Рельеф дна около Гренландии

Введение

Гренландия была первой сушей, открытой европейцами в западном полушарии. В конце XI в. Ее земли посетили норманны, приплывшие из Исландии. Эрик Рыжий назвал эту землю зеленой, хотя преобладающим здесь цветом был белый.

Исследование Гренландии началось в XVIII в. датскими колонистами. В начале XIX в. научные работы вели англичане, а затем их продолжали главным образом исследователи из Скандинавии. Впервые южная часть Гренландии была пройдена в 1888 г. Ф.Нансеном, а затем в конце XIX-начале XX в. Гренландию пересекли экспедиции, организованные учеными разных стран. Немецкий исследователь А. Вегенер провел первую зимовку во внутренней части Гренландии (станция Айсмитте), в результате были собраны ценные данные по метеорологии и гляциологии острова.

Тем не менее, Гренландия представляет интерес и для современной географии. Одной из главных задач исследования Гренландии является изучение ее подледникового рельефа.

Главная цель работы – рассмотреть подледниковый рельеф Гренландии. Для достижения этой цели были выделены следующие задачи:

1. Рассмотреть общую характеристику Гренландии.

2. Рассмотреть историю оледенения Гренландии.

3. Рассмотреть историю и методы исследования подледникового рельефа Гренландии.

Общие сведения о Гренландии

Географическое положение

Гренландия является величайшим островом Земли. Остров располагается к северо-востоку от Северной Америки, в Северном Ледовитом и Атлантическом океанах (рис. 1.1). Площадь острова составляет более 2 млн. км 2 .

Рис. 1.1. Карта Гренландии.

Протяженность острова с севера на юг составляет 2690 км, а наибольшая ширина 1300 км. Гренландия вытянута с севера на юг почти на 24°. Ее южная оконечность — мыс Фарвель (Уманарссуаг) — располагается на 59° 47′ с.ш., т.е. на широте Южной Скандинавии, а крайняя северная точка находится менее чем в 8° широты от Северного полюса.

Канадский остров Элсмир отделен от северо-западного берега Гренландии проливом шириной 19 км. Датский пролив шириной 320 км разделяет Исландию и юго-восточное побережье Гренландии. Расстояние от Гренландии до Шпицбергена 440 км, между ними простирается Гренландское море. На западе Гренландию отделяют от Баффиновой Земли море Баффина и Девисов пролив.

Природно-климатические условия и рельеф Гренландии

Близость к полюсу, с одной стороны, и влияние холодного течения, с другой, обусловливают суровые природные условия Гренландии.

Климат Гренландии крайне суров, но не везде одинаков. Над центральной частью ледникового покрова в течение всего года господствует антициклон, и температура колеблется от -12 °С в июле до -46 °С в январе. Зимой постоянно бывают понижения температуры до -60 °С, и даже в июле возможны морозы до -28 °С. Выше 0 °С температура никогда не поднимается.

Западное побережье Гренландии омывает море Баффина, над которым зимой происходит интенсивная циклоническая деятельность. Поэтому климат там значительно мягче, чем в других частях Гренландии, выпадают обильные осадки — 1000-1200 мм в год. Температура зимних месяцев от -4 до -20 °С, а летняя температура — около 8 °С. На юге острова есть пункты, где и зимой температура выше 0 °С.

На восточном побережье, находящемся под воздействием холодного Гренландского течения, климат гораздо суше и холоднее. Годовое количество осадков там несколько выше 200 мм, средняя зимняя температура доходит до -30 °С, лето холодное и сырое. У берегов Восточной Гренландии воды Гренландского моря и Датского пролива, соединяющего его с Атлантикой, не освобождаются от льда даже в теплое время года.

Примерно 83% площади Гренландии занимает ледниковый покров. Общая площадь свободных от льда земель оценивается в 410,4 тыс. кв. км. Прерывистая полоса таких земель окаймляет остров; ее средняя ширина 80 км, а наибольшая – на юго-западе и севере Гренландии (до 200-259 км). Во многих местах она изрезана фьордами. Самая высокая поверхность ледникового покрова – 3230 м над у.м. (на 73° с.ш.), а его максимальная мощность – 3400 м (на 72° с.ш.). Ледниковый покров постепенно понижается по направлению к побережьям, где у концов выводных ледников происходит отел айсбергов.

Самый большой из ледников Гренландии — ледник Петермана — находится на северо-западе острова. Ежегодно в Гренландии создается 13-15 тыс. айсбергов, уносящих около 200 км 3 льда и дрейфующих на юг; в Атлантическом океане они встречаются почти до 40° с.ш. Причиной образования материкового ледяного покрова Гренландии следует считать ее общее поднятие и похолодание климата в северном полушарии на границе неогена и четвертичного периода. Установлено, что в настоящее время льды Гренландии, как и вообще в северном полушарии, находятся в относительно стабильном состоянии или даже несколько отступают в связи с общим потеплением климата.

Поверхность Гренландии под покровом льда равнинна и несколько вогнута к центру. Ее центральная часть располагается ниже уровня океана. По окраинам острова, частично свободным от льда, поднимаются горные цепи высотой до 2000 м. В некоторых местах горы прорывают покров материкового льда, образуя нунатаки. Свободная от ледяного покрова поверхность достигает различной ширины в разных частях Гренландии. На юго-западе она равна примерно 190 км, на северо-востоке — 300 км, но здесь имеются многочисленные изолированные ледники.

Горы простираются вдоль восточного и западного побережий острова и являются барьером, подпруживающим ледниковый покров. Наиболее высокие горы находятся у восточного берега. Гора Форель к северу от Ангмагссалика в юго-восточной Гренландии достигает 3360 м. Наивысшая точка гора Гуннбьёрн (3700 м) расположена несколько севернее. Восточное побережье, как и западное, сильно расчленено, участки низменностей тянутся вдоль побережья и приурочены в основном к вершинам фьордов. Свободные от льда земли в северной Гренландии невысоки и отличаются пересеченным рельефом. В некоторых местах к берегу Северного Ледовитого океана подходят шельфовые ледники, имеющие связь с ледниковым покровом.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И РЕЛЬЕФ ДНА ОКЕАНА. Северный Ледовитый океан — наи­меньший из океанов, его площадь всего 14,75 млн. км2, т. е. немногим более 4 % от всей площади Мирового океана. Средняя глубина

СЕВЕРНЫЙ ЛЕДОВИТЫЙ ОКЕАН

Северный Ледовитый океан — наи­меньший из океанов, его площадь всего 14,75 млн. км 2 , т. е. немногим более 4 % от всей площади Мирового океана. Средняя глубина океана 1225 м, максимальная — 5527 м. Следовательно, Северный Ледови­тый океан и самый мелководный из всех океанов. Иногда его рассматривают как одно из морей Атлантического океана. В пользу такого мнения приводят характер распределения глубин: батиграфическая кривая океана очень похожа на батиграфи-ческие кривые Средиземного и Карибского морей. Однако своеобразие гидрологиче­ского режима, четкое разделение водной толщи на водные массы, большая площадь и объем — черты, характерные для океа­нов. Для сравнения заметим, что самое большое море — Филиппинское — имеет

площадь, почти в 3 раза меньшую, чем Се­верный Ледовитый океан. Ни в одном из морей нет срединно-океанических хребтов. Существование их в Северном Ледовитом океане также сближает его с другими океанами.

Своеобразие строения рельефа дна Се­верного Ледовитого океана заключается прежде всего в очень широком развитии шельфа и вообще подводных окраин мате­риков (рис. 93). Именно этим объясняется малая средняя глубина океана—около 40 % его площади имеет глубины менее 200 м. Шельф занимает 50,3 % площади дна Северного Ледовитого океана.

