Рельеф дна мирового океана - (реферат)

Главную роль в формировании донных водных масс играют антарктические воды. На пути донных потоков холодных антарктических вод, следующих на север, располагаются широтные и субщиротные звенья планетарной системы срединно-океанических хребтов, однако они не являются для этих потоков препятствием, так как рассечены поперечными ущельями, используемыми донными водами для стока из приантарктических котловин в океанические котловины, лежащие севернее.

К настоящему времени сложилось общее представление о циркуляции донных течений в Мировом океане. ИзученоАтлантико-Антарктическое донное течениев южной части Аргентинской котловины, оно прорывается через узкий проход в зоне Фолклендского разлома, растекается в обе стороны от прохода, но главным образом к западу и образуетЗападное фолклендское донное. Скорость Западного Пограничного донного течения, образующегося вдоль материкового подножия Северной Америки в Атлантическом океане благодаря донному стоку холодных вод из Норвежско-Гренландского бассейна у северного подножия плато Блейк, достигает 20 см/с. Из течений, образуемых стоком ненормально соленых вод, изученоЛузитанское течение(к западу от Гибралтарского пролива). Его скорость по данным непосредственных измерений на глубине 700– 800 м превышает 150 см/с.

Постоянные донные течения осуществляют массовую транспортировку осадочного материала. Подобно волнам и волновым течениям в береговой зоне моря, они создают своеобразные однонаправленные потоки движущегося осадочного материала. По аналогии с береговыми потоками наносов движение донного осадочного материала может прекратиться полностью или частично там, где по тем или иным причинам скорость донного течения понизится до критической величины, т. е. окажется недостаточной для перемещения частиц данной крупности и данного объема осадочного материала. В этом отношении наиболее хорошо изученоЗападное Пограничное донное. Оказалось, что крупнейшие донные формы рельефа в зоне действия этого течения – хребты Ньюфаундлендский и Блейк-Багамскийв действительности представляют собой гигантские аккумулятивные тела, сложенные косослоистыми осадками преимущественно илистого состава с песчаными прослоями, резко отличающимися по текстуре, структуре, составу от турбидитов–осадков мутьевых потоков, обычно широко распространенных в пределах материкового подножия.

Ньюфаундлендский хребет имеет вид мощной косы, сложенной толщей косослоистых алевритов с подчиненными слоями пелитовых осадков, по крайней мере до глубины 1, 5 км от поверхности дна эта толща прослеживается достаточно четко. Вполне очевидно, что осадочная толща столь огромной мощности может быть сформирована либо в результате очень обильного поступления осадочного материала, либо в результате большой длительности процесса накопления.

Другая, еще более крупная аккумулятивная форма, генезис которой связан с этим же течением, Блейк-Багамский хребет–гигантский дугообразно изогнутый в плане вал, сложенный толщей илистых и глинистых осадков с тонкими прослоями мелкого песка с косой слоистостью. Для внутреннего строения толщи характерны также образования, получившие название“гигантских знаков ряби”, или “гигантских рифелей” – своеобразных песчаных волн с шагом (т. е. расстоянием между ними) в 4 –5 км. Такие ритмические образовавания отмечены также и в толще, слагающей Ньюфаундлендский хребет. Длина вала более 400 км, ширина 100–200 км. Наиболее полно описываемая аккумулятивная форма очерчивается изобатой 4800 м, но вся ее северная треть лежит на значительно меньшей глубине (2000– 4000 м). По-видимому, и в Атлантическом, и в других океанах подобные образования, связанные с транспортировкой и аккумулирующей деятельностью донных течений, не являются исключением. Есть, например, указание на существование подобной формы(“хребет”). Дэвив южной части Коморской котловины в западной части Индийского океана (Канаев и др. , 1975), начало формирования которой относится к верхнемеловому времени. В Тихом океане давно известна крупнейшая аккумулятивная форма – Восточно-тихоокеанский экваториальный вал. Он начинается западнее осевой зоны Восточно-тихоокеанского хребта между 6 и 12° с. ш. и протягивается до островов Лайн. Глубоководное бурение показало, что вал сложен толщей карбонатных и карбонатно-кремнистых осадков. Наиболее глубокие из вскрытых бурением слоев имеют олигоценовый возраст. Мощность вала более 500 м. В отличие от ранее описанных форм это донное аккумулятивное образование сформировано при участии поверхностного экваториального течения и связано с зоной повышенной биологической продуктивности, приуроченной в восточной части Тихого океана к полосе апвел-линга, обусловленного дивергенцией экваториальных течений.

Донные течения со значительной скоростью препятствуют отложению тонких (глинистых или илистых) осадков. Так, распространение относительно крупнозернистых отложений на плато Блейк истолковывается как результат интенсивного воздействия Гольфстрима на дно в районе плато. При еще больших скоростях донные течения способны эродировать дно и вырабатывать долинные и русловые формы, весьма напоминающие речные долины на материках. , Крупные долинные формы, выработанные донными течениями на больших глубинах океана, мы предлагаем называтьабиссальными долинами.

В северо-восточной части Тихого океана выявлена целая система абиссальных долин протяженностью 1000– 1500 км каждая. Эти долины прорезают поверхность плоских абиссальных равнин –Аляскинской, Алеутской, Тафт. Возможно, что они также являются результатом эрозионной деятельности мутьевых потоков. По веерообразному рисунку планового расположения долин эти абиссальные равнины могут рассматриваться как гигантские и сильно уплощенные конусы выноса мутьевых потоков, сходные с уже упоминавшимися крупнейшими конусами выноса Ганга и Инда.

Итак, обзор некоторых результатов транспортирующей деятельности донных течений, их аккумуляционной и эрозионной работы убеждает нас в том, что на огромных пространствах дна океана энергично функционирует мощный экзогенный фактор рельефообразования, который до сих пор совершенно не принимался во внимание в общих схемах экзогенезиса рельефа нашей планеты.

Течения в морях и океанах осуществляют огромную работу по разносу взвешенного материала. На мелководье (шельф, береговая зона) приливными течениями создаются линейно ориентированные крупные ритмические аккумулятивные формы– песчаные гряды, осложненные поперечными (также ритмичными) образованиями – песчаными волнами. Песчаные гряды –преимущественно современные динамические образования; в тех случаях, когда они расположены на большой глубине, это, возможно, реликтовые формы. Как известно, поверхностные воды Мирового океана находятся в состоянии циркуляции, образующей систему квазистационарных течений, которые несомненно играют важную геологическую роль как фактор разноса взвешенного осадочного материала

Геологическая роль морских организмов. Роль организмов в геологической жизни океана велика и разнообразна. В ходе жизнедеятельности и при отмирании различных морских организмов происходит: накопление рыхлого осадочного материала (скелетов и покровных частей различных организмов, обычно кремнистого или известкового состава);

формирование массивных пород типа рифовых известняков и образуемых ими форм рельефа– коралловых рифов;

разрушение и разрыхление горных пород вследствие деятельности различных “камнеточцев”; переработка донных грунтов путем пропускания их через пищеварительный тракт илоедов, в результате которой донные отложения утрачивают слоистость и приобретают мелкокомковатую– копролитовую структуру.

Многие организмы улавливают взвеси и способствуют их осаждению. Известно, например, что мидии пропускают через себя в среднем 1, 5 л/ч воды, начисто отфильтровывая все взвеси, содержащиеся в воде. При высокой плотности населения мидий, ведущих обычно колониальный образ жизни, это означает, что 1 м2 поверхности мидиевой колонии перерабатывает за час до 150 т воды... Многие жители моря обладают избирательной способностью концентрировать в своих покровах и мягких тканях различные элементы и неорганические соединения, растворенные в морской воде. Особенно большое значение имеет способность организмов усваивать известь или кремнезем, извлекаемые ими из морской воды. Эти вещества практически безвозвратно выбывают из кругооборота и накапливаются в донных осадках. Извлечение извести из морской воды и ее осаждение в донных осадках–один из важнейших, начиная с архея, геохимических процессов, протекающих в поверхностных оболочках Земли с постепенно нарастающей интенсивностью (Страхов, 1976). Процесс биогенного осаждения кремнезема имеет меньшие масштабы, но, как показывают результаты глубоководного бурения, также весьма характерен по крайней мере для мезокайнозойского этапа истории океана.

