Определяется не только развитие, но и происхождение общего рельефа океанического дна. Здесь различаются две группы: океаническое плато как явление переходного типа структуры земной коры и срединный хребет с абиссальными равнинами и желобами.

Попытки классификации

Для обобщения сведений относительно строения океанического дна установлена единая планетарная система. Срединно-океанические хребты расположились практически посередине основных океанических пространств, разделяя их на равные части. Существует несколько попыток классификации. Менард, например, различает их таким образом:

• широкие подводные хребты с ярко выраженной сейсмичностью (напр. Восточно-Тихоокеанский);
• узкие подводные хребты с крутыми склонами и сейсмической активностью (напр. Срединно-Атлантический хребет);
• узкие и крутосклонные, но не имеющие сейсмической активности подводные хребты (напр. Средне-Тихоокеанский и Туамоту).

По Г. Б. Удинцеву, срединно-океанические хребты не имеют аналогов на суше. Д. Г. Панов относит подводные хребты в Тихом океане к углам платформы - внутренним и внешним - и рассматривает их как аналоги материковых платформ. Тем не менее, тектоническая структура срединного хребта не может классифицироваться как наземная тектоника. Слишком велика амплитуда и грандиозно протяжение относительно материковых - наземных структур.

Формирование

Одна из самых распространённых форм горных образований в океанах - океанические валы. Более всего их представляет Тихий океан. Существуют две разновидности:

• антиклинальный тип поднятий с самыми древними породами в ядре;
• океанические валы со встречающимися вулканическими конусами, в том числе и потухшими вулканами (гайотами).

Время образования

Возраст Срединного хребта определяется по структуре коры - материковая она или океаническая. Можно рассмотреть многие области в связи с альпийскими структурами, сильно раздробленными и глубоко опущенными в океан. Например, область, прилегающая к морю у Фиджи.

Срединно-океанические хребты антиклинального типа - пологие склоны, отдельные и довольно редкие подводные вулканы - почти не расчленены. Это недавно образованные и самые простые океанического дна в виде раздробления платформ и интенсивной сейсмичности и вулканизма. Как известно, всё это началось во время кайнозойско-четвертичное. Антиклинальные образования - срединно-океанические хребты - формируются и растут и в настоящее время.

Второй тип горных образований в океанах - океанические валы - отличаются большей высотой и протяжённостью. Вытянутые линейно поднятия с пологими склонами имеют гораздо меньшую толщину коры. Такое строение имеют многие срединно-океанические хребты. Примеры: и другие.

Это более древние образования, вулканы образовались на них в третичное время, и позднее становление подводных гор продолжилось. Раздробление глубинных разломов повторялось неоднократно.

Структура срединного хребта

Океанические хребты в зонах дробления - это самый сложный рельеф. Наиболее резкое членение структуры обнаруживается в тех местах, где формируются Срединно-океанические хребты, как, например, Атлантический и Индийский океаны, юг Тихого, Южный океан со стороны Африки, зона между Австралией и Антарктидой.

Одна из самых характерных черт структуры этого типа - грабены (глубокие долины), окаймляющие череду высоких (до трёх километров) вершин, перемежающихся резко возвышающимися конусами вулканов. Немного похоже на альпийский характер структуры, но контрастов больше, расчленение ярче выражено, чем в материковом строении горных поясов.

При отсутствии вторичного (и более дробного) расчленения, которое имеет срединный хребет и все его склоны, можно говорить о признаках недавнего рельефного образования. Тогда в нижней части склона присутствуют ровные террасовидные поверхности с уступами, отделёнными друг от друга. Это бывшие ступенчатые сбросы. Примечательность - рифтовая долина, которая делит срединный хребет пополам.

Насколько простирается планетарный океанический разлом, определяется величиной зон дробления. Это самая ярко выраженная форма проявления тектоники на последних отрезках большого геологического времени. Тектоническая структура срединного хребта может быть различной. Например, Камчатка - область активных тектонических процессов, вулканизм там современен и постоянен. Литосферные плиты Охотского блока перерабатывают океаническую земную кору, формируя континентальную, и срединный хребет Камчатки - объект постоянного наблюдения за этим процессом.

Расположение

Литосферные плиты находятся в движении, и при раздвиге (так называемой дивиргенции) их океанская кора преобразуется. Ложе океанов поднимается, образуя срединно-океанические хребты. Они были классифицированы в пятидесятых годах двадцатого века в мировой системе при активном участии Советского Союза.

Срединно-океанические хребты имеют общую протяжённость более шестидесяти тысяч километров. Здесь можно начать с хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане - от моря Лаптевых до Шпицбергена. Затем продолжить без отрыва его линию на юг. Там Срединно-Атлантический хребет протянулся до острова Буве.

Далее указка ведёт и на запад - это Американо-Антарктический хребет, и на восток - по Африкано-Антарктическому, продолжающемуся Юго-западным Индоокеанским. Здесь снова тройное сочленение - Аравийско-Индийский хребет следует по меридиану, а Юго-восточный Индоокеанский тянется до Австрало-Антарктического.

Это не конец линии. Продолжение по Южно-Тихоокеанскому поднятию, переходящему в Восточно-Тихоокеанское поднятие, которое уходит на север, к Калифорнии, в разлом Сан-Андреас. Далее следует срединный хребет Хуан-де-Фука - к Канаде.

Опоясав планету не единожды, линии, проложенные указкой, ясно показывают, где формируются срединно-океанические хребты. Они всюду.

Рельеф

Срединно-океанические хребты формируются на земном шаре как гигантское ожерелье до полутора тысяч километров шириной, высота же их над котловинами бывает и три, и четыре километра. Иногда врешины выступают из глубин океана, образуя острова, чаще всего вулканические.

Даже сам гребень хребта достигает ширины сто километров. Особую красоту придают резкая расчленённость рельефа и само мелкоблоковое строение. Вдоль оси хребта обычно проходит километров тридцать шириной с осевым рифтом (четырёх-пятикилометровая широкая щель высотой во много сотен метров).

На дне рифта присутствуют молодые вулканы, окружённые гидротермами - горячими источниками, которые выделяют сульфиды металлов (серебро, свинец, кадмий, железо, медь, цинк). Здесь постоянны небольшие землетрясения.

Под осевыми рифтами находятся магматические камеры, связанные километровым, то есть достаточно узким, каналом с центральными извержениями на дне этой щели. Стороны хребтов намного шире гребня - на сотни и сотни километров. Они покрыты слоями лавовых осадков.

Не все звенья в системе одинаковы: некоторые срединно-океанические хребты шире и более пологи, вместо рифтовой долины имеют выступ океанической коры. Например, Восточно-Тихоокеанские поднятия, а также Южно-Тихоокеанские и некоторые другие.

Каждый срединный хребет рассечён трансформными (то есть, поперечными) разломами во многих местах. По этим разломам оси хребтов смещаются на расстояние сотен километров. Участки пересечения размываются в желоба, то есть впадины, некоторые из которых достинают до восьми километров в глубину.

Самая длинная горная подводная цепь

Самый длинный срединно-океанический хребет расположен на дне Атлантического океана. Он разделяет Северо-Американскую и Евразийскую тектонические плиты. Длится Срединно-Атлантический хребет 18 000 километров. Это часть системы океанических хребтов в сорок тысяч километров.

Состоит срединный хребет под Атлантикой из ряда чуть меньших: хребты Книповича и Мона, Исландско-Янмайетский и Рейкьянес, а также из очень больших - длиной более восьми тысяч километров Северо-Атлантический хребет и десяти с половиной тысяч километров - Южно-Атлантический.

