Рельєф дна Атлантичного океану. Основні риси рельєфу ложа Атлантичного океану

Розглянемо докладно рельєф дна Атлантичного океану. Ця тема у багатьох джерелах представлена поверхово. Тому актуальним для багатьох є питання: "Де знайти опис Атлантичного океану?" Адже іноді потрібно глибоке вивченняцієї теми. У цій статті ми спробували максимально розкрити це питання.

Починаючи описувати рельєф дна відзначимо, що Серединно-Атлантичний хребет - його основний орографічний елемент. За площею він лише трохи менше, ніж ложе океану (24,6 % і 37,6 % відповідно). Весь океан цей хребет поділяє на дві частини. Вони за площею приблизно рівні. Загальна інформаціяпро Атлантичний океан, а також загальні знання в географії дозволять вам краще зрозуміти те, про що йде мовав цій статті. Для того щоб краще уявити розташування океану, що цікавить нас, пропонуємо ознайомитися з картою.

На захід від серединного хребта

Ньюфаундлендський хребет знаходиться на захід від серединного хребта. Плато Ріу-Гранді, підняття Сеара, хребет Барракуда та Бермудське плато, а також виступи Серединно-Атлантичного хребта та околиць материків, що знаходяться під водою, ділять західну половинуокеанічного ложа на Аргентинську, Бразильську, Гвіанську (Гайанську), Північноамериканську, Ньюфаундлендську та Лабрадорську улоговини. Норвезько-гренландський басейн і Баффінове море зазвичай розглядаються як частини вже іншого океану - Північного Льодовитого.

Лабрадорська та Ньюфаундлендська улоговини

Продовжимо розповідь про те, що є рельєфом дна Атлантичного океану. Коротко опишемо дві улоговини – Лабрадорську та Ньюфаундлендську (найбільша глибина останньої – 5160 метрів). Вони по суті складають єдине ціле. Основну їхню частину займає плоска абісальна рівнина. У субмеридіональному напрямі її перетинає абісальна долина Хейзена. Ньюфаундлендська улоговина з півдня огороджена хребтом з однойменною назвою. Він, як показали різні сейсмоакустичні дослідження, є гігантською акумулятивною формою, яка пов'язана з переміщенням глибоководних течій осадового матеріалу.

Котловини Північноамериканська, Гвіанська та Сеара

Північноамериканська улоговина - це одна з найбільших улоговин, якими відзначений рельєф дна Атлантичного океану. Короткий її опис продовжить наше оповідання. Найбільша глибина улоговини становить 7110 метрів. Бермудське плато розташоване практично у центрі північної її частини. Тут також виділяються вулканічний масив Корнер (інакше званий Кутовим підняттям) та гори Келвін. Хвиляста абісальна рівнина простягається від Бермудського плато на південь. По периферії улоговини знаходяться плоскі абісальні рівнини Нарес, Гаттерас і Сом. Північноамериканська улоговина межує з південного заходу з Блейк-Багамським хребтом, а також із Зовнішнім Антильським валом. Останній простягається вздовж ринви Пуерто-Ріко. Він відокремлює, разом із глибовим хребтом Барракуда, що знаходиться на його продовженні, Гвіанську улоговину від Північноамериканської. Приплив осадового теригенного матеріалу забезпечує практично повсюдний розвиток плоскої абісальної рівнини, яка називається рівниною Демерара, в межах Гвіанської улоговини. Гвіанська улоговина має максимальну глибину 5109 метрів у північно-західній частині, що характеризується переважно горбистим рельєфом. Невеликим за розміром підняттям Сеара, ускладненим підводними вулканами, відокремлена вона від улоговини Сеара. Найбільша глибина останньої становить 4700 метрів. Дно цієї улоговини зайняте плоскою рівниною з однойменною назвою. Необхідно відзначити ще 2 абісальні долини. Це Вайлд, глибина врізу якої досягає 250 метрів (з'єднує Гвіанську і Північноамериканську улоговини), і Пернамбуко (з'єднує Бразильську і Гвіанську улоговини).

Бразильська улоговина

Найбільша улоговина в західній частині океану – Бразильська. Тут рельєф дна Атлантичного океану переважно горбистий. На рівнині Пернамбуко, невеликій ділянці улоговини, він є хвилястим. Безліч підводних вулканів знаходиться в Бразильській улоговині. Деякі височіють над рівнем моря, утворюючи вулканічні острови (Мартін-Вас, Трінідад, Фернанду-ді-Норонья). Широтним зонам розломів підпорядковується розташування підводних гір.

