tektoniczny: „ospałość” ruchów pionowych, ich słabe zróżnicowanie obszarowe, stosunkowo niskie wartości wypiętrzeń i osiadań (poniżej 1 cm/tys. lat). Na wczesnym megaetapie rozwoju większość ich powierzchni była wypiętrzana, a osiadanie dotyczyło głównie wąskich, liniowo wydłużonych zagłębień ryflowanych - aulakogenów. W późniejszym, płytowym megaetapie (fanerozoiku), w obłok wciągnięto znaczną powierzchnię pomostów, na których utworzyła się pokrywa prawie niezakłóconych osadów - płyta. Równolegle z zapadaniem się piwnicy wyizolowano rejony platform w granicach płyt, które przez większość swojej historii miały tendencję do podnoszenia się i przedstawiały rozległe występy starożytnych piwnic - tarcz.

Pokrycie platform antycznych zwykle nie nosi śladów zmian metamorficznych, co podobnie jak brak lub ograniczony rozwój przejawów magmatyzmu tłumaczy się znacznym spadkiem reżimu termicznego podczas formowania się platform antycznych i z reguły niski przepływ ciepła na większości ich terytorium (z wyjątkiem aulakogenów). Jednak w niektórych strefach starożytnych platform miały miejsce przejawy magmatyzmu, aw niektórych rzadkich fazach, z powodu anomalnego ogrzewania górnego płaszcza pod nimi, starożytne platformy mogły stać się areną potężnego magmatyzmu pułapkowego w wylewnych i natrętnych formach.

Pasy ruchome... Zostały założone głównie w starożytnym proterozoiku. W jego rozwoju przechodzą 2 megaetapy: geosynklinalny (największa ruchliwość tektoniczna, wyrażająca się zróżnicowanymi ruchami poziomymi i pionowymi oraz wysokim, choć niespójnym reżimem termicznym w skorupie i górnym płaszczu) i postgeosynklinalny (w miejsce martwych pasów geosynklinalnych, aktywność jest zmniejszona, ale znacznie bardziej, niż na starożytnych platformach).

Całkowity czas trwania procesu gosynklinalnego wynosi 1-1,5 miliarda lat, ale na niektórych obszarach kończy się wcześniej. Wyróżnia się „cykle”, właściwe stadium geosynklinalne i krótsze stadium orogeniczne (orogeneza).

Właściwie geosynclinalne: rozciąganie się skorupy ziemskiej, powstawanie wydłużonych zagłębień przypominających rynienki. Szerokie ugięcia rozpadają się na wąskie. Na końcu jest tak naprawdę hesinkle. stopnie przestają się obniżać. Na początku etapu górotwórczego ulegają one silnym odkształceniom ściskającym (od stref wewnętrznych do obrzeży). Zamieniają się w złożone struktury. W fazie orogenicznej doświadczają stopniowo narastającego wypiętrzenia, nie do końca skompensowanego przez denudację, a w późnej fazie orogenicznej zamieniają się w struktury górskie. W ten sposób następuje całkowite odwrócenie planu tektonicznego (geosynklinalne koryta w wzniesienia górskie). Jednocześnie w strefach narastających struktur fałdowych ugięcia krawędzi zdają się kompensować ich wypiętrzenie, z tyłu - ugięcia wewnętrzne lub zagłębienia wypełnione gruzem.

„Cykle”, na które załamuje się proces rozwoju pasów geosynklinalnych, kończą się względnym utwardzeniem skorupy, nabierającą na znacznym (lub całym) obszarze cech typowej (dojrzałej) skorupy kontynentalnej. Na początku kolejnego „cyklu” skorupa ta ulega częściowemu zniszczeniu i regeneruje się reżim geosynklinalny, podczas gdy inne obszary są wyłączone z dalszego procesu geosynklinalnego.

W większości mobilnego pasa Północnoatlantyckiego proces geosynklinalny zakończył się w środku paleozoiku, uralsko-mongolskiego - pod koniec paleozoiku - wczesnego mezozoiku, dla większości pasa śródziemnomorskiego jest bliski ukończenia i znaczący części pasa Pacyfiku są wciąż na różnych etapach procesu geosynklinalnego.

Obszary metaplatform... Coś przeciętnego w naturze struktur tektonicznych, stopnia ruchliwości skorupy i osobliwości ruchów tektonicznych. Na granicach. Strukturalnie jest to połączenie dwóch głównych typów elementów tektonicznych – mobilnych stref aulakogeosynklinalnych oraz stosunkowo „sztywnych” masywów metaplatformowych oddzielonych tymi strefami od starożytnych platform. Strefy aulakogeosynklinalne reprezentują liniowo wydłużone strefy o charakterze pośrednim między aulakogenami dawnych platform a geosynklinalnymi rynnami ruchomych pasów. W późnym proterozoiku równolegle z ruchomymi pasami obramowującymi platformy, zwykle odchodzącymi od tych ostatnich. Koryta grobowe - kompresja - metamorfizm, ciała natrętne - strefy pofałdowane (Donieck, Timanskaya).

Trudno przecenić rolę klimatu w życiu człowieka. Decyduje o stosunku ciepła i wilgoci, a co za tym idzie o warunkach zachodzenia nowoczesnych procesów rzeźbiarskich, powstawania wód śródlądowych, rozwoju roślinności i rozmieszczenia roślin. W życiu gospodarczym człowieka należy brać pod uwagę specyfikę klimatu.

Wpływ położenia geograficznego.

Masy powietrza i ich powtarzalność. Charakterystyczne dla Rosji są trzy rodzaje mas powietrza: powietrze arktyczne, powietrze umiarkowane i powietrze tropikalne.

Większość kraju jest zdominowana przez masy powietrza przez cały rok. umiarkowany szerokościach geograficznych, reprezentowanych przez dwa wyraźnie odmienne podtypy: kontynentalny i morski. Kontynentalny powietrze tworzy się bezpośrednio nad lądem, jest suche przez cały rok, niskie temperatury zimą i dość wysokie latem. Nautyczny powietrze pochodzi z Północnego Atlantyku, a we wschodnich regionach - z północnej części To. W porównaniu z powietrzem kontynentalnym jest bardziej wilgotne, chłodniejsze latem i cieplejsze zimą. Przemieszczając się przez terytorium Rosji, morskie powietrze szybko się przekształca, nabierając cech kontynentalnych.

Arktyczny powietrze tworzy się nad lodem Arktyki, więc jest zimne, ma niską wilgotność bezwzględną i wysoką przezroczystość. Wpływy w północnej części kraju, zwłaszcza SS i NE. W okresach przejściowych powoduje przymrozki. Latem, posuwając się i wysychając coraz bardziej, przynosi susze i suche wiatry (na południe od BE i WS). Powietrze, które tworzy się nad Arktyką, można nazwać kontynentalnym. Dopiero nad Morzem Barentsa formuje się arktyczny marine.