Здесь горы настолько высоки, что образовали цепи островов: это и Азорские, и Бермудские, и даже Исландия, Вознесения, Буве, Гоф, Тристан-да-Кунья и много более мелких.

Геологические выкладки говорят, что образовался этот срединный хребет в Триасовый период. Поперечные разломы смещают ось до шестисот километров. Верхний комплекс хребта состоит из толеитовых базальтов, а нижний - это амфиболиты и офиолиты.

Глобальная система

Самая выдающаяся структура в океане - протянувшиеся на шестьдесят тысяч километров Срединно-океанические хребты. Они разделили на две практически равные половины Атлантический океан, а Индийский - на три части. В Тихом океане срединность слегка подкачала: ожерелье хребтов съехало в сторону, к Южной Америке, затем к перешейку меж континентами, чтобы уйти под материк Северной Америки.

Даже в маленьком Северном Ледовитом океане есть хребет Гаккеля, где явно прослеживается тектоническая структура срединного хребта, что равнозначно срединно-океаническому поднятию.

Громадные вздутия океанского дна - это границы литосферных плит. Поверхность Земли покрыта пластинами этих плит, которым не лежится на месте: они постоянно наползают друг на друга, ломая края, выпуская магму и наращивая с её помощью новое тело. Так, Северо-Американская плита накрыла своим краем сразу двух соседей, образовав хребты Хуан-де-Фука и Горда. Расширяясь, литосферная плита обычно ущемляет и поглощает территории плит, лежащих рядом. Материки же страдают от этого более всего. Они в этой игре выглядят как торосы: под материк уходит океаническая кора, приподнимая его, дробя и ломая.

Рифтовые зоны

Под центром каждого участка хребтов поднимаются потоки магмы, растягивая земную кору, разламывая её края. Выливаясь на дно, магма остывает, наращивая массу хребта. Затем новая порция мантийного расплава ломает и дробит новую основу, и всё повторяется. Так в океане растёт земная кора. Этот процесс называется спредингом.

Скорость спрединга (формирования дна океана) определяет изменения облика хребтов от одного участка к другому. И это при одинаковом строении. Там, где скорости различаются, хребет в рельефе тоже совершенно меняется.

Там, где скорость спрединга невысока (напр. рифт Тажура), образуются огромные подводные долины с активными вулканами на дне. Их погружение ниже гребня примерно на четыреста метров, откуда идёт постепенное террасообразное поднятие ступеней на сто - сто пятьдесят метров каждая. Такой рифт есть в Красном море и на многих участках Срединно-Атлантического хребта. Подобные океанические горы растут медленно, по нескольку сантиметров в год.

При высокой скорости спрединга хребты (особо в поперечном сечении) выглядят так: центральное поднятие на полкилометра выше основного рельефа и оформлено цепью вулканов. Таково, например, Восточно-Тихоокеанское поднятие. Здесь долина сформироваться не успевает, а скорость наращивания земной коры в океане бывает очень высокой - 18-20 сантиметров в год. Таким образом можно определить и возраст срединного хребта.

Уникальное явление - "чёрные курильщики"

Тектоническая структура срединного хребта позволила появиться такому интересному явлению природы, как Горячая лава разогревает воду океана до трёхсот пятидесяти градусов. Вода изошла бы паром, если бы не было такого неимоверного давления океана во много километров толщиной.

Лава несёт в себе различные химические вещества, которые, растворяясь в воде, при взаимодействии образуют серную кислоту. Серная кислота, в свою очередь, растворяет многие минералы излившейся лавы, взаимодействует с ними и образует соединения серы и металлов (сульфиды).

Осадок из них выпадает конусом высотой примерно в семьдесят метров, внутри которого все вышеописанные реакции продолжаются. Вверх по конусу поднимаются раскалённые растворы сульфидов и вырываются на волю чёрными облаками.

Очень эффектное зрелище. Правда, приближаться опасно. Самое интересное, что скрытая и наиболее активно работающая часть каждого конуса бывает многие сотни метров высотой. И гораздо выше Останкинской башни например. Когда конусов много, кажется, что там работает подземный (и подводный) секретный завод. Чаще всего они и встречаются целыми группами.

Срединный хребет Камчатки

Ландшафт полуострова уникален. Горная цепь, являющаяся водораздельным хребтом на - Срединный хребет. Длина его 1200 километров, пролегает с севера на юг и несёт на себе огромное количество вулканов - чаще всего щитовидных и стратовулканов. Есть там и плато из лавы, и отдельные горные массивы, а также изолированные вершины, покрытые вечными ледниками. Выделяются наиболее ярко Быстринский, Козыревский и Малкинский хребты.

Самая высокая точка - 3621 метр - Почти вровень с нею многие вулканы: Алнай, Хувхойтун, Шишель, Острая Сопка. Хребет состоит из двадцати восьми перевалов и одиннадцати вершин, большая часть которых на северном участке. Центральная часть отличается значительными расстояниями между вершинами, в Южной части - высокая расчленённость на асимметричные массивы.

Тектоническая структура Срединного хребта Камчатки сформировалась при длительном взаимодействии крупнейших литосферных плит - Тихоокеанской, Кула, Североамериканской и Евроазиатской.

Наиболее важную особенность рельефа океанической земной коры представляют Срединные океанические хребты , являющиеся планетарными формами поверхности земного шара. Это вытянутые поднятия океанического ложа, усложненные многочисленными разломами, занимающие центральные части Атлантического и Индийского океанов и прослеживающиеся также в юго-восточной половине Тихого океана.

О Срединных океанических хребтах и связанных с ними рифтах имеется много данных, последние сводки о которых опубликованы в монографии «Рельеф Земли» (1967) и книгах Л. Книга (1967), Г. У. Менарда (1966), сборнике «Дрейф континентов» под редакцией С. К. Ранкорна (1966), переведенных на русский язык, и др.

Наиболее изучен Атлантический Срединный хребет. Он прослеживается от Северного Ледовитого океана до Антарктики. Южнее Африки он поворачивает на восток, северо-восток и протягивается в Индийский океан. Хребет располагается посредине океана между Европой, Африкой и Америкой. На всем протяжении Атлантический подводный хребет протягивается параллельно берегам окаймляющих его материков. Сам он имеет вид вилообразного поднятия океанического дна. Между хребтом и прилегающими материками расположены глубокие плоскодонные котловины. В восточной части Атлантического океана с севера на юг располагаются котловины (Кинг, 1967): Норвежская, Северо-Западная Атлантическая, Зеленого мыса, Юго-Восточная Атлантическая. Капская, Агульяс и Атлантнко-Индийская Антарктическая впадина. В западной части Атлантического океана размещаются в том же порядке Гренландская, Северо-Западная Атлантическая, Нарес, Венесуэльская, Бразильская и Арктическая котловины. Между котловинами часто сосредоточены невысокие округлые холмы.

Срединный океанический хребет, но Б. К. Хизену (1966), всегда имеет хорошо выраженный гребень. Склоны хребта снижаются постепенно и незаметно сливаются с поверхностью прилегающих котловин. Весь хребет изрезан продольными ущельями и характеризуется резким колебанием высот.