Бразильська улоговина з півдня відокремлена плато Ріу-Гранді від Аргентинської. Дуже складний рельєф плато. Окремі підводні гори піднімаються над платоподібними поверхнями.

Східна частина має вигляд хребта, вузького, із плоскою вершиною. Він витягнутий у меридіональному напрямку. Між підводною околицею материка Південної Америки і плато проходить Віма - абісальна долина, якою донні води стікають з Аргентинської до Бразильської улоговини. Значну частинудна Аргентинської займає хвиляста рівнина. Плоска, вузька абісальна рівнина знаходиться на західній околиціулоговини, а в південній частині розташована велика акумулятивна підводна форма - хребет Сапіола. Його освіта пов'язана з принесенням нефелоїдів і донних опадівдонною Антарктичною течією. В Аргентинській улоговині великих підводних гір немає, проте сейсмоакустичні профілі передають інформацію про те, що кілька гір, відносна висота яких досягає 2-2,5 км, поховано під товщею опадів.

Південноантильський зовнішній вал - оводове підняття, розташоване на південь від Аргентинської улоговини. Африкансько-антарктична улоговина знаходиться південніше, між Антарктидою і серединно-океанічним хребтом. Умовна межа між Індійським та Атлантичним океанами проводиться за відміткою 20° ст. д. Якщо врахувати цей кордон, то лише Західна частинаулоговини з плоскою абісальною рівниною під назвою Уеделла знаходиться в Атлантичному океані. Рельєф абісальних пагорбів типовий для північної частини улоговини.

Що знаходиться на глибині Атлантичного океану у його східній частині?

Рельєф дна світового океану досить складний і неоднорідний, складається з багатьох елементів. Атлантичний океан не є винятком. Ложе його у східній частині характеризується наявністю Бокового або Азорсько-Біскайського хребта, масиву Горріндж, підняття та Канарських островів, плато Сієрра-Леоне, хребта Китового та Гвінейського підняття. Вони ділять усю східну частинуокеану на Західноєвропейську (найбільша глибина - 5023 метри), Канарську (6549 метрів), Іберійську (5815 метрів), Сьєрра-Леоне (6040 метрів), Зеленого Мису (7282 метри), Ангольську (6050 метрів)2 Капську (5457 метрів) улоговини. Між Роколл, підводною височиною, та Ісландсько-Фарерським порогом розташована Західноєвропейська улоговина.

Західноєвропейська улоговина

Дно улоговини - переважно абісальна горбиста рівнина, лише на північний захід від нього простяглася Біскайська плоска рівнина. З півночі на південь дно перерізане великою абісальною долиною Морі, довжина якої становить близько 3500 км. Вона схожа морфологічно на долину Хейзена. Долина супроводжується на великому протязі акумулятивними валами, що у висоту досягають 50 метрів. Дві величезні акумулятивні форми виділяються в північній частині цієї улоговини. Це "осадові хребти" Фені та Гардар. Їх освіту пов'язують із посиленим надходженням із Ісландсько-Фарерського порога осадового матеріалу. Іберійська улоговина, невелика за розміром, зайнята в центральній частині плоскою абісальною рівниною. З Біскайською рівниною вона з'єднується ущелиною Тета.

На південь від улоговини Іберійської

Рельєф дна Атлантичного океану на південь від Іберійської улоговини дуже перетнуто. Особливості його визначаються наявністю тут хребта Горіндж, глибово-вулканічного, а також підводної гори з однойменною назвою, підняття Мадейра та групи інших підводних гір. Основні риси рельєфу ложа Атлантичного океану у цьому районі включають наявність безлічі підводних вулканів. За будовою поверхні дно Зеленомиської улоговини, а також великої Канарської (найбільша глибина становить 6549 метрів) можна розділити на 3 субмеридіональні зони: східну, океанічна кора в межах якої перекрита повністю похилою рівниною підніжжя материка; середню абісальну рівнину, плоску та вузьку; горбиста західна. Елементами підводної околиці материка Африки є також вулканічні підняття Канарських островів (4 діючих вулкана - у тому числі) і з вулканом. Все це та багато іншого таять у собі глибини Атлантичного океану.