Tropikalny powietrze nad terytoriami południowymi powstaje nad Azją Środkową, Kazachstanem, Niziną Kaspijską, wschodnimi regionami Ciscaucasia i Transcaucasia w wyniku transformacji powietrza umiarkowanych szerokości geograficznych. Różni się wysokimi temperaturami, niską wilgotnością i niską przezroczystością. Na południe od Dalekiego Wschodu tropikalne morskie powietrze czasami przenika z centralnych regionów To i na Kaukaz od strony Morza Śródziemnego. Różni się wysoką wilgotnością i wysokimi temperaturami.

Fronty atmosferyczne.

Fizyczne i geograficzne warunki terytorium... Duży wpływ ma podłoże, na które się formują i nabierają nowych właściwości. Tak więc zimą wilgotne masy powietrza przenoszą utajone ciepło waporyzacji na zimną powierzchnię i zaczyna się rozgrzewać. W lecie wilgotne masy powietrza również powodują opady, ale na ciepłej powierzchni zaczyna się parowanie i lekkie ochłodzenie.

Wpływ rzeźby terenu na klimat jest ogromny: wraz z wysokością temperatura spada na każde 100 metrów o 0,6°C (ze względu na zmniejszenie bilansu promieniowania), ciśnienie atmosferyczne spada. Pod wpływem ekspozycji. Góry pełnią ważną rolę barierową.

Rola specjalna - prądy morskie... Ciepły Północny Atlantyk, zimno wokół Kurylów, Kamczatki, Morza Ochockiego.

Klimatyczne cechy okresu zimowego. W chłodne dni na terytorium Rosji od października do kwietnia ustala się obszar zwiększonego ciśnienia (maksimum azjatyckie), rozwija się obszar zmniejszonego ciśnienia w pobliżu wschodnich wybrzeży (minimum aleuckie) i wzrasta islandzkie minimum, dotarcie do Morza Karskiego. Różnice ciśnienia między tymi głównymi ośrodkami barycznymi okresu zimowego osiągają największe wartości, co przyczynia się do zaostrzenia procesów krążenia.

W związku z transportem zachodnim, rozwojem cyklonów i antycyklonów procesy cyrkulacji są bardzo wyraźne iw dużej mierze determinują rozkład ciepła i wilgoci. Wyraźnie widać wpływ Atlantyku, maksimum azjatyckiego, minimum aleuckiego i promieniowania słonecznego.

Zimą z Oceanu Atlantyckiego masy powietrza dostarczają na kontynent dużą ilość ciepła. Dlatego w BE i północnej połowie ZC temperatura spada nie tyle z południa na północ, ile z zachodu na wschód i północny wschód, co potwierdza przebieg izoterm styczniowych.

Wpływ azjatyckiego maksimum znajduje odzwierciedlenie w skrajnie niskiej temperaturze środkowej Syberii, północno-wschodniej i położeniu izoterm. W basenach temperatura sięga -70 (biegun zimna półkuli północnej - Ojmiakon i Wierchojańsk).

Na Dalekim Wschodzie minimum aleuckie i odgałęzienie frontu arktycznego ochockiego determinują aktywność cykloniczną, co znajduje odzwierciedlenie w cieplejszych i śnieżnych zimach niż na kontynencie, dlatego izotermy styczniowe przebiegają równolegle do wybrzeża.

Najwięcej opadów zimowych występuje na zachodzie, gdzie powietrze z Atlantyku przedostaje się w cyklonach. Z zachodu na wschód i północny wschód ilość opadów stopniowo maleje.

Klimatyczne cechy okresu letniego. Stosunek warunków promieniowania i cyrkulacji zmienia się dramatycznie. Reżim temperaturowy zależy od warunków radiacyjnych - cała ziemia jest ogrzewana znacznie bardziej niż otaczające ją obszary wodne. Dlatego od kwietnia do października izotermy rozciągają się niemal pod równoleżnikami. W lipcu w całej Rosji średnie miesięczne temperatury są dodatnie.

Latem maksimum Azorów przesuwa się na północ, a jego wschodnia gałąź przenika przez równinę EE. Z niego ciśnienie spada na północ, południe i wschód. Maksimum Arktyki pozostaje powyżej SL. Dlatego zimne powietrze przenosi się na wewnętrzne, cieplejsze tereny Rosji, gdzie nagrzewa się i oddala od punktu nasycenia. To suche powietrze przyczynia się do powstawania susz, czasem z suchymi wiatrami na południowym wschodzie równiny EE, na południu od równiny WS i na północy Kazachstanu. Rozwój suchej, przejrzystej i ciepłej pogody wiąże się również z bodźcem maksimum Azorów. Powyżej TO maksimum północnego Pacyfiku przesuwa się na północ (znika minimum aleuckie), a morskie powietrze pędzi na ląd. Pojawia się letni monsun Dalekiego Wschodu.

W okresie letnim występuje też transfer zachodni – z Atlantyku – najwięcej opadów.

Wszystkie masy powietrza wlatujące do kraju latem są przekształcane w powietrze kontynentalne o umiarkowanych szerokościach geograficznych. Na frontach atmosferycznych (arktycznym i polarnym) rozwija się aktywność cykloniczna. Jest to najbardziej widoczne na froncie polarnym nad równiną EE (umiarkowany kontynentalny i morski).

Front arktyczny wyraża się na Morzu Barentsa i Karskim oraz na wybrzeżach wschodnich mórz Północnego Kaukazu. Wzdłuż linii frontu arktycznego aktywność cyklonów nasila się i powoduje przedłużające się deszcze mżawkowe w pasie subarktycznym i arktycznym. Latem spadają opady maksymalne, co wiąże się ze zwiększoną aktywnością cyklonową, wilgotnością mas powietrza i konwekcją.

Warunki napromieniowania i krążenia zmieniają się wiosną i jesienią. Wiosną ujemny bilans promieniowania zamienia się w dodatni i odwrotnie jesienią. Ponadto zmienia się położenie obszarów wysokiego i niskiego ciśnienia, rodzaj mas powietrza, a co za tym idzie, położenie frontów atmosferycznych.

Ogólne cechy topografii dna Oceanu Światowego

Najbardziej ogólne pojęcie o charakterze topografii dna Oceanu Światowego daje krzywa batygraficzna. Pokazuje rozkład powierzchni dna oceanu na różnych poziomach głębokości. Badania na Oceanie Atlantyckim, Pacyfiku i Oceanie Indyjskim wykazały, że od 73,2 do 78,8% dna oceanicznego leży na głębokościach od 3 do 6 km, od 14,5 do 17,2% dna oceanicznego - na głębokościach od 200 m do 3 km, a tylko 4,8-8,8% oceanów ma głębokość mniejszą niż 200 m.