В сводовой части Срединного Атлантического хребта, как и в сводовых частях других Срединных океанических хребтов, размещается продольный грабен, или рифт, представляющий собой непрерывную впадину либо состоящий из эшелонированных рвов. Грабен ограничен разломами. Параллельно простиранию этих разломов на дне рифта наблюдаются тектонические трещины. Весь Срединный Атлантический хребет разбит поперечными (широтными) разломами. По разломам наблюдаются значительные сдвиги блоков в западном направлении. Сдвиговые нарушения особенно резко выражены в экваториальной части Атлантического океана. Крупные нарушения этого типа обнаружены также южнее и севернее Исландии (Хизен, 1966). В структуре Срединного Атлантического и других океанических хребтов преобладают сдвиги, сбросы и, в целом, опускание. Образование продольного грабена вызвано, по мнению большинства исследователей, растяжением. Однако некоторые ученые предполагают, что хребет образовался в результате сжатия.

Вся область Срединного Атлантического хребта, как, впрочем, и других океанических хребтов, тектонически активна. С нею связаны землетрясения и многочисленные вулканы.

Срединный Индийский хребет занимает промежуточное положение в планетарной деформации океанической земной коры. От соединения с Атлантическим хребтом в области поднятия и котловины Агульяс (Мыса Игольного, Южная Африка) Индийский Срединный хребет протягивается на северо-восток в направлении острова Родригес, южнее которого он разделяется. На юго-восток хребет протягивается в направлении острова Макуори и далее в Тихий океан. Другая ветка следует сначала на север и от архипелага Чагос на северо-запад, в направлении Аденского залива и Красного моря. От архипелага Чагос на север, в направлении Лаккадивских островов, протягивается Мальдивский хребет, также представляющий ответвление Срединного хребта. В центральной части Индийского океана около 30° ю. ш. к Срединному хребту примыкает протягивающийся почти в широтном направлении Юго-Восточный Индийский хребет.

Срединный хребет разделяет Индийский океан на западную и восточную части. Структурный рельеф дна этих частей существенно различный. Западная часть Индийского океана имеет крайне сложное строение дна. Особенности его структуры во многом напоминают строение западной части дна Тихого океана.

В западной части Индийского океана выделяются вилообразные поднятия и подводные хребты, на которых размещаются океанические острова и, часто, вулканы. Большинство возвышенностей дна протягиваются в близком к меридиональному направлении. Их конфигурация в определенной степени отражает очертания Срединного Индийского хребта и восточного побережья Африки, между которыми расположены рассматриваемые поднятия. Из поднятий дна в западной части Индийского океана наиболее примечательный Мадагаскарский хребет и расположенный на нем остров Мадагаскар. Этот хребет протягивается в близком к меридиональному направлении между 10-30° ю. ш. Как и многие другие поднятия океанической коры, он ограничен глубинными разломами, с которыми связаны вулканические образования. От Африканской платформы Мадагаскарский хребет отделяют Натальская и Мозамбикская котловины (5778 м), Коморская котловина и, севернее, Коморский подводный хребет.

Структурно-геоморфологический анализ западной части Индийского океана показывает, что Мадагаскар - это самостоятельное островное образование материковой земной коры в Индийском океане и в течение геологической истории не был составной частью материка Африки.

Извечными структурно-геоморфологическими образованиями западной части Индийского океана являются впадины: Аравийская, Сомалийская, Маскаренская, Маврикий, Кергеленская и Атлантико-Индийско-Антарктическая. Разделяющие их подводные валы, увенчанные архипелагами островов, представляют собой отдельные островные дуги. К ним относятся Маскаренский хребет с островами Сейшельскими - Маврикий и Реюньон, Мальдивский хребет с островами Лаккадивскими, Мальдивскими и Чагос, хребет Кергелен и др. Морские впадины, разделяющие их подводные хребты и островные дуги западной части Индийского океана являются образованиями, тождественными с островными дугами западной части Тихого океана. В том и другом случае океаническая кора в прилегающих к материковым массивам зонах имеет валово-котловинную структуру. Котловины имеют овальные очертания и, в большинстве, близкое к меридиональному протяжение.

Восточная часть Индийского океана отличается от западной более уплощенным рельефом дна. Огромные подводные равнины ее напоминают рельеф дна западной части Тихого океана.

Срединный хребет в Тихом океане проходит в восточной части бассейна. От Индийского хребта он протягивается на восток, с юга огибает Австралию и далее в северо-восточном направлении проходит через о. Пасхи до Калифорнии. Деформации области Тихоокеанского Срединного хребта, по-видимому, продолжаются на западном побережье Северной Америки, включая разломы Сан-Андреас. Далее система параллельных хребтов и желобов прослеживается до залива Линн на Аляске (Хизен, 1966).

Расположение и протяжение Срединного океанического хребта характеризует его как важнейшую особенность океанической земной коры. Ему противостоят массивы материков, заполняющие депрессии подкорового фундамента. Срединные хребты и подматериковые депрессии океанической коры представляют первичные тектоорогенические формы нашей планеты. Развитие их в течение всего геологического времени было сопряженным.

Ложе океана между Срединным хребтом и материковыми массивами сохраняет первичные черты рельефа планеты, мало тектонически деформированного и совершенно незадетого денудацией. Последующее развитие рельефа тектоносферы нашло свое выражение в структуре основных дуг и складчатых горных сооружений, особенно ярко выраженных в западных частях Индийского и Тихого океанов, а также на восточном побережье Азии и Австралии.

Реликты океанической земной коры, лишенные сиалического покрова, известны и в области материков. Это впадины Средиземного, Черного и Каспийского морей. По современным морфоструктурным особенностям эти участки представляют образования, аналогичные подводным хребтам океанического ложа. Средиземноморские поднятия океанической земной коры окаймлены складчатыми горными сооружениями, смещающимися в стороны материков. В области Черного моря это явление типично выражено на примере Крымских и Понтийских гор. По отношению к ним глубинный вал базальтовой коры дна Черного моря является срединным массивом, исторически разграничивающим складчатые структуры окаймления прилегающих материковых платформ.

Вконтакте

До сих пор существуют различные точки зрения на вопрос о времени образования Тихого океана в его современном виде, но, очевидно, к концу палеозойской эры на месте его котловины уже существовал обширный водоем, а также и древний праматерик Пангея, располагавшийся примерно симметрично по отношению к экватору. Тогда же началось формирование в виде огромного залива будущего океана Тетис, развитие которого и вторжение в Пангею привело в дальнейшем к распаду ее и формированию современных материков и океанов.

Ложе современного Тихого океана образовано системой литосферных плит, ограниченных со стороны океана срединно-океаническими хребтами, являющимися частью глобальной системы срединных хребтов Мирового океана. Это Восточно-Тихоокеанское поднятие и Южно-Тихоокеанский хребет, которые, достигая местами ширины до 2 тыс. км, в южной части океана соединяются между собой и продолжаются на запад, в пределы Индийского океана. Восточно-Тихоокеанский хребет, простираясь на северо-восток, к берегам Северной Америки, в районе Калифорнийского залива соединяется с системой континентальных рифтовых разломов Калифорнийской долины, Йосемитской впадины и разлома Сан-Андреас. Сами же срединные хребты Тихого океана в отличие от хребтов других океанов не имеют четко выраженной осевой рифтовой зоны, но характеризуются интенсивной сейсмичностью и вулканизмом с преобладанием выбросов ультраосновных пород, т. е. обладают чертами зоны интенсивного обновления океанической литосферы. На всем протяжении срединные хребты и прилегающие к ним участки плит пересечены глубокими поперечными разломами, для которых также характерно развитие современного и, особенно, древнего внутриплитового вулканизма. Расположенное между срединными хребтами и ограниченное глубоководными желобами и переходными зонами обширное ложе Тихого океана имеет сложно расчлененную поверхность, состоящую из большого числа котловин глубиной от 5000 до 7000 м и более, дно которых сложено океанической земной корой, покрытой глубоководными глинами, известняками и илами органического происхождения. Рельеф дна котловин по преимуществу холмистый. Наиболее глубокие котловины (около 7000 м или более): Центральная, Западно-Марианская, Филиппинская, Южная, Северо-Восточная, Восточно-Каролинская.