Одна из интереснейших и обширных проблем изучения роли биогенного фактора в формировании отложений и рельефа дна Мирового океана–образование и развитие коралловых рифов. За последние 20 лет по этому вопросу опубликован ряд капитальных работ. Извлечение извести из морской воды сопровождается рельефообразующей деятельностью мельчайших организмов–коралловых полипов, результаты которой по своим масштабам вполне сопоставимы с результатами тектонических движений земной коры.

    Поступление осадочного материала в океаны

Материал, образующий поверхностный слой литосферы на морском дне, называют -морским грунтом. Морской грунт может быть представлен коренными породами, колониями живых организмов (коралловые рифы, устричные или пектеновые банки и др. ), скоплением рыхлого материала, состоящего из твердых частиц различного состава и генезиса. Этот тип морского грунта называютморскими отложениями или морскими (донными) осадками. Мировой океан – гигантский резервуар, в который различными путями поступает разнообразный осадочный материал(частицы горных пород, минеральные зерна, нерастворимые остатки морских организмов и др. ). Из него в ходе осаждения и накопления формируются различные типы морских отложений.

Процесс образования морских отложений называется морским осадкообразованием или морским седиментогенезом. Так как океан занимает более 2/зземной поверхности, а морские отложения имеют широчайшее распространение в пределах нашей планеты вообще, . становится ясным, какое большое значение имеет процесс осадкообразования в океане, который, очевидно, является одним из важнейших геологических процессов на Земле.

В процессе морского осадкообразования можно различать стадии: 1) поступления осадочного материала, 2) его разноса по площади моря или океана, 3) его дифференциации или сортировки и 4) стадию собственно седиментогенеза, т. е. образования устойчивых и закономерно построенных комплексов осадочных частиц– различных типов морских отложений (Страхов, 1954). Такое выделение последовательных стадий седиментогенеза по существу представляет собой методический прием, позволяющий более систематически ознакомиться с разными сторонами и явлениями, свойственными процессу морского осадкообразования. В действительности разнос и дифференция, поступление материала и его разнос, дифференциация и образование различных типов морских отложений тесно связаны между собой и пространственно и во времени, и выделение их носит в большой степени условный характер.

    Рельеф и осадки

Осадкообразование выступает как важнейший фактор выравнивания донного рельефа путем полного или частичного захоронения неровностей коренного ложа. В результате образуютсяплоские (при полном) или волнистые (при частичном захоронении) абиссальные равнины. Поскольку важную роль играет скорость осадкообразования, плоские абиссальные равнины обычно формируются в зоне контакта океанических или морских котловин с подводной окраиной материка, откуда поступает осадочный материал в наибольшем количестве. С различиями в скорости осадкообразования связано также выравнивание вершинных поверхностей океанических возвышенностей при значительно расчлененном холмистом рельефе дна смежной с возвышенностью котловины: на возвышенности отлагаются известковые илы, а в котловине– красные глины, во много раз уступающие им по скорости накопления. Осадкообразованию обязаны своим происхождением наклонные равнины материкового склона и подножия, гигантские абиссальные аккумулятивные формы, шлейфы у подножий хребтов, конусы выноса и др.

На шельфе процесс выравнивания идет при сочетании денудационного среза возвышенностей и заполнения впадин осадками. На материковом склоне совокупное действие денудационных и аккумулятивных процессов имеет тенденцию к выполаживанию ступенчатого склона за счет срезания бровок и накопления осадков в тыловых частях ступеней. Если материковый склон представлен уступом, то его выполаживание начинается снизу благодаря накоплению осадков, приносимых донными течениями, гравитационными процессами и осаждающихся в процессе нормальной седиментации у основания склона. По мере накопления материала шлейф растет, его верхняя кромка перемещается вверх по склону, а нижняя–вперед от основания склона. В обоих случаях материковый склон за счет выравнивания и выполаживания эволюционирует внаклонную равнину. Материковое подножие, как геологическая структура, зачастую представляет собой заполненный осадками прогиб или грабен. Обильное поступление осадочного материала как из толщи воды, так и с шельфа и материкового склона ведет не только к заполнению исходной тектонической депрессии, но и к образованию широкого аккумулятивного шлейфа– наклонной равнины материкового подножия, постепенно продвигающейся своим передним краем в пределы ложа. Особенно велика в этом процессе роль конусов выноса подводных каньонов. Здесь благодаря аккумулятивным процессам возникают наиболее значительные несоответствия между тектоническими и геоморфологическими границами, т. е. наибольшие отклонения границ морфоструктур от границ тектонических структур. Своеобразно процесс аккумулятивного выравнивания проявляется в глубоководных желобах. Большая часть осадочного материала поступает со стороны островных дуг и значительно меньшая–со стороны океана. Неравенство поступления материала со стороны островной дуги и со стороны океана способствует более интенсивному накоплению материала у основания склона желоба, прилегающего к островной дуге. В результате на днищах желобов создается заметный уклон в сторону океана, и максимальные глубины желобов оказываются приуроченными к приокеанской части дна желоба. Закономерности аккумулятивного выравнивания в котловинах переходных зон по существу аналогичны тем, которые характерны для океанических котловин.

    Значение процесса осадконакопления

Анализ процессов морского осадкообразования и типов морских отложений позволяет сделать заключение об их планетарном значении в развитии земной коры и эволюции рельефа земной поверхности. Сущность процесса заключается в перегруппировке твердого вещества, мобилизуемого, перемещающегося и накапливающегося в огромных объемах. Ежегодно на дне океана отлагается 22–25 млрд. т. твердого вещества, наращивающего океаническую часть земной коры. Ежегодно с поверхности материков смывается и сносится в океан колоссальный объем терригенного материала. Таким образом, процесс морского осадкообразования, являющийся в конечном счете процессом наращивания земной коры, сопровождается таким же планетарным процессом срезания земной коры в пределах материковых выступов.

    Глава IV. СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
    Срединно-океанические хребты и ложе океана

За андезитовой линией в Тихом и за внешней границей материкового подножия в других океанах простирается собственно дно океана, резко отличающееся по строению от переходных зон и тем более от подводных материковых окраин. Огромные пространства ложа занимают около 70% площади дна Мирового океана. Ложе океана отличается специфическими геофизическими особенностями и своеобразием не только земной коры, но и глубоких недр.

Дно океанов делится на два типа структур: 1) крупные, относительно стабильные и малосейсмичные области, имеющие очертания, близкие к изометрическим, и 2) подвижные вытянутые области, образующие пояса срединно-океанических хребтов. В тектонике за областями первого рода утвердилось названиеталассократонов, за вторыми – срединно-океанических подвижных поясов или рифтогеналей. В геоморфологии за совокупностью талассократоновых образований целесообразно сохранить емкий термин“ложе океана”, а за рифтогенальными поясами – название планетарной системы срединно-океанических хребтов.

Топография планетарной системы срединно-океанических хребтов. Пространственное прослеживание системы срединно-океанических хребтов начнем с Северного Ледовитого океана, где в начале 60-х годов был выявлен узкий и невысокийхребет Гаккеля. Несмотря на скромные размеры, он обнаруживает все признаки срединно-океанических хребтов. У пролива, отделяющего Гренландию от Шпицбергена, простирание хребта меняется на 90° и далее на юг протягивается следующее звено планетарной системы срединно-океанических хребтов– хребет Книповича. В районе Норвежского моря под 10° в. д. и 74° с. ш. хребет вновь меняет простирание на субширотное. Это звено системы получило названиехребта Мона. Хребет в районе острова Ян-Майен осложнен зоной разломов, в результате чего следующее звено– хребет Кольбейнсей – сдвинут по горизонтали почти на 200 км. Хребет Кольбейнсей субмеридионального простирания. Он подходит вплотную к северному побережью Исландии и переходит затем вБольшой грабен Исландии.