Ocean Arktyczny różni się znacznie od wszystkich innych oceanów strukturą krzywej batygraficznej. Tutaj przestrzeń dna o głębokości poniżej 200 m zajmuje 44,3%, przy głębokościach od 3 do 6 km tylko 27,7%.

W zależności od głębokości ocean dzieli się zwykle na następujące strefy batymetryczne:

przybrzeżne lub przybrzeżne, ograniczone do kilku metrów głębokości;

neryt - do głębokości około 200m;

batyalny - o głębokości do 3 km;

głębina o głębokości od 3 do 6 km;

hypabyssal o głębokości ponad 6 km.

Głębokości graniczne tych stref są dość dowolne. W niektórych szczególnych przypadkach mogą poruszać się silnie. Na przykład w Morzu Czarnym otchłań zaczyna się na głębokości 2 km

W rzeczywistości krzywa batygraficzna nie może służyć jako źródło do wyobrażenia sobie głównych elementów rzeźby dna Oceanu Światowego. Ale od czasów G. Wagnera (od końca XIX wieku) ustanowiono tradycję identyfikowania różnych odcinków tej krzywej z głównymi elementami reliefowymi na dnie Oceanu Światowego.

Na dnie Oceanu Światowego wyróżnia się największe elementy, do których należą geotekstury czy morfostruktury planet:

podwodne obrzeża kontynentów;

strefy przejściowe;

dno oceanu;

grzbiety śródoceaniczne.

Te główne elementy wyróżnia się na podstawie fundamentalnych różnic w budowie rzeźby powierzchni stałej ziemi i różnych typów skorupy ziemskiej.

Z kolei morfostruktury planetarne dna Oceanu Światowego dzielą się na morfostruktury drugiego rzędu:

Podwodne obrzeża kontynentów to:

z półki;

stok kontynentalny;

stopa kontynentalna.

Strefy przejściowe są podzielone na strefy przejściowe, z których każda jest reprezentowana przez:

dorzecze morza marginalnego;

łuk wyspowy;

rynna głębinowa.

Dno oceanu składa się z:

z basenów oceanicznych różnego typu;

oceaniczne wypiętrzenia różnego rodzaju.

Grzbiety śródoceaniczne są podzielone:

do stref szczelinowych;

strefy boczne.

Okręty podwodne obrzeża kontynentów

Półka to stosunkowo płaska, płytka część dna oceanu. Przylega do morza lub oceanu. Czasami szelf nazywany jest szelfem kontynentalnym. Poprzecinana jest licznymi zalanymi dolinami rzek, do połowy zasypana późniejszymi osadami dennymi. Na półkach położonych w strefie lodowców czwartorzędowych odnajdujemy różne ślady rzeźbiarskiego działania lodowców: polerowane skały, „czoła owiec”, moreny brzeżne.

Starożytne złoża kontynentalne są szeroko rozpowszechnione na półkach. Wszystko to świadczy o niedawnym istnieniu ziemi na półce.

W ten sposób szelf powstał w wyniku niedawnego zalania dawnego lądu przybrzeżnego wodami oceanicznymi. Do powodzi doszło w wyniku podniesienia się poziomu Oceanu Światowego po zakończeniu ostatniego zlodowacenia.

Na półce odbywają się działania nowoczesnych środków odciążających:

abrazja i akumulacyjna aktywność fal morskich;

aktywność pływowa;

aktywność polipów koralowych i glonów wapiennych mórz tropikalnych i równikowych.

Szczególnie interesujące są szerokie półki przylegające do rozległych równin przybrzeżnych. Pola naftowe i gazowe są odkrywane i rozwijane na równinach. Często te depozyty trafiają na półkę. Obecnie istnieje wiele przykładów intensywnego zagospodarowania takich złóż. Wszystko to wskazuje na wspólną budowę geologiczną szelfu i przyległego terenu.

Zasoby rybne półki mają nie mniej praktyczne znaczenie. Zasoby półkowe są duże pod względem zapasów materiałów budowlanych.

Stok kontynentalny. Półkę od strony oceanu wyznacza wyraźna morfologicznie granica - krawędź półki (ostre załamanie w profilu). Gwałtowny wzrost stromości dna natychmiast zaczyna się za krawędzią półki - dolna strefa o stromych zboczach. Strefę tę można prześledzić na głębokości 100-200 mi do 3-3,5 km i nazywa się zboczem kontynentalnym.

Charakterystyczne cechy zbocza kontynentalnego to:

głęboki poprzeczny, w stosunku do jego podłużnego profilu, rozcięcie na formy dolinne - podwodne kaniony. Uważa się, że podwodne kaniony mają złożone pochodzenie. Pierwotne formy kanionów powstają pod wpływem uskoków tektonicznych. Formy wtórne powstają w wyniku działania prądów zmętnienia na formy pierwotne. Strumienie zmętnienia tworzą istniejące wcześniej kaniony. Przepływy zmętnienia to przepływy zawiesiny zawieszonego materiału osadowego poruszającego się pod wpływem grawitacji.

częsty profil schodkowy. Kontynenty jako całość charakteryzują się wznoszącymi się pionowymi ruchami skorupy ziemskiej, a dno oceanu - zapadaniem się, zapadaniem. Rezultatem jest schodkowy profil stoku kontynentalnego. Na zboczu kontynentalnym zachodzą procesy grawitacyjne, takie jak podwodne osuwiska i pełzanie. Procesy grawitacyjne na stoku kontynentalnym razem stanowią najważniejszy mechanizm przemieszczania się materiału osadowego z szelfu i górnej części stoku kontynentalnego na duże głębokości. Ruch materiału osadowego po schodkowym zboczu odbywa się w następujący sposób: materiał osadowy osiąga stopień, gromadzi się w jak największym stopniu, a następnie jest odprowadzany na stopień. Taki obraz jest typowy np. dla szelfu patagońskiego na Oceanie Atlantyckim. Co więcej, poszczególne stopnie stoku kontynentalnego mogą mieć bardzo rozwiniętą szerokość. Nazywa się je płaskowyżami brzegowymi.

często spotykana jednoskośna struktura zbocza kontynentalnego. W tym przypadku okazuje się, że zbocze kontynentalne jest pofałdowane przez szereg nachylonych warstw osadowych. Warstwy konsekwentnie budują zbocze, a tym samym powodują jego przesuwanie się w kierunku oceanu. Niedawno odkryto, że zbocze kontynentalne ma liczną żywą populację. Wiele ryb handlowych łowi się na zboczu kontynentalnym.

Stopa kontynentalna jest największą akumulacyjną formą dna oceanicznego.