Рис. 93. Структурно-геоморфологическая схема дна Северного Ледовитого океана: / — шельф, 2 — впадины и желоба на шельфе, 3 — материковый склон, 4 — материковое подножье, 5 — краевые плато, 6 — срединно-океанические хребты (жирные черные линии — разломы), 7 — кот­ловины ложа океана (/ — Нансена, // — Амундсена, /// — Макарова, IV — Подводников. V — Канад­ская), 8 — поднятия ложа океана (а — Ломоносова, б — Менделеева), 9 — плато ложа океана (а — Север, б — Альфа), 10 — подводные каньоны

Северный Ледовитый океан орографи­чески неоднороден. Здесь прежде всего вы­деляется Арктический бассейн. Он охваты­вает всю обширную акваторию вокруг Се­верного полюса. Материковым склоном Ба­ренцева моря и 80-й параллелью на отрезке между Шпицбергеном и Гренландией он отделен от второго крупного элемента Се­верного Ледовитого океана — Северо-Ев-ропейского бассейна. К Северному Ледо­витому океану относятся акватория проли­вов Канадского архипелага, Гудзонов за­лив и море Баффина. Назовем эту третью составную часть океана Канадским бассей­ном.

Рельеф дна Канадского бассейна.Боль­шую часть этого бассейна составляют проливы одноименного архипелага. Рельеф дна проливов характеризуется «переуглуб-

ленностью» — максимальные глубины

большинства проливов превышают 500 м — а также повсеместным распространением реликтового ледникового рельефа и боль­шой сложностью очертаний островов и про­ливов Канадского архипелага. Все это сви­детельствует прежде всего о тектонической предопределенности рельефа, а также о недавнем оледенении этой части дна океа­на. На многих островах Канадского архи­пелага и сейчас обширные площади заняты ледниками.

Формы ледникового рельефа очень ха­рактерны также для дна Гудзонова залива. Однако сам залив в отличие от Канадских проливов в целом мелководен. Море Баф­фина, также относящееся к Канадскому бассейну, имеет большую глубину (макси­мальная — 2414 м). Оно занимает крупную

и глубокую котловину с четко выраженным материковым склоном и довольно широким шельфом, большая часть которого лежит значительно глубже 200—500 м. Для шель­фа характерны затопленные формы релье­фа ледникового происхождения. Дно выст­лано преимущественно терригенными отло­жениями с большим участием айсберго-вого материала.

Рельеф и геологическое строение дна Северо-Европейского бассейна.Орографи­ческую основу рельефа дна Северо-Евро­пейского бассейна образует система сре-динно-океанических хребтов, являющихся северным продолжением Срединно-Атлан-тического хребта. На продолжении хребта Рейкьянес находится рифтовая зони Ис­ландии, которая пронизывает весь остров с юго-запада на северо-восток и затем на север. Эта зона характеризуется активным вулканизмом и интенсивной гидротермаль­ной деятельностью. На северном продол­жении этой активной зоны уже в океане находится рифтовый хребет Кольбейнсей. Здесь хорошо выражены рифтовая долина и секущие хребет поперечные разломы. Под 72° с. ш. хребет пересекает очень круп­ная зона разломов Ян-Майен. С ней связа­ны современный вулканизм и образование одноименного острова. Севернее пересече­ния хребта этим разломом горное сооруже­ние испытало смещение на несколько сот километров к востоку. Смещенный сегмент срединно-океанического хребта имеет суб­широтное простирание и называется хреб­том Мона (в честь известного норвежского метеоролога Хенрика Мона). В этом сег­менте также хорошо выражены рифтовые долины и поперечные океанические троги. Для хребта очень характерен «Н-образ-ный» рисунок изобат, обусловленный пере­сечениями рифтовой долины поперечными трогами. Хребет сохраняет северо-восточ­ное простирание до пересечения с 74° с. ш., затем простирание хребта резко меняется на меридиональное. Это меридиональное звено системы срединно-океанических хребтов получило название хребта Книпо-вича, для которого характерны большой протяженности единая, не разбитая на от­дельные отрезки рифтовая долина и резко выраженная асимметрия поперечного про­филя хребта. Западная часть хребта, ле­жащая к западу от рифтовой долины, пред-

ставляет собой высокий монолитный гре­бень, восточная часть относительно сни­жена и сливается с материковым подножи­ем, под отложениями которого, по-види­мому, эта часть хребта в значительной степени погребена.

В расчленении дна Северо-Европей­ского бассейна важная роль принадлежит также еще нескольким хребтам. От острова Ян-Майен к югу, вплоть до Фареро-Ис-ландского порога протягивается Ян-Май-енский хребет, который сторонники гипоте­зы тектоники плит рассматривают как древний срединно-океанический хребет. Котловина, образованная между ним и хребтом Кольбейнсей, имеет сравнительно небольшие глубины (преобладают глубины меньше 2000—1500 м), дно ее сложено из­лившимися базальтами. За счет изливших­ся базальтов поверхность этого участка дна выровнена и приподнята над прилега­ющим с востока ложем океана, образует подводное Исландское плато. Элементом подводной окраины Европейского субкон­тинента у побережья Скандинавского полуострова является выступающее дале­ко к западу плато Воринг. Оно разделяет восточную часть Северо-Европейского бассейна, обычно именуемого Норвежским морем, на две котловины — Норвежскую и Лофотенскую с максимальными глубинами соответственно 3970 и 3717 м. Дно Нор­вежской котловины имеет холмистый и низ­когорный рельеф. Котловину разделяет на две части Норвежский хребет — цепочка невысоких гор, протягивающаяся от Фа­рерских островов к плато Воринг. Почти половину дна Лофотенской котловины за­нимает плоская абиссальная равнина, сложенная с поверхности известковыми биогенными илами. Остальная часть дна котловины имеет волнистый рельеф. К за­паду от срединно-океанических хребтов расположена Гренландская котловина, в которой преобладают волнистые и плоские абиссальные равнины. Максимальная глу­бина Гренландского моря одновременно является максимальной глубиной Север­ного Ледовитого океана — 5527 м.

Геофизические наблюдения в Северо-Европейском бассейне не дают оснований для суждений о «вторичном» происхожде­нии этой части океана. Глубоководное бурение показало широкое распростране-

ние молодых излившихся базальтов и зна­чительную мощность осадочного слоя — бо­лее 1 км в пределах материкового подно­жия и до 9 км на плато Воринг (Тальвани, Элдхолм, 1978). В целом на подводной материковой окраине, как и следовало ожидать, распространена земная кора кон­тинентального типа с очень близким к по­верхности залеганием кристаллического фундамента в пределах шельфа. Для рельефа как Гренландского, так и Норвеж­ского шельфа характерны экзарационные формы ледникового рельефа.

В работе М. Тальвани и О. Элдхолма (1978) происхождение и история Северо-Европейского бассейна рассматривается с позиций неомобилистической гипотезы тектоники плит. По мнению авторов, «рас­крытие» океана в Северо-Европейском бас­сейне началось 60 млн. лет назад; очерта­ния бассейна, близкие к современным, установились недавно. Как полагают на­званные авторы, блок с островом Ян-Май-ен оставался относительно неподвижным. В целом это плохо увязывается с сутью концепции «тектоники плит». Океаниче­ский характер земной коры в пределах ложа океана, по Тальвани и Элдхолму, сформировался в ходе «разрастания дна океана».

