Všeobecné znaky reliéfu zahraničnej Európy. Všeobecné črty reliéfu Ruska

Na hypsometrickej mape Ruska a na obrázkoch z vesmíru je jasne viditeľný orografický vzor celého územia našej krajiny. Vyznačuje sa zložitou zmesou nízkych a vyvýšených rovín, náhorných plošín, vysočín a hôr.

Na obrovských rovinách zaberajú rozsiahle územia nížiny s výškami menšími ako 200 m, medzi ktorými sú miestami roztrúsené kopce a jednotlivé ostrovné hrebene. Roviny RZ sú vyššie vyvýšené, sú to skôr náhorné plošiny silne členité dolinami, najmä po okrajoch. Tvoria akoby stupeň prechodu z nížin na západe krajiny do vysočiny na jej východe. Väčšina rovín má dlhodobo stabilné podložie, pokojný geologický režim. Ale v dávnej minulosti sa roviny buď ponorili, alebo sa zdvihli a viac ako raz slúžili ako dno mora a ich samotná rovina je často spôsobená vrstvami uloženými v starých moriach.

Hornaté oblasti krajiny na rozdiel od nížin nie sú také pokojné: zemská kôra je tu a teraz pohyblivá, podlieha kompresii, deformácii, fragmentácii, najmä intenzívnym zdvihom a poklesom; je to aréna prebiehajúcej modernej horskej stavby.

Mapa ukazuje, že hornaté okraje našej krajiny sú rozdelené do troch heterogénnych pruhov - južný, východný a diagonálny. Juh - spojnica alpsko-himalájskeho pásu geologicky mladých horských štruktúr (Kaukaz). Východný pás je spojnicou v ešte mladšom východoázijskom pásme hôr a s ním - súčasťou grandiózneho prstenca horských systémov, ktorý takmer zo všetkých strán objíma Tichý oceán (Sikhote-Alin, hrebeň Kuril-Kamčatka, Sachalin ). Tretí pás hôr šikmo pretína východnú polovicu krajiny od pahorkatín Čukotka a Kolyma na juh Sibíri.

Južné a východné pruhy nie sú len zónami posledných vertikálnych zdvihov, ale aj najnovšieho vrásnenia. Na rozdiel od nich sú štruktúry tretieho pásma postavené záhybmi rôzneho, vrátane toho najstaršieho veku. Najnovší vzostup tu však tiež prebehol veľmi dávno, rovnako ako v zónach mladého vrásnenia.

Ale nie všetky spojenia zvrásnených okrajov boli zdvihnuté v poslednej etape geologickej histórie. Niektoré sa naopak potopili a miestami sa ukázalo, že ich zaplavili moria - Tichomorie, Kaspické more, Čierne. Pásy zdvihnutých vrás preto netvoria súvislé bariéry, ale striedajú sa s priehlbinami, priehlbinami a sem-tam v pobrežných oblastiach vytvárajú ostrovčeky.

Horské okraje mohli existovať na severe krajiny, ale pevnina tu z veľkej časti klesla pod vody arktických morí a horské systémy sa zmenili na izolované súostrovia. Takto vznikli Franz Josef Land a Severnaya Zemlya. Severné pokračovanie uralského horského valu sa oddelilo v podobe dvoch ostrovov Novej Zeme.

Toto je v najvšeobecnejšom prehľade obraz horizontálnej disekcie zemského povrchu našej krajiny. Rozčlenenie pôdorysu je však charakteristické aj pre pobrežia, kde sa polostrovy a ostrovy, zálivy a úžiny líšia.

Najväčšie zálivy predstavujú celé moria: Baltské, Biele, Čierne s Azovským, Okhotsk, každé z nich má svoje slepé zákruty.

Ďaleké východné moria – Beringove a Japonské – sú na rozdiel od „morských zálivov“ „morskými prielivmi“. Každé z okrajových morí Severného ľadového oceánu je tiež akýmsi zálivom: sú vymedzené súostroviami ostrovov, ktoré sú prerušované úžinami.

Dno morí má svoj vlastný reliéf, v ktorom možno rozlíšiť roviny a horské systémy (napríklad pás hôr s pohoriami Mendelejev, Lomonosov a Otto Schmidt v strednej Arktíde) a najhlbšie depresie, napr. Kuril-Kamčatka, tretia na svete do hĺbky, dosahuje 10 540 m pod hladinou oceánu. Relatívne plytké dno v blízkosti arktických morí sa týči nad hlbinami centrálnych častí Severného ľadového oceánu ako balkón a tvorí kontinentálny šelf alebo šelf.

Roviny sú sústredené najmä v západnej polovici Ruska a náhorné plošiny, vysočiny a pohoria prevládajú na východe – od údolia Jenisej až po pobrežia tichomorských morí. Roviny tvoria asi 60 % územia. Dve najväčšie z nich – BE a ZS – patria medzi najväčšie pláne na svete. Stredne vysoké horské systémy sa tiahnu ako pevná bariéra paralelne s pobrežiami morí Tichého oceánu. Na juhu pozdĺž hranice sa tiahne pás vysokých hôr, z ktorých celé územie klesá k Severnému ľadovému oceánu. Najväčšie rieky Sibíri - Ob, Yenisei, Lena - tečú na sever pozdĺž tohto svahu. A na juh od Arktídy prechádzajú cez roviny silné prúdy studeného vzduchu.

Južný pás hôr je zahrnutý v páse vysokých zdvihov Eurázie a pozostáva zo samostatných horských systémov rôzneho veku: Kaukaz, Altaj, Sayan, Bajkal a Transbaikalia. Kaukaz a Altaj patria medzi vysoké hory Eurázie.

Klíma je dlhodobý poveternostný režim, ktorý sa vyvinul v dôsledku interakcie atmosféry so všetkými prírodnými a geografickými faktormi a podlieha vplyvu vesmíru a ľudskej hospodárskej činnosti.

Klíma Ruska sa formuje pod vplyvom mnohých faktorov a procesov tvoriacich klímu. Hlavnými klimatickými procesmi sú žiarenia a obehu, ktoré sú určené podmienkami územia.

Žiarenie- prichádzajúce slnečné žiarenie je energetická základňa, určuje hlavný tok tepla na povrch. Čím ďalej od rovníka, tým menší je uhol dopadu slnečných lúčov, tým menšie je dodávané množstvo. Výdajová časť pozostáva z odrazeného žiarenia (z albeda) a efektívneho žiarenia (zvyšuje sa s klesajúcou oblačnosťou, celková - od severu k juhu).

Vo všeobecnosti je radiačná bilancia v krajine pozitívna. Výnimkou sú len niektoré ostrovy v Arktíde. V zime je to všade negatívne, v lete pozitívne.

Cirkulujúci... V dôsledku rozdielnych fyzikálnych vlastností pevniny a oceánu dochádza k nerovnomernému zahrievaniu a ochladzovaniu vzduchu v kontakte s nimi. V dôsledku toho dochádza k pohybom vzdušných hmôt rôzneho pôvodu - atmosférickej cirkulácii. Prebieha pod vplyvom centier nízkeho a vysokého tlaku, ich poloha a závažnosť sa sezónne menia. Na väčšine nášho územia však prevládajú západné vetry, ktoré prinášajú atlantické vzduchové hmoty, s ktorými sú spojené hlavne zrážky.

Vplyv je veľký najmä v zime, kvôli západnému transportu teplých a vlhkých vzdušných hmôt z Atlantiku.

Veľká veľkosť územia našej krajiny, prítomnosť rozsiahlych údolí a veľkých horských systémov viedli k jasnému zonálnemu provinčnému rozloženiu pôdy, vegetácie a zvierat. Hlavnými podmienkami pre vznik biozložiek sú pomer teploty a vlhkosti. výrazný vplyv na ich rozšírenie má reliéf územia a stupeň kontinentality podnebia.

Jednota biokomplexu je spôsobená zonálnou štruktúrou atmosférických procesov, interakciou všetkých zložiek prírody a dlhou históriou vývoja územia vo fanerozoiku.

Rozloženie pôdy, vegetácie a zvierat na území Ruska určuje zákon o zónovaní na rovinách a nadmorskej zóne v horách. Preto pri pohybe po meridiánoch alebo po svahoch hôr v dôsledku zmien hydroklimatických pomerov dochádza k postupnej obmene niektorých druhov pôdy a vegetácie, ako aj živočíšnych komplexov, za iné.

No zároveň zvyšujúca sa kontinentalita klímy smerom na východ (až do určitých hraníc) a odlišná geologická história veľkých geoštruktúr (plošín a zvrásnených pásov) viedli k diferenciácii pôd, vegetácie a fauny, t.j. k prejavu provincionality (sektor).

Zvláštnosti orografie územia sú predurčené zložitou geologickou históriou a rôznymi geologickými štruktúrami. Veľké nížiny, roviny a náhorné plošiny zodpovedajú plošinám a horské štruktúry zodpovedajú zvrásneným pásom.

Územie Ruska sa nachádza na niekoľkých litosférických doskách: severná časť Eurázijskej, západná časť Severnej Ameriky, severná časť Amuru. A iba doska Okhotsk sa takmer úplne nachádza na území krajiny.

Zemská kôra v Rusku, ako aj inde na Zemi, je heterogénna a vekovo nerovnomerná. Je heterogénny v pôdoryse aj vertikálne.

Pevnejšie, stabilnejšie časti zemskej kôry – plošiny – sa líšia od pohyblivejších – skladaných pásov, ktoré sú náchylnejšie na stlačenie aj vertikálny výkyv. Plošiny sa spravidla vyznačujú dvojvrstvovou štruktúrou, kde sa rozlišuje drvený drvený podklad a kryt z horizontálnych vrstiev, ktorý ho pokrýva.

Najstaršie platformy sú prekambrické. Ich zakladanie komplikujú nielen najstaršie horniny, ktoré sú staré viac ako 570 – 600 miliónov rokov, ale boli aj zvrásnené do záhybov skôr, ako sa objavili vrstvy nasledujúcich období. Toto je štruktúra našich dvoch rozsiahlych platforiem, ktoré patria medzi najväčšie na svete.

V tých častiach, kde najstaršie štruktúry Zeme neboli zaplavené morami, alebo kde v nasledujúcich obdobiach došlo k erózii morských sedimentov, sa na povrch dostáva staroveký základ – takzvané štíty. Vyskytujú sa tu aj podzemné odkryvy suterénu, ktoré sú blízko povrchu (masív Voroněžského kryštalinika). Don len na jednom mieste dosiahol svoj trezor.

Stabilné plošiny sa časom zväčšovali - k nim boli prispájkované časti susedných skladaných zón, ktoré v procese drvenia získali tuhosť. Na konci prekambrickej éry, t.j. Pred 500 - 600 miliónmi rokov bajkalské vrásnenie prudko zväčšilo prekambrické jadro budúcej sibírskej platformy: k Aldanskému štítu sa pripojili obrovské zvrásnené masívy oblasti Bajkalu a časti Transbaikalie.

Počas paleozoickej éry silné skladanie dvakrát otriaslo zemskou kôrou. Prvé, nazývané kaledónske vrásnenie, prebehlo v niekoľkých etapách v staršom paleozoiku, 300 – 400 miliónov rokov pred súčasnosťou. Jeho pamiatkami zostali vrásy v strede pohoria Sajany. Druhé, nazývané hercýnské vrásnenie, sa odohralo v neskorom paleozoiku (pred 200 – 250 miliónmi rokov) a zmenilo obrovský žľab zemskej kôry medzi ruskou a sibírskou platformou na zónu vrásnenia Ural-Tien Shan. V dôsledku tohto skladania sa ruská a sibírska platforma spojila do integrálneho kontinentu - základu budúcej Eurázie.

V širokom páse priľahlom k Tichému oceánu bola hlavnou etapou kolapsu zemskej kôry druhohorná éra - 60-190. jeho štruktúry, nazývané tichomorské, rozširovali sibírsku platformu z východu a vytvárali mocné zvrásnené oblasti v Prímorsku, Amure, Zabajkalsku a na severovýchode Sibíri.

Po druhohorných pohyboch len dva rozsiahle pásy, kde zostal nepokojný režim, nestratili poddajnosť na krčenie. Jedna sa tiahla cez Alpy a Kaukaz až po Himaláje. Druhý pás, ktorý hraničí s východnou Áziou a zahŕňa západné okraje Tichého oceánu, je oblasť východoázijského vrásnenia. Obe oblasti naďalej existovali nielen v druhohorách, ale aj neskôr. Bolo to v kenozoiku, t.j. za posledných 60 miliónov rokov boli dejiskom silných kolapsov. Tu sa vyvinulo posledné vrásnenie, alpské, počas ktorého boli rozdrvené útroby Kaukazu, Sachalinu, Kamčatky a Korjatskej pahorkatiny. Tieto aktívne oblasti existujú aj dnes a svoju činnosť preukazujú početnými zemetraseniami a vulkanizmom vo východoázijských oblúkoch horských ostrovov.