Zwykle jest to pofałdowana, pochyła równina przylegająca do podstawy zbocza kontynentalnego. Jego pochodzenie wiąże się z akumulacją ogromnych mas materiału osadowego i jego osadzaniem się w głębokim ugięciu skorupy ziemskiej. Materiał osadowy porusza się tutaj pod wpływem procesów i prądów grawitacyjnych. Okazuje się więc, że koryto jest zakopane pod tymi osadami. Tam, gdzie ilość opadów jest szczególnie wysoka, zewnętrzna granica „soczewki” opadów rozciąga się na dno oceanu. W rezultacie skorupa oceaniczna jest już pogrzebana pod osadami.

Aktywność prądów głębinowych ogranicza się również do stopy kontynentalnej. Prądy te tworzą masy wód głębinowych oceanu. Prądy głębinowe przenoszą ogromne masy półzawieszonego materiału osadowego w strefie stopy kontynentalnej. Co więcej, ruch ten odbywa się równolegle do podstawy zbocza kontynentalnego. Wzdłuż biegu prądów z toni wodnej wypadają duże masy opadów. Materiał ten służy do budowy ogromnych dennych form akumulacyjnych - grzbietów osadowych.

W innych przypadkach pomiędzy podstawą zbocza kontynentalnego a dnem oceanu, zamiast płaskorzeźby górskiej pagórkowatej, występuje wąska głęboka depresja, której dno wyrównuje się pod wpływem akumulacji.

Podsumowując, podwodny brzeg zbocza kontynentalnego można uznać za gigantyczną masę „tarasu kontynentalnego”. Z kolei ten taras to koncentracja materiału osadowego na dnie oceanu. Ze względu na akumulację osadów taras ten ma tendencję do przesuwania się w głąb oceanu i „pełzania” do peryferyjnych obszarów skorupy oceanicznej.

Ponieważ kontynenty są występami powierzchni ziemi, czyli trójwymiarowymi ciałami, szelf kontynentalny można uznać za część powierzchni kontynentalnej, zalaną wodami oceanu. Stok kontynentalny jest jak zbocze, „koniec” bloku kontynentalnego. Ponadto zbocze kontynentalne i szelf kontynentalny są morfologicznie jednym systemem. Stopa kontynentalna również skłania się ku temu systemowi. W ten sposób razem tworzą morfostrukturę pierwszego rzędu - podwodny brzeg kontynentów.

Strefy przejściowe

Na większości obrzeży Atlantyku, Indii i całych oceanów arktycznych podwodne brzegi kontynentów mają bezpośredni kontakt z dnem oceanu.

Na obrzeżach Oceanu Spokojnego na Morzu Karaibskim i Morzu Szkockim, a także na północno-wschodnim krańcu Oceanu Indyjskiego zidentyfikowano bardziej złożone systemy przejścia z kontynentu do oceanu. Na całej długości zachodniego krańca Oceanu Spokojnego, od Morza Beringa po Nową Zelandię, pomiędzy podwodnymi brzegami kontynentów a dnem oceanu znajduje się rozległa strefa przejściowa.

W najbardziej typowej formie strefy przejściowe są przedstawiane jako zespół trzech dużych elementów reliefowych:

depresje mórz marginalnych;

łuki wyspowe - systemy górskie oddzielające baseny marginalnych mórz od oceanu i zwieńczone wyspami;

rowy głębinowe - wąskie, bardzo głębokie zagłębienia (zagłębienia), zwykle po zewnętrznej stronie łuków wysp. Ponadto depresje charakteryzują się największymi głębokościami oceanów.

Depresje mórz marginalnych. Morza są zwykle głębokie. Często w morzach dno jest nierówne i obfituje w góry, pagórki, pagórki. Miąższość osadów w takich morzach nie jest duża.

W pozostałych morzach dno jest idealnie wyrównane, a miąższość osadów przekracza 2-3 km. Co więcej, to osady wyrównują rzeźbę terenu, zakopując podstawowe nierówności.

Skorupa ziemska pod basenami mórz marginalnych jest suboceaniczna.

Łuki wysp są czasami zwieńczone wulkanami. Wielu z nich jest aktywnych. Ponad 70% aktywnych wulkanów ogranicza się do łuków wysp. Największy z grzbietów wystaje ponad poziom morza i tworzy wyspy (na przykład Wyspy Kurylskie).

Istnieją obszary przejściowe, w których nie ma jednego, ale kilka łuków wysp. Czasami łuki w różnym wieku łączą się ze sobą, tworząc duże połacie lądu wyspiarskiego. Takie masywy są na przykład charakterystyczne dla wysp Sulawesi i Halmager. Największym masywem wyspiarskim jest łuk japońskiej wyspy. Pod tak dużymi masywami wysp często występuje skorupa kontynentalna. Najważniejszą cechą strefy przejściowej jest wysoki stopień sejsmiczności.

Istnieją epicentra:

powierzchniowe trzęsienia ziemi (30-50 km). Skupiają się głównie w głębinowych okopach i na zewnętrznych krawędziach łuków wysp;

trzęsienia ziemi w centrum uwagi - 300-50 km;

głębokie trzęsienia ziemi - głębokie na ponad 300 km. Te epicentra znajdują się głównie w głębokowodnych basenach mórz marginalnych.

Wszystkie źródła trzęsień ziemi są ograniczone do niektórych stref rozciągających się od powierzchni Ziemi do jej wnętrzności. Strefy te nazywane są strefami Benioffa-Zavaritsky'ego. Schodzą pod morza marginalne lub nawet pod obrzeża lądu i są nachylone pod kątem 30-60º. Są to strefy zwiększonej niestabilności substancji, z której zbudowana jest Ziemia. Wnikają w skorupę ziemską, górny płaszcz i kończą się na głębokości do 700 km.

W ten sposób strefy przejściowe wyróżniają się ostrymi kontrastami głębokości i wysokości, a także obfitością wulkanów.

Strefy przejściowe charakteryzują się geosynklinalnym typem skorupy ziemskiej.

Łóżko oceaniczne

Relief dna oceanicznego charakteryzuje się kombinacją:

rozległe baseny;

wypiętrzenia oddzielające te baseny.

Baseny dna oceanicznego. Dno zagłębień prawie wszędzie charakteryzuje się zwiększonym rozmieszczeniem pagórkowatej rzeźby - rzeźby wzniesień głębinowych. Wzgórza abisalne to zatopione wzniesienia o wysokości od kilku metrów do 500 m. Wzgórza mają średnicę od 1 do kilkudziesięciu kilometrów. Wzgórza abisalne tworzą na dnie zagłębień skupiska, które zajmują duże obszary. Niemal wszędzie wzgórza głębinowe przypominają przylądki pokryte osadami dennymi.

Tam, gdzie opady są duże, pagórkowatą rzeźbę zastępują pofałdowane równiny głębinowe.

Tam, gdzie osady całkowicie zakopują nierówności podłoża skalnego, tworzą się płaskie równiny głębinowe. Zajmują nie więcej niż 8% dna basenów.