Рельеф и геологическое строение Арк­тического бассейна.Арктический бас­сейн — это основная часть Северного Ле­довитого океана. По площади он в 4 раза больше Северо-Европейского бассейна. Более половины Арктического бассейна занимает шельф. Вдоль побережья Евра­зии шельф особенно обширен. По названи­ям окраинных арктических морей он доста­точно четко разделяется на Баренцево-морский, Карский, Лаптевский и Восточно-сибирско-Чукотский. Значительная часть последнего примыкает также к берегам Северной Америки.

Баренцевоморский шельф за последние десятилетия стал одним из наиболее изу­ченных в геолого-геоморфологическом от­ношении. В структурно-геологическом пла­не это докембрийская платформа с мощ­ным чехлом из осадочных пород палеозоя и мезозоя. На окраинах Баренцева моря дно сложено древними складчатыми комплек­сами различного возраста (у Кольского полуострова и к северо-востоку от Шпиц-

Читайте также:  Климат области материкового оледенения Гренландии

бергена — архейско-протерозойского, у берегов Новой Земли — герцинского и ка­ледонского). Крупные неровности дна Ба­ренцева моря структурно обусловлены и связаны с главными неоднородностями структуры платформы. Из наиболее значи­тельных впадин и прогибов отметим: Медвежинский желоб на западе, желоба Франц-Виктория и Св. Анны на севере, желоб Самойлова в центральной части моря. Крупные возвышенности — Медве-жинское плато, Нордкинская и Демидов­ская банки, Центральное плато, возвышен­ность Персея, возвышенность Адмирал­тейства. Дно Белого моря — глубоко вдаю­щегося в сушу залива Баренцева моря — сложено в северной и западной частях структурными комплексами Балтийского щита, в восточной — Русской платформы. Характерная особенность шельфа Барен­цева моря — его «переуглубленность» — большая часть дна моря лежит на глуби­нах 200—500 м.

Для дна Баренцева моря очень харак­терна густая расчлененность затоплен­ными морем речными и ледниковыми доли­нами. Многочисленны также аккумулятив­ные и экзарационные формы рельефа.

Шельф Карского моря в структурно-геологическом отношении гетерогенный, южная его часть в основном представляет продолжение Западно-Сибирской герцин-ской плиты. В северной части шельф пере­секает погруженное звено Уральско-Ново-земельского мегантиклинория, структуры которого продолжаются на северном Тай­мыре и в Североземельском архипелаге. Крупная область опускания — Новозе-мельский желоб с максимальной глубиной 433 м, на севере расположен желоб Воро­нина. Выделяется крупная положительная морфоструктура — Центральнокарская возвышенность. В отличие от Баренцева моря большая часть шельфа в пределах Карского моря имеет «нормальные» (т. е. до 200 м) глубины. Обширное мелководье с глубинами менее 50 м примыкает к юго-восточному побережью Карского моря (см. «Атлас океанов», 1980).

Дно Карского моря пересекают четко выраженные затопленные продолжения долин Оби и Енисея; последняя принимает ряд «притоков», идущих с Центральнокар-ской возвышенности. Вблизи Новой Земли,

Северной Земли, Таймыра на дне широко распространены экзарационные и аккуму­лятивные реликтовые ледниковые формы рельефа.

Лаптевский шельф геоморфологически охарактеризован Ю. П. Семеновым и 3. П. Шкатовым (1971). Преобладающий тип рельефа на шельфе — морская аккуму­лятивная равнина, вдоль побережий, а так­же на отдельных банках—абразионно-аккумулятивные равнины. Аккумулятив­ный выровненный рельеф продолжается и на дне Восточно-Сибирского моря, места­ми на дне моря (около Новосибирских ост­ровов, к северо-западу от Медвежьих ост­ровов) четко выражен грядовый рельеф, сформированный, вероятно, в результате препарировки выходов стойких к абразии и денудации пород и последующего их облекания осадками. На дне Чукотского моря преобладают затопленные денудаци­онные равнины. Южная часть дна моря — глубокая структурная впадина, заполнен­ная рыхлыми отложениями и, вероятно, мезокайнозойскими эффузивами.

Шельф вдоль северного берега Аляски неширокий и представляет собой денуда­ционную, в значительной степени термо­абразионную равнину. У северных окраин Канадского архипелага и Гренландии шельф «переуглублен» и в отличие от Чу­котского шельфа изобилует реликтовыми ледниковыми формами рельефа.

Материковый склон Арктического бас­сейна расчленен крупными широкими под­водными каньонами. Конусы выноса мутье-вых потоков, эпизодически стекающих по каньонам, сливаясь, формируют аккумуля­тивный шлейфматериковое подножие. Очень крупный конус выноса образует подводный каньон Маккензи в южной час­ти котловины Бофорта.

Подводные окраины Северной Америки, Гренландии и Евразии обступают со всех сторон абиссальную часть Арктического бассейна, которая занята срединно-океа-ническим хребтом Гаккеля и ложем океана. Хребет Гаккеля начинается от долины Лены — узкой впадины, связанной генети­чески со Шпицбергенской зоной разломов, ограничивающей с севера хребет Книпови-ча. Далее хребет Гаккеля протягивается параллельно Евразиатской подводной ок­раине и примыкает к материковому склону

в море Лаптевых, примерно в районе пере­сечения хребта с 80-й параллелью. Хребет Гаккеля узкий, он представлен главным об­разом рифтовой зоной, имеет хорошо выра­женную рифтовую долину и пересекается большим числом параллельных друг другу океанических трогов. К некоторым из них приурочены глубины более 4 тыс. м — это очень большая глубина для Северного Ле­довитого океана, если вспомнить, что мак­симальная глубина этого океана — 5527 м. Вдоль рифтовой зоны хребта Гаккеля рас­полагаются многочисленные эпицентры землетрясений. Есть отдельные указания и на проявления подводного вулканизма.

Другой крупной орографической струк­турой Арктического бассейна является поднятие Ломоносова. В отличие от хребта Гаккеля — это монолитное горное соору­жение, протягивающееся в виде сплошного вала от подводной окраины северной Грен­ландии до материкового склона моря Лап­тевых, к северу от Новосибирских остро­вов. Под поднятием Ломоносова, как пред­полагают, залегает земная кора континен­тального типа. По геофизическим данным здесь под слоем с сейсмическими скоростя­ми упругих волн 3,3—4,5 км/с выделяются слои со скоростями 5,5—6,1 и 6,3—6,4 км/с. Первый из них интерпретируется как «складчатое основание» (полагают, что поднятие Ломоносова представляет собой мезозойское складчатое сооружение), а второй как «гранитный слой». Однако ско­рости в первой из них очень близки к ско­рости во «втором слое» океанической коры, а в нижележащем — ближе к скоростям в «базальтовом», чем к скоростям в «гра­нитном слое». Нам кажется, что больше оснований считать поднятие Ломоносова элементом ложа океана.

Еще одно поднятие — поднятие Менде­леева — протягивается от подводной ок­раины Восточно-Сибирского моря севернее острова Врангеля к острову Элсмир в Ка­надском архипелаге. Оно имеет глыбовую структуру и, по всей вероятности, сложено породами, типичными для океанической коры. Кроме названных хребтов и подня­тий следует упомянуть также два окраин­ных плато — Ермак к северу от Шпицбер­гена и Чукотское к северу от Чукотского моря. Оба они образованы земной корой материкового типа.