V druhej polovici alpskej éry skladania - v neogéne 10-20 ml. pred rokmi sa začala úplne nová etapa v histórii zemskej kôry, ktorá mala mimoriadny význam pre moderný reliéf. Súvisí s najnovšími, resp. neotektonickými pohybmi, najmä vertikálnymi zdvihmi a poklesmi, ktoré obsiahli nielen vysokohorské mobilné zóny, ale aj stavby rôzneho veku, ktoré sú od nich výrazne vzdialené.

Veľmi intenzívne boli zasiahnuté najmladšie vrásnené zóny Kaukaz, Sachalin a Kurilsko-Kamčatský oblúk. Všetky tieto horské krajiny v súčasnosti neexistujú ani tak v dôsledku nedávneho vrásnenia, ale v dôsledku nedávnosti a intenzity týchto nedávnych vertikálnych zdvihov. Vo všeobecnom diagonálnom páse hôr sa na vyzdvihnutí podieľali štruktúry rôzneho veku, ako napríklad prekambrium (južne od Aldanského štítu, Baikalidy v pohorí Stanovoy a vysočiny), paleozoikum (hercynidy z Altaja, Ural), druhohory (severovýchod Ázia). Nedávne pohyby sa prejavili nielen vo vzostupoch, ale aj v poklesoch. Priehlbiny zemskej kôry vytvorili moderný vzhľad depresií morí a veľkých jazier, mnohých nížin a priehlbín (Bajkal). Podhorské depresie susediace s mladými horami prešli obzvlášť silným ponorom.

Stabilita plošín vo vzťahu k drveniu neznamená nehybnosť vo všeobecnosti. Plošiny aj zložené plochy podliehajú inému typu pohybu – striedavým vertikálnym vibráciám (koncepty a klesania).

Vzťah medzi reliéfom a štruktúrou zemskej kôry je približne nasledovný: čím vyšší povrch, tým väčšia hrúbka kôry. Najväčší je tam, kde sú horské útvary (40-45 km), najmenší je povodie Okhotského mora. Izostatický rovnováha. Pri styku euroázijskej a severoamerickej platne sa platne vzďaľujú (Momského rift) a vzniká zóna difúznej seizmicity. Ten je typický aj pre okraj Ochotskej dosky. Na styku medzi Eurázijskou a Amurskou oblasťou dochádza aj k oddeleniu – Bajkalskej trhline. Okhotomorskaya pri kontakte s Amurskaya (Sachalin a Japonské more) je konvergencia dosiek 0,3 - 0,8 cm za rok. Eurázijská oblasť susedí s Tichomorím, Severnou Amerikou, Afrikou (arabčina) a Indiou (Hindustan-Pamír). Kompresné pásy litosféry medzi nimi sú alpsko-ázijské na juhu a Tsirkum-pacifické na východe. Okraje Euroázijskej dosky sú aktívne na východe a juhu a pasívne na severe. Na východe - ponorenie oceánu pod pevninu: spojovacia zóna pozostáva z okrajových morí, ostrovných oblúkov a hlbokomorskej priekopy. Na juhu sa nachádzajú horské masívy. Pasívne okraje na severe - obrovský šelf a výrazný kontinentálny svah.

Eurázia sa vyznačuje lineárnymi a prstencovými štruktúrami vytvorenými podľa údajov satelitných snímok, geologicko-geofyzikálnych a geologických štúdií. seizmické jadrá kontinentálnej kôry. Jadrový, 14.

Tepelný tok Zeme na území Ruska má rôzne významy: najmenšie hodnoty sú na starovekých platformách a Uralu. Vyvýšené - na všetkých mladých plošinách (doskách). Maximálne hodnoty sú zložené pásy, bajkalská trhlina, okrajové TO moria.

S hĺbkou sa teplota na Zemi postupne zvyšuje. Pod oceánskymi platňami dosahuje teplota plášťa bod topenia hornín plášťa. Preto sa povrch začiatku topenia materiálu plášťa považuje za základ litosféry pod oceánmi. Pod oceánskou litosférou je materiál plášťa čiastočne roztavený a plastický so zníženou viskozitou. Plastová vrstva plášťa vyniká ako samostatná škrupina - astenosféra. Ten je jasne vyjadrený iba pod oceánskymi platňami, prakticky chýba pod hrubými kontinentálnymi platňami (čadičový magmatizmus). V hraniciach kontinentálnych dosiek sa môže prejaviť až vtedy, keď horúca plášťová hmota v dôsledku rozštiepenia dosky môže vystúpiť na úroveň začiatku topenia tejto hmoty (80-100 km).

Astenosféra nemá konečnú pevnosť a jej látka sa môže deformovať (tečať) pôsobením aj veľmi malého pretlaku, aj keď veľmi pomaly v dôsledku vysokej viskozity astenosférickej látky (asi 10 18 - 10 20). Pre porovnanie, viskozita vody 10-2, tekutej bazaltovej lávy 10 4 - 10 6, ľadu - asi 10 13 a kamennej soli - asi 10 18.

Pohyby litosférických dosiek po povrchu astenosféry sa vyskytujú pod vplyvom konvekčných prúdov v plášti. Jednotlivé litosférické dosky sa môžu navzájom rozbiehať, približovať alebo kĺzať. V prvom prípade sa medzi doskami pozdĺž hraníc dosiek objavia napínacie zóny s trhlinami, v druhom - kompresné zóny sprevádzané ťahom jednej z dosiek na druhú; v treťom šmykové zóny transformujú chyby, pozdĺž ktorých susedné dosky sú posunuté.

Ako hlavné kategórie tektonických oblastí vyčleníme: 1. relatívne stabilné oblasti - staroveké platformy, hlavne s predvrchnoproterozoickým metamorfným podložím, 2. mobilné mobilné pásy neogénu, pozostávajúce zo zvrásnených oblastí rôzneho veku (v r. miesto mŕtvych geosynklinálnych oblastí) a moderné geosynklinálne oblasti, 3.oblasti, prechodné - metaplatformy.

Staroveké platformy, alebo kratóny, predstavujú rozsiahle oblasti starovekej kontinentálnej kôry, merané v miliónoch štvorcových kilometrov, z veľkej časti vytvorené v archeanu a takmer úplne na konci raného proterozoika. Neogei je relatívne pokojný tektonický režim: „pomalosť“ vertikálnych pohybov, ich slabá diferenciácia v oblasti, relatívne nízke rýchlosti zdvihov a poklesov (menej ako 1 cm / tisíc rokov). V ranom megaštádiu vývoja bola väčšina ich plochy vyzdvihnutá a pri poklese išlo najmä o úzke lineárne pretiahnuté drapákové depresie – aulacogenes. V neskoršom doskovom megaštádiu (fanerozoikum) sa do prepadu vtiahla významná plocha plošín, na ktorých sa vytvoril pokryv takmer nenarušených sedimentov - platňa. Súčasne s prepadnutím suterénu sa v medziach platní izolovali aj regióny plošín, ktoré mali väčšinu svojej histórie tendenciu dvíhať sa a predstavovali rozsiahle výbežky starovekého suterénu – štíty.

Pokrytie starých platforiem zvyčajne nenesie stopy metamorfných zmien, čo sa podobne ako absencia alebo obmedzený rozvoj prejavov magmatizmu vysvetľuje výrazným znížením tepelného režimu pri formovaní starovekých platforiem a spravidla nízky tepelný tok na väčšine ich územia (okrem aulakogénov). V niektorých zónach starovekých platforiem však prebiehali prejavy magmatizmu a v niektorých zriedkavých fázach sa v dôsledku anomálneho zahrievania vrchného plášťa pod nimi mohli staroveké platformy stať arénou silného magmatizmu v pasci v efúznych a dotieravých formách.

Pohyblivé pásy... Založené boli najmä v starom proterozoiku. Vo svojom vývoji prechádzajú 2 megaetapy: geosynklinálna (najväčšia tektonická pohyblivosť, vyjadrená diferencovanými horizontálnymi a vertikálnymi pohybmi a vysokým, aj keď nekonzistentným tepelným režimom v kôre a hornom plášti) a postgeosynklinálna (v mieste mŕtvych geosynklinálnych pásov, aktivita je znížená, ale oveľa viac ako na starovekých platformách).

Celkové trvanie goynklinálneho procesu je 1-1,5 miliardy rokov, no v niektorých oblastiach končí skôr. Rozlišujú sa „cykly“, vlastné geosynklinálne štádium a kratšie orogénne štádium (orogenéza).

Vlastne geosynklinálne: natiahnutie kôry, vznik pretiahnutých drapákových depresií. Široké priehyby sa rozpadajú na úzke. Na konci je vlastne hesink. etapy prestávajú klesať. Na začiatku orogénneho štádia prechádzajú silnými tlakovými deformáciami (od vnútorných zón po perifériu). Menia sa na skladané štruktúry. Počas orogénneho štádia zažívajú postupne sa zvyšujúci zdvih, ktorý nie je úplne kompenzovaný denudáciou, a v neskorom orogénnom štádiu sa menia na horské štruktúry. Dochádza teda k úplnému obratu tektonického plánu (geosynklinálne žľaby do horských výšok). Súčasne sa v zónach rastúcich skladaných štruktúr objavujú okrajové priehyby, ktoré kompenzujú ich zdvihnutie, v zadnej časti vnútorné priehyby alebo priehlbiny vyplnené úlomkami.

„Cykly“, do ktorých sa rozpadá proces vývoja geosynklinálnych pásov, sa končia relatívnym tvrdnutím kôry, pričom na významnej (alebo celej) ploche nadobúda znaky typického (zrelého) kontinentálneho typu. Na začiatku ďalšieho „cyklu“ je táto kôra čiastočne zničená a geosynklinálny režim je regenerovaný, pričom ostatné oblasti sú vylúčené z ďalšieho geosynklinálneho procesu.

Na väčšine územia severoatlantického mobilného pásma sa geosynklinálny proces skončil v polovici paleozoika, uralsko-mongolského - na konci paleozoika - včasné druhohory, na väčšine územia stredomorského pásma sa blíži k ukončeniu a významné časti pacifického pásu sú stále v rôznych štádiách geosynklinálneho procesu.

Oblasti metaplatformy... Niečo priemerné v povahe tektonických štruktúr, stupni mobility kôry a zvláštnostiach tektonických pohybov. Na hraniciach. Štrukturálne ide o kombináciu dvoch hlavných typov tektonických prvkov – mobilných aulakogeosynklinálnych zón a relatívne „tuhých“ masívov metaplatform oddelených týmito zónami od starovekých platforiem. Aulakogeosynklinálne zóny predstavujú lineárne pretiahnuté zóny intermediárneho charakteru medzi aulakogénmi antických platforiem a geosynklinálnymi žľabmi mobilných pásov. V neskorom proterozoiku súčasne s pohyblivými pásmi rámujúcimi plošiny, zvyčajne odbočujúce z tých druhých. Hrobové žľaby - stlačenie - metamorfóza, intruzívne telá - zložené zóny (Doneck, Timanskaya).

Úlohu klímy v živote človeka možno len ťažko preceňovať. Určuje pomer tepla a vlahy a následne podmienky pre vznik moderných reliéfotvorných procesov, tvorbu vnútrozemských vôd, rozvoj vegetácie a umiestnenie rastlín. V ekonomickom živote človeka treba brať do úvahy zvláštnosti podnebia.

Vplyv geografickej polohy.

Vzduchové hmoty a ich opakovateľnosť. Pre Rusko sú charakteristické tri typy vzdušných hmôt: arktický vzduch, mierny vzduch a tropický vzduch.

Väčšine krajiny dominujú vzdušné masy počas celého roka. mierny zemepisných šírkach, ktoré predstavujú dva výrazne odlišné podtypy: kontinentálny a morský. kontinentálny vzduch sa tvorí priamo nad pevninou, je suchý počas celého roka, nízke teploty v zime a dosť vysoké v lete. Námorná vzduch pochádza zo severného Atlantiku a vo východných oblastiach - zo severnej časti To. V porovnaní s kontinentálnym vzduchom je vlhkejší, v lete chladnejší a v zime teplejší. Pri pohybe cez územie Ruska sa morský vzduch rýchlo transformuje a získava rysy kontinentu.

Arktída vzduch sa tvorí nad ľadom Arktídy, preto je studený, má nízku absolútnu vlhkosť a vysokú priehľadnosť. Vplyv na severnú časť krajiny, najmä SS a SV. V prechodných obdobiach spôsobuje mrazy. Postupujúce a čoraz viac vysychajúce leto prináša suchá a suché vetry (južne od BE a ZS). Vzduch, ktorý sa tvorí nad Arktídou, možno nazvať kontinentálnym. Iba nad Barentsovým morom sa formuje arktické more.