Котловины отделены друг от друга или пересечены сводовыми поднятиями или глыбовыми хребтами , на которые насажены вулканические постройки, в пределах межтропического пространства часто увенчанные коралловыми сооружениями. Вершины их выступают над водой в виде мелких островов, часто группирующихся в линейно вытянутые архипелаги. Некоторые из них до сих пор являются действующими вулканами, извергающими потоки базальтовой лавы. Но большей частью это уже потухшие вулканы, надстроенные коралловыми рифами. Часть таких вулканических гор находится на глубине от 200 до 2000 м. Вершины их выровнены абразией; положение глубоко под водой связано, очевидно, с опусканием дна. Образования такого типа называют гайотами.

Особый интерес среди архипелагов центральной части Тихого океана представляют собой Гавайские острова . Они образуют цепь протяженностью 2500 км, вытянутую к северу и югу от Северного тропика, и являются вершинами огромных вулканогенных массивов, поднимающихся со дна океана вдоль мощного глубинного разлома. Видимая их высота от 1000 до 4200 м, а подводная составляет примерно 5000 м. По своему происхождению, внутреннему строению и внешнему виду Гавайские острова - типичный пример океанического внутриплитового вулканизма.

Гавайские острова являются северной окраиной огромной островной группы центральной части Тихого океана, носящей общее название «Полинезия ». Продолжением этой группы примерно до 10° ю.ш. являются острова Центральной и Южной Полинезии (Самоа, Кука, Общества, Табуаи, Маркизские и др.). Эти архипелаги, как правило, вытянуты с северо-запада на юго-восток, вдоль линий трансформных разломов. Большинство из них вулканического происхождения и сложены толщами базальтовой лавы. Некоторые увенчаны широкими и пологими вулканическими конусами высотой 1000-2000 м. Самые мелкие острова в большинстве случаев - коралловые постройки. Сходные особенности имеют многочисленные скопления мелких островов, расположенных в основном к северу от экватора, в западной части Тихоокеанской литосферной плиты: острова Марианские, Каролинские, Маршалловы и Палау, а также архипелаг Гилберта, который частично заходит в южное полушарие. Эти группы мелких островов объединяются под общим названием Микронезия. Все они кораллового или вулканического происхождения, гористы и поднимаются на сотни метров над уровнем океана. Побережья окружены надводными и подводными коралловыми рифами, сильно затрудняющими судоходство. Многие мелкие острова представляют собой атоллы. Вблизи некоторых островов располагаются глубоководные океанские впадины, а к западу от Марианского архипелага проходит глубоководный желоб того же названия, принадлежащий к переходной зоне между океаном и материком Евразия.

В прилегающей к американским материкам части ложа Тихого океана разбросаны обычно мелкие единичные вулканические острова : Хуан-Фернандес, Кокос, Пасхи и др. Наиболее крупную и интересную группу представляют собой острова Галапагос, расположенные у экватора вблизи берегов Южной Америки. Это архипелаг из 16 крупных и множества мелких вулканических островов с вершинами потухших и действующих вулканов высотой до 1700 м.

Переходные от океана к материкам зоны отличаются строением дна океана и особенностями тектонических процессов как в геологическом прошлом, так и в настоящее время. Они опоясывают Тихий океан на западе, севере и востоке. В разных частях океана процессы формирования этих зон протекают неодинаково и приводят к различным результатам, но везде они отличаются большой активностью как в геологическом прошлом, так и в настоящее время.

Со стороны ложа океана переходные зоны ограничены дугами глубоководных желобов, в направлении которых происходит перемещение литосферных плит и погружение под континенты океанической литосферы. В пределах переходных зон в строении дна океана и окраинных морей преобладают переходные типы земной коры, и на смену океаническим типам вулканизма приходит смешанный эффузивно-эксплозивный вулканизм зон субдукции. Здесь речь идет о так называемом «Тихоокеанском огненном кольце», которое опоясывает Тихий океан и характеризуется высокой сейсмичностью, многочисленными проявлениями палеовулканизма и вулканогенными формами рельефа, а также - существованием в его пределах более 75 % ныне действующих вулканов планеты. В основном это смешанный эффузивно-эксплозивный вулканизм среднего состава.

Наиболее ярко все типичные черты переходной зоны выражены в пределах северной и западной окраин Тихого океана, т. е. у берегов Аляски, Евразии и Австралии. Эта широкая полоса между ложем океана и сушей, включая подводные окраины материков, уникальна по сложности строения и по соотношению между сушей и акваторией, ее отличают значительные колебания глубин и высот, интенсивность процессов, происходящих как в глубине земной коры, так и на водной поверхности.

Внешнюю окраину переходной зоны на севере Тихого океана образует Алеутский глубоководный желоб , простирающийся на 4000 км выпуклой к югу дугой от залива Аляска к берегам полуострова Камчатка, с максимальной глубиной 7855 м. Этот желоб, в сторону которого обращено перемещение литосферных плит северной части Тихого океана, с тыла окаймляет подводное подножие цепи Алеутских островов, большинство из них представляют собой вулканы эксплозивно-эффузивного типа. Около 25 из них - действующие.

Продолжением этой зоны у берегов Евразии является система глубоководных желобов , с которыми связаны самые глубокие участки Мирового океана и в то же время районы наиболее полного и разнообразного проявления вулканизма, как древнего, так и современного, как на островных дугах, так и на окраинах материка. В тылу Курило-Камчатского глубоководного желоба (максимальная глубина свыше 9700 м) находится п-ов Камчатка с его 160 вулканами, из которых 28 действующих, и дуга вулканических Курильских островов с 40 активно действующими вулканами. Курилы представляют собой вершины подводной горной цепи, которая поднимается над дном Охотского моря на 2000-3000 м, а максимальная глубина пролегающего со стороны Тихого океана Курило-Камчатского желоба превышает 10 500 м.

Система глубоководных желобов продолжается к югу Японским желобом, а вулканогенная зона - потухшими и действующими вулканами Японских островов. Вся система желобов, а также островных дуг, начиная от полуострова Камчатка, отделяет от материка Евразия мелководные шельфовые моря Охотское и Восточно-Китайское, а также расположенную между ними впадину Японского моря с максимальной глубиной 3720 м.

У южной части Японских островов переходная зона расширяется и усложняется, полоса глубоководных желобов разделяется на две ветви, окаймляя с двух сторон обширное Филиппинское море, впадина которого имеет сложное строение и максимальную глубину более 7000 м. Со стороны Тихого океана его ограничивают Марианский желоб с максимальной глубиной Мирового океана 11 022 м и дуга Марианских островов. Внутренняя ветвь, ограничивающая Филиппинское море с запада, образована желобом и островами Рюкю и продолжается далее Филиппинским желобом и дугой Филиппинских островов. Филиппинский желоб протягивается вдоль подножия одноименных островов более чем на 1300 км и имеет максимальную глубину 10 265 м. На островах насчитывается десять действующих и много потухших вулканов. Между островными дугами и Юго-Восточной Азией в пределах материковой отмели находятся Восточно-Китайское и большая часть Южно-Китайского моря (самого крупного в этом регионе). Только восточная часть Южно-Китайского моря и межостровные моря Малайского архипелага достигают глубин свыше 5000 м, и основанием их служит земная кора переходного типа.