Орографические элементы дна делят абиссальную часть Арктического бассейна на ряд котловин. Между подводной окраи­ной Евразии и хребтом Гаккеля лежит котловина Нансена с максимальной глуби­ной 3975 м. Дно ее занято волнистыми и плоскими абиссальными равнинами. Меж­ду хребтом Гаккеля и поднятием Ломоно­сова расположена котловина Амундсена. Дно котловины — обширная плоская абис­сальная равнина. Северный полюс распо­ложен в этой котловине. Здесь папанинца-ми была замерена глубина 4485 м — мак­симальная глубина котловины Амундсена.

Между поднятиями Ломоносова и Мен­делеева расположена котловина Макарова. Максимальная глубина ее более 4510 м. Южную, относительно мелководную часть котловины (с максимальной глубиной 2793 м) выделяют отдельно, как котловину Подводников. Дно котловины Макарова образуют плоские и волнистые абиссаль­ные равнины, дно котловины Подводни­ков — наклонная аккумулятивная равни­на, по-видимому, относящаяся к материко­вому подножию, а не к ложу океана.

Самая большая по площади — Канад­ская котловина, расположенная к югу от поднятия Менделеева и к востоку от Чукот-.ского плато. Ее максимальная глубина 3909 м, дно ее главным образом плоская абиссальная равнина, с которой постепен­но сливается наклонная аккумулятивная равнина материкового подножия, вклю­чающая и упомянутый выше конус Мак-кензи.

Под всеми котловинами земная кора не имеет гранитного слоя, т. е. она должна быть отнесена к типу океанической коры. Мощность коры здесь до 10 км главным образом за счет значительного увеличения мощности «осадочного слоя».

“”^Поверхностные донные отложения Арк­тического бассейна исключительно терри-генные. Преобладают осадки тонкого меха­нического состава. Песчаные отложения широко представлены только на юге Ба­ренцева и в прибрежной полосе Белого и Карского морей. Довольно широко распро­странены железо-марганцевые конкреции, но в отличие от других океанов преимуще­ственно на шельфе (в Баренцевом и Кар­ском морях). Следует отметить общую по­вышенную мощность донных отложений

(до 2—4 км) в Северном Ледовитом океа­не, что и объясняет широкое распростране­ние здесь плоских абиссальных равнин. Большая мощность донных отложений непосредственно определяется высоким ко­личеством поступающего в океан осадоч­ного материала. По подсчетам автора этих строк, в Северный Ледовитый океан еже­годно поступает около 2 млрд. т осадочного материала, или около 8 % от общего коли­чества поступающих в Мировой океан осадков, тогда как Северный Ледовитый океан составляет лишь 4 % площади Ми­рового океана.

Не нашли то, что искали? Воспользуйтесь поиском:

Рельеф дна около Гренландии

Физико-географическая карта Арктики

Источник:
http://www.geo-tour.net/Interesting/ocean_sevled.htm


Рельеф дна Северного Ледовитого океана

Источник: http://www.orangesmile.com/ru/foto/

Площадь Арктики около 27 млн. кв. км. Северный Ледовитый океан расположен между Евразией и Северной Америкой. Площадь океана 14,75 млн. кв. км; наибольшая глубина 5527 м. По физико-географическим особенностям океан делится на Северо-Европейский бассейн, Арктический бассейн и окраинные арктические моря. В рельефе дна выделяются шельф шириной 1200-1300 км, материковый склон и ложе, расчлененное подводными хребтами Гаккеля, Ломоносова и Менделеева на глубоководные котловины. Северный Ледовитый океан образовался на гетерогенном фундаменте, в составе которого участвуют разновозрастные блоки докембрия и фанерозоя, перекрытые мощным осадочным чехлом. Ложе океана разделяется континентального строения хребтом Ломоносова на две тектонические области – Евразийскую и Амеразийскую.
Евразийская область включает в себя котловины Амундсена и Нансена, которые разделены срединно-океаническим хребтом Гаккеля. Евразийская область сложена океанической корой палеогенового возраста. Участки позднемезозойской коры распространены вблизи Гренландии и на юге котловины Амундсена. Толщина чехла составляет примерно 2 км, увеличиваясь до 7,5 км на юге котловины Амундсена. Амеразийская область объединяет две провинции – хребтов и поднятий и однородную по рельефу Канадскую котловину. В первую провинцию входят поднятия Альфа, Менделеева, Чукотское и Нортуинд, которые сопряжены с впадинами Стефанссона, Менделеева, Чукотской и Нортуинд (Хаин, 2001; Мазарович, 2005). Толщина коры поднятий составляет 20-30 км, а впадины расположены на коре океанического типа (Kusznir et al.,2008). Канадская котловина глубиной в среднем 4 км сложена океанической корой, о чем свидетельствуют полосовые магнитные аномалии (Мазарович, 2005). Меланократовый фундамент перекрыт осадочным чехлом, мощность которого составляет в среднем 2 км, а в районе дельты р. Маккензи возрастает до 9–10 км.

Хребет Гаккеля, молодой спрединговый центр, сформировался как срединно-океанический хребет в раннем палеоцене. Ему соответствуют линейные магнитные аномалии с возрастом до 15 млн. лет, а в котловинах Амундсена и Нансена выделяются аномалии с возрастом от 61 до 67 млн. лет, датирующие начальную стадию разрастания океанической коры поздним маастрихтом (Хаин, 2001). Сейсмические данные о глубинном строении океана приведены в таблице.


Тектоническая схема Северного Ледовитого океана
(Хаин, 2001)
Глубоководные котловины и другие крупные акватории:
К – Канадская (Амеразийская), Е – Евразийская, Гр – Гренландская, Лф – Лофотенская, Нр – Норвежская.
Второстепенные котловины и акватории:
Мк – Макарова, Тл – Толля (Подводников), Ам – Амундсена, Н – Нансена, Бр – Бореасская, Бф – Баффина.
Микроконтиненты и краевые плато:
Ч – Чукотское плато, А – поднятие Альфа, М – Менделеева, Л – Ломоносова, Я – Ян-Майен, В – плато Вёринг.
Области проявления современного внутриплитного магматизма:
Ис – Исландия; внутриплитные поднятия океанской коры: Е – плато Ермак, МД – Моррис Джесуп,
ГИФ – Гренландско-Исландско-Фарерский порог
Основные скоростные слои земной коры и мантии Северного Ледовитого океана
по результатам геофизических исследований ВНИИОкеанология (Кутинов, 2005)

Тектоническая схема региона с указанием положения профилей
Профили, выполненные «Севморгео», обозначены толстыми прямыми линиями. Тонкими линиями показаны сейсмические профили Университета Берген
(Куницын и Пийп, 2008)
В 2007 г. с борта НИС «Академик Федоров» вблизи Северного полюса в точке с координатами 89 o 59 ‘ 10.9 ” с.ш. и 32 o 19 ‘ 13.8 ” в.д. с глубины 4165 м был поднят керн донных осадков толщиной 50 см (Гусев и др., 2008). Осадки представлены однородными тонкими водонасыщенными илами, химический и микропалеонтологический анализы которых свидетельствуют об изменении климата за последние 28 тыс. лет. Установлено существенное проникновение теплых атлантических вод в Арктический бассейн в течение последних 1-2 тыс. лет, а также 11,4 и 24-28 тыс. лет назад (Гусев и др., 2008).

Северный Ледовитый океан обрамлен окраинами пассивного типа. Они представляют собой области перехода от континентов к океанам, для которых характерны длительные и интенсивные погружения. В результате этих процессов накопились многокилометровые толщи осадочных пород свыше 15-20 км.