Дуже високими швидкостями (7-7,3 км/с) сейсмічних хвильвідрізняється підняття Сієрра-Леоне. Це пов'язано з використанням земну коруультраосновних порід, а також із сильною метаморфізацією різних порід кори. Дно таких улоговин, як Гвінейська та Сієрра-Леоне, зайняте плоскими рівнинами, які оточені абісальними пагорбами. Найбільші глибини цих улоговин становлять відповідно 5212 та 6040 метрів.

Камерунська зона розломів

Широке Гвінейське підняття простяглося на північний схід від лавового плато, обширного й розташованого у східній частині Серединно-Атлантичного хребта, біля Острова Святої Єлени. Камерунська зона розломів є характерним елементом цього підняття. З нею пов'язані вулканічні споруди підводної гори Ширшова, а також островів Паланга, Прінсіпі, Сан-Томе та Масіас-Нгема-Бійого. Зона розломів далі простяглася не більше континенту Африки. Камерун, діючий вулкан, а також кілька центрально-цукрових, серед яких також є діючі, приурочені до неї.

Ангольська улоговина

Дно, що лежить на південний схід і на південь від Гвінейського підняття Ангольської улоговини, теж перекрито значною мірою похилими шлейфами підніжжя материка, включаючи великий конус виносу Конго, підводного каньйону. Група підводних гір розташовується в самому південному кутку Ангольської улоговини. Ці гори мають загальну основу. Найзначніша їх - р. Вюрст (відносна висота її становить близько 4 км).

Китовий хребет

Китовий хребет – це гірська глибова споруда. Складається він із 3 великих блоків, які розділені сідловинами. Китовий хребет характеризується сплощеною вершинною поверхнею та крутими схилами. Вирівняність вершинної поверхні пов'язана великою (а можливо, і в головній) мірою з накопиченням товщі вапняних відкладень.

Капська улоговина

Капська улоговина, що знаходиться на південь від Китового хребта, відрізняється тим, що тут розвинений в основному рельєф абісальних пагорбів. Крім того, глибини Атлантичного океану таять тут безліч вулканічних гір. Вони зосереджені в основному в південній частині цієї улоговини. Група даних гір відокремлює від улоговини Агульяс Капську улоговину. Агульяс розглядається в основному як частина ложа. Вона подібна морфологічно з Капською улоговиною.

Тепер ви знаєте, який рельєф дна Атлантичного океану є на сьогодні. Він поступово змінюється, хоча істотні зміни відбуваються дуже повільно. Адже материки дрейфують зі швидкістю лише близько 1-2 см на рік. Інші процеси, які впливають нього, також протікають дуже повільно. Тому основні особливості рельєфу дна Атлантичного океану залишаються незмінними.

Чим пояснюються особливості рельєфу Атлантичного океану?

Чому ж рельєф дна саме такий, який він є? Давайте розберемося. Особливості, які має рельєф дна Світового океану, сьогодні вчені можуть пояснити конкретними причинами. Зокрема, Атлантичний океан, як вважається, утворився внаслідок того, що відкрився рифт в осьовій зоні хребта Середньо-Атлантичного. Всі особливості структури та рельєфу дна цього океану пояснюються тим, що 4 головні плити (Антарктична, Африканська, Євразійська та Американська) взаємно переміщуються.

Історія дослідження Атлантичного океану почалася ще в найдавніші часи. Тим часом його глибини ще не до кінця вивчені. Цілком можливо, що історія дослідження Атлантичного океану буде продовжена новими цікавими відкриттями.

Атлантичний океан

Упадина Атлантичного океану, витягнута по меридіану, відокремлює материки Північної та Південної Америки від Європи та Африки. На півночі вона змикається з западиною Північного Льодовитого океану, Півдні - Індійського океану (рис.24).

Впадина Атлантичного океану на більшій частині свого обрамлення характеризується пасивним типомоколиці з численними скидними уступами на континентальних схилах, які обрізають на півдні докембрійські структури стародавніх Африкано-Аравійських і Південноамериканської платформ. На півночі континентальні уступи поділяють різновікові області Середземноморського та Північно-Атлантичного поясів.

Центральне становищена дні океану займає система Серединно-Атлантичних хребтів, що складається з кількох сегментів, зміщених відносно один одного та пов'язаних під прямим кутом. В результаті вся система має двічі вигнуту S-подібну форму у плані. Глибина океану не більше серединних хребтів становить близько 1,5-2 км. На окремих ділянках хребтів є острови (Трістан-де-Кунья, Сан-Паулу, Азорські, Ісландія). Острів Ісландія представляє особливий інтерес, тому що в його межах на поверхні можна вивчати структуру хребта та його магматизм.