Западное ответвление зоны рифтогенеза и вулканизма Исландии выходит к мысу Рейкьянес, где срединно-океанический хребет продолжается уже на юго-запад от Исландии под названиемхребта Рейкьянес. Он прослеживается до поперечной зоны разломов Гибса, где вновь отмечается значительное горизонтальное смещение осевой линии хребта примерно на 250 км в восточном направлении. От разлома Гибса на юг вплоть до экваториальногоразлома Романш по медианной линии Атлантического океана протягивается Североатлантический хребет. Отрезок срединно-океанического хребта между впадиной Романш, расположенной на экваторе, и подводной горой Капитан Шпис, находящейся на 55° ю. ш. и 0° долготы, называется Южноатлантическим хребтом. Между горой Капитан Шпис и островами Принс-Эдуард протягивается субширотный Африканско-Атлантический хребет, который у 40° в. д. сменяется Западноиндийским хребтомстрого северо-восточного простирания. Он прослеживается до 70° в. д. и 35° с. ш... В этом районе система срединно-океанических хребтов разветвляется. На север, сначала почти меридионально, а затем в северо-западном направлении простираетсяАравийски-Индийский хребет. Он протягивается до подступов к Аденскому заливу, где срезается зоной разломов Оуэн. На юго-восток простирается Центрально-Индийский хребет, который заканчивается подводным плато Сен-Пол-Амстердам. От плато Сен-Пол-Амстердам начинается следующее звено системы срединно-океанических хребтов – Австрало-Антарктическое поднятие, которое протягивается почти в широтном направлении на восток до 138° в. д. и 50° ю. ш. , где его простирание резко меняется на субмеридиональное. Зона разломов Баллени, пересекающая срединно-океанический хребет близ 155°, может рассматриваться как граница этого поднятия сЮжнотихоокеанским поднятием – следующим звеном рассматриваемой орографической системы. Южно-тихоокеанское поднятие – субширотного простирания, с востока оно ограничено зоной разломов Элтанин. От этого разлома на северо-восток, а затем на север простирается один из крупнейших элементов планетарной системы срединно-океанических хребтов– Восточнотихо-океанское поднятие, которое прослеживается вплоть до Калифорнийского залива. Кроме перечисленных звеньев системы есть еще несколько горных поднятий, которые предположительно относят к системе срединно-океанических хребтов. Все они находятся в Тихом океане. Этогоры Горда и Хуан-де-Фука к западу от Орегонского побережья США; Чилийское поднятие – возможное ответвление системы срединно-океанических хребтов, протягивающееся от острова Пасхи к берегам Южного Чили; хребты Кокос и Карнеги, вместе с дном Панамской котловины. Красное море и Аденский залив Индийского океана, как и Калифорнийский заливв Тихом океане, в геотектоническом отношении также должны быть отнесены к срединно-океаническим хребтам.

    Морфология срединно-океанических хребтов

Морфологически срединные хребты –гигантские сводообразные линейно ориентированные поднятия или вздутия земной коры, протягивающиеся в виде сплошной цепи от Северного Ледовитого океана через Атлантический и Индийский в просторы Тихого океана. В срединно-океанических хребтах различают: а) осевую илирифтовую зону, для которой характерен резко расчлененный горный рельеф, обусловленный разломной тектоникой, и б) в меньшей степени расчлененныефланги хребтов. Ширина срединных хребтов от нескольких сотен до 2 тыс. км. По существу, это не хребты, а огромные нагорья, не имеющие по занимаемой площади и по протяженности равных среди горных систем суши.

В рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины, ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся относительно друг друга кулисообразно, а также узкие и асимметричные по поперечному профилю окаймляющие их гребни или небольшие хребты. Впадины обычно называютрифтовыми долинами, так как полагают, что они представляют собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т. е. рифты. Соответственно окаймляющие их хребты называют рифтовыми хребтами, а осевую зону в целом – рифтовой зоной . Существенным элементом рельефа рифтовой зоны срединно-океанических хребтов являются крупные, резко очерченные узкие впадины, связанные с зонами поперечных разломов, рассекающих срединные хребты и именуемыхтрансформными. Узкие впадины в большинстве случаев значительно глубже рифтовых долин. Такие формы рельефа нередки и в пределах ложа океана, так как большинство трансформных разломов продолжается в океанических котловинах, по обе стороны от срединного хребта.

Проведены морфометрические исследования особенностей строения рельефа рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Они выделили широкий диапазон уклонов поверхности: от нулевых, соответствующих днищам рифтовых долин и поперечных желобов до 30° на склонах.

Рифтовые зоны с резко расчлененным рельефом, где колебания глубин достигают 7 км, по обе стороны окаймлены обычно значительно более широкимифланговыми зонами. Эти зоны также характеризуются сложным ложбинно-грядовым рельефом, однако интенсивность расчленения меньше, чем в рифтовых зонах, а средние глубины расчленения закономерно уменьшаются от рифтовых зон к внешним границам срединно-океанических хребтов.

Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы срединно-океанических хребтов далеко неодинаково. Так, вхребтах Гаккеля, Мона, Кольбейнсейпрактически присутствуют только рифтовые зоны. Хребты очень узкие, а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км. ВАравийско-Индийском и Центральноиндийском хребтахтакже основную часть составляют рифтовые зоны, но они отличаются большей шириной и значительным вертикальным размахом рельефа (до 5 тыс. м), определяемым главным образом большой глубиной поперечных трогов. Западно-Индийский хребет отличается преимущественным развитием рифтовых долин при более слабом развитии зон поперечных разломов.

Наиболее типична для срединно-океанических хребтов морфология Срединно-Атлантического хребта, где широко развиты рифтовая и фланговая зоны, четко выражены рифтовая долина и хребты, не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с ними положительные и отрицательные формы рельефа. Австрало-Антарктическое, Южно- и Восточно-тихоокеанские поднятияотличаются от остальных звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон.

    Сейсмичность и вулканизм срединно-океанических хребтов

Срединно-океанические хребты, как уже упоминалось, отличаются сосредоточением эпицентров землетрясений и вместе с областями альпийской складчатости и современными геосинклинальными областями образуют важнейшие сейсмические пояса Земли. Фокусы землетрясений приурочены к рифтовым зонам и к секущим их разломам. В отличие от центров землетрясений в зонах Бениоффа здесь сейсмические очаги сосредоточены в зонах нормальных сбросов, не проникающих на большую глубину. Распространение центров землетрясений на глубину лишь нескольких десятков километров может рассматриваться как косвенный признак того, что астеносфера под срединными хребтами находится в состоянии, близком к жидкому или пластичному.

По средней плотности энергии землетрясений срединно-океанические хребты заметно уступают геосинклинальным областям (переходным зонам). Так, в областях Курило-Камчатской, Японской, Тонга энергия землетрясений от 14-1017 до 18-1010 Дж/км2, а на Восточно-тихоокеанском поднятии – 0, 5-1010 Дж/км2. Однако она несравненно больше, чем плотность энергии на океанических плитах, которые практически асейсмичны. Изучение микро землетрясений при помощи донных сейсмографов показало, что число регистрируемых сейсмических толчков в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов сравнимо с числом аналогичных по энергии землетрясений в наиболее сейсмоактивных районах материков. Очаги их оказались также приповерхностными (глубина залегания не более нескольких километров). Срединно-океаническим хребтам присущ современный и недавний вулканизм. Действующих вулканов в пределах планетарной системы срединно-океанических хребтов, по-видимому, немало, но известны преимущественно те, которые находятся на океанических островах–вершинах срединно-океанических хребтов. На Восточно-тихоокеанском поднятии, по-видимому, в историческое время вулканы действовали на островах Пасхи и Клиппертон, а также на ответвлении восточно-тихоокеанского поднятия, на котором расположены Галапагосские острова. Главный из них– остров Изабелла – массив из пяти слившихся щитовых базальтовых вулканов с крупными кратерами, очень похожих на Гавайские. В настоящее время гавайские вулканы продолжают действовать. В Индийском океане известны два острова с недавно действовавшими вулканами– Амстердам (900 м) и Сен-Поль. Первый из них представляет собой базальтовое плато с многочисленными небольшими вулканами, второй– крупный базальтовый вулкан с затопленным морем кратером. В Атлантическом океане на Срединно-Атлантическом хребте имеется ряд действующих или недавно действовавших вулканов. К северу от Исландии на острове Ян-Майен известен потухший вулканБьеренберг(2267 м) и еще один базальтовый купол с несколькими кратерами в юго-западной части острова. На самой Исландии, которая представляет собой материковый массив, вовлеченный в зону океанического рифтогенеза, известно более 140 вулканов, из них 26 действующих.

В группе Азорских островов на обширном базальтовом плато, являющимся крупным элементом структуры Срединно-Атлантического хребта, расположен ряд действующих и недавно, действовавших вулканов. Эти острова сложены базальтами, трахитами и андезитами. Массив Азорских островов–сложная многоярусная структура, имеющая складчатое геосинклинальное основание. Здесь не менее четырех–пяти действующих вулканов.