Вдоль экватора переходная зона в пределах Зондского архипелага и его островных морей продолжается в сторону Индийского океана. На островах Индонезии насчитывается в общей сложности 500 вулканов, из них 170 - действующие.

Большой сложностью отличается южная область переходной зоны Тихого океана к северо-востоку от Австралии. Она простирается от Калимантана к Новой Гвинее и далее на юг к 20° ю.ш., окаймляя с севера Сохульско-Квинслендский шельф Австралии. Весь этот участок переходной зоны представляет собой сложное сочетание глубоководных желобов с глубинами 6000 м и более, подводных хребтов и островных дуг, разделенных котловинами или участками мелководья.

У восточного берега Австралии, между Новой Гвинеей и Новой Каледонией, расположено Коралловое море. С востока его ограничивает система глубоководных желобов и островных дуг (Новые Гебриды и др.). Глубины котловины Кораллового и других морей этой переходной области (моря Фиджи и особенно Тасманова) достигают 5000-9000 м, дно их сложено корой океанического или переходного типа.

Гидрологический режим северной части этой области благоприятствует развитию кораллов, которые особенно распространены в Коралловом море. Со стороны Австралии его ограничивает уникальное природное сооружение - Большой Барьерный риф, который вытянут вдоль материковой отмели на 2300 км и в южной части достигает ширины 150 км. Он состоит из отдельных островов и целых архипелагов, сложенных из кораллового известняка и окруженных подводными рифами из живых и отмерших коралловых полипов. Узкие каналы, пересекающие Большой Барьерный риф, ведут в так называемую Большую лагуну, глубина которой не превышает 50 м.

Со стороны Южной котловины ложа океана между островами Фиджи и Самоа простирается на юго-запад вторая, внешняя по отношению к океану, дуга желобов: Тонга (его глубина 10 882 м является максимальной глубиной Мирового океана в южном полушарии) и его продолжение Кермадек, максимальная глубина которого также превосходит 10 тыс. м. Со стороны моря Фиджи желоба Тонга и Кермадек ограничены подводными хребтами и дугами одноименных островов. В общей сложности они протягиваются на 2000 км до Северного острова Новой Зеландии. Архипелаг поднимается над служащим ему пьедесталом подводным плато. Это особый тип структур подводных окраин материков и переходных зон, получивших название микроконтинентов. Они различаются по размерам и представляют собой поднятия, сложенные материковой корой, увенчанные островами и окруженные со всех сторон котловинами с корой океанического типа в пределах Мирового океана.

Переходная зона восточной части Тихого океана, обращенной в сторону материков Северная и Южная Америка, существенно отличается от его западной окраины. Там нет ни окраинных морей, ни островных дуг. От юга Аляски до Центральной Америки тянется полоса неширокого шельфа с материковыми островами. Вдоль западного побережья Центральной Америки, а также от экватора вдоль окраины Южной Америки проходит система глубоководных желобов - Центральноамериканского, Перуанского и Чилийского (Атакамского) с максимальными глубинами соответственно более 6000 и 8000 м. Очевидно, процесс формирования этой части океана и соседних континентов протекал во взаимодействии существовавших в то время глубоководных желобов и континентальных литосферных плит. Северная Америка надвинулась на расположенные на ее пути к западу желоба и замкнула их, а Южно-Американская плита переместила Атакамский желоб к западу. В том и другом случае в результате взаимодействия океанических и континентальных структур произошло смятие в складки, поднятие окраинных частей обоих материков и образование мощных шовных зон - Североамериканских Кордильер и Анд Южной Америки. Для каждой из этих структурных зон характерны интенсивная сейсмичность и проявление смешанных типов вулканизма. О.К.Леонтьев счел возможным сопоставить их с подводными хребтами островных дуг западной переходной зоны Тихого океана.

Рельеф дна Тихого океана сложен и разнообразен. Глубоководные желоба, подводные горы и вулканы, множество островных и рифовых отмелей являются особенностями рельефа крупнейшего океана нашей планеты.

Рельеф Тихого океана и его особенности

Площадь тихоокеанских материковых шельфов сравнительно невелика. Эти элементы рельефа составляют всего лишь 5,4 % площади дна этого океана. Шельфы наиболее развиты у берегов Азии и Австралии, а также в окраинных северных морях. На австралийском шельфе, в Коралловом море, находится знаменитый Большой Барьерный Риф, являющийся крупнейшим биогенным элементом рельефа Тихого и других океанов.

Американское побережье Тихого океана изрезано каньонами и почти не имеет материковых отмелей, а у берегов Антарктиды особенностью шельфового рельефа Тихого океана является наличие ледников. Уникальную структуру имеет подводная окраина Новой Зеландии. Фактически она представляет собой затопленный микроконтинент – площадь подводного плато в десять раз превышает площадь самих островов. Это плато имеет и очень широкий материковый склон.

Являясь крупнейшим океаном мира, Тихий океан располагается на нескольких литосферных плитах. Поэтому рельеф Тихого Океана имеет такую особенность, как наличие большого количества так называемых «переходных зон» в местах стыковки этих плит друг с другом либо с материковыми плитами. В этих зонах из-за продолжающихся и в настоящее время тектонических подвижек велика активность подводных вулканов и часты землетрясения.

Характерный для переходных зон Тихого Океана рельеф дна включает глубоководные желоба, в одном из которых находится знаменитая Марианская впадина, а также окраинные моря, которые ограничены островными дугами. Интересно, что на восточной окраине Тихого океана островных дуг и окраинных морей нет, они замещены наземными горами – Андами и Сьерра-Мадре. Рельеф узкого приамериканского шельфа представлен лишь глубоководными желобами.

Ложе Тихого океана также имеет достаточно сложный рельеф. Оно разделено на две части Срединно-океаническими хребтами — Южно-Тихоокеанским и Восточно-тихоокеанским. Рельеф этих частей существенно различается — Восточная включает обширные котловины, абиссальные холмистые равнины и идущие от срединных хребтов разломы.

В Западной же котловины невелики, а дно испещрено мелкими хребтами, разломами и отдельными горами. Ширина срединных хребтов достигает 2000 км, а состоят они из гигантских куполов, рассеченных разломами. Срединные хребты также являются «горячей точкой» — в них нередки землетрясения и извержения вулканов. От этих крупнейших поднятий ответвляются более мелкие подводные хребты и гряды, такие как Галапагосский, Чилийский, Гавайский.

По структуре и происхождению подводные поднятия делятся на вулканические хребты, сводовые горы, гайоты, глыбовые горы и окраинные поднятия. Вулканические хребты представляют собой несколько слившихся действующих или потухших вулканов. Нередко вершины этих вулканов образуют острова, такие как Гавайские, Туамоту или Маркизские. Сводовые горы – это крупные и пологие, похожие на огромный вал, поднятия базальтовой коры. Часто они рассечены разломами на отдельные блоки.

Эти элементы рельефа дна Тихого Океана расположены упорядоченно и образуют несколько островных дуг. Первая, самая северная, венчается островами Туамоту и Лайн, следующая берет начало у Марианского желоба и служит базой островам Самоа и Маршалловым, третья и четвертая дуги образуют Северные и Южные Каролинские острова соответственно.

Такой порядок исследователи объясняют тем, что ранее сводовые горы были частью еще одного срединно-океанического хребта, разрушение которого произошло в палеогене. Глыбовые горы формируются в тех участках земной коры, где горные породы уже не в первый раз подвергаются тектоническим подвижкам и становятся хрупкими. При горообразовании они раскалываются на блоки с крутыми склонами, разделенные глубокими разломами.

