Рельеф дна мирового океана

Киевский национальный университет им. Тараса Шевченко географический факультет Рельеф дна мирового океана Реферат по океанологии студента 2-го курса группы ЕСГ Кислякова Александра Сергеевича Киев, ноябрь 2000 СОДЕРЖАНИЕ РЕФЕРАТА Введение. I. Общие черты рельефа морского дна. II. Особенности строения земной коры под морями и океанами. III. Геоморфологические процессы. IV. Срединно-океанические хребты. V. Основные черты рельефа ложа океанов Заключение. Литература.

ВВЕДЕНИЕ. По мере накопления сведений о рельефе земной поверхности формировались научные представления и о строении дна Мирового океана. Геоморфология морского дна и сегодня является важнейшим средством познания структуры, динамических процессов и истории формирования океана, хранящего тайны развития и эволюции планеты Земля. Познание геологического строения только материков не давало ответа на вопросы о происхождении земной коры, ее изменении во времени и пространстве, не объясняло даже очевидных закономерностей геометрического совпадения контуров разделенных океаном материков.

Обнаружение планетарной системы срединно-океаничеких хребтов подтвердило гипотезу о спрединге расширении морского дна и дрейфе литосферных плит от линий восходящих конвективных потоков мантийного вещества и погружении субдукции других участков плит на активных окраинах континентов. Кроме теоретических основ глобальной тектоники и геологии изучение рельефа дна Мирового океана имело прикладное значение для установления закономерностей размещения донных полезных ископаемых.

Эта проблема актуальна для многих стран мира уже сегодня и в будущем будет иметь еще большее значение, поскольку истощение запасов полезных ископаемых в наземных месторождениях, а также ограничение их добычи по экологическим или экономическим показателям, позволяет рассматривать Мировой океан как потенциальный источник важнейших видов сырья в будущем.

Распределение биологических ресурсов Мирового океана также находится во взаимосвязи со строением дна и закономерностями распределения морских глубин. Кроме того, биосфера Земли, зародившись в глубинах океана, и сегодня чутко реагирует на состояние водной оболочки планеты. Сведения о гипсометрии морского дна имеют практическое применение для навигационных целей, прокладки трубопроводов по морскому дну, учет динамики береговых линий необходим для проектных и строительных работ в прибрежной зоне, для прогноза оползневых и абразионных процессов, особенно для островных государств и прибрежных территорий.

Поскольку в изучении дна Мирового океана существует еще много нерешенных проблем и интересных вопросов, в данной работе на основе анализа литературного материала сделана попытка оценки тех сведений, которыми науки геоморфология и морская геология располагают сегодня и дана характеристика рельефа дна четырех океанов планеты, позволяющая выделить как общие закономерности так и особенности в строении отдельных участков Мирового океана.

Глава I. ОБЩИЕ ЧЕРТЫ РЕЛЬЕФА ДНА МИРОВОГО ОКЕАНА Средняя глубина Мирового океана, покрывающего более 70 земной поверхности, около 4 км. Это ничтожная величина по сравнению с общей длиной земного радиуса всего 0,06 , но вполне достаточная для того, чтобы сделать дно Мирового океана недосягаемым для непосредственного исследования обычными геологическими и геоморфологическими методами, которыми пользуются при полевых работах на суше. Дальнейшее изучение рельефа морского дна показало ошибочность прежних представлений о монотонности и простоте строения рельефа дна океана.

Одним из важнейших средств познания строения морского дна явилось эхолотирование, которое в течение 40 - 60-х годов нашего столетия достигло больших успехов, и сейчас мы располагаем полноценными батиметрическими картами океанов и морей, не идущими ни в какое сравнение с довоенными морскими картами. В эти же годы появились и некоторые приборы, позволившие хотя бы частично пополнить зрительными впечатлениями данные эхолотирования об облике морского дна. К их числу относятся акваланги, спускаемые аппараты и другие исследовательские аппараты типа подводных лодок подводные фотоаппараты, позволяющие фотографировать глубоководные участки дна подводное телевидение и др. Уже в 50-х годах стала применяться специализированная аэрофотосъемка, дающая фотоизображение дна на малых глубинах.