Распространение срединно-океанических рифтовых зон на окраинах континентов В нескольких районах земной поверхности срединно-океанические хребты вплотную подходят к окраинам континентов. В одних местах они на стыке с материковой окраиной затухают, а в других они“взламывают” окраину материка и даже проникают в глубь его. Так, ответвления Восточно-тихоокеанского поднятия – хребты Кокос и Карнеги, Чилийское поднятие – не обнаруживают явного продолжения на континенте. Хребет Гаккеля – самое северное звено планетарной системы срединно-океаническнх хребтов –теряет геоморфологическую выраженность с приближением к подводной окраине Азии и морфологически не прослеживается на шельфе. Попытки проследить продолжение рифтовых зон срединно-океанических хребтов на пространствах Якутии не привели к убедительным результатам.

Сочленение Восточно-тихоокеанского поднятия и западной окраины Северной Америки. Рифтовая зона Восточно-тихоокеанского поднятия, по данным американских авторов, продолжается в западной части США и Канады. Узкийграбен Калифорнийского заливарассматривается как крупная рифтовая долина или рифтовая зона. От вершины залива к северу система рифтов разветвляется. Одна ветвь– широко известная система разломов Сан-Андреас – определяет тектонику и новейшую геологическую структуру прибрежной Калифорнии... Собственно зона разломов Сан-Андреас (ее северный отрезок: – разлом Сан-Бенито) близ мыса Мендосино вновь уходит в океан. С ее дальнейшим океанским продолжением связаны крайние звенья системы срединно-океанических хребтов– подводные хребты Горда, Хуан-де-Фука, Эксплорер. Другая ветвь развита целиком в пределах материка. Она охватывает рифты Юта и их дальнейшее продолжение – рифтовую систему Скалистых гор, прослеженную до границы Аляски. Развитие разломов, связанных с рифтовыми зонами запада Северной Америки, происходило более или менее согласно с основными простираниями мезозойских структур, образующих главную часть горных сооружений этого региона Североамериканского материка. Рифтогенез“обновил”древние структуры, подчеркнул их выраженность в рельефе, но не вызвал сколько-нибудь значительной перестройки общего структурного плана территории.

    Сочленение Срединно-Атлантического хребта и Исландии.

Срединно-Атлантический хребет на отрезке между хребтами Кольбейнсей и Рейкьянес пересекает Исландию. В свете современных данных Исландия – окраинный континентальный массив, в срединной части существенно преобразованный рифтогенезом. В рельефе острова эта зона выражена в виде крупной тектонической депрессии, осложненной серией рифтовых ущелий и разделяющих их горных гребней, гряд, сложенных застывшими при трещинных излияниях лавами, зияющими тектоническими трещинами и крупными вулканами (более 20 действующих).

По современным данным разрез земной коры в районе Исландии сходен с разрезом континентальной коры, но отличается очень мощным“базальтовым” слоем (сейсмические скорости 6, 6 –7, 0 км/с), присутствием слоя повышенной плотности (до 7, 5 км/с), глубоким залеганием поверхности Мохоровичича (до 50 км) и сильно редуцированным“гранитным” слоем.

    Аденский рифт.

Ниболее изучено сочленение системы срединно-океанических хребтов с Африканско-Аравийской материковой платформой. Аравийско-Индийский хребет после пересечения его зоной разломов Оуэн испытывает сильный сдвиг к северу (примерно на 250 – 300 км). Западнее зоны разломов прослеживается Аденский рифт. Морфологически он выражен Аденским заливом. Рельеф дна залива сильно расчленен. Шельф практически отсутствует, если не считать очень узкой прибрежной отмели вдоль главным образом Аравийского побережья. Крутые борта раздвига на глубине 1000–2000 м сменяются дном впадины залива. Рельеф его характеризуется чередующимися рифтовыми долинами и хребтами северо-восточного простирания. Самая глубокая впадина расположена при входе в залив. Этовпадина Алула-Фартакс глубиной 5360 м. Мощность осадков во впадине невелика, но местами достигает 500 м, на поверхности это преимущественно фораминиферовые илы. Гребни рифтовых хребтов уплощены и нередко не имеют осадков. Здесь обнажаются базальты и диабазы.

Дно залива отличается высокой степенью сейсмичности. Особенно много эпицентров землетрясений приходится на рифтовые долины и их поперечные разломы. Все очаги землетрясений находятся на глубине не более 60 км. Выяснено, что на глубине 3– 4 км залегает кровля “базальтового слоя”, который на глубине 8 –10 км подстилается поверхностью Мохоровичича. Верхняя часть разреза, как это отчасти показали и последующие данные глубоководного бурения, выражена осадочным и вторым сейсмическим слоями. Отсутствие“гранитного”слоя в разрезе земной коры Аденского залива объясняется раздвиганием континентальных масс Аравийского полуострова и Африки и формированием новой океанической коры при образовании ювенильного и в высшей степени активного срединно-океанического хребта.

    Красноморский рифт.

У западного окончания Аденского залива происходит разветвление рифтовой зоны. Здесь расположена обширная вулканическая областьАфар, оконтуренная серией разломов, имеющая вид треугольника, заполненного лавовыми полями и толщами молодых эффузивов четвертичного возраста. К югу от Афара простираетсяЭфиопский рифт – самое северное звено обширной и сложно построенной системы Восточно-африканских рифтов. С этой системой связан современный и четвертичный вулканизм Восточной Африки, к ней относятся глубочайшиерифтовые озера Танганьика, Ньяса, Рудольф, Альберт. На северо-северо-запад от области Афар протягивается Красноморский рифт, выраженный в рельефе впадиной Красного моря. В отличие от Аденского залива Красное море имеет хорошо развитую прибрежную отмель, которая на глубине 100–200 м сменяется четко выраженным уступом, морфологически сходным с уступом материкового склона. Благодаря многочисленным коралловым постройкам прибрежная отмель имеет расчлененный рельеф.

Большая часть дна впадины Красного моря лежит в интервале глубин от 500 до 2000 м. Над волнистой донной равниной возвышаются многочисленные отдельные подводные горы, острова и подводные гряды, местами четко прослеживается серия ступеней, параллельных окраинам моря. Вдоль оси впадины проходит узкая глубокая борозда, которая и рассматривается как срединная рифтовая долина Красного моря. Максимальная глубина ее–3040 м. В нескольких впадинах в долине открыты мощные выходы ювенильных вод с температурой до 56, 5° С и соленостью до 257 ‰. Дно впадин сложено сцементированными осадками с очень высокими концентрациями различных металлов (меди, цинка, олова, серебра, золота, железа, марганца, ртути). Данные геофизических и геохимических исследований свидетельствуют об отсутствии“гранитного”слоя в пределах осевой борозды Красного моря. Это, как и ступенчатость дна главной впадины Красного моря, связывают с раздвигом рифта и“дрейфом”Аравии и прилегающей части Африканской платформы. На шельфе и на ближних к материку ступенях дна главной впадины обнаружен гранитный слой. Таким образом, раздвиг на месте Красного моря значительно меньше, чем в Аденском заливе. В северной части Красного моря рифтовая зона вновь разветвляется, образуя короткий (до 300 км)Суэцкий рифт, соответствующий одноименному заливу, и рифт залива Акаба, который продолжается на север в виде грабена Мертвого моря и Левантийских рифтов.

    Глава V. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ЛОЖА ОКЕАНОВ
    ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ЛОЖА ТИХОГО ОКЕАНА

Основные черты рельефа Тихого океана. По особенностям рельефа ложе Тихого океана разделяется на: 1) северную и центральную части; 2) южную и 3) юго-восточную части. Общий план расположения главных орографических элементов северной и центральной частей ложа Тихого океана образуется из системы гигантских дуг, выпуклых в плане к северо-востоку. Это дуги:

    Гавайского хребта;
    системы хребтов Маркус-Неккер – Лайн – Туамоту;
    Маршалловых островов и островов Гилберта – Тувалу;
    Каролинских островов и вала Ка-пингамаранги;
    вала Эуриапик.

