В) Серединно-океанічні хребти (СОХ).
МЕГАРЕЛЬЄФ ДНА СВІТОВОГО ОКЕАНУ
1. Геоморфологічні процеси на дні Світового океану.
2. Основні планетарні морфоструктури:
а) шельф,
б) материковий схил і материкове підніжжя,
в) серединно-океанічні хребти,
г) ложе Світового океану.
3. Ресурси океану та їх використання.
1.
Рельєф обширних районів океанічного дна в даний час ще недостатньо відомий. Великий фактичний матеріал, нагромаджений за останні десятиріччя океанографічними експедиціями висвітлює поки-що лише в загальних рисах топографію морського дна.
В межах дна океанів найпоширенішим є горбистий і гірський рельєф, а вирівняні поверхні спостерігаються поблизу суші і в деяких глибоководних котловинах (Леонтьев О.К., 1982).
Морфологічно Світовий океан поділяється на такі основні елементи:
1) підводну окраїну материка, що складається з материкової обмілини, материкового схилу і материкового підніжжя,
2) перехідну зону, що включає окраїнні глибоководні моря, острівні дуги і глибоководні жолоби,
3) ложе океану – це комплекс котловин і піднять,
4) серединно-океанічні хребти.
На дні Світового океану (як і на всій Землі) діють дві групи рельєфотворчих процесів: ендогенні і екзогенні.
Ендогенні процеси (Леонтьев О.К., 1982) – це складні і маловідомі рухи мас надр Землі, що впливають на земну кору і створюють різні великі форми рельєфу. Можливими причинами рухів земної кори може бути теплове розширення або стиснення підкорової речовини, різні фазові переходи, що супроводжуються збільшенням або зменшенням об’єму гірських порід, гравітаційна або теплова конвекція в мантії та ін.
|
|
|
Наочним проявом ендогенних процесів, що формують риси рельєфу дна океанів – це землетруси і вулканізм. Менш очевидні – це повільні рухи, що теж формують великі риси рельєфу.
На Землі можна виділити три сейсмічних пояси:
1. Перший з них оточує Тихий океан і співпадає з перехідною зоною.
2. Другий – відповідає серединно-океанічним хребтам.
3. Третій – Середземноморсько-Індонезійський.
У перехідних зонах наявні всі типи землетрусів. В серединно-океанічних хребтах відмічені виключно поверхневі землетруси. Тут основними є горизонтальні або субгоризонтальні напруги, спрямовані перпендикулярно до осі хребтів. Епіцентри землетрусів групуються тут на ділянках де рифтову зону пересікають поперечні розломи і вздовж розломів.
Під час землетрусів можуть відбуватись моментальні і досить значні зміни рельєфу дна і берегів. Наприклад, в затоці Сагамі (Японія) в 1923 р. після землетрусу окремі ділянки дна моментально заглибились на 100-180 м, а посередині затоки піднявся гребінь висотою 170 м.
|
|
|
Вулканізм . У розташуванні діючих вулканів спостерігається подібність до розташування епіцентрів землетрусів. Відомо біля 550 активних надводних вулканів. З них 77% знаходяться в перехідних зонах, тобто на острівних дугах. Число підводних вулканів, мабуть, більше в декілька разів. Хоча рідко, але все ж фіксувались підводні виверження. Острівні дуги, гігантські океанічні вулканічні ланцюги, ряд хребтів та вершин вулканічного походження. Допускають (О.К. Леонтьев, 1982), що в ряді районів дна океану крім звичайного вулканізму центрального типу відбувається тріщинне виверження. Під час вулканічних вивержень швидко змінюється підводний рельєф, раптово появляються та щезають нові острови. Так, вулканічний острів Іоанна Богослова (в Беринговому морі) появлявся і щезав декілька разів.
Екзогенні процеси.
Всі екзогенні процеси, що діють на дні Світового океану поділяють на: гідрогенні, гравітаційні і біогенні.