Tropické vzduchu nad južnými územiami, vzniká nad Strednou Áziou, Kazachstanom, Kaspickou nížinou, východnými oblasťami Ciscaucasia a Zakaukazska v dôsledku premeny vzduchu miernych zemepisných šírok. Líši sa vysokými teplotami, nízkou vlhkosťou a nízkou transparentnosťou. Na juh Ďalekého východu tropický morský vzduch niekedy preniká z centrálnych oblastí To a na Kaukaz zo Stredozemného mora. Líši sa vysokou vlhkosťou a vysokými teplotami.

Atmosférické fronty.

Fyzické a geografické podmienky územia... Veľký vplyv má podkladová plocha, nad ktorou sa formujú a získavajú nové vlastnosti. Takže v zime vlhké vzduchové masy prinášajú latentné teplo vyparovania na studený povrch a dochádza k otepľovaniu. V lete prinášajú vlhké vzduchové hmoty aj zrážky, no na teplom podkladovom povrchu začína vyparovanie a mierne ochladzovanie.

Vplyv reliéfu na klímu je veľký: s nadmorskou výškou klesá teplota každých 100 metrov o 0,6 ° C (v dôsledku poklesu radiačnej bilancie), atmosférický tlak klesá. Ovplyvnené expozíciou. Hory zohrávajú dôležitú bariérovú úlohu.

Špeciálna úloha - morské prúdy... Teplý severný Atlantik, studený okolo Kuril, Kamčatka, Okhotské more.

Klimatické vlastnosti zimného obdobia. V chladnom počasí na území Ruska od októbra do apríla vzniká oblasť zvýšeného tlaku (ázijské maximum), vyvíja sa oblasť zníženého tlaku pri východnom pobreží (aleutské minimum) a zvyšuje sa islandské minimum, dosiahnutím Karského mora. Rozdiely v tlaku medzi týmito hlavnými barickými centrami v zimnom období dosahujú najväčšie hodnoty, čo prispieva k exacerbácii cirkulačných procesov.

V súvislosti so západnou dopravou, rozvojom cyklón a anticyklón sú cirkulačné procesy veľmi výrazné a do značnej miery určujú distribúciu tepla a vlhkosti. Vplyv Atlantiku, ázijského maxima, aleutského minima a slnečného žiarenia je jasne vysledovateľný.

Z Atlantického oceánu v zime vzduchové hmoty prinášajú na pevninu veľké množstvo tepla. Preto v BE a severnej polovici ZC teplota neklesá ani tak z juhu na sever, ako zo západu na východ a severovýchod, čo potvrdzuje aj priebeh januárových izoterm.

Vplyv ázijského maxima sa odráža v extrémne nízkej teplote strednej Sibíri, severovýchode a polohe izoterm. V kotlinách dosahuje teplota -70 (studený pól severnej pologule - Oymyakon a Verchojansk).

Na Ďalekom východe aleutské minimum a okhotská vetva arktického frontu predurčuje cyklonálnu aktivitu, ktorá sa prejavuje teplejšími a zasneženými zimami ako na kontinente, preto januárové izotermy prebiehajú paralelne s pobrežím.

Najväčšie množstvo zimných zrážok spadne na západe, kde sa vzduch z Atlantiku dostáva do cyklónov. Od západu na východ a severovýchod množstvo zrážok postupne klesá.

Klimatické vlastnosti letného obdobia. Pomer radiácie a cirkulačných podmienok sa dramaticky mení. Teplotný režim je daný radiačnými podmienkami – celý pozemok je vyhrievaný oveľa viac ako okolité vodné plochy. Preto sa od apríla do októbra izotermy rozprestierajú takmer sublatitudinálne. V júli sú v celom Rusku priemerné mesačné teploty kladné.

V lete sa azorské maximum presúva na sever a jeho východná vetva preniká do roviny EE. Od nej smerom na sever, juh a východ klesá tlaková níž. Arktické maximum zostáva nad SL. Preto sa studený vzduch presúva do vnútorných, teplejších území Ruska, kde sa ohrieva a vzďaľuje sa od bodu nasýtenia. Tento suchý vzduch prispieva k vzniku sucha, niekedy so suchým vetrom na juhovýchode EE nížiny, na juhu WS nížiny a na severe Kazachstanu. S výbežkom azorského maxima súvisí aj vývoj suchého, jasného a teplého počasia. Nad TO sa severopacifické maximum presúva na sever (aleutské minimum mizne) a morský vzduch sa ponáhľa na súš. Objavuje sa letný monzún Ďalekého východu.

V lete je tu aj západný presun – z Atlantiku – najväčšie množstvo zrážok.

Všetky vzduchové hmoty vstupujúce do krajiny v lete sa premieňajú na kontinentálny vzduch miernych zemepisných šírok. Na atmosférických frontoch (arktických a polárnych) sa rozvíja cyklónová aktivita. Najvýraznejšie je na polárnom fronte nad EE rovinou (kontinentálne a prímorské mierne pásmo).

Arktický front je vyjadrený v Barentsovom a Karskom mori a na pobreží východných morí Severného Kaukazu. Pozdĺž línie arktického frontu sa cyklónová aktivita zintenzívňuje a spôsobuje dlhotrvajúce mrholiace dažde v subarktických a arktických pásoch. V lete spadne maximum zrážok, čo súvisí so zvýšenou cyklonickou aktivitou, vlhkosťou vzdušných hmôt a konvekciou.

Radiačné a cirkulačné pomery sa na jar a na jeseň menia. Na jar sa negatívna radiačná bilancia mení na pozitívnu a na jeseň naopak. Okrem toho sa mení poloha oblastí vysokého a nízkeho tlaku, typ vzduchových hmôt a následne aj poloha atmosférických frontov.

Na hypsometrickej mape Ruska a na obrázkoch z vesmíru je jasne viditeľný orografický vzor celého územia našej krajiny. Vyznačuje sa zložitou zmesou nízkych a vyvýšených rovín, náhorných plošín, vysočín a hôr.

Na obrovských rovinách zaberajú rozsiahle územia nížiny s výškami menšími ako 200 m, medzi ktorými sú miestami roztrúsené kopce a jednotlivé ostrovné hrebene. Roviny RZ sú vyššie vyvýšené, sú to skôr náhorné plošiny silne členité dolinami, najmä po okrajoch. Tvoria akoby stupeň prechodu z nížin na západe krajiny do vysočiny na jej východe. Väčšina rovín má dlhodobo stabilné podložie, pokojný geologický režim. Ale v dávnej minulosti sa roviny buď ponorili, alebo sa zdvihli a viac ako raz slúžili ako dno mora a ich samotná rovina je často spôsobená vrstvami uloženými v starých moriach.

Hornaté oblasti krajiny na rozdiel od nížin nie sú také pokojné: zemská kôra je tu a teraz pohyblivá, podlieha kompresii, deformácii, fragmentácii, najmä intenzívnym zdvihom a poklesom; je to aréna prebiehajúcej modernej horskej stavby.

Mapa ukazuje, že hornaté okraje našej krajiny sú rozdelené do troch heterogénnych pruhov - južný, východný a diagonálny. Juh - spojnica alpsko-himalájskeho pásu geologicky mladých horských štruktúr (Kaukaz). Východný pás je spojnicou v ešte mladšom východoázijskom pásme hôr a s ním - súčasťou grandiózneho prstenca horských systémov, ktorý takmer zo všetkých strán objíma Tichý oceán (Sikhote-Alin, hrebeň Kuril-Kamčatka, Sachalin ). Tretí pás hôr šikmo pretína východnú polovicu krajiny od pahorkatín Čukotka a Kolyma na juh Sibíri.

Južné a východné pruhy nie sú len zónami posledných vertikálnych zdvihov, ale aj najnovšieho vrásnenia. Na rozdiel od nich sú štruktúry tretieho pásma postavené záhybmi rôzneho, vrátane toho najstaršieho veku. Najnovší vzostup tu však tiež prebehol veľmi dávno, rovnako ako v zónach mladého vrásnenia.

Ale nie všetky spojenia zvrásnených okrajov boli zdvihnuté v poslednej etape geologickej histórie. Niektoré sa naopak potopili a miestami sa ukázalo, že ich zaplavili moria - Tichomorie, Kaspické more, Čierne. Pásy zdvihnutých vrás preto netvoria súvislé bariéry, ale striedajú sa s priehlbinami, priehlbinami a sem-tam v pobrežných oblastiach vytvárajú ostrovčeky.

Horské okraje mohli existovať na severe krajiny, ale pevnina tu z veľkej časti klesla pod vody arktických morí a horské systémy sa zmenili na izolované súostrovia. Takto vznikli Franz Josef Land a Severnaya Zemlya. Severné pokračovanie uralského horského valu sa oddelilo v podobe dvoch ostrovov Novej Zeme.

Toto je v najvšeobecnejšom prehľade obraz horizontálnej disekcie zemského povrchu našej krajiny. Rozčlenenie pôdorysu je však charakteristické aj pre pobrežia, kde sa polostrovy a ostrovy, zálivy a úžiny líšia.

Najväčšie zálivy predstavujú celé moria: Baltské, Biele, Čierne s Azovským, Okhotsk, každé z nich má svoje slepé zákruty.

Ďaleké východné moria – Beringove a Japonské – sú na rozdiel od „morských zálivov“ „morskými prielivmi“. Každé z okrajových morí Severného ľadového oceánu je tiež akýmsi zálivom: sú vymedzené súostroviami ostrovov, ktoré sú prerušované úžinami.

Dno morí má svoj vlastný reliéf, v ktorom možno rozlíšiť roviny a horské systémy (napríklad pás hôr s pohoriami Mendelejev, Lomonosov a Otto Schmidt v strednej Arktíde) a najhlbšie depresie, napr. Kuril-Kamčatka, tretia na svete do hĺbky, dosahuje 10 540 m pod hladinou oceánu. Relatívne plytké dno v blízkosti arktických morí sa týči nad hlbinami centrálnych častí Severného ľadového oceánu ako balkón a tvorí kontinentálny šelf alebo šelf.

Roviny sú sústredené najmä v západnej polovici Ruska a náhorné plošiny, vysočiny a pohoria prevládajú na východe – od údolia Jenisej až po pobrežia tichomorských morí. Roviny tvoria asi 60 % územia. Dve najväčšie z nich – BE a ZS – patria medzi najväčšie pláne na svete. Stredne vysoké horské systémy sa tiahnu ako pevná bariéra paralelne s pobrežiami morí Tichého oceánu. Na juhu pozdĺž hranice sa tiahne pás vysokých hôr, z ktorých celé územie klesá k Severnému ľadovému oceánu. Najväčšie rieky Sibíri - Ob, Yenisei, Lena - tečú na sever pozdĺž tohto svahu. A na juh od Arktídy prechádzajú cez roviny silné prúdy studeného vzduchu.

Južný pás hôr je zahrnutý v páse vysokých zdvihov Eurázie a pozostáva zo samostatných horských systémov rôzneho veku: Kaukaz, Altaj, Sayan, Bajkal a Transbaikalia. Kaukaz a Altaj patria medzi vysoké hory Eurázie.

Klíma je dlhodobý poveternostný režim, ktorý sa vyvinul v dôsledku interakcie atmosféry so všetkými prírodnými a geografickými faktormi a podlieha vplyvu vesmíru a ľudskej hospodárskej činnosti.

Klíma Ruska sa formuje pod vplyvom mnohých faktorov a procesov tvoriacich klímu. Hlavnými klimatickými procesmi sú žiarenia a obehu, ktoré sú určené podmienkami územia.

Žiarenie- prichádzajúce slnečné žiarenie je energetická základňa, určuje hlavný tok tepla na povrch. Čím ďalej od rovníka, tým menší je uhol dopadu slnečných lúčov, tým menšie je dodávané množstvo. Výdajová časť pozostáva z odrazeného žiarenia (z albeda) a efektívneho žiarenia (zvyšuje sa s klesajúcou oblačnosťou, celková - od severu k juhu).

Vo všeobecnosti je radiačná bilancia v krajine pozitívna. Výnimkou sú len niektoré ostrovy v Arktíde. V zime je to všade negatívne, v lete pozitívne.

Cirkulujúci... V dôsledku rozdielnych fyzikálnych vlastností pevniny a oceánu dochádza k nerovnomernému zahrievaniu a ochladzovaniu vzduchu v kontakte s nimi. V dôsledku toho dochádza k pohybom vzdušných hmôt rôzneho pôvodu - atmosférickej cirkulácii. Prebieha pod vplyvom centier nízkeho a vysokého tlaku, ich poloha a závažnosť sa sezónne menia. Na väčšine nášho územia však prevládajú západné vetry, ktoré prinášajú atlantické vzduchové hmoty, s ktorými sú spojené hlavne zrážky.

Vplyv je veľký najmä v zime, kvôli západnému transportu teplých a vlhkých vzdušných hmôt z Atlantiku.