Этот план несомненно отражает важную особенность структуры ложа Тихого океана, которая нам пока неизвестна. Отмеченные ранее изгибы линейных магнитных аномалий, а также очертания разновозрастных частей океанической коры при всей условности и спорности определения их возраста в целом соответствуют этому генеральному рисунку орографического каркасасеверной и центральной частей Тихого океана. Несколько горных систем (подводные основания островов Общества, Тубуаи, Южных островов Кука)не входят в упомянутые выше системы и располагаются параллельно им. Некоторые подводные хребты и возвышенности имеют совершенно иное простирание(Императорские горы, возвышенности Шатского, Хесса и Магеллана, Маркизские острова и острова Феникс). Резко выделяется своими очертаниями плато Манихики с Северными островами Кука, расположенными на его приподнятой периферии. Важнейшие орографические и тектонические элементы ложа Тихого океана –зоны разломов огромной протяженности и преимущественно широтного и субширотного простирания. Большинство их приурочено к самой крупной Северо-Восточной котловине Тихого океана: примерно параллельно друг другу следуют (с севера на юг)зоны разломов Чинук, Сервейер, Мендо-сино, Пайонир, Меррей, Молокаи, Кларион, Клиппертон, Галапагос, зона разломов Маркизских, островов. Они четко выражены в рельефе в виде комплексов специфических положительных и отрицательных форм рельефа. Специфичен рисунок изобат. Они как бы образуют лестницу, спускающуюся рядом гигантских ступеней от Маркизского разлома к разлому Меррей. Горные поднятия разделяют северную и центральную части ложа Тихого океана на ряд котловин. Самая крупная– Северо-Восточная – ограничена с запада и юго-запада Императорскими горами, хребтами Гавайским и Лайн-Туамоту, а на юго-востоке– Восточно-тихоокеанским поднятием. К западу от Императорских гор лежит Северо-западная котловина, в средней части которой расположена возвышенность Шатского. С юга котловина ограничена горами Маркус-Неккер. Для обеих котловин характерен преимущественно холмистый рельеф. В северной части Северо-Восточной котловины значительные площади занятыАлеутской, Аляскинской и Тафтской плоскими абиссальными равнинами, много гайотов, выделяется несколько зон разломов, не совпадающих по простиранию с широтными разломами(Императорская зона разломов и меридиональные разломы Амлиа и Адак). Обе котловины входят в число наиболее глубоких котловин Мирового океана: максимальная глубина Северо-Восточной котловины– 6741 м, Северо-Западной – 6671 м. В юго-западном секторе описываемой части Тихого океана располагаются: Восточно-Марианская котловина, ограниченная горами Маркус-Неккер, Маршалловыми и Каролинскими островами с максимальной глубиной 6770 м; южнее следуют (с запада на восток) котловиныЗападнокаролинская (5650 м); Восточно-каролинская, в пределах которой расположен глубокий трог Муссау (7021 м); Меланезийская (5634 м), в средней части которой возвышается описанная ранее гора (поднятый атолл) Науру; Центральная котловина, в которой расположены многочисленные океанические поднятия – возвышенность Магеллана, подводные основания островов Феникс и Такелау, плато Манихики; в средней части котловина пересечена зоной разлома Нова-Кантон, к одному из трогов зоны приурочена максимальная глубина котловины (7600м). Южная часть ложа Тихого океанаделится Южно-тихоокеанским срединно-океаническим хребтом на две части. К северу от него находитсяЮжно-тихоокеанская котловина. Максимальные глубины котловины находятся в ее северной части, вблизи желоба Тонга (6090 м). В средней части котловина разделена грядой подводных гор, связанных сзоной разломов Элтанин.

К югу от Южно-тихоокеанского поднятия лежит обширная котловина Беллинсгаузена(5020 м), в которой благодаря интенсивной аккумуляции айсбергового материала обширную площадь занимают плоские абиссальные равнины. Между Новозеландским континентальным массивом, поднятием Лорд-Хау и Австралией расположенаТасманова котловина с многочисленными гайотами, небольшим подводным хребтом Дампье и преимущественно холмистым рельефом (максимальная глубина 5604 м). Особый регион ложа Тихого океана – юго-восточный –расположен к востоку от Восточно-тихоокеанского хребта. От котловины Беллинсгаузена он отделен Чилийским поднятием. По-видимому, это ответвление срединного хребта. Глыбовые хребтыСала-и-Гомес и Наска делят эту часть ложа океана па две котловины: Чилийскую (глубина 5000 м) и Перуанскую (4525 м). В западной части Перуанской котловины расположено слабо изученное Галапагосское поднятие, которое отделяет от Перуанской котловины небольшую котловину Бауэр (5126 м). К северу от разлома Галапагос расположена Гватемальская котловинас максимальной глубиной 4199 м. Для всех котловин характерен рельеф абиссальных холмов и крайне медленное осадконакопление. Это связано с тем, что они отделены от прилегающих континентов глубоководными желобами, служащими ловушками для терригенного материала, поступающего в океан . с континентов.

Тектоника ложа Тихого океана. Каждая котловина может рассматриваться как гигантская талассосинеклиза, т. е. устойчивый участок океанической плиты, испытывающий медленное погружение и разбитый региональными разломами на более мелкие глыбовые (блоковые) структуры. Крупные положительные формы рельефа образуют соответственно оводовые или глыбовые поднятия океанической коры– талассоантеклизы. С большинством из них связаны вулканические формы рельефа. Многие вулканические горы имеют вид гайотов. Это, а также данные о мощностях коралловых построек свидетельствуют о преимущественно отрицательных движениях земной коры в пределах ложа океана. Наличие отмирающих или поднятых атоллов свидетельствует о местных положительных движениях. На основе такого рода данных установлено слабое поднятие отдельных участков хребтов островов Гилберта, Эллис, Лайн и восточной гряды островов Туамоту, а также значительные поднятия восточной части Гавайского хребта.

В Северо-Восточной котловине отчетливо выражены дифферинцированность отрицательных вертикальных движений ложа океана, и это нашло отражение в образовании нескольких ступеней глубин, ограниченных зонами океанических разломов. Следовательно, в котловине можно выделить несколько плит или глыб, существенно отличающихся интенсивностью опускания. Не вызывает сомнения блоковый (глыбовый) характер и ряда других структур ложа Тихого океана, также выделяющихся по днфференцированности вертикальных движений. Геодинамика ложа Тихого океана определяется латеральными движениями нескольких крупных плит литосферы– Тихоокеанской, Североамериканской, Антарктической, Перуанско- Чилийской – и более мелких – Панамской, Гватемальской, Техуантепекской. Считают, что скорость раздвижения рифта и соответственно перемещения плит Южно- и Восточно-тихоокеанского поднятий соответственно равна 2, 0– 4, 0 и 4, 2 –6, 0 см/год. Тихоокеанская плита движется на запад с разворотом на север и подвергается субдукции (погружению) в зонах Бениоффа практически на всем протяжении западной и северной окраин Тихого океана. Перуанско-Чилийская плита перемещается на восток и погружается в Перуанский и Чилийский глубоководные желоба. Панамская и соседние с ней мелкие плиты перемещаются в восточном и северо-восточном направлениях и также испытывают субдукцию на стыке с ограничивающим их Центральноамериканским желобом.

Субдукция Тихоокеанской плиты происходит и на севере. Североамериканская плита. с запада и с востока ограничена рифтовыми зонами. Теоретически где-то в средней части Северной Америки должна проходить зона поглощения плит. В действительности этого нет. Еще сложнее обстоит дело со спредингом в области Антарктической плиты, которая со всех сторон окружена рифтовыми зонами. Она должна испытывать движение, направленное к ее центру, со скоростью 1, 6– 2 см/год в Атлантике и 2, 8 – 3 см/год в южной части Индийского океана.

    ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ЛОЖА ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА
    Рельеф ложа Индийского океана.

Орография дна Индийского океана определяется прежде всего срединно-океаническими хребтами, которые разделяют Индийский океан на Африканский, Азиатско-Австралийский и Антарктический сегменты. Африканский сегмент ложа, ограниченный с востока и юго-востока Западно-Индийским и Аравийско-Индийскимсрединными хребтами, имеет особенно сложный рельеф. Из крупных хребтов сегмента отметимМаскаренский, Амирантский, Чейн, а также возвышенность Мединглей, лежащую к северо-востоку от Маскареиского хребта. Кроме линейно ориентированных поднятий в этом районе много отдельных гор. Иные из них выступают над уровнем океана и образуют острова.