До гідрогенних відносяться різного роду рухи вод:
1) вітрове хвилювання і прибійний потік, цунамі,
2) припливно-відпливні коливання,
3) течії поверхневої циркуляції,
4) внутрішні хвилі,
5) вертикальна циркуляція,
6) придонні течії.
|
|
|
Цим процесам присвячена праця Heezen, Hollister “ The Face of the Deep” (Вид глибин), 1971.
Гравітаційні процеси. Кожен гідрогенний процес в певній мірі залежить від сили тяжіння. До гравітаційних процесів відносяться:
1) суспензії або каламутні потоки;
2) підводні зсуви;
3) кріп, тобто масове повільне переміщення товщі наносів вниз по схилу. Різновидністю кріпу є „течія” піску, що супроводжується „піскопадами”. Деякі вчені вважають, що саме гравітаційні переміщення виконують основну роботу по переміщенню матеріалу. Значно поширені підводні зсуви. Встановлено, що маси донних осадків при їх насиченні водою на 50% можуть почати рухатись навіть при незначних нахилах (2-3º). Зсуви утворюють горбисто-западинний рельєф (Мексиканська затока та ін.). Поблизу берегів Каліфорнії виявлені піскопади. Каламутні потоки – це гравітаційна течія водної суспензії твердих частин. Початок їм дають ріки, підводні зсуви, землетруси. Під час руху зсуву вниз він поступово переходить у каламутний потік. Каламутні потоки стікають також по підводних каньйонах, утворюючи на кінці їх обширні конуси виносу. Швидкість каламутного потоку може досягати навіть 100 км/год. При цьому вони рвуть і заносять підводні кабелі.
|
|
|
Отже, ерозійна робота таких потоків велика і вони поглиблюють підводні каньйони, створюють там тераси та інші руслові форми рельєфу. На деяких конусах виносу утворились долини. Наприклад, південніше Алеутського жолоба спостерігається гігантський конус виносу, на якому утворилась підводна долина до 200 м глибиною, декількох км ширини і до 600 км довжини. Походження таких долин не з’ясоване. За останнє десятиріччя стало відомо про цілу систему донних глибоководних течій, що здійснюють величезну ерозійно-акумулятивну роботу. Вони утворюються за рахунок стікання холодних шельфових вод Антарктиди, в меншій мірі – Арктики. Наприклад, Атлантико-Антарктична донна течія в південній частині Аргентинської котловини проривається через вузький прохід в зоні Фолклендського розлому, розтікається переважно на захід і утворює Західну Фолклендські течію. Швидкість таких донних течій коливається в межах 5-25 см/с. З донних течій іншого походження відома Лузитанська, що витікає з Середземного моря в Атлантику і еродує материковий схил. Її швидкість 1,5 м/с. Таким чином, донні течії переносять величезну кількість матеріалу і створюють гігантські акумулятивні форми. Не менші за масштабом і ерозійні форми, що створені донними течіями. Наприклад, долина Віма, що з’єднує Аргентинську і Бразильську котловини. Довжина долини 650 км, ширина – 3-10 км, глибина 700 м. Великі долинні форми що створені донними течіями на великих глибинах О.К. Леонтьєв (1982) називає абісальними долинами.
Біогенні процеси. Основну масу продуцентів в океані складають одноклітинні (діатомові, зелені, синьо-зелені водорості). Багато організмів мають у своєму скелеті СаСО3, інші – SiО2. Вони, зокрема фіто- і зоопланктон, мають геологічне значення. Форамініфери (одноклітинні тваринні організми), птероподи, гетероподи, а з фітопланктону – зелені водорості мають панцир з СаСО3. А діатомеї (росл.) і радіолярії (тварин.) мають скелет із SiО2. процес біогенного осадження карбонатів триває протягом геологічної історії Землі.
Деякими коралами та ін. організмами утворюються рифи. Породотворчими є і літотамнієві організми. Коралово-рифові надбудови бувають 4-х типів:
1) облямівкові рифи, що примикають до суші на всьому своєму протязі. У тиловій частині утворюють проходи. Передня частина рифу утворює своєрідний вал (коралово-водоростевий), там швидко поселяються літотамнії і цементують уламки.