Veľká veľkosť územia našej krajiny, prítomnosť rozsiahlych údolí a veľkých horských systémov viedli k jasnému zonálnemu provinčnému rozloženiu pôdy, vegetácie a zvierat. Hlavnými podmienkami pre vznik biozložiek sú pomer teploty a vlhkosti. výrazný vplyv na ich rozšírenie má reliéf územia a stupeň kontinentality podnebia.

Jednota biokomplexu je spôsobená zonálnou štruktúrou atmosférických procesov, interakciou všetkých zložiek prírody a dlhou históriou vývoja územia vo fanerozoiku.

Rozloženie pôdy, vegetácie a zvierat na území Ruska určuje zákon o zónovaní na rovinách a nadmorskej zóne v horách. Preto pri pohybe po meridiánoch alebo po svahoch hôr v dôsledku zmien hydroklimatických pomerov dochádza k postupnej obmene niektorých druhov pôdy a vegetácie, ako aj živočíšnych komplexov, za iné.

No zároveň zvyšujúca sa kontinentalita klímy smerom na východ (až do určitých hraníc) a odlišná geologická história veľkých geoštruktúr (plošín a zvrásnených pásov) viedli k diferenciácii pôd, vegetácie a fauny, t.j. k prejavu provincionality (sektor).

Zvláštnosti orografie územia sú predurčené zložitou geologickou históriou a rôznymi geologickými štruktúrami. Veľké nížiny, roviny a náhorné plošiny zodpovedajú plošinám a horské štruktúry zodpovedajú zvrásneným pásom.

Územie Ruska sa nachádza na niekoľkých litosférických doskách: severná časť Eurázijskej, západná časť Severnej Ameriky, severná časť Amuru. A iba doska Okhotsk sa takmer úplne nachádza na území krajiny.

Zemská kôra v Rusku, ako aj inde na Zemi, je heterogénna a vekovo nerovnomerná. Je heterogénny v pôdoryse aj vertikálne.

Pevnejšie, stabilnejšie časti zemskej kôry – plošiny – sa líšia od pohyblivejších – skladaných pásov, ktoré sú náchylnejšie na stlačenie aj vertikálny výkyv. Plošiny sa spravidla vyznačujú dvojvrstvovou štruktúrou, kde sa rozlišuje drvený drvený podklad a kryt z horizontálnych vrstiev, ktorý ho pokrýva.

Najstaršie platformy sú prekambrické. Ich zakladanie komplikujú nielen najstaršie horniny, ktoré sú staré viac ako 570 – 600 miliónov rokov, ale boli aj zvrásnené do záhybov skôr, ako sa objavili vrstvy nasledujúcich období. Toto je štruktúra našich dvoch rozsiahlych platforiem, ktoré patria medzi najväčšie na svete.

V tých častiach, kde najstaršie štruktúry Zeme neboli zaplavené morami, alebo kde v nasledujúcich obdobiach došlo k erózii morských sedimentov, sa na povrch dostáva staroveký základ – takzvané štíty. Vyskytujú sa tu aj podzemné odkryvy suterénu, ktoré sú blízko povrchu (masív Voroněžského kryštalinika). Don len na jednom mieste dosiahol svoj trezor.

Stabilné plošiny sa časom zväčšovali - k nim boli prispájkované časti susedných skladaných zón, ktoré v procese drvenia získali tuhosť. Na konci prekambrickej éry, t.j. Pred 500 - 600 miliónmi rokov bajkalské vrásnenie prudko zväčšilo prekambrické jadro budúcej sibírskej platformy: k Aldanskému štítu sa pripojili obrovské zvrásnené masívy oblasti Bajkalu a časti Transbaikalie.

Počas paleozoickej éry silné skladanie dvakrát otriaslo zemskou kôrou. Prvé, nazývané kaledónske vrásnenie, prebehlo v niekoľkých etapách v staršom paleozoiku, 300 – 400 miliónov rokov pred súčasnosťou. Jeho pamiatkami zostali vrásy v strede pohoria Sajany. Druhé, nazývané hercýnské vrásnenie, sa odohralo v neskorom paleozoiku (pred 200 – 250 miliónmi rokov) a zmenilo obrovský žľab zemskej kôry medzi ruskou a sibírskou platformou na zónu vrásnenia Ural-Tien Shan. V dôsledku tohto skladania sa ruská a sibírska platforma spojila do integrálneho kontinentu - základu budúcej Eurázie.

V širokom páse priľahlom k Tichému oceánu bola hlavnou etapou kolapsu zemskej kôry druhohorná éra - 60-190. jeho štruktúry, nazývané tichomorské, rozširovali sibírsku platformu z východu a vytvárali mocné zvrásnené oblasti v Prímorsku, Amure, Zabajkalsku a na severovýchode Sibíri.

Po druhohorných pohyboch len dva rozsiahle pásy, kde zostal nepokojný režim, nestratili poddajnosť na krčenie. Jedna sa tiahla cez Alpy a Kaukaz až po Himaláje. Druhý pás, ktorý hraničí s východnou Áziou a zahŕňa západné okraje Tichého oceánu, je oblasť východoázijského vrásnenia. Obe oblasti naďalej existovali nielen v druhohorách, ale aj neskôr. Bolo to v kenozoiku, t.j. za posledných 60 miliónov rokov boli dejiskom silných kolapsov. Tu sa vyvinulo posledné vrásnenie, alpské, počas ktorého boli rozdrvené útroby Kaukazu, Sachalinu, Kamčatky a Korjatskej pahorkatiny. Tieto aktívne oblasti existujú aj dnes a svoju činnosť preukazujú početnými zemetraseniami a vulkanizmom vo východoázijských oblúkoch horských ostrovov.

V druhej polovici alpskej éry skladania - v neogéne 10-20 ml. pred rokmi sa začala úplne nová etapa v histórii zemskej kôry, ktorá mala mimoriadny význam pre moderný reliéf. Súvisí s najnovšími, resp. neotektonickými pohybmi, najmä vertikálnymi zdvihmi a poklesmi, ktoré obsiahli nielen vysokohorské mobilné zóny, ale aj stavby rôzneho veku, ktoré sú od nich výrazne vzdialené.

Veľmi intenzívne boli zasiahnuté najmladšie vrásnené zóny Kaukaz, Sachalin a Kurilsko-Kamčatský oblúk. Všetky tieto horské krajiny v súčasnosti neexistujú ani tak v dôsledku nedávneho vrásnenia, ale v dôsledku nedávnosti a intenzity týchto nedávnych vertikálnych zdvihov. Vo všeobecnom diagonálnom páse hôr sa na vyzdvihnutí podieľali štruktúry rôzneho veku, ako napríklad prekambrium (južne od Aldanského štítu, Baikalidy v pohorí Stanovoy a vysočiny), paleozoikum (hercynidy z Altaja, Ural), druhohory (severovýchod Ázia). Nedávne pohyby sa prejavili nielen vo vzostupoch, ale aj v poklesoch. Priehlbiny zemskej kôry vytvorili moderný vzhľad depresií morí a veľkých jazier, mnohých nížin a priehlbín (Bajkal). Podhorské depresie susediace s mladými horami prešli obzvlášť silným ponorom.

Stabilita plošín vo vzťahu k drveniu neznamená nehybnosť vo všeobecnosti. Plošiny aj zložené plochy podliehajú inému typu pohybu – striedavým vertikálnym vibráciám (koncepty a klesania).

Vzťah medzi reliéfom a štruktúrou zemskej kôry je približne nasledovný: čím vyšší povrch, tým väčšia hrúbka kôry. Najväčší je tam, kde sú horské útvary (40-45 km), najmenší je povodie Okhotského mora. Izostatický rovnováha. Pri styku euroázijskej a severoamerickej platne sa platne vzďaľujú (Momského rift) a vzniká zóna difúznej seizmicity. Ten je typický aj pre okraj Ochotskej dosky. Na styku medzi Eurázijskou a Amurskou oblasťou dochádza aj k oddeleniu – Bajkalskej trhline. Okhotomorskaya pri kontakte s Amurskaya (Sachalin a Japonské more) je konvergencia dosiek 0,3 - 0,8 cm za rok. Eurázijská oblasť susedí s Tichomorím, Severnou Amerikou, Afrikou (arabčina) a Indiou (Hindustan-Pamír). Kompresné pásy litosféry medzi nimi sú alpsko-ázijské na juhu a Tsirkum-pacifické na východe. Okraje Euroázijskej dosky sú aktívne na východe a juhu a pasívne na severe. Na východe - ponorenie oceánu pod pevninu: spojovacia zóna pozostáva z okrajových morí, ostrovných oblúkov a hlbokomorskej priekopy. Na juhu sa nachádzajú horské masívy. Pasívne okraje na severe - obrovský šelf a výrazný kontinentálny svah.

Eurázia sa vyznačuje lineárnymi a prstencovými štruktúrami vytvorenými podľa údajov satelitných snímok, geologicko-geofyzikálnych a geologických štúdií. seizmické jadrá kontinentálnej kôry. Jadrový, 14.

Tepelný tok Zeme na území Ruska má rôzne významy: najmenšie hodnoty sú na starovekých platformách a Uralu. Vyvýšené - na všetkých mladých plošinách (doskách). Maximálne hodnoty sú zložené pásy, bajkalská trhlina, okrajové TO moria.

S hĺbkou sa teplota na Zemi postupne zvyšuje. Pod oceánskymi platňami dosahuje teplota plášťa bod topenia hornín plášťa. Preto sa povrch začiatku topenia materiálu plášťa považuje za základ litosféry pod oceánmi. Pod oceánskou litosférou je materiál plášťa čiastočne roztavený a plastický so zníženou viskozitou. Plastová vrstva plášťa vyniká ako samostatná škrupina - astenosféra. Ten je jasne vyjadrený iba pod oceánskymi platňami, prakticky chýba pod hrubými kontinentálnymi platňami (čadičový magmatizmus). V hraniciach kontinentálnych dosiek sa môže prejaviť až vtedy, keď horúca plášťová hmota v dôsledku rozštiepenia dosky môže vystúpiť na úroveň začiatku topenia tejto hmoty (80-100 km).

Astenosféra nemá konečnú pevnosť a jej látka sa môže deformovať (tečať) pôsobením aj veľmi malého pretlaku, aj keď veľmi pomaly v dôsledku vysokej viskozity astenosférickej látky (asi 10 18 - 10 20). Pre porovnanie, viskozita vody 10-2, tekutej bazaltovej lávy 10 4 - 10 6, ľadu - asi 10 13 a kamennej soli - asi 10 18.

Pohyby litosférických dosiek po povrchu astenosféry sa vyskytujú pod vplyvom konvekčných prúdov v plášti. Jednotlivé litosférické dosky sa môžu navzájom rozbiehať, približovať alebo kĺzať. V prvom prípade sa medzi doskami pozdĺž hraníc dosiek objavia napínacie zóny s trhlinami, v druhom - kompresné zóny sprevádzané ťahom jednej z dosiek na druhú; v treťom šmykové zóny transformujú chyby, pozdĺž ktorých susedné dosky sú posunuté.

Ako hlavné kategórie tektonických oblastí vyčleníme: 1. relatívne stabilné oblasti - staroveké platformy, hlavne s predvrchnoproterozoickým metamorfným podložím, 2. mobilné mobilné pásy neogénu, pozostávajúce zo zvrásnených oblastí rôzneho veku (v r. miesto mŕtvych geosynklinálnych oblastí) a moderné geosynklinálne oblasti, 3.oblasti, prechodné - metaplatformy.

Staroveké platformy, alebo kratóny, predstavujú rozsiahle oblasti starovekej kontinentálnej kôry, merané v miliónoch štvorcových kilometrov, z veľkej časti vytvorené v archeanu a takmer úplne na konci raného proterozoika. Neogei je relatívne pokojný tektonický režim: „pomalosť“ vertikálnych pohybov, ich slabá diferenciácia v oblasti, relatívne nízke rýchlosti zdvihov a poklesov (menej ako 1 cm / tisíc rokov). V ranom megaštádiu vývoja bola väčšina ich plochy vyzdvihnutá a pri poklese išlo najmä o úzke lineárne pretiahnuté drapákové depresie – aulacogenes. V neskoršom doskovom megaštádiu (fanerozoikum) sa do prepadu vtiahla významná plocha plošín, na ktorých sa vytvoril pokryv takmer nenarušených sedimentov - platňa. Súčasne s prepadnutím suterénu sa v medziach platní izolovali aj regióny plošín, ktoré mali väčšinu svojej histórie tendenciu dvíhať sa a predstavovali rozsiahle výbežky starovekého suterénu – štíty.

Pokrytie starých platforiem zvyčajne nenesie stopy metamorfných zmien, čo sa podobne ako absencia alebo obmedzený rozvoj prejavov magmatizmu vysvetľuje výrazným znížením tepelného režimu pri formovaní starovekých platforiem a spravidla nízky tepelný tok na väčšine ich územia (okrem aulakogénov). V niektorých zónach starovekých platforiem však prebiehali prejavy magmatizmu a v niektorých zriedkavých fázach sa v dôsledku anomálneho zahrievania vrchného plášťa pod nimi mohli staroveké platformy stať arénou silného magmatizmu v pasci v efúznych a dotieravých formách.