Большая часть Мозамбикского пролива, также находящегося в описываемом сегменте, относится к подводной окраине африканского материка; южная его часть, ограниченнаяМадагаскарским и Мозамбикским выступамиподводной континентальной окраины, образует довольно изолированную океаническую котловину с максимальной глубиной 6046 м. На границе с подводной окраиной материка расположена небольшая плоская абиссальная равнина, остальная часть дна котловины имеет холмистый рельеф. К северу и востоку от Мадагаскара, имеющего типичную материковую структуру, расположены котловиныСомалийская. Маскаренская и Мадагаскарская. Сомалийская – самая крупная котловина (максимальная глубина –5477 м приурочена к Амирантскому желобу). В северной ее части проходит узкий глыбовыйхребет Чейн, связанный с зоной разломов Оуэн, пересекающей севернее срединный хребет. Значительная часть дна котловины – плоская абиссальная равнина. Маскаренская котловина(максимальная глубина 5342 м) отделена от Сомалийской Амирантским и Маскаренским хребтами. В западной части котловины рельеф выровненный, в восточной изобилуют холмы, подводные горы и гряды, генетически связанные с многочисленными разломами, косо секущими Аравийско-Индийский хребет. Поднятыйатолл Громлени резкие колебания глубин свидетельствуют о значительной дифференциации вертикальных движений ложа.

Очень интересны рельеф и геологическая структура Маскаренского хребта. По существу, это гетерогенная морфоструктура, состоящая из нескольких плосковершинных мелководных массивов. Самую северную его часть образует Сейшельская банка с одноименными островами, настоящий микроконтинент, сложенный гранитами, возраст которых 600 млн. лет. Южнее расположенабанка Сайя-де-Малья с минимальными глубинами над ней 7 –20 м. Обследование банки (Федоров, Данилов, 1980) показало, что она сложена осадочными карбонатными породами (основание толщи палеогенового возраста) мощностью более 1600 м, залегающими на базальтах. Сходное строение имеетбанка Назарет. Остров Маврикий с подводным основанием представляет собой горный вулканический массив. Загадочное образование – Амирантский хребет, по очертаниям очень похожий на островную дугу, к тому же сопровождающуюся Амирантским “желобом”. Вершины подводных гор, образующих хребет, увенчаны коралловыми постройками. Мадагаскарская котловина(максимальная глубина 5815 м) имеет преимущественно грядово-холмистый рельеф. Земная кора и пределах котловины разбита многочисленными разломами. Наиболее значительный из нихразлом Маврикий, с которым связан современный вулканизм (остров Реюньон). Главные орографические элементы западной части Азиатско-Австралийского сегмента ложа Индийского океана – хребты Мальдивский и Восточноиндийский. К западу от Мальдивского хребта расположена Аравийская котловина. В западной части котловины протягивается небольшой глыбовый хребет Меррей, генетически и пространственно связанный с зоной разломов Оуэн. Севернее эта зона прослеживается в структурах шельфа и континента в виде сейсмической зоны Кветта. Большая часть Аравийской котловины заполнена подводным конусом выноса Инда, по южной периферии которого протягивается неширокая абиссальная плоская равнина с возвышающимися над ней подводными горами.

Центральная котловина на севере занята еще более грандиозным конусом выноса мутьевых потоков, связанным с подводным каньоном Ганга. По периферии конуса протягивается плоская абиссальная равнина. В южной части котловины преобладает волнистый и холмистый рельеф, есть крупные подводные горы и небольшойглыбовый хребет Ланка. Мальдивский хребет, разделяющий котловины, имеет широкий уплощенный свод. Глубины над ним невелики, на свод насажено множество коралловых построек– очень крупных атоллов, состоящих нередко из маленьких атоллов – “фарос”. Южную часть хребта образует банка Чагос с одноименными коралловыми островами. Восточно-Индийский хребет, ограничивающий Центральную котловину с востока, уникален как по прямолинейности, так и по длине. Он почти точно вытянут по 90-му меридиану, поэтому па английских и американских картах он называетсяНайнти-Ист Ридж. Его протяженность более 4 тыс. км. Он явно глыбовый. Это система узких горстов, вытянутых вдоль мощной зоны разломов и сопровождающихся с восточной стороны глубокой депрессией типа грабена. От южного окончания хребта к востоку отходитхребет Брокен или Западно-австралийский – типичный косой горст, наклоненный к северу и резко обрывающийся к югу, где параллельно ему проходитсистема разломов Диамантина. Она представлена несколькими короткими и узкими горстами и глубокими узкими грабенами-трогами Обь и Диамантина (максимальная глубина 7102 м). Зона разломов простирается к востоку почти параллельно северной границе срединного хребта (Австрало-Антарктического поднятия) и затухает южнее Большого Австралийского залива.

Восточно-Индийский хребет и Австрало-Антарктическое поднятиеобразуют границы восточной части Австрало-Азиатского сегмента ложа Индийского океана. Здесь, несколько южнее 10° ю. ш. с запада на восток, протягивается вал типа оводового поднятия с насаженными подводными вулканами, разбитый поперечными разломами на отдельные блоки и известный под названиемКокосового поднятия. Один из Кокосовых островов – атолл Килинг – был впервые описан Ч. Дарвином. Остров Рождества, также расположенный в этом районе, представляет собой поднятый (до высоты 350 м) коралловый риф.

К северу от Кокосового поднятия расположена Кокосовая котловина, северная часть которой занята обширным конусом выноса мутьевых потоков, проникающих сюда из Бенгальского залива. Дно южной части котловины характеризуется холмистым рельефом. Имеется несколько крупных подводных гор. К югу от Кокосового поднятия лежитЗападно-австралийская котловина(максимальная глубина 6218 м) с исключительно холмистым рельефом. На юге она ограничена Западно-австралийским поднятием, а также порогом, примыкающим к выступу подводной окраины Австралии– плато Кювье. Порог отделяет лежащую южнее котловину Натуралиста с одноименной абиссальной равниной и максимальной глубиной 6035 м. Ряд котловин Австрало-Азиатского сектора заканчивается Южно-австралийской котловиной, большую часть дна которой занимает значительная по площади плоская абиссальная равнина.

Антарктический сегмент ложа Индийского океана включает три котловины – Асрриканско-Антарктическую, Крозе и Австрало-Антарктическую. Первая из них имеет максимальную глубину 6972 м; большая часть ее дна занята обширной плоской абиссальной равниной, сложенной с поверхности диатомовыми осадками. На севере котловина ограничена вулканическимплато Крозе, а на востоке – далеко выдвинутым в океан Кергеленским выступом подводной окраины Антарктиды. К северу от плато Крозе расположена котловина Крозес максимальной глубиной 5625 м и преимущественно крупнохолмистым вертикальным расчленением. В Австрало-Антарктнческой котловине (максимальная глубина 6089 м) южная часть дна выровнена, в северной преобладает крупнохолмистый рельеф. Тектоника ложа Индийского океана. Особенности рельефа ложа Индийского океана и общая картина сетки разломов позволяют выделить рядталассосинеклиз –Сомалийскую, Маскаренско-Мадагаскарскую. Аравийскую, Центральную, Кокосовую, Западно-австралийскую, Южно-австралийскую, Мозамбикско-Агульясскую, Крозе, Африкано-Антарктическую и Австрало-Антарктическую. Это –устойчивые глыбы или плиты, обладающие общей тенденцией к погружению. Разделяющие ихталассоантеклизы, (или талассоантиклинории) – либо линейно ориентированные сводово-глыбовые поднятия с выровненными вершинными поверхностями, либо горстовые структуры. К первым относятсяМальдивский и Маскаренский хребты, ко вторым – хребты Чейн, Меррей, Восточно-Индийский, Западно-австралийский. Кокосовый валзанимает промежуточное положение. Видимо, это сводовое поднятие, сильно разбитое разломами и превратившееся в систему горстовых морфоструктур. Раскрытием рифта и разрастанием океанского дна наиболее убедительно объясняется разделение Гондваны на Африканскую, Индийскую и Антарктическую плиты и образование Индийского океана. В первоначальной схеме Э. Булларда (1971) выделялись только эти три плиты и их перемещениями объяснялась история Индийского океана. Принималось, что Африканская плита неподвижна. Однако и при таком допущении остается нерешенным вопрос о динамике Антарктической плиты.

    ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ЛОЖА АТЛАНТИЧЕСКОГО ОКЕАНА

Главный орографический элемент Атлантического океана – Срединно-Атлантический хребет. Он занимает лишь немногим меньшую площадь, чем собственно ложе океана (соответственно 24, 6 и 37, 6%), и делит весь океан на две примерно одинаковые по площади части.