Глыбовые хребты в основном сопутствуют разломам, идущим от Восточно-Тихоокеанского поднятия. Они дополнительно усложняют рельеф дна Тихого океана, разделяя его на котловины – Панамскую, Гватемалькую, Чилийскую и другие. Однако встречаются они и вблизи разломов, не связанных со срединно-океаническими хребтами, например, в Филиппинском море или вблизи Алеутского желоба.

Рельеф дна котловин Тихого Океана чаще всего представляет собой холмистую абиссальную равнину. Это означает, что донных осадков там недостаточно для того, чтобы «сгладить» абиссальные холмы, заполнив пространство между ними и образовав гладкую или волнистую абиссальную равнину. Но есть и исключения – например, котловина Беллинсгаузена, куда поступает осадочный материал с Антарктиды и формирует гладкую равнину.

Гайоты – это плосковершинные отдельно стоящие подводные горы. Предполагают, что они представляют собой останки давно потухших древних вулканов, чьи вершины были сглажены под давлением воды. Они очень часто служат основой для коралловых островов – атоллов.

Рельеф Тихого океана в его ложе также имеет одну особенность — это отсутствие гранитного слоя океанической платформы. Она состоит всего из двух слоев – осадочного и базальтового, а кое- где только из базальтов ввиду малого количества осадков.

Донные осадки существенно влияют на рельеф Тихого океана. Как уже упоминалось, обилие осадков приводит к превращению холмистой абиссальной равнины сперва в волнистую, а затем в гладкую. Осадками покрыто всего лишь 10% площади тихоокеанского дна. В основном они биогенного происхождения – это фораминиферовый ил, образованный скелетами миллионов микроскопических организмов – фораминифер, птероподовые отложения, а на шельфах также ракушечные и коралловые осадки. На больших, свыше 5 км, глубинах, дно образовано красными глинами. Из-за интенсивной вулканической деятельности нередки на дне Тихого океана и осадочные породы вулканического происхождения, например, конкреции железо-марганцевых руд.

Мегарельеф двух планетарных форм рельефа Зем­ли - ложа океанов (талассократонов) и срединных океанических хребтов - целесообразно рассматривать совместно. Это связано главным образом с особенностями орографии каждого из океанов и Мирового океана в целом.

Напомним, что ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5-10 км) и отсутствием гранитного слоя. Срединно-океанические хребты характеризуются особым типом строения земной коры - рифтогенным, на основа­нии чего они и выделяются в качестве особой планетарной формы.

Ложе океана соответствует в структурном отношении океани­ческим платформам, или талассократонам. При взгляде на бати­метрическую карту дна любого океана бросается в глаза ячеистость его мегарельефа. Гигантские котловины с относительно ров­ным, чаще холмистым дном отделяются крупнейшими хребтами, валами, возвышенностями. Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин. На возвышенностях, как правило, мощность коры увеличивается, а в некоторых случаях под типич­ным базальтовым слоем обнаруживается слой повышенной плот­ности и поверхность Мохо выделяется нечетко.

Обращает на себя внимание большая глубина океанических котловин, что указывает прежде всего на преобладание отрица­тельных вертикальных движений на этих участках земной поверх­ности. Если материки со свойственными им положительными движениями являются преимущественно областями денудации, то океанические бассейны служат областями аккумуляции самого разнообразного осадочного материала, главным образом поступа­ющего с суши.

Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном или субмеридио­нальном направлении вздутия земной коры, образующие как бы. огромный (до 2000 км в ширину и до 6 км относительной высоты) свод со сложно расчлененным рельефом склонов и особенно его осевой зоны, где развиты асимметричные хребты, разделенные глубокими, резко выраженными ложбинами (рис. 31) с плоским дном и крутыми бортами, вытянутыми в соответствии с общим простиранием срединно-океанического хребта. Эти формы релье­фа- результат разрывных нарушений земной коры типа рифта, поэтому осевые зоны срединных хребтов получили наименование рифтовых зон.

Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему (рис. 32). Одной из основных геолого-геофизических осо­бенностей срединно-океанических хребтов, присущей только им, является высокое значение скоростей упругих волн в земной коре. Другая существенная геофизическая особенность - высокое зна­чение теплового потока. К числу важных черт следует отнести также высокую сейсмичность срединных хребтов и приуроченность многочисленных островных и подводных океанических вулканов к их гребням и склонам. Все это, как и резкая расчлененность рельефа, указывает на то, что срединно-океанические хребты представляют собой области интенсивного современного тектогенеза и, согласно концепции тектоники литосферных плит, пред­ставляют собой зоны спрединга.

В геологическом строении хребтов и рифтовых долин срединно-океанических хребтов участвуют ультраосновные породы, глав­ным образом различные перидотиты, которыми нередко сложены целые блоки, образующие отдельные рифтовые хребты. Крупные отторженцы и штоки ультраосновных пород в рифтовых зонах проникают в земную кору из верхней мантии, смешиваются здесь с блоками основных пород, образуя так называемый меланж. Благодаря этому значительно увеличивается общая плотность ко­ры под рифтовыми зонами.

Данные о морфоструктурах переходных зон, ложа океана и срединно-океанических хребтов, приведенные в гл. 10 и 11, можно изобразить в виде обобщенного профиля дна океана, изображен­ного на рис. 33.

Рельеф ложа Северного Ледовитого океана. Арктические сре­динные хребты и поднятия. Еще тридцать лет назад на физико-географических картах ложе Северного Ледовитого океана (СЛО) в пределах его Арктического бассейна изображалось как единая котловина с плоским однообразным дном. Современное представ­ление о строении рельефа дна этого океана благодаря многолет­ним советским и американским исследованиям совершенно иное. Теперь установлен целый ряд подводных хребтов и возвышенно­стей, разделяющих Арктический бассейн Северного Ледовитого океана на несколько котловин (рис. 34).

Вблизи полюса Арктический бассейн пересекает поднятие Ло­моносова, начинающееся в американском секторе близ острова Элсмир и примыкающий к сибирскому шельфу севернее Новоси­бирских островов. От шельфа острова Элсмир отходит другое под­нятие - плато Альфа, которое переходит в поднятие Менделеева. В сибирском секторе океана это поднятие примыкает к шельфу Восточно-Сибирского моря.

Между поднятиями расположены плоскодонные котловины Макарова и Толля с максимальной глубиной около 4 км. Между поднятием Менделеева и шельфом Аляски располагается самая крупная котловина океана - Бофорта, ее максимальная глубина 4680 м. Большая часть дна котловины занята плоской абиссаль­ной равниной.

В Европейско-Сибирском секторе океана располагается хребет Гаккеля. Осевая часть хребта в отличие от поднятий Ломоносова и Менделеева имеет сильно расчлененный рельеф: ряд отдельных коротких хребтов, разделяется глубокими рифтовыми долинами, кулисообразно располагающимися вдоль оси хребта. Между хреб­том Гаккеля и поднятием Ломоносова расположена котловина Амундсена (Северный полюс находится в пределах этой котлови­ны, глубина океана под ним равна 4316 м). К югу от хребта Гак­келя лежит котловина Нансена. Ее максимальная глубина около 4000 м.

Кроме Арктического бассейна в Северном Ледовитом океане выделяется Норвежско-Гренландский бассейн. Здесь котловины Гренландского и Норвежского морей разделяют срединно-океанические хребты Книповича, Мона и Исландский. Максимальная глубина Гренландской котловины 5327 м, приурочена к рифтовой долине хребта Книповича. Это максимальная глубина океана. Наибольшая глубина Норвежской котловины - около 4000 м. Рельеф дна обеих котловин осложнен подводными горами и хол­мами. Имеется также несколько небольших плоских равнин, образовавшихся благодаря накоплению толщ глубоководных осадков. На Исландском хребте выделяется действующий вулкан острова Ян-Майен.