Арктические моря России расположены в пределах шельфа Северного Ледовитого океана. Так Баренцево море почти полностью является шельфовым, в нем преобладают глубины 100-350 м. Информация о строении коры основывается на геологических и геофизических данных, а также данных бурения. Баренцево море имеет континентальную кору докембрийского возраста гетерогенного строения, которая в пермское и мезозойское время претерпела несколько этапов деструкции. Выделяются районы с возрастом формирования континентальной коры архейского, гренвильского и байкальского возрастов (Богданов и Хаин, 1996).

Рельеф дна океанов

Измерение глубин. Единственный способ, который дает возможность (в настоящее время) получить представление о рельефе дна водных бассейнов,— это промеры глубин. Глубины мелководных бассейнов, как уже говорилось, измеряются при помощи простого лога, состоящего из длинного шнура с грузом на конце. Глубины морей и океанов, достигающих 5—7 и даже 10 км, измерить подобным лотом нельзя, потому что вес спущенного шнура или троса будет значительно тяжелее груза (при этих условиях нельзя почувствовать, когда груз коснется дна).

Известно, что еще Магеллан пытался измерять глубину Тихого океана обыкновенным лотом, но его попытка не увенчалась успехом. Та же неудача постигла и других. Любопытно, что в некоторых случаях спускали трос, длина которого больше чем в два раза превосходила глубину, однако дна «достать» не удавалось. Так, например, в начале XIX в. у берегов Бразилии с борта американского военного судна «’Конгресс» был спущен трос более 15 тыс. м длиной и «дно достать не удалось», хотя глубина в данном месте не превышает 7 тыс. м.

Прибор для измерения морских глубин был изобретен Петром I . Era идея легла в основу так называемого лота Брука. Лот Брука состоял из железной трубки, на которую надевался груз (просверленное чугунное ядро). Когда трубка касалась дна, груз автоматически отделялся, и трубка, лишенная груза, сравнительно легко извлекалась на поверхность (рис. 151). Позднее шнур был заменен стальной струной 0,7—0,9 мм толщиной. Струна значительно крепче троса, имеет очень небольшое трение, легко наматывается на вьюшку и занимает мало места.

Глубомер. В настоящее время стальная струна морского лота спускается при помощи особого прибора, который называется глубомером. Глубомер устроен таким образом, что длина вытравленной струны измеряется оборотами колеса, через которое она проходит во время спуска. В момент, когда лот касается дна, счетчик, отмечающий количество оборотов колеса, автоматически выключается показывая достигнутую глубину. Трубка лота, коснувшись дна, захватывает часть грунта, и этот грунт служит доказательством того, что лот действительно достиг дна. Кроме того, в трубке помещается термометр, который дает возможность определить придонную температуру при каждом измерении.

Несмотря на все отмеченные нами приспособления, измерение глубин требует довольно много времени. Так, например, чтобы спустить лот на глубину 4 км, затрачивается времени около 1 часа, а на 6 км—уже

около 2 час. Подъем лота совершается значительно медленнее. Таким образом, каждое измерение глубины требует длительного стояния судна. За последние 20—25 лет начали применять другой, совершенно новый способ измерения глубин при помощи так называемого эхолота (звукового лота).

Эхолот. Принцип эхолота заключается в следующем. В воде звук распространяется со скоростью около 1500 м в секунду (т. е. в пять раз быстрее, чем в воздухе). Если у поверхности воды произвести сильный звук (выстрел, взрыв), то звуковая волна будет распространяться во все стороны приблизительно с одинаковой скоростью. Достигнув дна, звуковая волна отражается и с той же скоростью направляется к поверхности воды. Если точно отметить момент возникновения звука, а потом момент возвращения отраженного звука на поверхность (рис. 152), то нетрудно будет вычислить глубину данного места. Так, например, если от момента возникновения звука до момента возвращения звука (эхо) прошло 6 сек. то, значит, звук успел за эти 6 сек. совершить путь от поверхности воды до дна и обратно. Стало быть, путь от поверхности до дна звук совершил в 3 сек. Помножив скорость звука 1500 м (в секунду) на 3, мы получим искомую глубину (4500 ж). Нетрудно видеть, что подобный способ измерения глубин требует так мало времени, что его можно производить на ходу в любое время.

В настоящее время вместо звука пользуются ультразвуковыми волнами, количество колебаний которых свыше 200 тыс. в сек. Эти ультразвуковые волны посылаются и улавливаются при помощи особых приборов. Те же приборы автоматически на светочувствительной бумаге вычерчивают подробный профиль дна по пути следования корабля.

Следует еще отметить, что при различных условиях грунта штрихи записи получаются различные. Так, при наличии илистого грунта штрихи эхограммы широкие, при наличии твердого грунта — узкие (рис. 153). Иначе говоря, эхограмма дает возможность получить представление и о характере грунтов дна моря. В настоящее время при помощи ультразвуковых волн обнаруживаются затонувшие корабли и другие предметы, находящиеся на дне моря.

Карта изобат. Глубины, определенные при помощи промеров, наносятся на карту, а потом, как и при составлении карты глубин озера, проводятся изобаты. Разница здесь заключается лишь в том, что при огромных глубинах океанов и малом количестве промеров проводятся лишь самые необходимые изобаты. Для наших целей, т. е. для изображения основных форм рельефа, берутся изобаты в 200 м, ограничивающие материковую отмель, 2 тыс. м, 4 тыс. м, ограничивающие материковые фундаменты, и 6 тыс. м, отмечающие местоположение главнейших впадин. Для большей наглядности различные ступени глубин окрашивают оттенками одной и той же краски от самой светлой до темной. Для получения более подробной карты рельефа морского дна приходится применять большее количество ступеней.

Основные черты рельефа дна Мирового океана. Чтобы получить точ ное представление о рельефе дна океанов и морей, нужно очень большое количество измерений. Между тем количество промеров глубин океана очень недостаточно (более 2 /3 площади Мирового океана имеет менее одного измерения на каждые 10 тыс. км 2 ). Несмотря на эту малую исследованность, основные черты рельефа дна Мирового океана на картах изобат все же выступали довольно определенно.

Быстрое увеличение количества дальнейших измерений глубин значительно расширило и уточнило наше представление о рельефе дна Мирового океана, но определившиеся ранее крупные морфологические элементы остались те же. Так, изобата в 200 м как прежде, так и теперь довольно ясно вырисовывает материковую отмель в прибрежных частях всех океанов. Глубины от 200 до 2000—2500 м выявляют область материкового склона. Далее выступает самая обширная область Мирового океана с глубинами от 2500 до 5000 м. Это так называемая пелагическая область, или область распространения ложа Мирового океана. Таким образом, в пределах Мирового океана мы различаем:

Однако здесь же мы должны отметить и те главнейшие уточнения, которые внесены в наши представления о характере рельефа отмеченных нами морфологических элементов. Так материковая отмель рассматривалась ранее преимущественно как равнина, имеющая слабый наклон к ее краю. Теперь в связи с накопившимся более подробным материалом промеров, материковая отмель рисуется нам с более сложным рельефом. В областях четвертичных оледенений поверхность материковых отмелей имеет котловины, желоба и многочисленные банки (т. е. поднятия дна в виде холмов). При этом грунты дна представляют собой слабо отсортированный материал ледниковых отложений. При устьях больших рек материковая отмель, наоборот, имеет преимущественно равнинный характер и сложена главным образом илами речного происхождения. Материковая отмель, примыкающая к горным районам, обычно узкая со сложным рельефом. Там, где с материковой отмелью соприкасаются сильные морские течения, края материковой отмели имеют ясные следы смыва и т. д. Из сказанного нетрудно заключить, что материковые отмели являются как бы переходами от суши к морю, которые в последнее геологическое время неоднократно сменяли друг друга. Довольно часто они имеют характер пониженных краевых участков материка, оказавшихся под уровнем моря.