Эти и подобные им технические средства позволяют видеть морское дно, а не только знать, как изменяются в его пределах отметки глубин.

Однако возможности визуального обследования дна остаются еще весьма ограниченными, в связи с чем современные представления о закономерностях распространения и развития различных форм и комплексов форм подводного рельефа продолжают основываться преимущественно на результатах эхолотирования. Естественно, что эти представления тем более точны и близки к истине, чем точнее методика и гуще сеть эхолотных промеров.

Некоторые районы прибрежного мелководья изучены с точностью, близкой к точности топографической изученности рельефа суши. В то же время имеются огромные пространства морского дна в юго-восточной части Тихого океана, в южной части Атлантического океана и др о морфологии которых представления самые общие и весьма приблизительные. До сих пор существуют значительные трудности в пространственной, топографической привязке точек наблюдений, которая при всех новейших достижениях в этом направлении остается в большинстве случаев менее, точной, чем на суше. Большие трудности также стоят на пути изучения геологического строения дна океанов. Примерно до 50-х годов нашего столетия практически единственными средствами геологических исследований дна океанов и морей были грунтовые трубки, дночерпатели и драги.

За последнюю четверть века основная доля данных о геологическом строении дна океанов была получена благодаря широкому внедрению в практику исследований различных геофизических методов.

Однако они при всей эффективности остаются косвенными методами геологического изучения. Среди геофизических методов, безусловно, первое место принадлежит морской сейсморазведке и ее различным модификациям. Затем следуют гравиметрические, магнитометрические, геотермические исследования. Все более широкое применение в морских геологических исследованиях получают различные геохимические методы, в том числе методы радиоизотопной геохронологии. Батиграфическая кривая.

Общее представление о распределении земной поверхности по ступеням высот и глубин дает гипсографическая кривая. По способу построения это кумулятивный график распределения высот и глубин. Сравнивая батиграфические кривые отдельных океанов и Мирового океана в целом видим, что в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах распределение глубин очень сходно и следует тем же закономерностям, что и распределение глубин по всему Мировому океану. От 73,2 до 78,8 площади дна океанов лежит на глубинах от 3000 до 6000 м, от 14,5 до 17,2 - на глубинах от 200 до 3000 м и только 4,8 - 8,8 площади океанов имеют глубины менее 200 м. Соответствующие цифры для Мирового океана 73,8, 16,5 и 7,2 . Резко отличается структурой батиграфической кривой Северный Ледовитый океан, где пространства дна с глубинами менее 200 м занимают 44,3 , а глубины, наиболее характерные для всех океанов т. е. от 3000 до 6000 м всего 27,7 . Эта особенность батиграфической кривой приближает Северный Ледовитый океан к крупным глубоководным морям типа Средиземного или Карибского Степанов,1959 . Несомненно, глубина моря или океана - одно из важнейших условий для развития различных природных процессов, и прежде всего - развития жизни и осадкообразования, важное условие формирования рельефа и динамики геологических процессов. В зависимости от глубины океан обычно разделяют на батиметрические зоны 1 литоральную, т. е. прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров 2 неритовую - до глубин порядка 200 м 3 батиальную - до 3 тыс. м 4 абиссальную - от 3 тыс. до б тыс. м 5 гипабиссальную - глубину 6 тыс. м. Пограничные глубины довольно условны, в отдельных конкретных случаях они сильно сдвигаются.

Так, в Черном море абиссаль считается с глубины 2 тыс. м. Еще со времен Г. Вагнера 1912 установилась традиция считать, что различные участки гипсографической кривой прямо соответствуют основным элементам рельефа дна Мирового океана.

Так, отрезок кривой между отметками 0 и 200 м отождествляется с материковой отмелью - мелководной, более или менее выровненной поверхностью дна, окаймляющей обычно материки и крупные острова в последнем случае нередко применяется термин .островная отмель. Ниже отметки 200 м идет относительно крутой участок кривой, который соответствует так называемому материковому склону - зоне океанского дна, характеризующейся крутыми уклонами поверхности и ограничивающей снизу материковую отмель.