Pohyblivé pásy... Založené boli najmä v starom proterozoiku. Vo svojom vývoji prechádzajú 2 megaetapy: geosynklinálna (najväčšia tektonická pohyblivosť, vyjadrená diferencovanými horizontálnymi a vertikálnymi pohybmi a vysokým, aj keď nekonzistentným tepelným režimom v kôre a hornom plášti) a postgeosynklinálna (v mieste mŕtvych geosynklinálnych pásov, aktivita je znížená, ale oveľa viac ako na starovekých platformách).

Celkové trvanie goynklinálneho procesu je 1-1,5 miliardy rokov, no v niektorých oblastiach končí skôr. Rozlišujú sa „cykly“, vlastné geosynklinálne štádium a kratšie orogénne štádium (orogenéza).

Vlastne geosynklinálne: natiahnutie kôry, vznik pretiahnutých drapákových depresií. Široké priehyby sa rozpadajú na úzke. Na konci je vlastne hesink. etapy prestávajú klesať. Na začiatku orogénneho štádia prechádzajú silnými tlakovými deformáciami (od vnútorných zón po perifériu). Menia sa na skladané štruktúry. Počas orogénneho štádia zažívajú postupne sa zvyšujúci zdvih, ktorý nie je úplne kompenzovaný denudáciou, a v neskorom orogénnom štádiu sa menia na horské štruktúry. Dochádza teda k úplnému obratu tektonického plánu (geosynklinálne žľaby do horských výšok). Súčasne sa v zónach rastúcich skladaných štruktúr objavujú okrajové priehyby, ktoré kompenzujú ich zdvihnutie, v zadnej časti vnútorné priehyby alebo priehlbiny vyplnené úlomkami.

„Cykly“, do ktorých sa rozpadá proces vývoja geosynklinálnych pásov, sa končia relatívnym tvrdnutím kôry, pričom na významnej (alebo celej) ploche nadobúda znaky typického (zrelého) kontinentálneho typu. Na začiatku ďalšieho „cyklu“ je táto kôra čiastočne zničená a geosynklinálny režim je regenerovaný, pričom ostatné oblasti sú vylúčené z ďalšieho geosynklinálneho procesu.

Na väčšine územia severoatlantického mobilného pásma sa geosynklinálny proces skončil v polovici paleozoika, uralsko-mongolského - na konci paleozoika - včasné druhohory, na väčšine územia stredomorského pásma sa blíži k ukončeniu a významné časti pacifického pásu sú stále v rôznych štádiách geosynklinálneho procesu.

Oblasti metaplatformy... Niečo priemerné v povahe tektonických štruktúr, stupni mobility kôry a zvláštnostiach tektonických pohybov. Na hraniciach. Štrukturálne ide o kombináciu dvoch hlavných typov tektonických prvkov – mobilných aulakogeosynklinálnych zón a relatívne „tuhých“ masívov metaplatform oddelených týmito zónami od starovekých platforiem. Aulakogeosynklinálne zóny predstavujú lineárne pretiahnuté zóny intermediárneho charakteru medzi aulakogénmi antických platforiem a geosynklinálnymi žľabmi mobilných pásov. V neskorom proterozoiku súčasne s pohyblivými pásmi rámujúcimi plošiny, zvyčajne odbočujúce z tých druhých. Hrobové žľaby - stlačenie - metamorfóza, intruzívne telá - zložené zóny (Doneck, Timanskaya).

Úlohu klímy v živote človeka možno len ťažko preceňovať. Určuje pomer tepla a vlahy a následne podmienky pre vznik moderných reliéfotvorných procesov, tvorbu vnútrozemských vôd, rozvoj vegetácie a umiestnenie rastlín. V ekonomickom živote človeka treba brať do úvahy zvláštnosti podnebia.

Vplyv geografickej polohy.

Vzduchové hmoty a ich opakovateľnosť. Pre Rusko sú charakteristické tri typy vzdušných hmôt: arktický vzduch, mierny vzduch a tropický vzduch.

Väčšine krajiny dominujú vzdušné masy počas celého roka. mierny zemepisných šírkach, ktoré predstavujú dva výrazne odlišné podtypy: kontinentálny a morský. kontinentálny vzduch sa tvorí priamo nad pevninou, je suchý počas celého roka, nízke teploty v zime a dosť vysoké v lete. Námorná vzduch pochádza zo severného Atlantiku a vo východných oblastiach - zo severnej časti To. V porovnaní s kontinentálnym vzduchom je vlhkejší, v lete chladnejší a v zime teplejší. Pri pohybe cez územie Ruska sa morský vzduch rýchlo transformuje a získava rysy kontinentu.

Arktída vzduch sa tvorí nad ľadom Arktídy, preto je studený, má nízku absolútnu vlhkosť a vysokú priehľadnosť. Vplyv na severnú časť krajiny, najmä SS a SV. V prechodných obdobiach spôsobuje mrazy. Postupujúce a čoraz viac vysychajúce leto prináša suchá a suché vetry (južne od BE a ZS). Vzduch, ktorý sa tvorí nad Arktídou, možno nazvať kontinentálnym. Iba nad Barentsovým morom sa formuje arktické more.

Tropické vzduchu nad južnými územiami, vzniká nad Strednou Áziou, Kazachstanom, Kaspickou nížinou, východnými oblasťami Ciscaucasia a Zakaukazska v dôsledku premeny vzduchu miernych zemepisných šírok. Líši sa vysokými teplotami, nízkou vlhkosťou a nízkou transparentnosťou. Na juh Ďalekého východu tropický morský vzduch niekedy preniká z centrálnych oblastí To a na Kaukaz zo Stredozemného mora. Líši sa vysokou vlhkosťou a vysokými teplotami.

Atmosférické fronty.

Fyzické a geografické podmienky územia... Veľký vplyv má podkladová plocha, nad ktorou sa formujú a získavajú nové vlastnosti. Takže v zime vlhké vzduchové masy prinášajú latentné teplo vyparovania na studený povrch a dochádza k otepľovaniu. V lete prinášajú vlhké vzduchové hmoty aj zrážky, no na teplom podkladovom povrchu začína vyparovanie a mierne ochladzovanie.

Vplyv reliéfu na klímu je veľký: s nadmorskou výškou klesá teplota každých 100 metrov o 0,6 ° C (v dôsledku poklesu radiačnej bilancie), atmosférický tlak klesá. Ovplyvnené expozíciou. Hory zohrávajú dôležitú bariérovú úlohu.

Špeciálna úloha - morské prúdy... Teplý severný Atlantik, studený okolo Kuril, Kamčatka, Okhotské more.

Klimatické vlastnosti zimného obdobia. V chladnom počasí na území Ruska od októbra do apríla vzniká oblasť zvýšeného tlaku (ázijské maximum), vyvíja sa oblasť zníženého tlaku pri východnom pobreží (aleutské minimum) a zvyšuje sa islandské minimum, dosiahnutím Karského mora. Rozdiely v tlaku medzi týmito hlavnými barickými centrami v zimnom období dosahujú najväčšie hodnoty, čo prispieva k exacerbácii cirkulačných procesov.

V súvislosti so západnou dopravou, rozvojom cyklón a anticyklón sú cirkulačné procesy veľmi výrazné a do značnej miery určujú distribúciu tepla a vlhkosti. Vplyv Atlantiku, ázijského maxima, aleutského minima a slnečného žiarenia je jasne vysledovateľný.

Z Atlantického oceánu v zime vzduchové hmoty prinášajú na pevninu veľké množstvo tepla. Preto v BE a severnej polovici ZC teplota neklesá ani tak z juhu na sever, ako zo západu na východ a severovýchod, čo potvrdzuje aj priebeh januárových izoterm.

Vplyv ázijského maxima sa odráža v extrémne nízkej teplote strednej Sibíri, severovýchode a polohe izoterm. V kotlinách dosahuje teplota -70 (studený pól severnej pologule - Oymyakon a Verchojansk).

Na Ďalekom východe aleutské minimum a okhotská vetva arktického frontu predurčuje cyklonálnu aktivitu, ktorá sa prejavuje teplejšími a zasneženými zimami ako na kontinente, preto januárové izotermy prebiehajú paralelne s pobrežím.

Najväčšie množstvo zimných zrážok spadne na západe, kde sa vzduch z Atlantiku dostáva do cyklónov. Od západu na východ a severovýchod množstvo zrážok postupne klesá.

Klimatické vlastnosti letného obdobia. Pomer radiácie a cirkulačných podmienok sa dramaticky mení. Teplotný režim je daný radiačnými podmienkami – celý pozemok je vyhrievaný oveľa viac ako okolité vodné plochy. Preto sa od apríla do októbra izotermy rozprestierajú takmer sublatitudinálne. V júli sú v celom Rusku priemerné mesačné teploty kladné.

V lete sa azorské maximum presúva na sever a jeho východná vetva preniká do roviny EE. Od nej smerom na sever, juh a východ klesá tlaková níž. Arktické maximum zostáva nad SL. Preto sa studený vzduch presúva do vnútorných, teplejších území Ruska, kde sa ohrieva a vzďaľuje sa od bodu nasýtenia. Tento suchý vzduch prispieva k vzniku sucha, niekedy so suchým vetrom na juhovýchode EE nížiny, na juhu WS nížiny a na severe Kazachstanu. S výbežkom azorského maxima súvisí aj vývoj suchého, jasného a teplého počasia. Nad TO sa severopacifické maximum presúva na sever (aleutské minimum mizne) a morský vzduch sa ponáhľa na súš. Objavuje sa letný monzún Ďalekého východu.

V lete je tu aj západný presun – z Atlantiku – najväčšie množstvo zrážok.

Všetky vzduchové hmoty vstupujúce do krajiny v lete sa premieňajú na kontinentálny vzduch miernych zemepisných šírok. Na atmosférických frontoch (arktických a polárnych) sa rozvíja cyklónová aktivita. Najvýraznejšie je na polárnom fronte nad EE rovinou (kontinentálne a prímorské mierne pásmo).

Arktický front je vyjadrený v Barentsovom a Karskom mori a na pobreží východných morí Severného Kaukazu. Pozdĺž línie arktického frontu sa cyklónová aktivita zintenzívňuje a spôsobuje dlhotrvajúce mrholiace dažde v subarktických a arktických pásoch. V lete spadne maximum zrážok, čo súvisí so zvýšenou cyklonickou aktivitou, vlhkosťou vzdušných hmôt a konvekciou.

Radiačné a cirkulačné pomery sa na jar a na jeseň menia. Na jar sa negatívna radiačná bilancia mení na pozitívnu a na jeseň naopak. Okrem toho sa mení poloha oblastí vysokého a nízkeho tlaku, typ vzduchových hmôt a následne aj poloha atmosférických frontov.

Všeobecné znaky topografie dna svetového oceánu

Najvšeobecnejšia predstava o povahe spodnej topografie svetového oceánu je daná batygrafickou krivkou. Zobrazuje rozloženie plochy oceánskeho dna v rôznych hĺbkach. Štúdie v Atlantickom, Tichomorskom a Indickom oceáne ukázali, že 73,2 až 78,8 % oceánskeho dna leží v hĺbkach od 3 do 6 km, od 14,5 do 17,2 % oceánskeho dna – v hĺbkach od 200 m do 3 km a len 4,8 – 8,8 % oceánov má hĺbku menej ako 200 m.

Severný ľadový oceán sa od všetkých ostatných oceánov výrazne líši štruktúrou batygrafickej krivky. Tu spodný priestor s hĺbkami menšími ako 200 m zaberá 44,3 %, s hĺbkami od 3 do 6 km len 27,7 %.

V závislosti od hĺbky sa oceán zvyčajne delí na tieto batymetrické zóny:

prímorské alebo pobrežné, obmedzené na hĺbku niekoľkých metrov;

nerit - do hĺbky asi 200 m;

batyalny - s hĺbkami do 3 km;

priepasť s hĺbkami od 3 do 6 km;

hypabyssal s hĺbkami viac ako 6 km.

Hraničné hĺbky týchto zón sú skôr ľubovoľné. V niektorých špecifických prípadoch sa môžu silne pohybovať. Napríklad v Čiernom mori sa priepasť začína v hĺbke 2 km

Batygrafická krivka v skutočnosti nemôže slúžiť ako zdroj na získanie predstavy o hlavných prvkoch reliéfu morského dna Svetového oceánu. Ale už od čias G. Wagnera (od konca 19. storočia) sa vytvorila tradícia stotožniť rôzne úseky tejto krivky s hlavnými reliéfnymi prvkami na dne Svetového oceánu.

Na dne svetového oceánu sa rozlišujú najväčšie prvky, medzi ktoré patria geotextúry alebo planetárne morfoštruktúry:

podmorské okraje kontinentov;

prechodové zóny;

oceánske dno;

stredooceánske hrebene.