На основании тех же более подробных измерений глубин было выяснено, что средняя глубина материковых отмелей 64 м, а средняя глубина ее края 132 м. Однако в пределах отмели могут быть котловины и желоба в 300—400 и даже 500 м глубиной. Примером может служить Карское море (желоб Св. Анны 500—600 м, Новоземельский бассейн 400—500 м).

Ширина материковых отмелей очень различна — от нескольких километров до 400—500 км. Примером широкой материковой отмели могут служить моря северной Сибири (средняя же ширина материковой отмели 68 км).

Значительно яснее перед нами выступает теперь и характер материковых склонов. Средняя высота материкового склона равна 3660 ж. Но в отдельных случаях она сильно варьирует. Так, у западных берегов Южной Америки она достигает 5—7 тыс. ж, а у Филиппинских островов 9 тыс. м. Материковые же склоны 1800—2000 м распространены широко и встречаются по окраинам каждого материка. Угол падения материкового склона в среднем около 4—5°, но в отдельных случаях колеблется от 2—3 до 15—20°. Наиболее крутой склон (27°) обнаружен к югу от юго-западной части Австралии. Поверхность типичных материковых склонов прямо наклонная или плавно изогнутая. Однако нередки случаи, когда по склонам встречаются холмы и гряды. Но особенно типичны для материковых склонов так называемые подводные каньоны и другие формы, напоминающие речные долины или троги. Наличие подобных форм отмечалось давно при устьях некоторых крупных рек (Конго, Инда). Но теперь они известны в большом количестве. Особенно много их обнаружено по восточному побережью США, у берегов Африки, Южной Америки, у краевых морей восточной Азии и др. Подводные каньоны по характеру рельефа довольно близки к каньонам и некоторым другим речным долинам суши. От речных долин они отличаются очень большим углом падения по продольному их профилю. Так, например, подводные каньоны восточного побережья США — 46,4 м на километр, в восточной Азии около 60 м/км (тогда как реки, текущие по дну каньонов, на суше имеют уклон 1,6—2 м/км).

Происхождение подводных каньонов до сих пор не вполне ясно. Некоторые авторы склонны объяснить их происхождение причинами тектоническими, другие более склонны считать их эрозионными. Извилистость дна многих каньонов и наличие там речных отложений (гравия, гальки) склоняет к тому, что наиболее вероятное объяснение — это затопленные долины рек. Но тот факт, что некоторые подводные каньоны прослеживаются до глубины 1500 и даже 3000 м, делают этот факт непонятным.

Наличие столь большого колебания уровня моря в течение последнего геологического периода, совершавшихся на огромных пространствах, допустить очень трудно. Тектонические трещины также не могут объяснить многих форм и особенно наличия речных отложений.

Рельеф дна Атлантического океана. Ознакомившись с основными чертами рельефа дна Мирового океана, перейдем к наиболее изученному Атлантическому океану. Атлантический океан, как уже говорилось, вытянут с севера на юг и имеет форму, слегка напоминающую зигзаг или букву Z .

В северной части океана от берегов Гренландии и до северной части Британских островов тянется широкая подводная возвышенность с глубинами от 320 до 600 м, известная под названием порога Уайвилля Томсона. Отмеченный нами порог отделяет область больших глубин Северного Ледовитого океана от области глубин Атлантического океана и препятствует холодным придонным водам полярного бассейна проникать в Атлантический океан.

Очень характерным для Атлантического океана является срединное поднятие дна, которое тянется от северного полярного круга на юг, до 58° ю. ш. Это поднятие с глубинами от 2 до 3 тыс. м вытянуто во всю длину океана и в основном повторяет его форму. К востоку и к западу от срединного поднятия располагаются наиболее пониженные части дна Атлантического океана: Европейско-Африканская — от 4 до 6 тыс. м, вытянутая вдоль берегов Европы и Африки, и Американская — от 5 до 7 тыс. м, вытянутая вдоль берегов Северной и Южной Америки. Самым глубоким местом Атлантического океана является впадина — 9 218 м к северу от о. Пуэрто-Рико.

Рельеф дна Тихого океана. Тихий океан имеет самую большую среднюю глубину (около 4300 м) и самые большие абсолютные глубины (до 10 863 м). Изобата в 5 тыс. м ограничивает большую часть океана в северном полушарии и значительную часть в южном (от острова Тонга и Новой Зеландии до 120° в. д.), что составляет более 50% всей площади океана. Для Тихого океана характерно расположение наибольших глубин по его окраинам. Особенно много больших глубин в западной половине океана. Главнейшими из них являются: Алеутская впадина (к югу от Алеутских островов) с глубинами более 6—7 тыс. м, Курильская ( k востоку от Курильских островов) свыше 7—8 тыс. м с наибольшей глубиной 8576 м, Филиппинская впадина свыше 8—9 тыс. м с наибольшей глубиной около 10863 ж, впадина Тонга более 9 тыс. м и др. В восточной части океана наиболее глубокой впадиной является Перуанская (у берегов Перу и Чили) свыше 7 тыс. м.

Почти все впадины Тихого океана имеют вид сильно вытянутых ложбин, направление которых в общем совпадает с направлением горных цепей близлежащих островов.

Рельеф дна Индийского океана. Индийский океан отличается также значительной средней глубиной (3900 м), около 50% его площади имеет 4500—5000 м глубины. Для него характерны два поднятия дна, из которых одно является как бы южным продолжением Индостана, а второе— северным продолжением Антарктиды. Эти поднятия делят Индийский океан на две части: западную и восточную — с глубинами от 4 до 6 тыс. м. Наиболее глубокие впадины, имеющие вид вытянутых ложбин, лежат в восточной части. Самая глубокая из них у Зондских островов от 5 до 7 тыс. м.

Рельеф дна Северного Ледовитого океана. Северный Ледовитый океан исследован еще очень мало, однако за последние годы сделаны крупные открытия советскими дрейфующими полярными научными станциями. В частности открыт подводный хребет имени М. В. Ломоносова, пересекающий Северный Ледовитый океан от Новосибирских островов до Гренландии. Для него характерна обширная площадь глубин, ограниченная изобатой в 3 тыс. м в средней (околополярной) части океана, и две впадины между Гренландией и Скандинавским полуостровом.

Обширные площади материковых отмелей Евразии и Северной Америки окружают глубоководную срединную часть океана. Наибольшая глубина (известная в настоящее время) достигает свыше 5220 м.

Грунты морского дна. Для добычи образцов грунта со дна океанов и морей служит прежде всего лот, на нижнем конце которого помещается трубка с салом (к которому прилипает грунт). Чтобы получить большее количество грунта, применяют длинную тонкую трубку с косым срезом наподобие шприца. Трубка, привинченная к нижнему концу лота, при ударе о дно глубоко проникает в толщу грунта и захватывает столбик грунта до 0,5 м высоты.

В настоящее время применяются более совершенные трубки, позволяющие захватывать колонки от 1,5 до 2,0 м. Трубки же, снабженные дополнительным, посылаемым сверху грузом и насасывающим поршнем, позволяют брать колонки до 20 м.

Кроме обыкновенного лота, употребляются еще храпы. Храпы бывают разного устройства, но принцип их один и тот же. Створки храпа имеют вид двух раскрытых чашечек, которые смыкаются своими отверстиями и захватывают грунт. Для получения больших количеств грунтов употребляются драги. Драга — это большой парусиновый мешок, пришитый отверстием к железной тяжелой раме. Рама идет по дну, врезывается в грунт и захватывает его в мешок. К концу мешка привязывается несколько длинных швабр из пакли, в которых легко запутываются морские животные и таким образом извлекаются на поверхность.