2) бар’єрний риф – розташований на певній віддалі від суші і має вигляд гряди. Між ним і сушею – лагуна. Довжина Австралійського бар’єрного рифу 1600 км.
3) внутрілагунні рифи – це поселення коралів на глинистих горбах.
4) атоли - це кільцеподібні споруди з лагуною посередині. На них утворюються акумулятивні форми (острови), бо сам атол на поверхню не виступає. Часто на атолі утворюється острів.
Взагалі осадові частини, з яких формуються морські відклади поділяють на чотири основні групи (вже відомі вам з курсу геології): хемогенні, теригенні, вулканогенні, біогенні. Головну масу теригенного матеріалу зносять в океан ріки. Крім того чимало уламкового матеріалу зносять абразія, льодовики, еолові процеси. З біогенних – найважливіше значення в осадкоутворенні має планктон, в першу чергу фітопланктон. Поступає і хемогенний матеріал (фосфорити, солі та ін.).
2. Основні планетарні морфоструктури:
Основними планетарними морфоструктурами дна Світового океану є:
а) шельф,
б) материковий схил і материкове підніжжя,
в) серединно-океанічні хребти,
г) ложе Світового океану.
 |
Рис. Узагальнюючий профіль Світового океану (1 – шельф, 2 – матер.схил, 3 – котловина окраїнного моря, 4 – острівна дуга, 5 – глибок.жолоб, 6 – ложе океану, 7 - СОХ). Леонтьєв, 1988. –С. 105.
а) Шельф (від англ. - материкова відмілина). О.К.Леонтьєв (1982) дає таке визначення шельфу: це відносно мілководна частина морського дна, що примикає до суші і є в структурному відношенні безпосереднім її продовженням, відносно вирівняна, в більшості випадків з реліктовим субареальним рельєфом, що свідчить про порівняно недавнє затоплення морем прибережної суші.
Площа шельфу ~ 31,1 млн.км2. Рельєф і структура шельфу – це переважно слабо нахилені платформи з рівнинним рельєфом. Середня ширина шельфу ~ 70 км, середня глибина краю 130 м, середній кут нахилу 0,7º і може збільшуватись до 2º.
Із субаеральних форм шельфу добре простежуються льодовикові форми, особливо там, де було четвертинне зледеніння. В ряді районів атлантичного або арктичного шельфу простежується друмлінний і камовий рельєф, кучеряві скелі і баранячі лоби.
Виявлено дуже багато річкових долин в різних районах шельфу, особливо в арктичних морях. Цікаво, що із збільшенням глибини морфологічна вираженість долин покращується. Деякі автори вважають, що по затоплених долинах на шельфі Північного льодовитого океану можна виділити дві великі регресії океану: пліоценову, коли рівень океану понижувався до відмітки 300 м і плейстоценову, коли берегова лінія знаходилась на глибині 100-140 м. Менш чітко виділяються древні берегові лінії на глибинах 60 і 90 м. В ряді випадків древні долини на шельфі повністю поховані під осадами (наприклад, на шельфі Аляски).
Значно поширені на шельфі і структурно-денудаційні форми, напр. системи куест, що нагадують кримські. Такі форми простежуються на атлантичному шельфі Півн. Америки між мисом Код і зат. Св.Лаврентія. Крутим уступом вони звернені до берега. Вапняки покриті карстовими формами. Трапляються і еолові форми, що затоплені і перероблені морем. Напр., на Бермудах, на північному побережжі Н.Зеландії та в інших місцях.
Із субаквальних форм рельєфу в межах шельфу відомі як сучасні, так і реліктові. З сучасних форм поширені різні акумулятивні піщані гряди, що зумовлені припливами та згінно-нагінними течіями. Висота таких гряд до 20 м, ширина 1-2 км. Такі гряди ускладнені дрібнішими формами і мають своєрідну гофровану поверхню. Гряди зміщуються. А взагалі завдяки хвилюванню відбувається перерозподіл матеріалу і вирівнювання поверхні шельфу.