Tieto hlavné prvky sa rozlišujú na základe zásadných rozdielov v štruktúre reliéfu pevného zemského povrchu a rôznych typov zemskej kôry.

Planetárne morfoštruktúry dna svetového oceánu sú zase rozdelené na morfoštruktúry druhého rádu:

Podmorské okrajové časti kontinentov sú:

z police;

kontinentálny svah;

kontinentálna noha.

Prechodové zóny sú rozdelené na prechodové zóny, z ktorých každá je reprezentovaná:

povodie okrajového mora;

ostrovný oblúk;

hlbokomorský žľab.

Dno oceánu pozostáva z:

z oceánskych panví rôznych typov;

oceánske zdvihy rôzneho typu.

Stredooceánske hrebene sa delia na:

na trhliny v zónach;

bočné zóny.

Podmorské okraje kontinentov

Polica je relatívne plochá, plytká časť oceánskeho dna. Susedí s morom alebo oceánom. Niekedy sa šelf nazýva kontinentálny šelf. Pretínajú ho početné zatopené riečne údolia, napoly zasypané neskoršími spodnými sedimentmi. Na policiach nachádzajúcich sa v pásme štvrtohorných ľadovcov sa nachádzajú rôzne stopy reliéfotvornej činnosti ľadovcov: leštené skaly, „ovčie čelá“, okrajové morény.

Na policiach sú rozšírené staroveké kontinentálne ložiská. To všetko svedčí o nedávnej existencii pôdy na polici.

Šelf teda vznikol v dôsledku nedávneho zaplavenia bývalej pobrežnej krajiny oceánskymi vodami. K záplavám došlo v dôsledku zvýšenia hladiny svetového oceánu po skončení posledného zaľadnenia.

Činnosti moderných prostriedkov tvoriacich reliéf sa odohrávajú na polici:

obrusovanie a akumulačná aktivita morských vĺn;

prílivová aktivita;

aktivita koralových polypov a vápenatých rias tropických a rovníkových morí.

Obzvlášť zaujímavé sú široké police susediace s rozsiahlymi pobrežnými pláňami. Ropné a plynové polia sa objavujú a rozvíjajú v rovinách. Tieto usadeniny často pokračujú na policu. V súčasnosti existuje veľa príkladov intenzívneho rozvoja takýchto ložísk. To všetko naznačuje spoločnú geologickú stavbu šelfu a priľahlých pozemkov.

Rybie zdroje police sú nemenej praktického záujmu. Regálové zdroje sú veľké z hľadiska zásob stavebného materiálu.

Kontinentálny svah. Regál z oceánskej strany ohraničuje morfologicky výrazná hranica - hrana šelfu (ostrý ohyb v profile). Prudký nárast strmosti dna okamžite začína za okrajom police - spodná zóna so strmými svahmi. Túto zónu možno vysledovať v hĺbkach 100 – 200 m až 3 – 3,5 km a nazýva sa kontinentálny svah.

Charakteristické črty kontinentálneho svahu sú:

hlboký priečny, vo vzťahu k jeho pozdĺžnemu profilu členitý údolnými formami - podvodnými kaňonmi. Predpokladá sa, že podvodné kaňony majú zložitý pôvod. Primárne formy kaňonov vznikajú pod vplyvom tektonických porúch. Sekundárne formy vznikajú v dôsledku pôsobenia zákalových prúdov na primárne formy. Zákalové prúdy vytvárajú už existujúce kaňony. Zákalové toky sú toky suspenzie suspendovaného sedimentárneho materiálu pohybujúce sa pod vplyvom gravitácie.

častý stupňovitý profil. Kontinenty ako celok sa vyznačujú vzostupnými vertikálnymi pohybmi zemskej kôry a dno oceánu - klesanie, klesanie. Výsledkom je stupňovitý profil kontinentálneho svahu. Na kontinentálnom svahu prebiehajú gravitačné procesy, ako sú podvodné zosuvy pôdy a tečenie. Gravitačné procesy na kontinentálnom svahu spolu predstavujú najdôležitejší mechanizmus pre pohyb sedimentárneho materiálu z šelfu a hornej časti kontinentálneho svahu do veľkých hĺbok. Pohyb sedimentárneho materiálu pozdĺž stupňovitého svahu sa uskutočňuje nasledovne: sedimentárny materiál dosiahne stupeň, nahromadí sa čo najviac a potom sa vypustí do stupňa. Takýto obraz je typický napríklad pre Patagónsky šelf v Atlantickom oceáne. Jednotlivé stupne kontinentálneho svahu môžu byť navyše široko rozvinuté. Nazývajú sa okrajové plošiny.

často sa stretávame s monoklinickou štruktúrou kontinentálneho svahu. V tomto prípade sa ukazuje, že kontinentálny svah je zvrásnený radom naklonených sedimentárnych vrstiev. Vrstvy neustále vytvárajú svah a tým spôsobujú jeho pohyb smerom k oceánu. Nedávno sa zistilo, že kontinentálny svah má hojnú živú populáciu. Mnoho komerčných rýb sa loví na kontinentálnom svahu.

Kontinentálne úpätie je najväčšou akumulačnou formou oceánskeho dna.

Zvyčajne je to zvlnená, naklonená rovina, ktorá susedí so základňou kontinentálneho svahu. Jeho vznik je spojený s nahromadením obrovských más sedimentárneho materiálu a jeho ukladaním v hlbokom vychýlení zemskej kôry. Sedimentárny materiál sa tu pohybuje vplyvom gravitačných procesov a prúdov. Ukazuje sa teda, že žľab je pochovaný pod týmito sedimentmi. Tam, kde je množstvo zrážok obzvlášť vysoké, sa vonkajšia hranica „šošoviek“ zrážok rozširuje na dno oceánu. V dôsledku toho je oceánska kôra už pochovaná pod sedimentmi.

Činnosť dnových priepastných prúdov sa obmedzuje aj na kontinentálne úpätie. Tieto prúdy tvoria hlboké spodné vodné masy oceánu. Priepasťové prúdy presúvajú obrovské masy polosuspendovaného sedimentárneho materiálu v zóne kontinentálneho úpätia. Okrem toho sa tento pohyb vyskytuje paralelne so základňou kontinentálneho svahu. Veľké masy zrážok vypadávajú z vodného stĺpca pozdĺž dráhy prúdov. Tento materiál sa používa na budovanie obrovských akumulačných tvarov dna - sedimentárnych hrebeňov.

V iných prípadoch sa medzi základňou kontinentálneho svahu a dnom oceánu namiesto horsko-kopcovitého reliéfu nachádza úzka hlboká depresia, ktorej dno je zarovnané vplyvom akumulácie.

Celkovo možno podvodný okraj kontinentálneho svahu považovať za gigantickú masu „kontinentálnej terasy“. Táto terasa je zase koncentráciou sedimentárneho materiálu na dne oceánu. V dôsledku nahromadenia sedimentov má táto terasa tendenciu vysťahovať sa do oceánu a „plaziť sa“ do okrajových oblastí oceánskej kôry.

Keďže kontinenty sú výbežky zemského povrchu, teda trojrozmerné telesá, možno kontinentálny šelf považovať za súčasť kontinentálneho povrchu, zaplaveného vodami oceánu. Kontinentálny svah je ako svah, „koniec“ kontinentálneho bloku. Navyše, kontinentálny svah a kontinentálny šelf sú morfologicky jediným systémom. K tomuto systému gravituje aj kontinentálna noha. Spolu teda tvoria morfoštruktúru prvého rádu – podvodný okraj kontinentov.

Prechodové zóny

Na väčšine periférií Atlantického, Indického a celého Severného ľadového oceánu sú podmorské okraje kontinentov v priamom kontakte s dnom oceánov.

Na periférii Tichého oceánu v Karibskom a Škótskom mori, ako aj na severovýchodnom okraji Indického oceánu boli identifikované zložitejšie systémy prechodu z kontinentu do oceánu. Po celej dĺžke západného okraja Tichého oceánu, od Beringovho mora po Nový Zéland, sa medzi podvodnými okrajmi kontinentov a dnom oceánu rozprestiera rozsiahla prechodová zóna.

V najtypickejšej forme sú prechodové zóny prezentované ako komplex troch veľkých reliéfnych prvkov:

depresie okrajových morí;

ostrovné oblúky - horské systémy oddeľujúce panvy okrajových morí od oceánu a korunované ostrovmi;

hlbokomorské priekopy - úzke, veľmi hlboké priehlbiny (depresie), zvyčajne na vonkajšej strane ostrovných oblúkov. Okrem toho sa depresie vyznačujú najväčšou hĺbkou oceánov.

Depresie okrajových morí. More je zvyčajne hlboké. Dno v moriach je často nerovné a oplýva horami, kopcami, kopcami. Hrúbka sedimentov v takýchto moriach nie je veľká.

V ostatných moriach je dno ideálne vyrovnané a hrúbka sedimentov presahuje 2-3 km. Navyše sú to sedimenty, ktoré vyrovnávajú reliéf tým, že zahrabávajú zásadné nerovnosti.

Zemská kôra pod panvami okrajových morí je suboceánska.

Ostrovné oblúky sú niekedy korunované sopkami. Mnohí z nich sú aktívni. Viac ako 70 % aktívnych sopiek je ohraničených ostrovnými oblúkmi. Najväčšie z hrebeňov vyčnievajú nad hladinu mora a tvoria ostrovy (napríklad Kurilské ostrovy).

Existujú prechodové oblasti, v ktorých nie je jeden, ale niekoľko ostrovných oblúkov. Niekedy sa oblúky rôzneho veku navzájom spájajú a vytvárajú veľké plochy ostrovnej krajiny. Takéto masívy sú napríklad charakteristické pre ostrovy Sulawesi a Halmager. Najväčší ostrovný masív je japonský ostrovný oblúk. Pod takými veľkými ostrovnými masívmi sa často nachádza kôra kontinentálneho typu. Najdôležitejším znakom prechodovej zóny je vysoký stupeň seizmicity.

Existujú epicentrá:

povrchové zemetrasenia (30-50 km). Sústreďujú sa najmä v hlbokomorských priekopách a na vonkajšom okraji ostrovných oblúkov;

zemetrasenia so stredným ohniskom - 300-50 km;

zemetrasenia s hlbokým ohniskom - viac ako 300 km hlboké. Tieto epicentrá sa nachádzajú najmä v hlbokomorských panvách okrajových morí.

Všetky zdroje zemetrasení sú obmedzené na niektoré zóny siahajúce od povrchu Zeme až do jej útrob. Tieto zóny sa nazývajú zóny Benioff-Zavaritsky. Vedú pod okrajovými morami alebo dokonca pod okrajmi pevniny a sú naklonené pod uhlom 30-60º. Ide o zóny zvýšenej nestability látky, z ktorej sa skladá Zem. Prenikajú zemskou kôrou, vrchným plášťom a končia v hĺbkach až 700 km.

Prechodové zóny sa teda vyznačujú ostrými kontrastmi hĺbok a výšok, ako aj množstvom sopiek.

Prechodné zóny sa vyznačujú geosynklinálnym typom zemskej kôry.

Morská posteľ

Reliéf dna oceánu sa vyznačuje kombináciou:

rozsiahle povodia;

výzdvihy oddeľujúce tieto povodia.

Nádrže na dne oceánu. Dno úžľabiny sa takmer všade vyznačuje zvýšeným rozložením pahorkatinného reliéfu – reliéfom priepastných vrchov. Priepasťové vrchy sú ponorené vyvýšeniny s výškou od niekoľkých metrov do 500 m. V priemere majú kopce veľkosť od 1 do niekoľkých desiatok kilometrov. Priepasťové kopce tvoria zhluky na dne priehlbín, ktoré zaberajú veľké plochy. Takmer všade sú priepasťovité vrchy mysovité pokryté spodnými sedimentmi.

Tam, kde je veľká hrúbka zrážok, vystriedajú pahorkatinný reliéf zvlnené priepasťové pláne.

Tam, kde sedimenty úplne zasypávajú nerovnosti skalného podložia, vznikajú ploché priepasťové pláne. Zaberajú nie viac ako 8% spodnej plochy nádrží.

Nad dnom priehlbní stúpajú pohoria. Ide o oddelené pohoria prevažne sopečného pôvodu. Niektoré z nich sú také vysoké, že ich vrcholy vyčnievajú nad hladinu mora a tvoria sopečné ostrovy.

Na niektorých miestach sa v hraniciach lôžka nachádzajú údolia. Ich dĺžka môže dosiahnuť niekoľko tisíc kilometrov. Ich vznik je spojený s činnosťou spodných prúdov a tokov zákalu.

Zdvihy oceánskeho dna nie sú rovnomerné. Väčšina vyvýšenín je lineárne orientovaná a je zvykom nazývať ich oceánskymi (nie však stredooceánskymi) hrebeňmi. Morfologicky sa oceánske hrebene delia na:

na oceánskych šachtách (klenuté šachty);

oblúkové blokové hrebene;

blokové hrebene.