Мал. 24. Морфоструктурні елементи дна Атлантичного океану.

1 – контури континентальної суші; 2 - межа континентів та океанічних западинна підставі материкового схилу; 3 - осьові зони серединно-океанічних хребтів з рифтовою долиною; 4 - теж без рифтової долини; 5 - контури океанічних улоговин і найбільших западин; 6 - глибоководні жолоби; 7 окраїно-океанічні вали;

8 - великі підводні гори вулканічного та іншого походження;

9 – вулканічні хребти; 10 - занурені блоки з континентальною корою;

11 - підняття з потовщеною корою океанічного типу; 12 - острівні дуги;

1З – трансформні розломи.

На захід і схід від зони Серединно-Атлантичних хребтів розташовані ланцюжки глибоководних улоговин з глибинами 5-6 км. Західним краєм океану з півночі на південь простежуються такі улоговини: Гренландська, Лабрадорська, Північно-Американська, Гвіанська, Бразильська, Аргентинська; по східному – Норвезька, Західно-Європейська, Канарська, Зеленого Мису, Гвінейська, Ангольська, Капська. Котловини роз'єднані підводними височинами (хр. Китовий, височини Ріу-Гранді, о-вів Зеленого Мису та ін), що мають різну природу.

У зоні Серединно-Атлантичних хребтів встановлено велике числопоперечних уступів - розломів зсувного типу (так звані трансформні розломи), мережа яких особливо згущена у приекваторіальній ділянці. Багато трансформаційних розломів, перетинаючи дно океану, продовжуються на континенти (грабени Бенуе, Амазонський та ін.).

Встановлено їхнє продовження у розриви, що поділяють на континентах комплекси докембрія (Гвінея), що свідчить про стародавність мережі розривів, пристосування багатьох сучасних розломів до древньої планетарної мережі розривних порушень. Зони поперечних розломів подекуди супроводжуються глибокими трогами - вузькими жолобоподібними прогинами, розташованими субширотно, поперек Серединно-Атлантичного хребта. Найбільша частина трогів знаходиться у приосевій зоні хребта та на його схилах.

Субширотна орієнтування трансформних розломів змінюється на північно-західну та північно-східну відповідно на північному та південному закінченнях хребта. Трансформним розломам також підпорядковані глибові та вулканічні підняття. Вулканізм переважно толеїтовий, але подекуди – лужно-базальтовий.

Магнітне поле дна Атлантичного океану характеризується наявністю виразних смугових. магнітних аномалійв зоні Серединно-Атлантичного хребта та на його схилах. Ділянки спокійного магнітного поля встановлюються в межах глибоководних улоговин і материкового підніжжя.

Відповідно до моделі плейт-тектоніки, дно західної частини Атлантичного океану займає східну частину Американської літосферної плити; східні улоговини розташовуються на Африканській та Євразійській плитах. Кордоном плит західної та східної півкуль є осьова зона Серединно-Атлантичного хребта (осьова рифтова долина). З останньою пов'язаний процес спредингу – процес розсування літосферних плит та формування молодої океанічної кори.

Осьова зона Серединно-Атлантичного хребта розташована між 3 та 4 аномаліями (пліоцен – плейстоцен); схили хребта зайняті магнітними аномаліями, датованими до раннього еоцену.

Верхній осадовий шар океанічної кори в Атлантичному океані є різновіковим. Найбільш древні, верхньоюрські відкладення встановлені в Північній Атлантиці, на схід від узбережжя США та на захід від Алжиру та Марокко. На більшій частині улоговин осадовий шар має крейду – палеогеновий вік. У межах Серединно-Атлантичного хребта на базальтах залягають опади олігоцену – неогену. Місцями в осьовій зоні хребта осадовий шар відсутній.

Загальна схемаомолодження віку підошви осадового чохла від узбереж континентів до осьової зони Серединно-Атлантичного хребта, заснована на оцінці віку смугових магнітних аномалій, нерідко порушується в зонах піднятий океанічного дна появою більш давніх, ніж повинні були бути відкладень (хр. Кит. Гранде, Бермудські острови та ін.).