Рельеф ложа Атлантического океана. Срединно-Атлантический хребет. Стержневым орографическим элементом рельефа дна Атлантического океана является Срединно-Атлантический хребет, который протягивается в его пределах от Исландии на севере до 65° ю. ш. на юге. Простирание хребта непостоянно, но в целом близко к меридиональному, за исключением экваториального участка, где оно на некотором протяжении становится субширот­ным. Ширина хребта достигает 2500 км в южной Атлантике, но к северу от Исландии сокращается до 300 км.

Относительная высота Срединно-Атлантического хребта до 4 км. Морфологически было бы правильнее называть его, как и другие срединно-океанические хребты, не хребтом, а горной стра­ной или нагорьем, так как он состоит из отдельных хребтов, горных массивов, продольных долин и понижений. Наиболее рас­члененный и контрастный рельеф свойствен рифтовой зоне хреб­та, представленной сложной системой горстовых хребтов и узких грабенов - рифтовых долин, причем к последним нередко бывают приурочены глубины порядка 5-6 км. Максимальные глубины характеризуют обычно узкие поперечные впадины, связанные с секущими хребет зонами разломов. Примером такой впадины является впадина Романш (7730 м).Поперечные разломы еще больше усложняют рельеф как рифтовой зоны, так и флангов Срединно-Атлантического хребта.

Как и другим срединно-океаническим хребтам, Срединно-Атлантическому хребту присуща земная кора рифтогенного типа, характеризующаяся повышенной плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо. В рифтовой зоне хребта распростра­нены наряду с базальтами ультраосновные породы - перидотиты, дуниты. Для осевой зоны и флангов характерно чередование по­ложительных и отрицательных магнитных аномалий, причем наи­более резко выраженная положительная аномалия отмечена в центральной рифтовой долине. Гравитационные аномалии в редук­ции Буге (т. е. приведенные к уровню моря) над срединным хребтом обычно положительные, но для рифтовых долин нередко отрицательные.

К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений. Наи­большее сосредоточение эпицентров отмечено на участках хребта, пересекаемых широтными и субширотными трансформными раз­ломами. Один из таких разломов пересекает хребет в районе Азорских островов. С ним связаны активные проявления совре­менного вулканизма. Большое число параллельных друг другу поперечных разломов отмечено в приэкваториальной части хребта. Отдельные сегменты хребта, отсекаемые этими разломами, сдви­нуты относительно друг друга на многие десятки и даже сотни километров (см. рис. 12). Этими сдвигами и обусловлено общее субширотное простирание Срединно-Атлантического хребта на eгo экваториальном отрезке.

Фланги хребта имеют также резко пересеченный горный рель­еф и характеризуются проявлениями современного вулканизма центрального типа. Наиболее значительными современными дейст­вующими вулканами на крыльях и в рифтовой зоне хребта явля­ются вулканы хребта Рейкьянес (отрезок срединного хребта, при­мыкающий к Исландии), экваториальной части хребта Тристан-да-Кунья. В южной части океана Срединно-Атлантический хребет переходит в Африканско-Антарктический подводный хребет.

Ложе Атлантического океана по обе стороны от срединного хребта сложено земной корой океанического типа. Наименьшая толщина земной коры отмечается под океаническими котловинами, разделенными подводными возвышенностями и хребтами, имею­щими повышенную мощность земной коры. Названия некоторых котловин и возвышенностей приведены на прилагаемой схеме (рис. 35).

Рассмотрим в качестве примера строение одной из подводных возвышенностей ложа океана - Бермудского плато, расположен­ного в центральной части Северо-Американской котловины. Оно имеет вид горста-антеклизы с обрывистым юго-восточным и поло­гим северо-западным склонами. В строении плато ярко проявля­ется разломная тектоника. Крутой склон расчленен глубокими ложбинами типа подводных каньонов, представляющих собой узкие грабены, открытые в сторону котловины. Целая сеть разло­мов проявляется и в рельефе поверхности плато. На пересечениях разломов возвышаются подводные вулканы. Группа наиболее вы­соких вулканов образует фундамент Бермудских островов, сло­женных коралловыми известняками.

Строение рельефа дна океанических котловин довольно одно­образно. Почти в каждой котловине Атлантического океана вы­деляется два основных типа рельефа. Большая часть площади дна котловины имеет холмистый рельеф с вертикальным расчленением в среднем 250-600 м, в некоторых случаях - до 1000 м. Этот тип рельефа получил название «рельефа абиссальных холмов». Мень­шая часть площади дна котловины почти идеально выровнена. Эти совершенно плоские пространства с ничтожными уклонами поверхности получили наименование плоских абиссальных равнин. Они обычно занимают не самые глубокие участки котловин, а те, которые расположены ближе к материковому склону и подножью. Сейсмические исследования показали, что на равнинах мощность осадочного слоя достигает 1,5 км, а в пределах абиссальных хол­мов толщина осадочного слоя измеряется несколькими сотнями или даже десятками метров.

Происхождение абиссальных холмов связывают с вулканиче­скими процессами. При очень малой мощности океанической коры допустимо образование при ее прогибании сети мелких разломов, по которым осуществлялись вулканические проявления. После затухания магматического процесса происходило частичное погре­бение лакколитов или щитовых вулканов под толщей донных осадков, преобразование их в абиссальные холмы.

Рельеф ложа и срединных хребтов Индийского океана. В Ин­дийском океане имеется несколько срединно-океанических хреб­тов: Западно-Индийский, Аравийско-Индийский, Центрально-Ин­дийский, переходящий к востоку от острова Амстердам в Австрало-Антарктический (рис. 36). Все хребты, за исключением Австрало-Антарктического, сравнительно хорошо изучены и обна­руживают большое сходство в строении со Срединно-Атлантиче­ским хребтом. Австрало-Антарктический хребет (поднятие) иссле­дован слабее. Он отличается меньшим расчленением фланговых зон, меньшей высотой и слабой выраженностью рифтовой зоны.

Срединные хребты Индийского океана, как и в Атлантике, раз­биты не только продольными разломами, придающими своду рифтовую структуру, но и поперечными. Однако преобладают разломы меридионального или (реже) субширотного, но не ши­ротного простирания. С одним из таких субширотных разломов (разлом Вима), рассекающего южную часть Аравийско-Индийско-го хребта, связана максимальная глубина Индийского океана - 6400 м. Широкая зона тектонического дробления выявлена в средней части Австрало-Антарктического поднятия. Она выражена сложной системой коротких меридиональных гребней и впадин.

Наряду со срединными хребтами в Индийском океане имеется несколько крупных хребтов с океаническим типом строения земной коры и сбросово-глыбовой структурой. Самый крупный из них - Восточно-Индийский хребет, начинающийся в южной части Бен­гальского залива и заканчивающийся близ Центральноиндийского хребта. Эта огромная горная система (по протяжению больше Урала) была открыта в начале 60-х годов.

Упомянем еще о двух крупных глыбовых хребтах - Мальдив­ском и Маскаренском, расположенных в западной части океана. Маскаренский хребет в северной части (район Сейшельских остро­вов) имеет материковый тип коры. По мнению одних исследователей, это обломок некогда единого материка южного полуша­рия - Гондваны, объединявшего еще в начале мезозоя все южные материки нашей планеты. По мнению других, это недоразвивший­ся материк. Мадагаскарский , Мозамбикский хребты и возвышен­ность Агульяс, расположенные в юго-западной части океана, сло­жены земной корой материкового типа и должны рассматриваться как элементы подводной окраины Африканского материка.