В последнее время стало широко применяться также подводное фотографирование. Камера фотоаппарата помещается в водонепроницаемый медный корпус и опускается на дно вместе с осветительным прибором. Особую ценность в изучении дна моря представляют цветные фотографии.

Исследования показали, что в области материковой отмели дно океанов покрыто илом, состоящим из пород принесенных с материка. У берегов это пески, а дальше глины и илы из пород материкового происхождения. Общая площадь распространения этих континентальных илов около 90 млн. км 2 .

Дно пелагической области имеет грунты другого характера. Сюда осадки (илы) материкового происхождения обычно не доходят, и потому здесь преобладают илы органического происхождения. Это по большей части остатки микроскопических растений, скелетов и раковинок и животных.

Насколько велики отложения органических илов, можно видеть хотя бы по тому, что одних известковых илов в течение года на дне Мирового океана отлагается около 1,4Х10 9 т. Наибольшим распространением в океанах и морях пользуются илы, образованные известковыми раковинами, и. скелетами преимущественно одноклеточных животных глобйгерин (рис. 154) и птеропод. Глобигериновый ил имеет обычно палевый или розоватый цвет и является наиболее распространенным на глубинах от 700 до 5 тыс. м. Площадь его распространения составляет около 140 млн. км 2 . Птероподовый ил встречается гораздо реже. Площадь распространения около 1,3 млн. км 2 , на глубине от 700 до 2800 м.

В тропических морях и океанах (Индийском и Тихом) широко распространен так называемый радиоляриевый ил, состоящий из кремневых скелетов радиолярий (рис. 155). Общая площадь его распространения около 10,4 млн. км 2 . В арктических морях большим распространением пользуется диатомовый ил (соломенно-желтого цвета), состоящий из скелетов диатомовых водорослей (рис. 156). Общая площадь его распространения около 26,5 млн. км 2 на глубинах от 1100 до 3600 м.

В глубинных областях дно покрыто почти исключительно красной глубоководной глиной. Это, по-видимому, продукты разложения вулканической пыли, разносимой воздушными течениями, а также тончайшая муть коллоидных глин, разносимых морскими течениями. Отложение глубоководной красной глины происходит крайне медленно. Это

можно заключить по тому, что в образцах грунта, захваченных лотом с больших глубин, были обнаружены зубы акул, живших еще в третичном периоде. Площадь распространения глубоководной красной глины свыше 100 млн. км 2 . Она характерна для глубин, превышающих 4—5 тыс. м.

На первый взгляд может показаться странным, почему на больших глубинах почти нет органического ила. Объясняется это тем, что мельчайшие раковины и скелеты одноклеточных животных, погружаясь крайне медленно (от двух до трех суток), успевают раствориться в морской воде прежде, чем достигнут больших глубин. Только очень крепкие косточки морских животных и зубы акул доходят до дна без заметных изменений.

Половинкин, А.А. Основы общего землеведения/ А.А. Половинкин.- М.: Государственное учебно-педагогическое издательство министерства просвещения РСФСР, 1958.- 482 с.

Глубины и рельеф дна (продолжение)

Наибольшая известная в настоящее время глубина в приатлантической части Северного Ледовитого океана равна 5449 метрам. Она была измерена (тросом электролебедки) во время работ экспедиции Арктического института на ледорезе «Ф. Литке» на 82°24′ северной широты и 19°31′ восточной долготы. Это впадина «Литке».

Профиль дна Северного Ледовитого океана между Северным полюсом и северо-восточной оконечностью Гренландии

При измерении была поднята колонка грунта, верхняя часть которой состояла из глобигеринового ила. Большой уклон дна в районе этой глубины характеризует наличие обрыва, вероятно, тектонического происхождения.

Вторая котловина примыкает к Канаде и Аляске (котловина Бофорта); она меньше по площади; здесь преобладают глубины 3000-4000 метров. Самые глубокие места этой котловины находятся в море Бофорта; наибольшая измеренная глубина равна 4689 метрам.

Примечание

Наибольшая глубина части Северного Ледовитого океана, примыкающей к Тихому океану, была измерена с помощью эхолота Г. Уилкинсом в 1927 году на 78° северной широты и 175° западной долготы. Глубина в этом районе оказалась равной 5440 метрам. Советская воздушная экспедиция в районе «полюса относительной недоступности» (1941 г.), работавшая севернее места посадки самолета Г. Уилкинса (примерно в 360 километрах к северо-западу от него), определила глубины значительно меньше, а именно: 2427 и 2657 метров. Это вызвало сразу сомнения в правильности измерений Г. Уилкинса. В последние годы советские воздушные высокоширотные экспедиции в 11 километрах от места посадки самолета Г. Уилкинса обнаружили глубину 2048 метров, а в 28 километрах от нее на северо-восток — 1928 метров. Это доказывает ошибочность измерений Г. Уилкинса.

Между хребтом Ломоносова и хребтом Менделеева, простирающимся от острова Врангеля к острову Элсмира, находится котловина Макарова.

Насколько резко меняются глубины в районе хребта Ломоносова, можно судить по письмам начальника дрейфующей станции «Северный полюс-3» А. Ф. Трешникова. В одном из них он писал: «В конце августа льдина, на которой расположен наш лагерь, пересекла вблизи Северного полюса подводный хребет имени М. В. Ломоносова. Еще задолго до этого момента частыми промерами были обнаружены резкие колебания глубин. За сутки льдина проходила путь в пять-восемь километров, глубина же иногда менялась в пределах трехсот-четырехсот метров. При пересечении самого хребта на расстоянии лишь восьми километров отмечены колебания глубин на полторы-две тысячи метров. Наименьшая глубина, измеренная нами на вершине хребта, оказалась немногим более тысячи метров.

Систематические промеры глубин показали, что рельеф дна в районе простирания хребта представляет собой подводную «горную страну» — с отрогами и отдельными возвышенностями с весьма крутыми склонами».

Помимо хребта Ломоносова, в центральной части Арктики существуют другие поднятия дна, хотя и менее значительные по абсолютным отметкам. Так, например, параллельно хребту Ломоносова простирается хребет Д. Марвина, открытый американскими исследователями во время дрейфа станции на «ледяном острове» «Т-3». Наименьшие измеренные над этим хребтом глубины достигают 1300-1450 метров. Небольшое число наблюдений не позволяет пока точно нанести эти поднятия на карту и выяснить их характер хотя бы в самых общих чертах. Это — задача дальнейших исследований.

Изучение подводного хребта имеет огромное значение, так как рельеф дна оказывает существенное влияние на распространение проникающих сюда с юга теплых атлантических вод и приливной волны, на течения, дрейф льда и его состояние.

На юге глубоководные котловины центральной части Арктики граничат с мелководными арктическими морями, расположенными на так называемой материковой (континентальной) отмели. Материковая отмель представляет собой подводное продолжение материка, образовавшееся в результате интенсивного размывания и разрушения берегов при медленном их опускании. Граница материковой отмели проходит приблизительно по изобате 200 метров .

Материковая отмель в одних случаях распространяется далеко в море, в других — проходит в непосредственной близости от материка. Наиболее развита она в море Лаптевых и Восточно-Сибирском. Здесь ширина ее местами достигает 600-700 километров, в то время как у берегов Аляски она не превышает 100-200 километров. К северным берегам Аляски, Гренландии, Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа и Северной Земли граница глубоководных котловин подходит довольно близко, и большие океанические глубины встречаются там на сравнительно небольшом расстоянии от берега. Так, вблизи Гренландии, в 75 километрах от мыса Северо-Восточного, участники дрейфующей станции «Северный полюс-1» определили глубину 3372 метра. В районе Новосибирских островов океанические глубины располагаются очень далеко от берега.