Базальтова основа осадового чохла порожнистого занурюється по обидва боки від Серединно-Атлантичного хребта до континентальних підніжжів, внаслідок чого глибоководним улоговинам, вираженим по поверхні чохла та підошві, відповідають асиметрично побудовані прогини з потужностями опадів до 7-6 км у підніжжя. Ці прогини В.Е.Хаїн і Л.Е.Левін називають періокеанічними. Зазвичай зона максимальних потужностей наближена до континентального схилу та розташована паралельно йому. Будова деяких прогинів (наприклад, Північно-Американського та ін.) ускладнена наявністю системи вузьких зон підіймання, що розділяють опущені блоки. Глибоководним бурінням розкрито мілководні глини та алевроліти апту в Капському прогині, субаеральні туфи еоцену на хр. Китовий, мілководні фосфорити апта-альба в Ангольському прогину, дельтові товщі кіммеріджа-титону в Канарсько-Атлаському прогині, мілководні відкладення верхньої юри в Багамській улоговині та ін. Місцями в периокеанічних прогинах встановлені потужні поклади кам'яної соліі товщі лігнітів, що свідчать про поступове залучення в область океанських глибин пасивних континентальних околиць.

Індійський океан.

Індійський океан розташований у південній половині східної півкулірозділяючи материкові масиви Гондвани. Континентальний схил обрізає складчасті структури, що виражені на материках. Тільки на північному сході край океану, вздовж якого простягається Яванський глибоководний жолоб і пов'язана з ним острівна дуга, паралельний кордону Середземноморсько-індонезійського пояса. Для навколишніх океан материкових масивів характерний крутий континентальний схил та вузька зона шельфу.

Індійський океан неоднорідний за рельєфом дна та будовою (рис.25). У центральній частині океану поблизу 70-го меридіана с.д. простягається система підводних піднятий Аравійсько-Індійського хребта. На півночі він відгинається убік Аденської затокиі потім продовжується в рифт Аденської затоки і далі зчленовується з Червономорським рифтом. У цьому районі спостерігається безпосередній перехід рифтової зони серединно-океанічного хребта у внутрішньоконтинентальний рифт та його поєднання із системою Східно-Африканських рифтів.

на широті південного тропікавідносно вузький Аравійсько-Індійський хребет під прямим кутом зчленовується з підняттями Західно-Індійського та Центрально-Індійського хребтів. Перший служить продовженням Південно-Атлантичного хребта, другий Сході перетворюється на широке пологе Австрало-Антарктическое підняття. Зазвичай хребти на 1,5-2 км височать над дном суміжних улоговин. Складна системаІндійських серединно-океанічних хребтів з потрійним зчленуванням у центральній частині океану на різних ділянках має неоднакову ширину, виражена по-різному в рельєфі дна і не скрізь має чіткий осьовий рифтовий грабен.

Мал. 25. Морфоструктурні елементи дна Індійського океану.

1 – контури континентальної суші; 2 - межа континентів та океанічних западин по підніжжю материкового схилу; 3 - область структур перехідного типу (острівні дуги, задугові прогини); 4 - глибоководні жолоби та рови; 5 – окраїно-океанічні вали; 6 - контури океанічних улоговин; 7 – вулканічні гори; 8 - великі підводні підняття різного походження; 9 - занурені блоки з материковою корою; 10 - підняття з потовщеною корою океанічного типу; 11 - осьові зони серединно-океанічних хребтів без рифтової долини; 12 - те саме, з рифтовою долиною; 13 – трансформні та інші розломи.

Серединно-океанічні хребти Індійського океану повсюдно перетнуті паралельними трансформними розломами зі зсувами 50-100 км. Орієнтування розломів, поперечне простягання хребтів, різних частинахокеану має різний напрямок. Розлами, перетинаючи схили хребтів, простежуються уступами в межах океанічних плиті часто виходять на континенти. Особливо "типовий зв'язок розломів Західно-Індійського хребта з розломами на Африканському континенті, на о-ве Мадагаскар та інших. Багато хто з трансформних розломів супроводжуються вузькими глибокими приразломными жолобами.

Система серединно-океанічних хребтів поділяє дно Індійського океану втричі нерівні частини: західну, східну і південну. Оскільки осьові зони хребтів розглядаються як межі плит, кожен із зазначених секторів океану належить різним літосферним плитам- Африканській, Індо-Австралійській та Антарктичній. Приналежність до різних літосферних плит не позначається на загальну будовуокеану як єдиної структури.