К западу от срединного хребта расположен Ньюфаундлендский хребет. Бермудское плато, хребет Барракуда, поднятие Сеара, плато Риу-Гранди. Вместе с выступами подводных окраин материков и Срединно-Атлантического хребта они делят западную половину ложа Атлантического океана наЛабардорскую, Ньюфаундлендскую, Североамериканскую, Гвианскую (Гайанскую), Бразильскую и Аргентинскую котловины. Баффиново море и Норвежско-Гренландский бассейн рассматриваются обычно как части Северного Ледовитого океана. Ньюфаундлендская (максимальная глубина 5160 м) и Лабрадорская котловиныпо существу единое целое. Большая часть их занята плоской абиссальной равниной, пересеченной в субмеридиональном направлении абиссальнойдолиной Хейзена. С юга Ньюфаундлендская котловина ограждена одноименным хребтом, который, как показали сейсмоакустические исследования, представляет собой гигантскую аккумулятивную форму, связанную с перемещением осадочного материала донными глубоководными течениями.

Североамериканская котловина – одна из крупнейших котловин ложа Атлантического океана (максимальная глубина 7110 м). Почти в центре северной части котловины расположеноБермудское плато. В северной части котловины выделяются также цепь вулканических гор Келвин и вулканический массив Корнер (или Угловое поднятие). К югу от Бермудского плато простирается волнистая абиссальная равнина, а по периферии котловины– плоские абиссальные равнины Сом, Гаттерас и Нарес. С юго-запада котловина граничит с Блейк-Багамским хребтом – крупной абиссальной аккумулятивной формой и с Внешним Антильским валом. Вал протягивается вдоль желоба Пуэрто-Рико. Вместе с расположенным на его продолжении глыбовым хребтом Барракуда он отделяет Североамериканскую котловину отГвианской. Приток терригенного осадочного материала обеспечивает почти повсеместное развитие в пределах Гвианской котловины плоской абиссальной равнины(равнина Демерара). Максимальная глубина Гвианской котловины (5109 м) приурочена к ее северо-западной части, где преобладает холмистый рельеф. Небольшим сводово-глыбовымподнятием Сеара(Ильин, 1976), осложненным отдельными подводными вулканами, Гвианская котловина отделена откотловины, Сеара. Максимальная глубина котловины Сеара 4700 м, дно ее занято одноименной плоской равниной. Следует отметить еще две абиссальные долины– долину Вайдл с глубиной вреза до 250 м (соединяет Североамериканскую и Гвианскую котловины) и долинуПернамбуко (соединяет Гвианскую и Бразильскую котловины). Крупнейшая в западной части океана котловина – Бразильская... Она имеет преимущественно холмистый рельеф дна, а на небольшом участке – равнине Пернамбуко – волнистый. В Бразильской котловине много подводных вулканов. Некоторые из них возвышаются вершинами над уровнем моря и образуют вулканические острова (Фернанду-ди-Норонья, Тринидад, Мартин-Вас). Расположение подводных гор подчиняется широтным зонам разломов.

С юга Бразильская котловина отделена от Аргентинской плато Риу-Гранди. Рельеф плато сложный. Над платообразными поверхностями поднимаются отдельные подводные горы. Восточная часть плато имеет вид узкого, с плоской вершиной хребта, вытянутого в меридиональном направлении. Между плато и подводной окраиной Южноамериканского материка проходитабиссальная долина Вима, по которой стекают донные воды из Аргентинской котловины в Бразильскую. Большую часть дна Аргентинской котловины занимают волнистая равнина и (в восточной части) рельеф абиссальных холмов. На западной окраине котловины есть узкая плоская абиссальная равнина, а в южной части– крупная подводная аккумулятивная форма – хребет Сапиола, образование которого связано с приносом донных осадков и нефелоидов донным Антаркитическим течением. Крупных подводных гор в Аргентинской котловине нет, но сейсмоакустические профили показывают, что в западной части котловины под толщей осадков погребено несколько гор до 2– 2, 5 км относительной высоты. К югу от Аргентинской котловины находится оводовое поднятие – Южноантильский внешний валс умеренными формами расчленения. Южнее между срединно-океаническим хребтом и Антарктидой расположенаАфриканско-Антарктическая котловина. Условная граница между Атлантическим и Индийским океанами проводится по 20° в. д. Если учитывать эту границу, то в Атлантическом океане находится только западная часть котловины с обширной плоскойабиссальной равниной Уэделла. Для северной части котловины типичен рельеф абиссальных холмов. В восточной части ложа Атлантического океана выделяются Азорско-Бискайский или Боковой хребет, массив Горриндж с поднятием Мадейра, поднятия Канарских островов и островов Зеленого Мыса, плато Сиерра-Леоне, Гвинейское поднятие и хребет Китовый. Они делят восточную часть Атлантического океана на Западноевропейскую (максимальная глубина 5023 м). Иберийскую (5815 м), Канарскую (6549 м), Зеленого Мыса (7282 м), Сиерра Леоне (6040 м), Гвинейскую (5215 м), Ангольскую (6050 м) и Капскую (5457 м) котловины. Западноевропейская котловина расположена между Исландско- Фаррерским порогом и подводной возвышенностью Роколл – погруженными частями подводной окраины Европейского материка (с севера) и Боковым хребтом (с юга). Боковой хребет – горст с несколькими вулканическими вершинами вдоль продольного разлома. Дно котловины–преимущественно холмистая абиссальная равнина, только в Бискайском заливе и к северо-западу от него протягивается узкаяБискайская плоская равнина... Дно Западноевропейской котловины с севера на юг прорезает крупная (длиной около 3500 км) абиссальнаядолина Мори, морфологически сходная с долиной Хейзена. На большом протяжении долина сопровождается аккумулятивными валами до 50 м высоты. В северной части котловины выделяются две гигантские аккумулятивные формы– “осадочные хребты” Гардар и Фени, образование которых связывают с усиленным поступлением осадочного материала с Исландско-Фарерского порога. НебольшаяИберийская котловинав центральной части занята плоской абиссальной равниной. Она соединяется с Бискайской равнинойущельем Тэта.

К югу от Иберийской котловины рельеф ложа океана очень пересечен. Его особенности определяются глыбово-вулканическим хребтом Гориндж с одноименной подводной горой, группой других подводных гор и поднятием. Мадейра. Весь район характеризуется обилием подводных вулканов. Дно обширных Канарской (максимальная глубина в одном из океанических трогов 6549 м) и Зеленомысской котловинпо строению поверхности может быть разделено на три субмеридиональных зоны: западную, холмистую; среднюю узкую плоскую абиссальную равнину; восточную, в пределах которой океаническая кора полностью перекрыта наклонной равниной материкового подножия. Вулканическиеподнятия Канарских островов (в их числе четыре действующих вулкана) и островов Зеленого Мыса (один действующий) – также элементы подводной окраины Африканского материка. Поднятие Сиерра-Леоне отличается ненормально высокими скоростями сейсмических волн (7, 0–7, 3 км/с), что связывают с внедрением ультраосновных пород в земную кору и с сильной мета-морфизацией пород коры. Дно небольших котловинСиерра-Леоне и Гвинейской занято плоскими равнинами, окруженными абиссальными холмами. Максимальные глубины котловин соответственно 6040 и 5212 м.

На северо-восток от обширного лавового плато, расположенного на восточном фланге Срединно-Атлантического хребта в районе о-ва Св. Елены, протягивается широкоеГвинейское поднятие. Наиболее характерный элемент поднятия – Камерунская зона разломов, с которой связаны вулканические сооружения подводных гор ВНИРО и Ширшова и островов Пагалу (Анобон), Сан-Томе, Принсипи и Масиас-Нгема-Бийого (Фернандо По). Далее зона разломов протягивается в пределах Африканского континента. К ней приурочен действующий вулкан Камерун и группа центрально-сахарских вулканов, среди которых есть действующие.