Из крупнейших орографических элементов Индийского океана упомянем также плато Крозе - типичное океаническое вулканическое образование, плато Кергелен, представляющее собой дале­ко выдающийся на север выступ Антарктической материковой платформы.

Для днищ котловин Индийского океана наиболее характерен рельеф абиссальных холмов. Плоские абиссальные равнины зани­мают лишь небольшую площадь ложа океана.

Рельеф ложа и срединных хребтов Тихого океана. В Тихом океане, площадь которого составляет почти половину всего Миро­вого океана, отмечается наибольшее разнообразие мегарельефа ложа. Срединные хребты Тихого океана (их два - Южно- и Вос­точно-Тихоокеанский) по строению напоминают Австрало-Антарк­тический: их широкие фланги имеют сравнительно слабо расчле­ненный рельеф, а рифтовая структура осевой зоны не так ярко проявляется, как в Срединно-Атлантическом или Аравийско-Ин-дийском хребтах. В строении срединных хребтов Тихого океана существенную роль играют секущие их вкрест простирания мощ­ные зоны океанических разломов. По разломам срединный хребет разбит на целый ряд сегментов параллелепипедальных очертаний, сдвинутых относительно друг друга по латерали 1 . Геофизические черты строения срединных хребтов Тихого океана аналогичны опи­санным для других срединно-океанических хребтов.

Между 40 и 30° ю. ш. от Восточно-Тихоокеанского хребта на юго-восток отходит Чилийский хребет, имеющий рифтовую струк­туру и отличающийся сейсмичностью и вулканизмом, поэтому его можно считать ответвлением срединно-океанической системы. Заметим, что Восточно- и Южно-Тихоокеанские хребты, как и Австрало-Антарктический хребет в Индийском океане, а также Чилийский хребет, морфологически отличаются от остальных сре­динно-океанических хребтов большой шириной и сравнительно малой расчлененностью рифтовой зоны. Сторонники концепции тектоники литосферных плит связывают эти черты с большой скоростью спрединга. Но возможно, что эти морфологические особенности говорят о молодости названныхморфоструктур. Благодаря такой морфологической специфике, их обычно (на кар­тах, в литературе) называют не хребтами, а поднятиями.

Другие линейно вытянутые орографические элементы дна Ти­хого океана (рис. 37) характеризуются океаническим типом зем­ной коры. Они имеют вид крупных валов, на сводах которых насажены вулканы, нередко образующие целые вулканические цепи. Наиболее грандиозен из них по протяженности, высоте и бурным проявлениям вулканизма океанического типа Гавайский хребет, увенчанный одноименными островами. Вулканы этих хреб­тов щитовые. Они извергают магму основного состава.

В Тихом океане особенно многочисленны плосковершинные подводные горы - гайоты (рис. 38). Наиболее распространены на подводных горах Маркус-Неккер, которые протягиваются в широтном направлении от южной части Гавайских островов на запад к островам Бенин и Волькано. Глубина над вершинами мно­гих гайотов достигает 2500 м (в среднем 1300 м). Как отмечалось выше, такая глубина, очевидно, указывает на погружение дна океана, так как предполагать столь значительное понижение его уровня в прошлом нет оснований.

Многие океанические сводовые поднятия имеют горные верши­ны, увенчанные коралловыми постройками - кольцевыми рифами, или атоллами. По данным геофизических исследований и бурения, горы, послужившие основаниями для коралловых рифов, также являются вулканическими образованиями. Интересно, что большая часть океанических сводовых хребтов и с вулканическими цепями, и с гайотами, и с коралловыми рифами приурочена к широкой полосе, пересекающей Тихий океан с юго-востока на северо-запад, от района острова Пасхи до Северо-Западной котловины включи­тельно. По мнению Г. Менарда, эти океанические поднятия явля­ются остатками древнего срединно-океанического хребта, который в конце мела - начале палеогена подвергся разрушению в резуль­тате мощных тектонических процессов. По глубоким разломам происходили бурные вулканические извержения, а затем крупные участки хребта испытали погружение. Возник лабиринт котловин, горных поднятий, вулканов, гайотов и коралловых атоллов - ис­ключительно сложный рельеф центральной и северо-западной частей ложа Тихого океана. О масштабах вулканических процес­сов того времени свидетельствует общий объем выброшенного вулканического материала. Он, по подсчетам Г. Менарда, оказался в десятки раз больше, чем суммарный объем эффузивов, слагаю­щих лавовые плато - Колумбийское и Декан. Вулканическим материалом сложены шлейфы у подножий подводных хребтов (остатки срединного хребта). Они имеют вид наклонных абис­сальных равнин, получивших название «островных шлейфов» или апронов. Наклонные равнины - один из специфических типов рельефа окраинных частей котловин ложа Тихого океана.

Ложе Тихого океана почти всюду отделено от материков глу­боководными желобами, поэтому поступление терригенного мате­риала с суши в Тихий океан невелико. В результате в котловинах Тихого океана мощность осадков небольшая. Всюду преобладает рельеф абиссальных холмов. Только в пределах залива Аляски имеется обширная плоская равнина, образованная молодыми и древними конусами выноса мутьевых потоков (см. гл. 20). Над равниной возвышаются многочисленные гайоты. Обширная абиссальная равнина занимает большую часть приантарктической котловины Тихого океана - котловины Беллинсгаузена. Широкое развитие абиссальных равнин отмечается и в приантарктических котловинах Индийского и Атлантического океанов. Это связано со значительным приносом терригенного материала плавучими льдами - айсбергами, образующимися благодаря стеканию льда с Антарктического ледникового щита.

Для ложа Тихого океана характерны зоны глубинных разло­мов широтного простирания, прослеживающиеся на протяжении нескольких тысяч километров. Они выражены в рельефе дна кот­ловин в виде вытянутых с запада на восток узких глыбовых хреб­тов-горстов и сопровождающих их ложбин-грабенов. Разломы пересекают также Восточно-Тихоокеанское и Южно-Тихоокеан­ское поднятия, причем отдельные сегменты этих поднятий, как уже упоминалось, сдвинуты относительно друг друга на сотни кило­метров. Таким образом, в Тихом и в Атлантическом океанах имеются бесспорные признаки значительных латеральных движе­нии земной коры. Однако главное значение в развитии мегарельефа дна океанов вообще и Тихого в частности принадлежит, по-видимому, вертикальным движениям земной коры. Для срединных хребтов основную роль играют положительные, а для ложа океа­на-отрицательные движения. Об этом свидетельствует нахожде­ние гайотов на глубинах, в десятки раз превышающих возможный размах колебаний уровня океана, и большая мощность коралло­вых известняков, слагающих океанические атоллы. Бурение на некоторых атоллах Тихого океана показало, что общая мощность коралловых отложений, начиная с эоцена, достигает 1400 м тогда как рифообразующие кораллы могут обитать лишь на глубинах до 50 м. Собственные колебания уровня океана за счет таяния ледниковых покровов не превышают 120 м Данные глубоководного бурения также свидетельствуют о значительных вертикальных движениях (преимущественно отрицательных) дна океана. По-видимому, за кайнозой средняя величина погружения дна океана составила около 1 км.

Главная » Значение слов » Срединно-океанические хребты. Тектоническая структура срединного хребта