Seamounts wznoszą się nad dnem zagłębień. Są to wolnostojące góry o przeważającym pochodzeniu wulkanicznym. Niektóre z nich są tak wysokie, że ich szczyty wystają ponad poziom morza i tworzą wulkaniczne wyspy.

W niektórych miejscach w obrębie koryta znajdują się doliny. Ich długość może sięgać kilku tysięcy kilometrów. Ich powstawanie wiąże się z aktywnością prądów przydennych i przepływów zmętnienia.

Wypiętrzenia dna oceanu nie są jednolite. Większość wzniesień jest zorientowana liniowo i zwyczajowo nazywa się je grzbietami oceanicznymi (ale nie środkowo-oceanicznymi). Morfologicznie grzbiety oceaniczne są podzielone:

na szybach oceanicznych (szyby sklepione);

łukowe grzbiety blokowe;

blokowe grzbiety.

Oprócz grzbietów w wypiętrzeniach dna oceanicznego wyróżniają się wyżyny oceaniczne. Różnią się:

duża szerokość górnej powierzchni;

względna izometria konturów.

Jeśli takie wzniesienie wzdłuż krawędzi ostro zarysowanych skarp nazywa się płaskowyżem oceanicznym (na przykład płaskowyż Bermudzki na Oceanie Atlantyckim).

Na dnie oceanu nie ma trzęsień ziemi. Jednak w niektórych grzbietach, a nawet w odizolowanych górach, manifestuje się współczesny wulkanizm.

Charakterystyczną cechą rzeźby i tektoniki dna oceanicznego są strefy uskoków oceanicznych. Obejmują one:

grzebienie blokowe (horst), ukształtowanie terenu położone liniowo;

zagłębienia-zagłębienia, ciągnące się setkami i tysiącami kilometrów. Tworzą głębokie rynny oceaniczne, które przecinają strefy ryftowe i boczne grzbietów śródoceanicznych.

Środkowe grzbiety oceaniczne

Grzbiety śródoceaniczne zostały zidentyfikowane w latach 50. i 60. ubiegłego wieku. System grzbietów śródoceanicznych rozciąga się na wszystkie oceany. Zaczyna się na Oceanie Arktycznym, kontynuuje na Oceanie Atlantyckim, przechodzi do Oceanu Indyjskiego i przechodzi do Oceanu Spokojnego. Badanie rzeźby tego systemu pokazuje, że w istocie jest to system wyżyn, składający się z wielu grzbietów. Szerokość takiego wyżyny może sięgać 1000 km. Łączna długość całego systemu przekracza 60 tys. km. Ogólnie rzecz biorąc, jest to najbardziej okazały system górski na Ziemi, który nie ma sobie równych na lądzie.

W grzbietach śródoceanicznych znajdują się strefy ryftowe i boczne.

Osiowa część systemu charakteryzuje się ryftową strukturą. Przełamany jest uskokami tego samego pochodzenia co grzbiet. W części osiowej właściwej uskoki te tworzą zagłębienia - doliny ryftowe. Doliny ryftowe przecinają się z rynnami poprzecznymi, które są ograniczone do stref uskoków poprzecznych. W większości przypadków rowy są głębsze niż doliny ryftowe. Rynny charakteryzują się maksymalną głębokością.

Po obu stronach strefy ryftu rozciągają się strefy boczne systemu. Mają też górzystą rzeźbę, ale mniej rozciętą i mniej ostrą niż w strefie ryftu. Obwodową część stref flankujących charakteryzuje płaskorzeźba niskogórska, która stopniowo przechodzi w pagórkowatą rzeźbę dna oceanu.

Grzbiety śródoceaniczne charakteryzują się również wulkanizmem i wysokim stopniem sejsmiczności. Tutaj występują tylko trzęsienia ziemi na powierzchni, a głębokość źródeł nie przekracza 30-50 km.

Grzbiety śródoceaniczne charakteryzują się szczególnymi cechami budowy skorupy ziemskiej. Pod warstwą osadową o zmiennej grubości w grzbietach śródoceanicznych znajduje się warstwa skorupy ziemskiej gęstsza niż bazalt. Badania wykazały szerokie rozmieszczenie skał charakterystycznych dla płaszcza Ziemi. W związku z tym powstała hipoteza tektoniki płyt, hipoteza wzrostu („rozprzestrzeniania się”) skorupy oceanicznej i ogromnych przemieszczeń płyt litosferycznych w strefie ograniczonej do grzbietów śródoceanicznych. Tak więc rodzaj skorupy dla strefy grzbietów śródoceanicznych nazywa się ryftogenicznym.

Kontynenty południowe są umownie nazywane nie tylko Australią i Antarktydą, które w całości znajdują się na półkuli południowej, ale także Afryką i Ameryką Południową, które częściowo znajdują się na półkuli północnej. Wszystkie cztery kontynenty mają wspólną historię rozwoju warunków naturalnych – wszystkie były częścią jednego kontynentu Gondwany.

Pozycja geograficzna. Rozważenie położenia geograficznego kontynentu zawsze poprzedza jego badanie. Co to jest położenie geograficzne? Jest to zasadniczo adres na kontynencie. A jego charakter zależy od tego, w której części powierzchni ziemi znajduje się kontynent. Jeśli znajduje się w pobliżu bieguna, naturalnie wystąpią surowe warunki naturalne, a jeśli znajduje się w pobliżu równika, będzie miał gorący klimat. Ilość otrzymanego ciepła słonecznego i opadów atmosferycznych, ich rozkład w ciągu pór roku zależy od położenia geograficznego.

Wiesz z poprzedniego kursu z geografii: aby określić położenie dowolnego obiektu geograficznego na powierzchni Ziemi, musisz znać jego współrzędne geograficzne. Przede wszystkim określają skrajne północne i południowe punkty kontynentu, to znaczy dowiadują się, na jakich szerokościach geograficznych się znajduje. Istotne jest również położenie kontynentu w stosunku do początkowego południka, jego skrajnych zachodnich i wschodnich punktów. Zakres wpływu oceanu, kontynentalizm jego klimatu oraz różnorodność warunków naturalnych zależą od długości kontynentu z zachodu na wschód. Nie bez znaczenia jest również bliskość innych kontynentów i otaczających je oceanów. (Aby zapoznać się z planem scharakteryzowania położenia geograficznego kontynentu, patrz załącznik.)

Specyfiką położenia geograficznego kontynentów południowych jest to, że w pobliżu równika znajdują się trzy kontynenty: Ameryka Południowa, Afryka i Australia, stąd wysokie temperatury panują na większości terytorium przez cały rok. Jedynie wąska południowa część Ameryki Południowej osiąga umiarkowane szerokości geograficzne. Większość kontynentów znajduje się w strefach podrównikowych i tropikalnych. Antarktyda to jedyny kontynent Ziemi położony wokół bieguna południowego, co decyduje o wyjątkowej surowości jej natury.