Внаслідок сукупної дії хвиль, припливів і морозного вивітрювання в береговій зоні виникають своєрідні вирівняні поверхні, що нагадують тераси і поширені на шельфі арктичних морів.
Серед морфоструктур шельфу виділяють рівнини, депресії, височини і западини. Височини і депресії найчастіше відповідають антеклізам і синеклізам. Серед депресій характерні так звані шельфові жолоби – тобто широкі коритоподібні депресії, що є великими прогинами платформенної земної кори. Серед западин характерні великі з чіткими бортами, що порізані підводними каньйонами і плоским або горбистим дном. До них віднос. Кандалакська в Білому морі, Дербентська на Каспії. Додатні форми рельєфу виступають у вигляді банок і в геологічному відношенні відповідають тектонічним підняттям, що обмежені молодими розломами.
Є ряд спроб класифікувати шельфи, але це питання до цих пір ще остаточно не з’ясоване.
На шельфі ведуться пошуки корисних копалин, насамперед нафти і газу і в даний час >30 країн видобуває значну кількість цих покладів. Так, на Каспії розробляється 14, в Мексиканській затоці – 40, Персидській затоці – 40, в Каліфорнії біля 30 родовищ. Родовища нафти приурочені до грабенів.
Особливо великі родовища нафти в районі Перської затоки, тут видобувають половину всієї нафти, що видобувається в морі взагалі. В Північному морі відкрито великі родовища нафти і газу. Тут навіть розділили морське дно між прибережними державами. Можна сподіватись відкриття значних родовищ в Баренцовому і Карському морі. Деякі дослідники вважають, що перспективи нафтогазоносності не обмежуються шельфом. Крім того, в прибережних морських відкладах часто концентруються значні запаси різних цінних мінералів. Напр., кількість рутилу (титанова руда), що видобувається в прибережно-морських розсипах скл. 97% від всієї його добутої кількості в світі, а циркону – 98%. Як відомо з преси, в прибережних водах шельфу Пд.-Зах. Африки уже протягом кількох років у великих масштабах ведеться видобуток алмазів (5 каратів на 1 т переробленого ґрунту, тоді як в аналогічних родовищах на материку – 1 карат на 1 т). На шельфах Малайзії, Індонезії в заток. древніх al відкладах ведеться видобуток каситериту. В інших ділянках шельфу Японії виявлено високі концентрації магнезиту.
б) Материковий схил. Це морфоструктура планетарного масштабу з крутими схилами, що відділяє шельф від материкового підніжжя іноді зі східчастим профілем, розчленована підводними каньйонами. Починається материковий схил від бровки шельфу і простежується до глибини 2-3,5 тис. м. Середній нахил схилу 4-7º але іноді крутизна може досягати 50º. Морфологічно материкових схилів може бути декілька:
1) уступ
2) трап
3) широка рівнина
4) бордерленд.
На захід від Каліфорнії простежується досить складний схил який закінчується на глибині 500-1000 м а далі в бік океану простежується складна поверхня дна, де чергуються платоподібні підняття і напівзамкнуті западини з глибинами до 2300 м. Ця смуга називається Каліфорнійський бордерленд. Він закінчується уступом, бровка якого лежить на глибині 1-2 км а підніжжя – 3,5-4 км. Окремі ділянки підвищень виступають над водою і утворюють острови. Отже, бордерленд (англ. border — межа, land — ділянка земної поверхні) – це сильно роздрібнена тектонікою підводна окраїна материка, де чергуються горсти і грабени. Подібну структуру має Канадський архіпелаг, дно Егейського моря.