Дно Ангольской котловины, лежащей к югу и к югу-востоку от Гвинейского поднятия, также в значительной степени перекрыто наклонными шлейфами материкового подножия, в том числе– обширным конусом выноса подводного каньона Конго. Центральная часть котловины –плоская абиссальная равнина, южная часть занята абиссальными холмами. В самом южном углу котловины располагается группа подводных гор, имеющих общее основание, из них наиболее значительная– гора Вюст (около 4 км относительной высоты). Китовый хребет – глыбовое горное сооружение. Он состоит из трех крупных блоков, разделенных седловинами, имеет крутые склоны и уплощенную вершинную поверхность. Выравненность последней, видимо, в большой (а может быть, и в основной) степени связана с накоплением мощной толщи известковых отложений.

Капская котловина, расположенная к югу от Китового хребта (5457 м), отличается преимущественным развитием рельефа абиссальных холмов, а также большим числом подводных вулканических гор, сосредоточенных главным образом в южной части котловины. Группа этих гор отделяет Капскую котловину откотловины. Агульяс, которая в основном может рассматриваться как элемент ложа Индийского океана. Морфологически она сходна с Капской котловиной.

Считается, что Атлантический океан образовался как результат раскрытия рифта в осевой зоне Срединно-Атлантического хребта. Все особенности рельефа и структуры дна Атлантического океана объясняются взаимными перемещениями четырех главных плит– Американской, Евразийской, Африканской и Антарктической.

    ХАРАКТЕРНЫЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ЛОЖА СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА

Северный Ледовитый океан –единственный океан, в пределах которого ложе занимает меньшую часть площади океанического дна. Обычно в глубоководной части Северного Ледовитого океана выделяют два крупных бассейна– Арктический и Норвежско-Грен-ландский. Особняком расположен бассейн Баффинова моря, который по природным условиям несомненно ближе тяготеет к Северному Ледовитому океану, чем к Атлантическому.

    Рельеф ложа Северного Ледовитого океана.

В Норвежско-Гренландском бассейне главным орографическим “стволом” служит срединно-океанический хребет. К северо-западу от хребта лежит Гренландская, к юго-востоку – Норвежская и Лофотенская котловины. Последние две котловины отделены друг от друга погруженным выступом подводной континентальной окраины– краевым. плато Воринги расположенными на его продолжении несколькими узкими возвышенностями, генетически связанными с зонойразломов Ян-Майен.

Дно Гренландской и Лофотенской котловин не отличается сложностью. Большую часть их площади занимают соответственноГренландская и Лофотенская абиссальные плоские равнины. Значительную площадь в Лофотенской котловине образуют мощный Медвежинский конус выноса, который, видимо, частично подстилается океанической земной корой. Обе котловины сравнительно неглубоки (соответственно 4848 и 3220 м).

Значительно сложнее рельеф Норвежской котловины. Хребтами Ян-Майенским и Норвежскимона подразделяется на три довольно самостоятельных бассейна. Самый значительный из них носит названиеИсландского плато. Это вулканическое лавовое плато ограничено с запада срединным хребтом (Кольбейнсей), а с востока – хребтом Ян-Маиен, сводовым меридионально вытянутым поднятием. со слабо расчлененными склонами и уплощенной вершинной поверхностью. От района его причленения к Фарерско-Исландскому порогу в северо-восточном направлении отходитНорвежский хребет. Он состоит из группы подводных гор и гряд, протягивающихся вдоль четко выраженной ложбины типа узкого грабена. Юго-восточнее Норвежского хребта рельеф дна котловины представлен плоской абиссальной равниной, северо-западнее– абиссальными холмами. В этом районе находится самое глубокое место котловины – 3921 м. Баффиново море, как упоминалось, целесообразно считать также частью Северного Ледовитого океана. Котловина его отделена от Атлантического океана относительно высокимДэвисовым порогом, сложенным, вероятно, континентальной земной корой. Рельеф дна глубоководной котловины Баффинова моря представлен плоской абиссальной равниной в центральной части котловины и абиссальными холмами и волнистой равниной по ее периферии. Основную часть Северного Ледовитого океана занимает Арктический бассейн с окружающими его подводными окраинами Северной Америки и Евразии. Согласно этим представлениям, вдоль евроазиатского материкового подножия протягиваетсяхребет Гаккеля – самое северное звено планетарной системы срединно-океанических хребтов. Параллельно ему между шельфом Новосибирских островов и Землей Пири (северная оконечность Гренландии) вблизи полюса расположен массивный, со слабо расчлененными склонами и уплощенной вершинойхребет Ломоносова, который следует отнести к сводово-глыбовым хребтам. Следующий пояс поднятий образуютплато Арлюс, глыбовый хребет Менделеева, такого же происхождения хребет или плато Альфа. Названные поднятия делят Арктический бассейн на несколько котловин. Между материковым подножием Евразии и хребтом Гаккеля расположена узкая котловина Нансена (максимальная глубина 3925 м), большая часть которой занята абиссальной равниной Баренц. Между хребтами Гаккеля и Ломоносова лежит котловина Амундсенас обширной плоской абиссальной равниной (самая глубокая в Арктическом бассейне океана–максимальная глубина 4316 м). Между плато Альфа и хребтом Ломоносова расположенакотловина Макарова с максимальной глубиной 3863 м. Дно котловины – плоская абиссальная равнина (равнина Флетчер). Менее глубоководную (менее 3 тыс. м) часть океана между хребтами Ломоносова и Менделеева выделяют каккотловину Толля, или котловину Подводников (2792 м). Дно ее занято абиссальной равниной Врангеля. Между подводной окраиной Северной Америки и хребтом Менделеева с плато Альфа простирается самая большая котловина Северного Ледовитого океана– Канадская или Бофорта. Ее максимальная глубина 4108 м, большая часть ее дна лежит на глубинах 3500 м. С запада котловина ограниченаЧукотским выступом –краевым плато, относящимся к подводной континентальной окраине. Большую часть дна котловины занимают обширные плоские абиссальные равнины(Канадская и Менделеева), а юго-западную часть – мощный конус выноса Макензи. На окраине котловины, примыкающей к плато Альфа, выделяется несколько подводных гор.

    ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

Специфика освоения Мирового океана настолько своеобразна и значение для всего живого на Земле так велико, что проблемы Мирового океана вообще, и рельефа дна в частности, занимают важное место в системе наук о земле. Мировой океан обеспечивает дальнейшее развитие жизни на Земле благодаря своей роли регулятора температуры, производителя кислорода и другим важнейшим функциям. Сегодня наиболее важной становится экологическая проблема и защита океана от последствий воздействия человека.

Сегодня еще очень мало используется энергия океана (волн, приливов, химической и температурной неоднородности водной среды), как один из видов возобновляемой экологически чистой энергии. С учетом того, что энергия приливов по оценке ученых, в 2000 раз превышает годовой запас энергии всех рек мира, данное направление в развитии мировой энергетики рассматривается как перспективное. Постоянным возобновляемым ресурсом является и кинетическая энергия волн и именно в шельфовой зоне она достигает высокой концентрации. Перспективным остается вопрос использования энергии течений

Успехи современной радиоэлектроники способствовали дальнейшему развитию кабельной связи в морях о океанах, которая рационально дополняет космические системы связи с использованием искусственных спутников Земли. Именно рельефом дна определяется оптимальный путь прокладки таких коммуникаций. Помимо всех перечисленных аспектов океан по-прежнему привлекает романтикой и неизведанностью, что пробуждает научный и познавательный интерес. Украина–морская держава, имеющая значительную протяженность береговой линии на побережье Азовского и Черного морей. Кроме того, отечественными исследованиями в области мирской геологии и картографирования морского дна внесен значительный вклад в изучение Мирового океана. Продолжая традиции научной школы, было бы замечательно практический курс океанологии дополнить непосредственными наблюдениями на море, для чего предусмотреть студенческую практику с С. Н. Лисогором хотя бы в акватории Одессы или Крымских бухтах.

    Литература.

Леонтьев О. К. Морская геология (Основы геологии и геоморфологии дна Мирового океана) М. , 1982.

Богданов Ю. А. , Каплин П. А. , Николаев С. Д. Происхождение и развитие океана М. ,1978.

Физическая география материков и океанов. Под ред. А. М. Рябчикова, М. ,1988. Проблемы исследования и освоения мирового океана. Под ред. А. И. Вознесенского Ленинград, 1979.

    Канев В. Ф. Рельеф дна Индийского океана. М. , 1979.

Неспокойный ландшафт Под ред. Д. Брансден и Дж. Дорнкемпа. М. , 1981. Энциклопедия для детей: т. 3. География – сост. С. Т. Измаилова. Москва, “Аванта+” 1994.

Страницы: 1, 2