Położenie geograficzne spowodowało więc wielkie kontrasty w naturze kontynentów południowych: od wiecznego lata po wieczną zimę.

1. Korzystając z planu, określ położenie geograficzne wyspy Madagaskar.
2. Największa pustynia na świecie znajduje się w północnej części Afryki. Jak myślisz, jaki wpływ na jej wykształcenie ma położenie geograficzne kontynentu?

Ogólne cechy reliefu. Jak już wiesz (patrz temat „Litosfera i rzeźba Ziemi”), kontynenty północny i południowy rozwijały się w różny sposób. Ponieważ kontynenty południowe były kiedyś jednym kontynentem, mają podobne cechy naturalne.

Bliższe przyjrzenie się fizycznej mapie świata i poszczególnych kontynentów pozwala uwypuklić kilka wspólnych cech rzeźby wszystkich czterech kontynentów:

1. W rzeźbie wszystkich kontynentów wyróżniają się dwie główne części - rozległe równiny i góry.
2. Większość kontynentów to równiny położone na platformach.
3. Różne systemy górskie znajdują się na obrzeżach kontynentów: Andy w Ameryce Południowej na zachodzie, Atlas w Afryce na północnym zachodzie, Wielkie Góry Wododziałowe w Australii na wschodzie. Te góry niejako otaczają dawne równiny Gondwany. Struktura równin współczesnych kontynentów ma wiele wspólnego. Większość z nich powstaje na dawnych platformach, uformowanych u podstawy skał krystalicznych i metamorficznych.

Oprócz stosunkowo płaskich obszarów na równinach istnieją terytoria, na których wystają na powierzchnię pradawne skały krystaliczne podstawy platformy. Na tych półkach utworzyły się blokowe góry i wyżyny w postaci wzniesień horst. Niecki platform, pokryte skałami osadowymi, reprezentowane są w reliefie rozległymi zagłębieniami, z których część to nisko położone równiny.

Jakie są przyczyny rozpadu Gondwany na odrębne kontynenty? Naukowcy uważają, że około 200 milionów lat temu wewnętrzne siły Ziemi (ruch materii w płaszczu) doprowadziły do ​​podziału i ekspansji jednego kontynentu.

Istnieje również hipoteza o kosmicznych przyczynach zmiany zewnętrznego wyglądu naszej planety. Uważa się, że zderzenie ciała pozaziemskiego z naszą planetą mogło spowodować rozszczepienie gigantycznego lądu, rozszerzenie odcinków litosfery, wznoszenie się i opadanie poszczególnych odcinków, czemu towarzyszyło wylanie bazaltowych law. W przestrzeniach między poszczególnymi częściami Gondwany stopniowo tworzyły się oceany indyjski i atlantycki, a tam, gdzie płyty litosferyczne zderzały się z innymi płytami, tworzyły się pofałdowane obszary górskie.

Złoża mineralne są ściśle związane z historią geologiczną, składem skał i rzeźbą kontynentów. Bogate są w nie wszystkie kontynenty południowe. Złoża rud metali żelaznych i nieżelaznych (miedzi, ołowiu, cynku, niklu itp.), diamentów, metali szlachetnych i rzadkich związane są z bliskim występowaniem podłoża krystalicznego platform i ich wychodni. Ich złoża znajdują się zarówno na równinach, jak iw górach.

Równiny składające się z warstw skał osadowych są bogate w złoża ropy naftowej, gazu ziemnego, fosforytów, węgla kamiennego i brunatnego. Geolodzy prowadzący badania złóż wykorzystują dane o jedności struktury rzeźby kontynentów. Na przykład w ciągu ostatnich dziesięcioleci w podobnych warunkach geologicznych znaleziono pola naftowe u zachodnich wybrzeży Afryki i mniej więcej na tych samych szerokościach geograficznych u wschodnich wybrzeży Ameryki Południowej.

1. Korzystając z planu charakterystyk położenia geograficznego kontynentu (oceanu), wyjaśnij znaczenie każdego punktu planu.
2. Jakie są wzory rozmieszczenia gór i rozległych równin na powierzchni Ziemi i jak to się przejawia na kontynentach półkuli południowej?

Ogólną ideę rozkładu głębokości oceanicznych dają krzywe batygraficzne Oceanu Światowego jako całości oraz poszczególnych oceanów (ryc. 19.1). Porównanie tych krzywych pokazuje, że rozkład głębokości w Oceanie Spokojnym i Atlantyckim jest prawie taki sam i przebiega według tych samych wzorców, co rozkład głębokości w całym Oceanie Światowym. Od 72,3 do 78,8% powierzchni dna oceanów leży na głębokościach od 3000 do 6000 m, od 14,5 do 17,2% - na głębokościach od 200 do 3000 m, a tylko od 4,8 do 8,8% powierzchni oceany mają głębokości poniżej 200 m Odpowiednie liczby dla Oceanu Światowego to 73,8; 16,5 i 7,2%. Ocean Arktyczny wyróżnia się ostro budową krzywej batygraficznej, gdzie przestrzeń dna o głębokości poniżej 200 m zajmuje 44,3%, a najbardziej charakterystyczne dla wszystkich oceanów głębokości (tj. od 3000 do 6000 m) to tylko 27,7% . W zależności od głębokości oceany dzieli się zwykle na strefy batymetryczne: wybrzeże, czyli przybrzeżne, ograniczone kilkumetrowymi głębokościami; neryt- do głębokości około 200 m; batial- do 3000 m; niezgłębiony- od 3000 do 6000 m; hypabissal głębokość - ponad 6000 m.

Według współczesnych koncepcji dno oceaniczne, zgodnie z najbardziej charakterystycznymi cechami jego struktury, dzieli się na podwodne brzegi kontynentalne, strefę przejściową, dno oceaniczne i grzbiety śródoceaniczne.

Marginesy kontynentalne podwodne podzielony na szelf, stok kontynentalny i stopę kontynentalną (ryc. 19.2).

Półka (półka kontynentalna) przylega bezpośrednio do lądu, sięgając do głębokości 200 m. Jego szerokość waha się od pierwszych kilkudziesięciu kilometrów do 800-1000 km w Oceanie Arktycznym. Jest to płytka część morza o stosunkowo płaskiej powierzchni, której nachylenie wynosi zazwyczaj około 1°. Na powierzchni szelfów często obserwuje się podwodne doliny rzeczne, zalane terasy morskie i prastare wybrzeża. Półki mają skorupę typu kontynentalnego o strukturze trójwarstwowej (warstwy osadowe, granitowo-gnejsowe i bazaltowe).