Okrem hrebeňov sa oceánske pahorkatiny vyznačujú zdvihmi oceánskeho dna. Líšia sa:

veľká šírka horného povrchu;

relatívna izometria obrysov.

Ak je takáto nadmorská výška pozdĺž okrajov ostro vyjadrených zrázov, nazýva sa to oceánska náhorná plošina (napríklad náhorná plošina Bermudy v Atlantickom oceáne).

Na dne oceánu nie sú žiadne zemetrasenia. V niektorých hrebeňoch a dokonca aj v izolovaných pohoriach sa však prejavuje novodobý vulkanizmus.

Charakteristickým znakom reliéfu a tektoniky oceánskeho dna sú zóny oceánskych zlomov. Tie obsahujú:

blokové (horstové) hrebene, lineárne umiestnené formy terénu;

depresie-grabens, tiahnuce sa stovky a tisíce kilometrov. Tvoria hlboké oceánske žľaby, ktoré pretínajú trhliny a bočné zóny stredooceánskych chrbtov.

Stredooceánske hrebene

Stredooceánske chrbty boli identifikované v 50-60-tych rokoch minulého storočia. Stredooceánsky chrbtový systém sa tiahne cez všetky oceány. Začína v Severnom ľadovom oceáne, pokračuje v Atlantickom oceáne, prechádza do Indického oceánu a prechádza do Tichého oceánu. Štúdium reliéfu tohto systému ukazuje, že v podstate ide o systém pahorkatín, pozostávajúci z množstva chrbtov. Šírka takejto vysočiny môže dosiahnuť 1 000 km. Celková dĺžka celého systému presahuje 60 tisíc km. Vo všeobecnosti ide o najveľkolepejší horský systém na Zemi, ktorý nemá na súši obdobu.

V stredooceánskych chrbtoch sa nachádzajú riftové a bočné zóny.

Axiálna časť systému sa vyznačuje riftovou štruktúrou. Je porušená zlomami rovnakého pôvodu ako hrebeň. Vo vlastnej osovej časti tvoria tieto zlomy priehlbiny - riftové doliny. Priekopové údolia sa pretínajú s priečnymi žľabmi, ktoré sú obmedzené na priečne zlomové zóny. Vo väčšine prípadov sú zákopy hlbšie ako priekopové údolia. Žľaby sa vyznačujú maximálnymi hĺbkami.

Na oboch stranách riftovej zóny sa rozširujú bokové zóny systému. Majú tiež hornatý reliéf, ale menej členitý a menej ostrý ako v riftovej zóne. Okrajovú časť priľahlých pásiem charakterizuje nízkohorský reliéf, ktorý postupne prechádza do pahorkatinného reliéfu oceánskeho dna.

Stredooceánske chrbty sa vyznačujú aj vulkanizmom a vysokým stupňom seizmicity. Tu sú rozšírené iba povrchové zemetrasenia s hĺbkou zdroja nie viac ako 30-50 km.

Stredooceánske chrbty sa vyznačujú zvláštnymi vlastnosťami štruktúry zemskej kôry. Pod sedimentárnou vrstvou premenlivej hrúbky v stredooceánskych chrbtoch sa nachádza vrstva zemskej kôry, ktorá je hustejšia ako čadič. Štúdie ukázali široké rozloženie hornín, ktoré sú súčasťou zemského plášťa. V tejto súvislosti vznikla hypotéza doskovej tektoniky, hypotéza rastu („šírenia“) oceánskej kôry a obrovských posunov litosférických dosiek v zóne obmedzenej na stredooceánske chrbty. Preto sa typ kôry pre zónu stredooceánskych chrbtov nazýva riftogénny.

Južné kontinenty sa konvenčne nazývajú nielen Austrália a Antarktída, ktoré sú úplne na južnej pologuli, ale aj Afrika a Južná Amerika, čiastočne umiestnené na severnej pologuli. Všetky štyri kontinenty majú spoločnú históriu vývoja prírodných podmienok – všetky boli súčasťou jedného kontinentu Gondwana.

Geografická poloha. Jeho štúdiu vždy predchádza zohľadnenie geografickej polohy kontinentu. Čo je geografická poloha? Toto je v podstate adresa pevniny. A jeho povaha závisí od toho, v ktorej časti zemského povrchu sa kontinent nachádza. Ak sa nachádza v blízkosti pólu, prirodzene, budú tam drsné prírodné podmienky, a ak sa nachádza v blízkosti rovníka, bude mať horúce podnebie. Množstvo slnečného tepla a prijatých zrážok, ich rozloženie počas ročných období závisí od geografickej polohy.

Z predchádzajúceho kurzu geografie viete: na určenie polohy akéhokoľvek geografického objektu na povrchu Zeme potrebujete poznať jeho geografické súradnice. V prvom rade určujú extrémne severné a južné body kontinentu, to znamená, že zisťujú, v akých zemepisných šírkach sa nachádza. Dôležitá je aj poloha pevniny vo vzťahu k počiatočnému poludníku, jej krajným západným a východným bodom. Rozsah vplyvu oceánu, kontinentalita jeho klímy a rozmanitosť prírodných podmienok závisia od dĺžky kontinentu od západu na východ. Dôležitá je aj blízkosť iných kontinentov a okolitých oceánov. (Plán charakterizujúci geografickú polohu pevniny nájdete v prílohe.)

Zvláštnosťou geografickej polohy južných kontinentov je, že tri kontinenty: Južná Amerika, Afrika a Austrália sa nachádzajú v blízkosti rovníka, preto na väčšine územia panujú po celý rok vysoké teploty. Len úzka južná časť Južnej Ameriky zasahuje do miernych zemepisných šírok. Väčšina kontinentov sa nachádza v subekvatoriálnych a tropických zónach. Antarktída je jediným kontinentom Zeme, ktorý sa nachádza okolo južného pólu, čo určuje výnimočnú závažnosť jej povahy.

Geografická poloha teda spôsobovala veľké kontrasty v prírode južných kontinentov: od večného leta po večnú zimu.

1. Pomocou plánu určite zemepisnú polohu ostrova Madagaskar.
2. Najväčšia púšť na svete sa nachádza v severnej časti Afriky. Aký vplyv má podľa vás geografická poloha pevniny na jej vzdelanie?

Všeobecné vlastnosti reliéfu. Ako už viete (pozri tému „Litosféra a reliéf Zeme“), severný a južný kontinent sa vyvíjali rôznymi spôsobmi. Keďže južné kontinenty boli kedysi jedným kontinentom, zdieľajú podobné prírodné črty.

Podrobné preskúmanie fyzickej mapy sveta a jednotlivých kontinentov nám umožňuje vyzdvihnúť niekoľko spoločných čŕt reliéfu všetkých štyroch kontinentov:

1. V reliéfe všetkých kontinentov vynikajú dve hlavné časti – rozsiahle pláne a pohoria.
2. Väčšina kontinentov sú roviny umiestnené na plošinách.
3. Na okrajoch kontinentov sa nachádzajú rôzne horské systémy: Andy v Južnej Amerike na západe, Atlas v Afrike na severozápade, Veľké deliace pásmo v Austrálii na východe. Tieto hory akoby obklopovali bývalé planiny Gondwany. Štruktúra rovín moderných kontinentov má veľa spoločného. Väčšina z nich je vytvorená na starovekých platformách vytvorených na báze kryštalických a metamorfovaných hornín.

Okrem relatívne plochých oblastí na rovinách existujú územia, kde na povrch vyčnievajú staré kryštalické horniny základne plošiny. Na týchto rímsach sa vytvorili blokové pohoria a vrchoviny vo forme horstových výzdvihov. Žľaby plošín, pokryté sedimentárnymi horninami, sú v reliéfe zastúpené rozsiahlymi depresiami, z ktorých niektoré sú nízko položenými rovinami.

Aké sú dôvody rozpadu Gondwany na samostatné kontinenty? Vedci sa domnievajú, že asi pred 200 miliónmi rokov viedli vnútorné sily Zeme (pohyb hmoty v plášti) k rozdeleniu a expanzii jedného kontinentu.

Existuje aj hypotéza o kozmických dôvodoch zmeny vonkajšieho vzhľadu našej planéty. Predpokladá sa, že zrážka mimozemského telesa s našou planétou by mohla spôsobiť rozdelenie obrej zeme, rozpínanie úsekov litosféry, stúpanie a klesanie jednotlivých úsekov, ktoré boli sprevádzané výronom čadičových láv. V priestoroch medzi jednotlivými časťami Gondwany sa postupne sformoval Indický a Atlantický oceán a tam, kde sa litosférické platne zrazili s inými platňami, vznikli zvrásnené horské oblasti.

Ložiská nerastných surovín úzko súvisia s geologickou históriou, zložením hornín a reliéfom kontinentov. Všetky južné kontinenty sú na ne bohaté. Ložiská rúd železných a neželezných kovov (meď, olovo, zinok, nikel atď.), diamantov, ušľachtilých a vzácnych kovov sú spojené s blízkym výskytom kryštalického podložia plošín a jeho odkryvov. Ich ložiská sa nachádzajú na rovinách aj v horách.

Roviny, zložené z vrstiev sedimentárnych hornín, sú bohaté na ložiská ropy, zemného plynu, fosforitov, bitúmenového a hnedého uhlia. Geológovia, ktorí vykonávajú prieskum ložísk, používajú údaje o jednote štruktúry reliéfu kontinentov. V posledných desaťročiach sa v podobných geologických podmienkach našli napríklad ropné polia pri západnom pobreží Afriky a približne v rovnakých zemepisných šírkach pri východnom pobreží Južnej Ameriky.

1. Pomocou plánu charakteristík geografickej polohy kontinentu (oceánu) vysvetlite dôležitosť každého bodu plánu.
2. Aké sú vzorce umiestnenia hôr a rozsiahlych plání na povrchu Zeme a ako sa to prejavuje na kontinentoch južnej pologule?

Všeobecnú predstavu o rozložení hĺbok oceánov poskytujú batygrafické krivky Svetového oceánu ako celku a jednotlivých oceánov (obr. 19.1). Porovnanie týchto kriviek ukazuje, že rozloženie hĺbok v Tichom oceáne a v Atlantickom oceáne je takmer rovnaké a sleduje rovnaké vzorce ako rozloženie hĺbok v celom Svetovom oceáne. 72,3 až 78,8 % plochy dna oceánov leží v hĺbkach od 3 000 do 6 000 m, od 14,5 do 17,2 % - v hĺbkach od 200 do 3 000 m a iba 4,8 až 8,8 % plochy oceánov má hĺbky menšie ako 200 m Zodpovedajúce údaje pre svetový oceán sú 73,8; 16,5 a 7,2 %. Severný ľadový oceán sa výrazne odlišuje štruktúrou batygrafickej krivky, kde spodný priestor s hĺbkami menšími ako 200 m zaberá 44,3 % a hĺbky najcharakteristickejšie pre všetky oceány (tj od 3 000 do 6 000 m) sú len 27,7 %. . V závislosti od hĺbky sa oceány zvyčajne delia na batymetrické zóny: prímorský, teda pobrežné, obmedzené hĺbkami niekoľkých metrov; neritu- do hĺbky asi 200 m; batyal- do 3000 m; priepastný- od 3000 do 6000 m; hypabysálny hĺbka - viac ako 6000 m.

Podľa moderných koncepcií sa oceánske dno podľa najcharakteristickejších znakov svojej štruktúry delí na podvodné kontinentálne okraje, prechodovú zónu, oceánske dno a stredooceánske chrbty.

Podmorské kontinentálne okraje rozdelené na šelf, kontinentálny svah a kontinentálne úpätie (obr. 19.2).

Polica (kontinentálna polica) prilieha priamo k pevnine, siaha do hĺbky 200 m.Jeho šírka kolíše od prvých desiatok kilometrov až po 800-1000 km v Severnom ľadovom oceáne. Ide o plytkú časť mora s relatívne plochým povrchom, ktorého sklon je zvyčajne asi 1 °. Na povrchu šelfov sú často pozorované údolia podmorských riek, zaplavené morské terasy a staroveké pobrežia. Regály majú kôru kontinentálneho typu s trojvrstvovou štruktúrou (sedimentárne, granitovo-rulové a čadičové vrstvy).

Pevninový (kontinentálny) svah siaha od vonkajšieho okraja police, tzv okrajom, do hĺbok 2-2,5 km, miestami až 3 km. Sklon povrchu svahu je v priemere 3-7 °, ale niekedy dosahuje 15-25 °. Reliéf kontinentálneho svahu je často charakterizovaný stupňovitou štruktúrou, charakteristickou striedaním strmých svahov so strmými svahmi - do 25°, so subhorizontálnymi stupňami, čo zrejme súvisí s tektonickými puklinami.