Важливою рисою всіх материкових схилів є глибоке вертикальне розчленування підводними каньйонами, багато з яких, наприклад каньйон Монтерей, переважають за розмірами найбільші каньйони суші. Підводні каньйони іноді представляють собою просто ущелини на зовнішньому краї шельфу, іноді вони пересікають весь шельф від берега до бровки, багато з цих каньйонів відповідають напрямам великих рік і навіть продовжуються в гирла рік. Такі, наприклад, каньйони Конго, Міссісіпі, Гудзон, Інду, Гангу та ін. Існує безперечний зв’язок великих каньйонів з великими ріками, в той час як в районі пустинь каньйони рідкісне явище. Нахили дна підводних каньйонів набагато перевищують нахили дна звичайних долин. Схили каньйонів у верхів’ях вертикальні і складені з корінних порід різного віку (граніти, базальти, осадові породи). Цілком можливо, що деякі каньйони як пониження досить древні, уже заповнені морськими наносами. Бо відомі утворення аналогічні підводним каньйонам материкового схилу в похованому стані на платформах. Вони розміщені на схилах щитів і кристалічних масивів, які межують з прогинами. Поховані глибокі долини є на схилах УКЩ (із боку Дн.-Дон. западини і з боку Причорноморської западини).
Глибина дна древньої ущелини Нілу в районі дельти близько 1,5 км. В Лівії також були виявлені древні русла, прорізані в твердих породах на глибині 400 м нижче рівня моря. Аналогічні поховані ущелини виявлені в Алжирі, Сирії, Ізраїлі та ін. прилеглих до Середземного моря країнах. Причина їх утворення – значне і швидке пониження рівня Середземного моря внаслідок висихання.
За останні роки каньйони виявлені і у відкритих океанах, наприклад, на схилах підводних хребтів. Більшість каньйонів прямолінійні в плані, але багато з них мають звивисті обриси і розгалуження як у звичайних рік. Взагалі фізичні характеристики каньйонів з дивовижною точністю відтворюють вигляд річкових систем суші, відмічає Л. Кінг, (1967) і не викликає сумніву, що вони були створені якимись аналогічними агентами лінійної ерозії. За новими даними ця роль належить глибинним суспензійним і каламутним потокам, що пересікають шельф. Характер донних осадків показує на зміну умов від епохи до епохи. Каньйони таким чином, переживають певну циклічність розвитку, пов’язану з чергуванням процесів ерозії та акумуляції і рядом інших причин. Подібність більшості підводних каньйонів Світового океану дозволяє вважати їх приблизно одновіковими.
Про походження каньйонів існує ряд гіпотез. Вважають, зокрема, що вони заклались по розломах і пізніше каламутні потоки поглиблювали дно. За геологічною будовою материковий схил подібний до шельфу.
Отже, на материковому схилі протікають різноманітні гідрогенні і гравітаційні процеси.
Материкове підніжжя. Це зона океанського дна, що займає проміжне положення між материковим схилом і ложем океану. Здебільшого воно має вигляд нахиленої хвилястої акумулятивної рівнини, що поступово переходить в ложе океану. Це своєрідний акумулятивний шлейф, де потужність може досягати до 5 км. Іноді материкове підніжжя виражене одним або кількома суміжними гігантськими конусами виносу каламутних потоків. Подекуди підніжжя слабо виражене або зовсім відсутнє.
в) Серединно-океанічні хребти (СОХ).
До Другого Океанографічного конгресу (1966 р, Москва) повністю сформувалась концепція системи серединно-океанічних хребтів і стали відомі всі її основні ланки. Таким чином, серединно-океанічні хребти – це геологічне відкриття століття.
Морфологічно серединно-океанічні хребти – це гігантські лінійні підняття, що простежуються у всіх океанах у вигляді суцільного ланцюга від Північного Льодовитого океану через Атлантичний та Індійський до Тихого. Це планетарна система, що простягається безперервною смугою більше ніж на 60 тис. км і займає площу більшу 15% земної поверхні.
На хребтах чітко виділяються:
а)осьова (рифтова) зона, для якої характерний різко розчленований гірський рельєф;
б)флангова зона, яка значно менше розчленована.
Про походження СОХ існує кілька гіпотез.