Західний сектор, що примикає до Африканського узбережжя, характеризується наявністю відносно невеликих глибоководних улоговин (Сомалійська, Мозамбікська, Мадагаскарська), великих піднять типу мікроконтинентів (Мадагаскар, Сейшелли) та глибинних хребтів (Маскаренський). Особливе значеннянабувають розломи, що контролюють загальну структуруокеанічного дна.

Підошва осадового чохла порожнистого занурюється у бік континентального підніжжя. Потужність відкладень біля підніжжя континентального схилу в улоговині Сомалі складає близько 10 км, в Мадагаскарській - 6 км. Вік надбазальтового чохла сомалійської улоговини – пізня юра – плейстоцен, Мозамбікської – крейда-плейстоцен, Мадагаскарської – пізній крейда-плейстоцен.

Для східного сектора характерні максимальні глибини дна (5-6 км). Система меридіональних розломів визначає структуру всієї цієї галузі. Протяжні меридіональні глибові підняття Мальдівського та Східно-Індійського хребтів поділяють Аравійську, Центрально-Індійську (Бенгальську), Коксову та Західно-Австралійську глибоководні улоговини. Остання з'єднується з Південно-Австралійською улоговиною. По краях улоговин розвинені приразломні глибоководні жолоби, що примикають до глибових піднять. Система діагональних розривів контролює структури, що ускладнюють будову улоговин.

Вулканогенно-осадовий чохол, провантажуючись до материкового підніжжя, досягає потужності 12 км у Південно-Австралійській та Центрально-Індійській улоговинах. Зазвичай його потужність не перевищує 7-10 км в окремих прогинах. У улоговинах чохол представлений відкладеннями юри - плейстоцену і тільки в Південно-Австралійській улоговині він складений породами віку до верхньої крейди - плейстоцену.

Південний сектор включає дві великі широтно орієнтовані Африкано-Антарктичну та Австрало-Антарктичну улоговини, роз'єднані підняттям хр.Кергелен з покривами толеїтових базальтів та масивами лужних ультраосновних порід. На північ розташована улоговина Крозе, ромбічна форма якої підпорядкована розривам. Підошва осадового шару кори на заході має юрський вік, на сході в Австрало-Антарктичній улоговині – крейдяною (?). Потужність осадового шару в центральних частинахулоговини не перевищує 1 км і збільшується до континентального підніжжя Антарктиди до 5 км.

У цілому нині дно Індійського океану характеризується різним типоммагнітних аномалій. Поряд з ділянками поширення смугових магнітних аномалій виділяються площі зі спокійним магнітним полем. Частина смугових магнітних аномалій виявляється поперечним простяганням системи серединно-океанічних хребтів. Це дозволяє припускати неодноразові зміни осей спредингу в Індійському океані з пізньої крейди.

Одні джерела наводять дані, що характеризують площу Атлантичного океану без урахування околиць і внутрішніх морів цього басейну. Але частіше доводиться оперувати показниками, що належать до всієї акваторії. Розглянемо кілька варіантів відповіді питання, винесений у назву статті. Додатково проведемо порівняння площі Атлантичний басейнз іншими частинами Світового океану. Також торкнемося теми можливого підвищення рівня води, що загрожує затопленням величезних прибережних територій, густонаселених і складних інфраструктур.

Проблеми визначення площі та меж акваторій

Обчислення розмірів та порівняння територій окремих частинМО ускладнюють різні погляди їх кількість. Загальновизнаним є поділ на 4 океани: Тихий, Атлантичний, Індійський та Північний Льодовитий. Є інша точка зору, коли відокремлюються Північна та Південна Атлантикаабо об'єднуються південні частини басейнів в одну частину МО. Ознаки, на яких ґрунтується поділ, — характер рельєфу дна, атмосферна та водна циркуляція, температурні та інші показники. Ускладнює ситуацію той факт, що деякі джерела відносять Північний Льодовитий океан до Атлантики, вважаючи одним із морів всю територію поблизу 90° пн. ш. Ця думка не знайшла офіційного визнання.

Загальна характеристика Атлантики (коротко)

Океан займає величезну територію, витягнуту у меридіональному напрямку. Протяжність Атлантики з півночі на південь становить 16 тис. км, що призводить до значних відмінностей у природно-кліматичних умовах басейну. Найменша ширина акваторії - у районі екватора, тут сильніше відчувається вплив материків. З урахуванням морів площа Атлантичного океану становить 91,66 млн км2 (за іншими джерелами - 106,46 млн км2).