Stok kontynentalny (kontynentalny) wystaje z zewnętrznej krawędzi półki, zwanej przy krawędzi, do głębokości 2-2,5 km, a miejscami nawet do 3 km. Nachylenie powierzchni stoku wynosi średnio 3-7 °, ale czasami dochodzi do 15-25 °. Rzeźba zbocza kontynentalnego często charakteryzuje się strukturą schodkową, charakteryzującą się naprzemiennymi skarpami o stromych zboczach - do 25°, ze stopniami podpoziomowymi, co jest najwyraźniej związane z uskokami tektonicznymi.

W wielu miejscach zbocze kontynentalne poprzecinane jest głębokimi zagłębieniami w kształcie litery K ze stromymi zboczami - kaniony... Część z nich to kontynuacja ujścia takich rzek jak Kongo, Indus, Hudson (patrz ryc. 19.2), Kolumbia. Mechanizm powstawania kanionów jest związany z erozyjną aktywnością strumieni zmętnienia; erozyjna działalność rzek drenujących brzegi kontynentalne w epoce obniżania się poziomu morza; tektonika nieciągła.

Stopa kontynentalna jest elementem pośrednim między zboczem kontynentalnym a dnem oceanu i jest pustą, pochyloną równiną o szerokości dziesiątek i setek kilometrów, sięgającą do głębokości 3500 mi więcej. Miąższość osadów u podnóża w niektórych miejscach sięga 5 km lub więcej, co jest wynikiem usuwania materiału przez przepływy zmętnienia i grawitacyjnego transportu osadów ze zbocza kontynentalnego.

Wśród podwodnych obrzeży kontynentów, zgodnie z cechami rzeźby i artykulacji z kontynentem, aktywnością tektoniczną i naturą magmatyzmu, wyróżnia się typy: pasywny (atlantycki) i aktywny, do których należą dwa:

a) Zachodni Pacyfik;

b) Pacyfik andyjski.

Typ pasywny (atlantycki). Krawędzie te powstają w wyniku pękania skorupy kontynentalnej podczas ryftowania i jej rozsuwania się w przeciwnych kierunkach w miarę wzrostu dna oceanicznego. Strefa szczeliny może być reprezentowana przez pojedynczy rygiel lub system ryftów. Rzeźba brzegów jest łagodna ze względu na słabą aktywność tektoniczną i intensywną akumulację osadów, w formowaniu których znaczną część tworzą rozległe wentylatory. Najbardziej zauważalną granicą morfologiczną jest zagięcie od szelfu do zbocza kontynentalnego (krawędź szelfy). Ważną rolę mogą odgrywać wapienne rafy barierowe, które tworzą się na początku zbocza kontynentalnego.

We wczesnych stadiach tworzenia się brzegów możliwe jest wprowadzenie dużych ciał natrętnych o składzie podstawowym. Charakter połączenia z kontynentem jest spokojny, stopniowy, bez wyraźnej różnicy głębokości i nachylenia: kontynent -> szelf -> stok kontynentalny -> stopa kontynentalna -> dno oceanu (patrz rys. 19.2). Marginesy te są charakterystyczne dla północnego i południowego Atlantyku, Oceanu Arktycznego i dużej części Indii.

Typ aktywny (andyjski) charakteryzuje się ostrym kontrastem rzeźby, dzięki połączeniu najwyższego grzbietu andyjskiego, którego absolutne znaki sięgają prawie 7000 m, oraz głębokowodnego (6880 m) rowu peruwiańsko-chilijskiego, zwieńczonego łańcuchem młodych wulkanów, które tworzą andyjski pas wulkaniczny. Obserwuje się tu następujące przejście: kontynent z pasem wulkanicznym -> terasą osadową i przylegającym do kontynentu zboczem kontynentalnym -> rów peruwiańsko-chilijski.

Andy wyróżniają się niezwykle wysoką sejsmicznością i są areną intensywnego wulkanizmu.

Typ aktywny (zachodni Pacyfik) charakteryzuje się odmiennym przejściem z kontynentu na dno oceanu: kontynent -> depresje mórz marginalnych (Ochocki, japoński itp.) -> łuki wysp (kuryl, japoński itp.) -> rowy głębinowe (kuryl- Kamczatka itp.) -> łóżko oceaniczne. W zasadzie całemu Oceanowi Spokojnemu towarzyszą tego typu obrzeża. Charakteryzują się wysoką sejsmicznością z koncentracją ognisk trzęsień ziemi na głębokościach powyżej 250-300 km, aktywną aktywnością wulkaniczną z erupcjami wybuchowymi. Znane katastrofalne erupcje są związane z wyspowymi łukami wulkanicznymi: Krakatoa, Mont Pele, Bezymyanny, St. Helles itp.

Objętość wyrzucania materiału wulkanicznego podczas katastrofalnych erupcji jest ogromna: od 1 do 20 km3, zdolna do pokrycia powierzchni 500-600 km2 i przeniesienia się daleko w baseny morskie, z formowaniem się języków obcego materiału tufowo-klastycznego wśród normalnych osadów pelagicznych i terygenicznych.

Strefa przejściowa znajduje się po oceanicznej stronie podwodnych obrzeży kontynentów i obejmuje baseny mórz marginalnych oddzielające je od otwartego oceanu, łuki wysp i rowy głębinowe wydłużone wzdłuż ich zewnętrznej krawędzi. Strefy te wyróżnia obfitość wulkanów, ostre kontrasty głębokości i wysokości. Głębokości maksymalne ograniczają się właśnie do głębinowych rowów stref przejściowych, a nie do ich własnego dna oceanicznego.

Okopy głębinowe- najgłębsze depresje na świecie: Mariana - 11022 m, Tonga - 10 822 m, Filipiny - 10 265 m, Kermadek - 10047 m, Izu-Boninsky - 9 860 m, Kuryl-Kamczacki - 9 717 m, Północne Novo-Hebrydy - 9 174 m, Wulkan - 9 156 m, Bugenwilla - 9 103 m, itd.

Rowy głębinowe są szczególnie rozpowszechnione na Oceanie Spokojnym, gdzie tworzą w jego zachodniej części prawie ciągły łańcuch ciągnący się wzdłuż łuków wysp od Aleuty, Kuryl-Kamczatka do Nowej Zelandii i rozwijający się w ramach ekspansji filipińsko-marskiej. Są to wąskie i głębokie do 9-11 km rowy o asymetrycznej budowie: ostre zbocza koryt są bardzo strome, miejscami opadają prawie pionowymi półkami, wydłużonymi wzdłuż uderzenia rowów. Wysokość półek wynosi 200-500 m, szerokość 5-10 km, a zbocza oceaniczne są łagodniejsze, oddzielone od sąsiednich basenów oceanicznych niskim, łagodnym falowaniem i pokryte cienką warstwą osadów. Dna rynien są wąskie, rzadko osiągają szerokość 10-20 km, występują na nich przeważnie płaskie, łagodne, czasem równoległe wypiętrzenia i rynny, a miejscami przedzielone poprzecznymi bystrzami utrudniającymi swobodne krążenie wody . Pokrywa osadowa jest niezwykle cienka, nie większa niż 500 m, w niektórych miejscach jest całkowicie nieobecna i leży poziomo.