Одна з них гіпотеза спредінга або розростання площі дна океану. Згідно цієї гіпотези мантія під хребтами менш щільна. А з цим пов’язаний висхідний рух ультраосновних порід разом з якими до поверхні Землі поступає тепловий потік. Рифтові зони – місце виходу цієї речовини на поверхню. Внаслідок цього відбувається формування океанічної кори, що складена основними і ультраосновними породами. Нові порції з надр розсувають у протилежні сторони уже сформовані ділянки океанічної кори. Від рифтової зони рухаються в протилежні боки дві літосферні плити. З віддаленням від СОХ відбувається застигання матеріалу і на окраїнах океанів плити занурюються. Таким чином, мантійна речовина рухається по своєрідному колу.
Друга точка зору це гіпотеза розширення Землі, яку підтримує Б.Хейзен, В.Муратов та ін. Тобто СОХ це шрами, рубці, вздовж яких відбувається розширення земної поверхні. Є й інші гіпотези, що пояснюють походження СОХ.
Г) Ложе Світового океану.
Сумарна площа океанів ~ 194 млн. км2 або 38% від всієї поверхні Землі. Рельєф ложа океанів нагадує ніздрювату структуру – тобто котловини що відмежовані підняттями різних типів. На дні котловин виділяють рельєф абісальних горбів та хвилястих і плоских абісальних рівнин.
Абісальними горбами називають ізометричні підняття з відносною висотою до 500 м і шириною основи до 10 км.
Наявна також значна кількість абісальних рівнин у всіх океанах. Більшість з них генетично пов’язується з дією каламутних потоків.
Хвилясті абісальні рівнини досить поширені в Індійському і Тихому океані.
Плоскі абісальні рівнини займають 15% площі ложа океану. Це ідеально вирівняні ділянки океанського дна, де перевищення всього 50 м/100 км. Ці рівнини займають приконтинентальні окраїни дна (тобто розташовані поблизу континентів), де поступає багато осадового матеріалу. Він то і затягує всі нерівності дна. А в центральних найглибших котловинах, де осадового матеріалу поступає мало, поширені переважно абісальні горби. В межах океанських котловин простежуються абісальні долини. Це від’ємні форми звивисті в плані, що простягаються на сотні, а іноді і на тисячі км із боку підводних окраїн материка в такі долини впадають численні притоки, тобто долини, що вироблені каламутними потоками. На окремих ділянках долини обваловані – вздовж їх оборок простежуються своєрідні прируслові вали висотою до 50 м і шириною до 12 км. Походження таких долин пов’язано, очевидно, з діяльністю каламутних потоків.
У рельєфі ложа океанів виділяють також:
Океанічні підняття.
Під цим терміном О.К. Леонтьев (1982) розуміє великі додатні форми рельєфу, що розділяють океанічні котловини. Морфологічно – це хребти, брилові хребти, масиви, плато, височини, вали. Брилові хребти найпоширеніші. Це широкий вал, розчленований поперечними або косими розломами на окремі блоки. Відносна висота такого вала – до кількох км. Здебільшого вздовж гребеня валу розташований ланцюг вулканів (підводних або надводних).
Океанічні плато. Це ізометричні в плані підвищення з більш-менш плоскою поверхнею і крутими схилами. Наприклад, Бермудське плато. Крім плато, ще простежуються океанічні височини, також ізометричні в плані з слабо розчленованою поверхнею і без чіткого уступу. Їх багато в Тихому океані (Магеллана, Галапагоські та ін.).
Багато на дні океану і підводних гір. Це ізометричні в плані підняття на 500 м і більше. Уже відомо ~ 10 тис. підводних гір, з яких 7 тис. – в Тихому океані. Подібні гори трапляються на всіх морфоструктурах океану, але більше половини їх знаходиться на серединно-океанічних хребтах і височинах. Переважна більшість підводних гір вулканічного походження. Великий вулканічний масив утворює острів Гавайї, відносною висотою біля 9,2 км. Підводні гори з плоскими вершинами називаються гайотами. Названі Г. Хессом в честь французького вченого А. Гійота (A. Guyot); в нашій літературі із-за неправильної транскрипції іменуються як гайоти. Особливо їх багато в центральній частині Тихого океану. Глибина над вершинами гайотів коливається від 200 до 2500 м.