У рельєфі дна виділяються два потужні серединно-океанічні хребти — Північний і Південний. Своєю максимальної глибинидосягає в районі Пуерторіканської западини - 8742 м. Середня відстань від поверхні до дна - 3736 м. Загальний об'єм води в басейні становить 329660000 км 3 .

Значна довжина і величезна площа Атлантичного океану впливають на різноманітність клімату. При віддаленні від екватора до полюсів спостерігаються значні коливання температур повітря та води, вміст у ній розчинених речовин. Найменша солоність виявлена у (8 %), у тропічних широтах цей показник зростає до 37 %.

У моря та затоки Атлантики впадають великі річки: Амазонка, Конго, Міссісіпі, Оріноко, Нігер, Луара, Рейн, Ельба та інші Середземне море повідомляється з океаном через вузьке (13 км).

Форма Атлантики

Конфігурація океану на карті нагадує букву S. Найбільш широкі частини розташовані між 25 і 35° пн. ш., 35 і 65 ° пд. ш. Величина цих акваторій значно впливає на загальну площуАтлантичний океан. Для його басейну характерне значне розчленування у Північній півкулі. Саме тут розташовані найбільші моря, затоки та архіпелаги. Тропічні широти рясніють кораловими спорудами та островами. Якщо не враховувати окраїнні та внутрішні моря, то площа Атлантичного океану (млн км 2) - 82,44. Ширина цього водного басейнузначно варіюється з півночі на південь (км):

між островами Ірландія та Ньюфаундленд - 3320;
на широті акваторія розширюється - 4800;
від бразильського мису Сан-Роке до узбережжя Ліберії - 2850;
між м. Горн в Південній Америці та м. Доброї Надіїв Африці - 6500.

Межі Атлантики на заході та сході

Природними рубежами океану є береги Північної та Південної Америки. Раніше ці материки були з'єднані Панамським перешийком, через який близько 100 років тому було прокладено однойменний судноплавний канал. Він поєднав невелику тихоокеанську затоку з Карибським одночасно розділивши два американські материки. У цій частині басейну є багато архіпелагів та островів (Великі та Малі Антильські, Багамські та інші).

Найкоротша відстань між Південною Америкоюі Антарктидою знаходиться саме тут проходить південний кордоніз Тихоокеанським басейном. Один з варіантів розмежування - за меридіаном 68 ° 04 з. д. від американського мису Горн до найближчої точки на березі Антарктичного півострова. Найлегше знайти кордон з Індійським океаном. Вона прокладена рівно по 20 в. д. - від узбережжя Антарктиди до південноафриканського м. Ігольний. У південних широтах площа Атлантичного океану сягає найбільших значень.

Кордони на півночі

Складніше провести поділ на карті вод Атлантичного та Північного Льодовитого океану. Кордон проходить в районі моря Лабрадор і на південь від о. Гренландії. У води Атлантики доходять до Північного полярного кола, у районі о. Ісландія кордон опускається трохи на південь. Західне побережжяСкандинавії майже повністю омивається Атлантичним океаном, тут прикордонним є 70° пн. ш. Великі окраїнні та внутрішні моря на сході: Північне, Балтійське, Середземне, Чорне.

Яка площа Атлантичного океану (порівняно з іншими частинами МО)

Тихоокеанський басейн – найбільший на Землі. Атлантика займає друге місце за розмірами акваторії та по глибині, охоплюючи 21% поверхні нашої планети, перше місце за площею водозбору. Разом із морями площа Атлантичного океану (млн км2) становить від 106,46 до 91,66. Найменша цифра майже вдвічі поступається аналогічним показником для тихоокеанського басейну. Атлантичний океан приблизно на 15 млн км 2 більше від Індійського.

Крім розрахунків, що належать до цього часу, фахівці визначають можливі підвищення та зниження рівня МО, затоплення прибережних районів. Поки що ніхто не може сказати, коли це станеться і як. Змінитися площа Атлантичного океану може у разі танення льодів на півночі та півдні при потеплінні клімату. Коливання рівня відбуваються постійно, але також помітна загальна тенденціяскорочення льодової площі в Арктиці та Антарктиці. Внаслідок підйому води в Атлантичному океані затопленими можуть виявитися значні території на східному узбережжіКанади та США, на заході та на півночі Європи, включаючи береги Балтійського моря.