Na mnohých miestach je kontinentálny svah prerezaný hlbokými priehlbinami v tvare K so strmými stranami - kaňony... Ich súčasťou je pokračovanie ústia takých riek ako Kongo, Indus, Hudson (pozri obr. 19.2), Kolumbia. Mechanizmus tvorby kaňonu je spojený s eróznou aktivitou zákalových prúdov; erózna činnosť riek, ktoré odvodňovali kontinentálne okraje v epoche znižovania hladiny mora; nespojitá tektonika.

Kontinentálne chodidlo je medzičlánkom medzi kontinentálnym svahom a dnom oceánu a je to dutá zvažujúca sa rovina široká desiatky a stovky kilometrov, siahajúca do hĺbok 3500 m a viac. Hrúbka sedimentov na úpätí miestami dosahuje 5 km a viac, čo je výsledkom odnášania materiálu zákalovými prúdmi a gravitačného transportu sedimentov z kontinentálneho svahu.

Medzi podvodnými kontinentálnymi okrajmi sa podľa vlastností reliéfu a spojenia s kontinentom, tektonickej aktivity a povahy magmatizmu rozlišujú tieto typy: pasívny (atlantický) typ a aktívny, medzi ktoré patria dva:

a) západný Pacifik;

b) Andský Pacifik.

Pasívny (atlantický) typ. Tieto okraje vznikajú ako dôsledok lámania kontinentálnej kôry počas riftingu a jej odtláčania v opačných smeroch, ako sa oceánske dno zväčšuje. Trhlinová zóna môže byť reprezentovaná jedným grabenom alebo systémom grabenov. Reliéf okrajov je mierny v dôsledku slabej tektonickej aktivity a intenzívnej akumulácie sedimentov, na tvorbe ktorých sa významnou mierou podieľajú rozsiahle vejáry. Najvýraznejším morfologickým rozhraním je ohyb z šelfu na kontinentálny svah (hrana šelfy). Dôležitú úlohu môžu zohrávať vápencové bariérové ​​útesy, ktoré sa tvoria na začiatku kontinentálneho svahu.

V počiatočných štádiách tvorby okrajov je možné zavedenie veľkých intruzívnych telies základného zloženia. Charakter spojenia s kontinentom je pokojný, pozvoľný, bez prudkého rozdielu hĺbok a sklonov: kontinent -> šelf -> kontinentálny svah -> kontinentálne úpätie -> dno oceánu (pozri obr. 19.2). Tieto okraje sú charakteristické pre severný a južný Atlantik, Severný ľadový oceán a veľkú časť Indického oceánu.

Aktívny (andský) typ vyznačuje sa ostrým kontrastom reliéfu, spôsobeným kombináciou najvyššieho andského hrebeňa, ktorého absolútne značky dosahujú takmer 7000 m a hlbokovodnej (6880 m) peruánsko-čilskej priekopy, korunovanej reťazou mladých sopiek, ktoré tvoria Andský vulkanický pás. Pozoruje sa tu nasledovný prechod: kontinent s vulkanickým pásom -> sedimentárna terasa a kontinentálny svah susediaci s kontinentom -> peruánsko-čilská priekopa.

Andy sa vyznačujú nezvyčajne vysokou seizmicitou a sú arénou intenzívneho vulkanizmu.

Aktívny (západný Pacifik) typ vyznačujúce sa odlišným prechodom z kontinentu na dno oceánu: kontinent -> depresie okrajových morí (okhotské, japonské atď.) -> ostrovné oblúky (kurilské, japonské atď.) -> hlbokomorské priekopy (Kuril- Kamčatka a pod.) -> posteľový oceán. Okraje tohto typu sprevádzajú v podstate celý Tichý oceán. Vyznačujú sa vysokou seizmicitou s koncentráciou ohnísk zemetrasení v hĺbkach nad 250-300 km, aktívnou sopečnou činnosťou s explozívnymi erupciami. Známe katastrofické erupcie sú spojené s ostrovnými vulkanickými oblúkmi: Krakatoa, Mont Pele, Bezymyanny, St. Helles atď.

Objem vyvrhnutia vulkanického materiálu počas katastrofických erupcií je obrovský: od 1 do 20 km3, schopný pokryť plochu 500-600 km2 a byť unesený ďaleko do morských oblastí, s tvorbou jazykov cudzieho tufovo-klastického materiálu medzi normálnymi pelagickými a terigénnymi sedimentmi.

Prechodová zóna sa nachádza na oceánskej strane podmorských kontinentálnych okrajov a zahŕňa povodia okrajových morí, ktoré ich oddeľujú od otvoreného oceánu, ostrovné oblúky a hlbokomorské priekopy pretiahnuté pozdĺž ich vonkajšieho okraja. Tieto zóny sa vyznačujú množstvom sopiek, ostrými kontrastmi hĺbok a výšok. Maximálne hĺbky sú obmedzené presne na hlbokomorské priekopy prechodových zón, a nie na ich vlastné oceánske dno.

Hlbokomorské priekopy- najhlbšie priehlbiny na svete: Mariana - 11022 m, Tonga - 10 822 m, Filipínska - 10 265 m, Kermadek - 10047 m, Izu-Boninsky - 9 860 m, Kuril-Kamčatskij - 9 717 m, Severné NovoHebridy - 9 174 m, Sopka - 9 156 m, Bougainvillea - 9 103 m atď.

Hlbokomorské priekopy sú rozšírené najmä v Tichom oceáne, kde v jeho západnej časti tvoria takmer súvislý reťazec tiahnuci sa pozdĺž ostrovných oblúkov od Aleuty, Kurilsko-Kamčatky až po Nový Zéland a rozvíjajúci sa v rámci filipínsko-mariánskej expanzie. Ide o úzke a hlboké až 9-11 km priekopy asymetrickej štruktúry: ostré svahy žľabov sú veľmi strmé, miestami klesajú v takmer zvislých rímsach, pretiahnutých pozdĺž úderu priekop. Výška ríms je 200-500 m, šírka je 5-10 km a oceánske svahy sú miernejšie, oddelené od priľahlých oceánskych panví nízkym miernym vydutím a pokryté tenkou vrstvou sedimentov. Dná žľabov sú úzke, ojedinele dosahujú šírku 10-20 km, väčšinou ploché, mierne, miestami paralelné zdvihy a žľaby, miestami sú oddelené priečnymi perejami, ktoré bránia voľnému obehu vody. . Kryt sedimentov je extrémne tenký, nie viac ako 500 m, na niektorých miestach úplne chýba a leží vodorovne.

Zemská kôra v prechodovej zóne má mozaikovú štruktúru. Existujú oblasti zemskej kôry kontinentálnych a oceánskych typov, ako aj prechodná kôra (subkontinentálna a suboceánska).

Ostrovné oblúky- sú to horské stavby vyčnievajúce nad hladinu mora svojimi vrcholmi a hrebeňmi, tvoriace ostrovy. Oblúky majú konvexný tvar a ich konvexnosť smeruje k oceánu. Existujú výnimky: Nové Hebridy a Šalamúnove oblúky sú konvexné na austrálsky kontinent. Ostrovné oblúky pozostávajú z niektorých vulkanických akumulácií (kurilský, mariánsky) alebo obsahujú v podzemí zvyšky bývalých oblúkov, prípadne staroveké kryštalické vrstvy (japonský oblúk).

Dôležitým rozlišovacím znakom ostrovných oblúkov je ich veľmi vysoká seizmicita. Zistilo sa, že ohniská zemetrasenia sú sústredené v úzkej (nie viac ako 100 km) zóne šikmo sklonenej od hlbinnej priekopy pod ostrovným oblúkom. Táto hlboká seizmická ohnisková zóna sa nazýva zóna Vadati-Zavaritsky-Benioff (VZB).

Okrajové moria sa nachádzajú v zadnej časti ostrovných oblúkov. Typickými príkladmi takýchto morí sú Ochotské, Japonské, Karibské a iné.More pozostávajú z niekoľkých hlbokomorských nádrží s hĺbkou 2 až 5-6 km, oddelených plytkými výzdvihmi. Na niektorých miestach hlbokomorské panvy susedia s rozsiahlymi šelfovými priestormi. Hlbokomorské panvy majú typickú oceánsku kôru, len sedimentárna vrstva je miestami zhrubnutá až do 3 km.

Svetová oceánska posteľ. Plocha koryta zaberá 194 miliónov km2, čo je viac ako 50% povrchu svetového oceánu, a nachádza sa v hĺbkach 3,5-4 až 6 tisíc km. V rámci dna sa rozlišujú kotliny, stredooceánske hrebene a rôzne výšky. Roviny sú obmedzené na dno dutín dna oceánu, ktoré sa kvôli svojej hypsometrickej polohe zvyčajne nazývajú priepasť (priepasť je oblasť oceánu, ktorej hĺbka presahuje 3 500 - 4 000 m). Priepasťové nížiny sú ploché a najhlbšie (3000-6000 m) oblasti oceánskeho dna vyplnené sedimentmi zákalových tokov, ako aj pelagickými sedimentmi chemogénneho a organogénneho pôvodu.

Medzi oceánskymi panvami sa podľa topografie dna rozlišujú dva typy: ploché priepasťové nížiny, najrozvinutejšie v Atlantickom oceáne; kopcovité priepastné nížiny, vyvinuté najmä v Tichom oceáne.

Kopce- ide o projekcie spodnej plochy s výškou 50 až 500 m a priemerom - od niekoľkých stoviek metrov po niekoľko kilometrov. Svahy kopcov sú mierne - 1-4 °, zriedka - 10 °, vrcholy sú zvyčajne ploché. Podľa amerického bádateľa G. Menarda sú kopce buď malé lakolity (hubovité vniky magmy), alebo malé sopky či dokonca škvárové kužele pokryté hlbokomorskými sedimentmi.

Guyots, vulkanické podmorské hory s plochými vrcholmi, sú rozšírené v Tichom oceáne. Podľa A. Allison a kol., Niektoré z nich sú veľmi veľké: Horaizn guyot je 280 km dlhý a 66 km široký. Tieto vulkanické pohoria nadobudli v dôsledku vlnovej erózie zrezaný tvar. V súčasnosti sa ich vrcholy nachádzajú v hĺbkach 1 000 - 2 000 m, čo zjavne súvisí s tektonickým poklesom dna oceánu. Pokles dna oceánu potvrdzujú údaje z vrtov na atoloch, kde boli skaly koralových útesov odkryté v hĺbkach od 338 do 1400 m. V súčasnosti koraly žijú v malých hĺbkach 50-60 m.

Stredooceánske hrebene predstavujú planetárny systém podvodných pohorí, s celkovou dĺžkou asi 61 000 km (pozri obr. 18.1). V Atlantickom a Indickom oceáne prechádzajú centrálnou časťou, v Pacifiku a Arktíde sú vytláčané do okrajových častí. Ich výška dosahuje 3 000 - 4 000 m, šírka - od 250 do 2 000 km, niekedy vyčnievajú nad hladinu oceánu vo forme ostrovov. Strednou časťou chrbtov sa tiahnu úzke riftové doliny (z angl. rift - gorge), členité celým systémom subparalelných transformačných zlomov s vertikálnym posunom do 3-5 km. Horizontálny posun jednotlivých častí puklín je niekoľko desiatok a prvých stoviek kilometrov. Dno riftovej doliny je často znížené do hĺbky 3000-4000 m a hrebene, ktoré ju ohraničujú, sú v hĺbkach 1500-2000 m. Šírka dolín je 25-50 km. Stredooceánske chrbty sa vyznačujú vysokou seizmicitou, vysokým tepelným tokom a aktívnym vulkanizmom.

Takéto zaujímavé formácie ako „čierni“ a „bieli“ fajčiari sú obmedzené na oblasť riftových údolí stredooceánskych hrebeňov. Tu, kde sa oceánska kôra neustále obnovuje v dôsledku výlevu horúcich príkrovových bazaltov, sú rozšírené vysokoteplotné (až 350 °) hydrotermálne pramene, ktorých voda je obohatená o kovy a plyny. Tieto zdroje sú spojené s modernou tvorbou rúd sulfidových rúd na dne oceánov, ktoré obsahujú zinok, meď, olovo a ďalšie cenné kovy.

„Fajčiarky“ sú gigantické, desiatky metrov vysoké zrezané kužele, z vrcholov ktorých šľahajú prúdy horúcich roztokov a stĺpy čierneho dymu (obr. 19.3). Existujú aj neaktívne, dávno zaniknuté hydrotermálne štruktúry. A.P. Počas prvej geologickej expedície s hlbokomorskými vozidlami na stredoatlantickom hrebeni sa Lisitsynovi podarilo dokázať, že tieto staroveké budovy, ktoré sú nahromadením kovov, ktorých celková hmotnosť je milióny ton, môžu za určitých podmienok prežiť. Podľa prepočtov predstavuje podiel týchto rudných štruktúr viac ako 99 % z celkového množstva sulfidických rúd, ktorých pôvod je spojený so strednými hrebeňmi.