Вершини багатьох підводних гір вінчають атоли – кільцеподібні коралові надбудови. В одних випадках кільцеподібна рифова надбудова підводна, в інших – весь гребінь являє собою острів.
3.
Рельєф дна океанів потребує свого подальшого вивчення і в світлі чисто практичних потреб. Наприклад, морський підводний транспорт (трубопроводи, кабелі та ін.). Не менш важливо знати рельєф дна для побудови свердловин, естакад для морських нафтопромислів і т.д. Нафтові родовища шельфу розробляються і на дні Мексиканської затоки в затоці Маракаїбо (Венесуела), на побережжі Каліфорнії та ін.
В даний час добувають нафту й газ і ведуть на них розвідку на шельфах більше 120 країн. Уже тепер експлуатується більше 600 морських нафтогазових родовищ і частка видобутку незабаром складатиме 35% світового.
В ході океанографічних досліджень встановлено, що на дні океану є величезні запаси Р, Fe-Mn конкрецій зокрема радянське судно „Витязь” відкрило в різних котловинах Тихого океану ділянки з промисловими запасами Fe-Mn конкрецій, що займають величезні простори. Вміст марганцю і заліза в конкреціях нижчий, ніж в родовищах на суші, але в них високий вміст нікелю, міді, кобальту. США ведуть пробні розробки Fe-Mn конкрецій в Тихому океані.
Із сольового розчину океану добувають в значній кількості хлорид натрію. Почався видобуток такого дефіцитного металу як Mg. Щорічна його вартість, що видобута з морської води, ~ 70 млн. доларів. В СРСР Mg видобувають з розчинів Сиваша.
В океані міститься велика кількість урану. Крім того океан – невичерпне джерело для видобутку важких ізотопів Н-Н2, Н3. Промисловий інтерес в майбутньому можуть мати також глобігерінові намули, які за своїми технічними якостями годяться як цементна сировина.
Крім того, за останні десятиріччя все більш чітко проявляються залежності між динамікою океанських вод і рельєфом дна океану (що немаловажно для рибопромислу). На прикладі Берингового моря було показано пряму залежність між розподілом кормових ресурсів для риб і розподілом донних осадків, які в свою чергу залежать в значній степені від рельєфу морського дна. В розподілі планктону теж відмічаються специфічні зв’язки з великими рисами рельєфу морського дна. Істотне значення для рибо промислів має вивчення деталей морського дна, точна уява про місця виходів корінних порід, скель і т.д. (часто ці гряди є міграційними трасами промислових риб, напр., біля зах. побер. Каспію).
Таким чином, уже зараз дослідження рельєфу і геологічної будови дна океану поруч з великим теоретичним, мають прикладне значення для деяких галузей народного господарства.
„Прийде час, - пише О.К. Леонтьев, - коли людство впритул приступить до планомірного освоєння ресурсів дна океанів. Вивчення рельєфу дна Світового океану – одна з необхідних для цього умов” (1968).
Література:
1. И.С. Щукин. Общая геоморфология, т.3. изд. МГУ, 1974. глава ХУІ.
2. О.К. Леонтьев. Дно океана. Изд. Мысль. М. 1968.
3. О.К. Леонтьев, Рычагов Г.И. Общая геоморфология М. 1988, гл. 10, 11, 20.
4. О.К. Леонтьев. Физическая география Мирового океана. Изд. МГУ, 1982.
5. Физическая география Мирового океана. Л. Наука, 1980. гл.УІ.
6. Стецюк В.В., Ковальчук І.П. Основи геоморфології. К. В.ш. 2005.
7. Якушко О.Ф. Основы геоморфологии. Минск, 1986, гл.8.
Дата добавления: 2022-01-22; просмотров: 70; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!