Skorupa ziemska w strefie przejściowej ma strukturę mozaikową. Istnieją obszary skorupy ziemskiej typu kontynentalnego i oceanicznego, a także skorupy przejściowej (subkontynentalnej i suboceanicznej).

Łuki wyspy- są to konstrukcje górskie wystające ponad poziom morza wraz ze swoimi szczytami i grzbietami, tworzące wyspy. Łuki mają kształt wypukły, a ich wypukłość skierowana jest w stronę oceanu. Są wyjątki: łuki Nowych Hebrydów i Salomona są wypukłe do kontynentu australijskiego. Łuki wysp składają się z niektórych nagromadzeń wulkanicznych (Kuril, Marian) lub zawierają pozostałości dawnych łuków w ich piwnicach lub starożytne warstwy krystaliczne (łuk japoński).

Ważną cechą wyróżniającą łuki wyspowe jest ich bardzo wysoka sejsmiczność. Stwierdzono, że ogniska trzęsień ziemi są skoncentrowane w wąskiej (nie przekraczającej 100 km) strefie nachylonej ukośnie od głębokowodnego rowu pod łukiem wyspy. Ta głęboka strefa ognisk sejsmicznych nazywana jest strefą Vadati-Zavaritsky-Benioff (VZB).

Marginalne morza znajdują się w tylnej części łuków wyspy. Typowe przykłady takich mórz to Ochocki, Japoński, Karaibski itp. Morza składają się z kilku głębokowodnych basenów o głębokości od 2 do 5-6 km, oddzielonych płytkimi wypiętrzeniami. W niektórych miejscach do basenów głębinowych przylegają rozległe przestrzenie szelfowe. Baseny głębinowe mają typową skorupę oceaniczną, jedynie warstwa osadowa jest czasami pogrubiona do 3 km.

Światowe łóżko oceaniczne. Powierzchnia złoża zajmuje 194 mln km2, co stanowi ponad 50% powierzchni Oceanu Światowego i znajduje się na głębokości od 3,5-4 do 6 tys. km. W obrębie koryta wyróżnia się baseny, grzbiety śródoceaniczne i różne wysokości. Równiny są ograniczone do dna zagłębień dna oceanicznego, które ze względu na swoje hipsometryczne położenie nazywane są zwykle otchłanią (otchłań to obszar oceanu, którego głębokość przekracza 3500-4000 m). Równiny abisalne to płaskie i najgłębsze (3000-6000 m) obszary dna oceanicznego wypełnione osadami przepływów zmętnienia, a także osadami pelagicznymi pochodzenia chemogenicznego i organogenicznego.

Wśród basenów oceanicznych wyróżnia się dwa typy topografii dna: płaskie równiny głębinowe, najbardziej rozwinięte w obrębie Oceanu Atlantyckiego; pagórkowate równiny otchłani, rozwinięte głównie na Oceanie Spokojnym.

Wzgórza- są to występy powierzchni dna o wysokości od 50 do 500 mi średnicy - od kilkuset metrów do kilku kilometrów. Zbocza wzniesień są łagodne - 1-4 °, rzadko - 10 °, szczyty są zazwyczaj płaskie. Według amerykańskiego badacza G. Menarda wzgórza są albo małymi lakolitami (grzybowatymi intruzami magmy), albo małymi wulkanami, a nawet stożkami żużlowymi przykrytymi osadami głębinowymi.

Guyots, wulkaniczne podwodne góry z płaskimi szczytami, są szeroko rozpowszechnione na Oceanie Spokojnym. Według A. Allisona i in., niektóre z nich są bardzo duże: gujot Horaizn ma 280 km długości i 66 km szerokości. Te wulkaniczne góry przybrały ścięty kształt w wyniku erozji falowej. Obecnie ich wierzchołki znajdują się na głębokości 1000-2000 m, co najwyraźniej wiąże się z tektonicznym osiadaniem dna oceanu. Osiadanie dna oceanicznego potwierdzają dane z odwiertów na atolach, gdzie skały rafy koralowej odkryto na głębokościach od 338 do 1400 m. Obecnie koralowce żyją na płytkich głębokościach 50-60 m.

Środkowe grzbiety oceaniczne reprezentują planetarny system podwodnych pasm górskich o łącznej długości około 61 000 km (patrz ryc. 18.1). Na Oceanie Atlantyckim i Indyjskim rozciągają się one przez części centralne, a na Pacyfiku i Arktyce są przesunięte do części marginalnych. Ich wysokość sięga 3000-4000 m, szerokość - od 250 do 2000 km, czasami wystają ponad powierzchnię oceanu w postaci wysp. Przez środkową część grzbietów rozciągają się wąskie doliny ryftowe (od angielskiego ryft - wąwóz), rozcięte całym systemem uskoków subrównoległych o przemieszczeniu pionowym do 3-5 km. Przemieszczenia poziome poszczególnych części szczelin to kilkadziesiąt i pierwsze setki kilometrów. Dno doliny ryftowej jest często obniżane do głębokości 3000-4000 m, a granie z nim graniczące na głębokości 1500-2000 m. Szerokość dolin wynosi 25-50 km. Grzbiety śródoceaniczne charakteryzują się wysoką sejsmicznością, dużym przepływem ciepła i aktywnym wulkanizmem.

Tak ciekawe formacje jak palacze „czarni” i „biali” ograniczają się do obszaru dolin ryftowych grzbietów śródoceanicznych. Tutaj, gdzie skorupa oceaniczna jest stale odnawiana z powodu wylewania gorących bazaltów płaszcza, szeroko rozpowszechnione są źródła hydrotermalne o wysokiej temperaturze (do 350 °), których woda jest wzbogacona w metale i gazy. Źródła te są związane z nowoczesnym tworzeniem rud siarczkowych na dnie oceanicznym, które zawierają cynk, miedź, ołów i inne cenne metale.

„Walacze” to gigantyczne, wysokie na kilkadziesiąt metrów, ścięte stożki, ze szczytów których biją strumienie gorących roztworów i kolumny czarnego dymu (ryc. 19.3). Istnieją również nieaktywne, od dawna wymarłe struktury hydrotermalne. AP Podczas pierwszej ekspedycji geologicznej pojazdami głębinowymi na Grzbiecie Śródatlantyckim Lisitsynowi udało się udowodnić, że te starożytne budowle, które są nagromadzeniem metali, których łączna masa wynosi miliony ton, mogą przetrwać w określonych warunkach. Według obliczeń udział tych struktur kruszcowych stanowi ponad 99% ogólnej ilości rud siarczkowych, których pochodzenie związane jest z grzbietami środkowymi.