Неисследованные районы Центральной Арктики по данным до 1948 г.

Как близко подходит область больших глубин к берегам островов Канадского Арктического архипелага, определить более или менее точно в настоящее время нельзя, так как там до сих пор не проводилось измерений.

От глубины 200 метров морское дно центральной части Арктики круто обрывается, глубина достигает 2000-2500 метров. Между этими глубинами располагается так называемый материковый склон. Характерный признак материкового, склона — его крутизна. В Бискайском заливе, например, она достигает 41°. На основании промеров, произведенных главным образом воздушными высокоширотными экспедициями, установлено, что крутизна материкового склона в центральной части Арктики (например, к северу от моря Лаптевых) достигает 18°. Возможно, что в других районах, пока еще мало изученных, крутизна больше.

Глубоководные котловины центральной части Северного Ледовитого океана относительно изолированы подводными возвышенностями или хребтами от Атлантического и Тихого океанов.

Считалось, что приатлантическая — западная — котловина отделяется от Гренландского моря подводным порогом, простирающимся от северо-западной оконечности Шпицбергена до северо-восточной оконечности Гренландии. Порог этот назван именем Нансена, открывшего его. Ф. Нансен ошибочно считал, что глубины этой возвышенности только в средней части должны превышать 1000 метров, а в других районах они значительно меньше.

Интересные результаты дали измерения глубин, выполненные последними морскими высокоширотными экспедициями. Установлено, что почти на середине порога Нансена, между 80° и 81°30′ северной широты и 4 и 12° восточной долготы проходит желоб (желоб «Лены»), вытянутый в меридиональном направлении и имеющий глубины более 3000-3500 метров. Это вносит серьезные изменения в наши представления о водо- и теплообмене между Арктическим бассейном и Северной Атлантикой.

Что касается притихоокеанской — восточной — котловины, то связь его с Тихим океаном через Берингово море сильно затруднена мелководным Беринговым проливом и обширным мелководьем, расположенным к северу от нее. Это мелководье, лежит в пределах континентальной отмели; оно простирается до 80° северной широты в виде огромного «подводного полуострова», имеющего чрезвычайно изрезанные очертания. Дрейфующие станции «Северный полюс-2» и «Северный полюс-4» не раз пересекали здесь материковый склон, и произведенные ими многочисленные промеры позволяют довольно подробно характеризовать глубины этого мелководья. Все же оно остается еще мало изученным, как и обширное мелководье, расположенное к северу от Новосибирских островов.

До 1948 года в центральной части Арктики еще существовали многочисленные и обширные «белые пятна», ни разу не посещавшиеся человеком. Теперь благодаря огромному количеству полетов и посадок на лед эти «белые пятна» почти полностью стерты. Ныне окончательно рассеялись многие легенды о мифических землях.

И все-таки в центральной части Арктики осталось еще довольно много необследованных мест. Большинство их находится в глубоководных районах, и вряд ли здесь будут открыты какие-нибудь новые острова. Другое дело — некоторые участки хребта Ломоносова и мелководные районы, расположенные к северу от Новосибирских островов и Чукотского моря. Здесь еще можно ожидать открытия какой-либо суши.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.

Рельеф дна Арктики и карта Меркатора

Не буду утомлять рассказами о том, какие объекты приходилось просматривать и отсеивать, на каких хочется остановиться больше, а на каких меньше.
Выдам уже готовый итог: В основе наблюдаемой планетарной фигуры лежит тессеракт. (О том, что это такое здесь: http://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A2%D0%B5%D1%81%D1%81%D0%B5%D1%80%D0%B0%D0%BA%D1%82 ). Вернее его изометрическая проекция.

Могу лишь подытожить:
Эта модель получилась рабочей. Основные узловые моменты попали на такие точки нашего Евразийского континента, что невольно пришлось задуматься – а чем таким из оборудования обладали наши предки, при начале колонизации нашей планеты:

Думаю, не лишним будет сказать что:
1. Правый верхний угол фигуры в точности на месте падения Тунгусского метеорита;
2. Правый нижний – на месте храма Огня, в точке погасшего вулкана возле Бендер-Аббаса.
3. В малых узловых точках и их продолжений есть объекты: Янар Даг (горящий холм, по сути – место выхода газа, вокруг кафешки и места любования природными факелами), магнитная аномальная зона Аландских островов, действующие термальные горы-источники Турции.
4. В смежных линиях оказываются совсем не простые подтверждения единой структуры. Чего только стоит такой пример, как “Карнаксие камни” во Франции ориентированы на Киев – четко, точно, без погрешности. Или линия Боргсбери Сконе , проходящая через Гозекский круг, оказывается имеет подтверждение и в Италии – в виде Храма Венеры, как старого сооружения культа плодородия, уходя дальше, в одну из внешних узловых точек на территории Туниса, чтобы пересечься с линией, проходящей через сооружение Алкалар – Триполи – Луксор.

Конечно, несколько точек оказались под поверхностью воды и их проекцию возможно установить только с приблизительной точностью. Но, как оказалось, картина, открываемая проекцией тессеракта более увлекательна.

На общей линии Луксор-Каменная Могила-Москва-Архангельск оказалась. подсказка к карте “Герарда Меркатора”, указывающего на арктический континент. Оказалось, что если просто откинуть координатную привязку на карте “Меркатора”, обратить внимание на рельеф дна, а не суши, многое становится понятным:

Оказывается, что ошибочно указанная Гренландия, по сути это затопленный остров, как и ряд островов, прилегающих к Азии и затопленная бывшая береговая линия Америки. Надо просто не обращать внимание на назойливую координатную сетку и подогнать размер островов под рельеф дна:

И выяснилось, что на карте “Меркатора” красная пунктирная линия указывает на направление дрейфа северного полюса до 1800-1900 года. Именно до момента падения Тунгусского метеорита. Теперь же под острым углом северный полюс дрейфует в место падения этого самого объекта, который, так кстати, лег на одну из внешних узловых точек:

И просто предварительное сравнение, без поиска пока еще неустановленных узловых точек, позволяет поставить фигуру тессеракта как возможную схему, по которой движется полюс:

Что ж, остается только резюмировать наблюдаемую картину, в конце этой статьи:

1. Карта “Меркатора” это фрагмент рельефа дна Арктики, но не Арктика без льда. Иными словами – это карта, которая соответствует полюсу до момента затопления. А может быть и до момента, когда земля имела более высокое расстояние на оси. Вполне возможно, что пресловутый арктический остров был затоплен в виду резкого изменения формы планеты. Что, в принципе, объясняет и некоторые несоответствия в контурах карт “Меркатора” относительно других участков суши в остальных картах.
2. Карта “Меркатора” использует другую координатную сеть, чем мы в данный момент времени и, судя по всему, эта координатная сеть более соответствует схеме дрейфа магнитного полюса.
3. Схематика фигуры тессеракта может быть положена в основу понимания процессов как планетарной решетки, так и Зодчества в целом. Возможно эта фигура является лишь частью большего механизма. Но на данном этапе эта схема подтолкнула к пониманию больше, чем попытки другой систематизации.
4. Если предположения о “Гипербореи” верны, то сегодняшняя белая раса (без исключения) по сути, является наследником этой культуры и планетарное Зодчество можно рассматривать как неразрывное наследие объединяющее континенты Евразии, Америки и Африки.

Ссылка на основную публикацию