Далее располагается снова выположенный участок кривой, соответствующий ложу океана - сравнительно выровненной глубоководной части дна океана, лежащей на глубинах более 3 тыс. м. Самый нижний и крутой участок батиграфической кривой сопоставляют с так называемыми глубоководными впадинами, т. е. участками дна океана, имеющими глубину более 6 тыс. м. Преобладающая часть площади дна океана с глубинами более 6 тыс. м приходится на Тихий океан, в Северном Ледовитом океане такие глубины вообще отсутствуют.

В действительности гипсографическая кривая по назначению и способу построения не может служить источником для получения представления об основных элементах донного рельефа. Действительно на дне Мирового океана есть и шельфы, и материковые склоны, и ложе океана, но названные понятия таксономически далеко неравнозначны, и их существование устанавливается не из гипсографической кривой, а из конкретных данных о рельефе дна различных морей и океанов.

Кроме того, этими элементами не исчерпывается перечень крупнейших элементов рельефа океанского дна, т. е. имеются и такие элементы, которые не входят ни в шельф, ни в материковый склон, ни в ложе океана. На дне океана, как и на поверхности суши, имеются и горы, и возвышенности, и равнины.

При составлении гипсографической кривой в каждом случае суммируются площади участков земной поверхности, лежащие в определенном интервале высот или глубин, независимо от того, к какому элементу рельефа относятся эти участки.

Так, высокие равнины, нередко достаточно обширные Мексиканская высокая равнина и др по гипсографическому положению оказываются в интервале высот, соответствующем верхней крутой - горной части гипсографической кривой.

В океане глубины менее 3 тыс. м могут быть не только в пределах материкового склона, но и на склонах подводных хребтов. Уже одно то, что на гипсографической кривой подводные горные сооружения получают лишь скрытое отражение в интервале глубин, приписываемых материковому склону, говорит о неприемлемости выведения представления об основных элементах рельефа на основе прямого истолкования очертаний этой кривой.

Основные черты рельефа дна мирового океана по морфологическим данным. Современные данные свидетельствуют о весьма значительном и разнообразном расчленении рельефа морского дна. Вопреки прежним представлениям в пределах дна океанов наиболее распространен холмистый и горный рельеф рис Ровные поверхности обычно наблюдаются вблизи суши, в пределах материковой отмели, и в некоторых глубоководных котловинах, где неровности коренного рельефа погребены под мощным слоем рыхлых осадков. Существенная внешняя особенность рельефа дна морей и океанов - преобладание замкнутых отрицательных элементов котловин и узких желобообразных впадин различных размеров.

Для рельефа океанского дна характерны также одиночные горы, в большом количестве встречающиеся среди холмистых или выровненных пространств, занимающих днища крупных котловин. На суше, как известно, такие островные горы встречаются лишь в особо специфических условиях. Редки по сравнению с сушей линейные долинообразные формы.

Горные системы, как и на суше, имеют линейную ориентировку, в большинстве случаев значительно превосходят горные системы континентов по ширине, протяженности и площади, не уступают им в крупномасштабной вертикальной расчлененности. Величайшая горная система Земли - это система так называемых срединно-океанических хребтов. Она протягивается непрерывной полосой через все океаны, общая длина ее более 60 тыс. км, занимаемая площадь составляет более 15 земной поверхности.

Сложно построенные окраинные зоны океанов получили название переходных зон. Кроме описанных выше отличительных черт рельефа переходные зоны выделяются также обилием вулканов, резкими контрастами глубин и высот. Большинство их находится на окраинах Тихого океана. Максимальные глубины океанов приурочены именно к глубоководным желобам переходных зон, а не к собственно ложу океана. В наиболее типичном виде переходные зоны, таким образом, представлены в виде комплексов трех крупных элементов рельефа котловин окраинных глубоководных морей горных систем, отгораживающих котловины от океана и увенчанных островами, островных дуг узких желобообразных впадин, расположенных обычно с внешней стороны островных дуг глубоководных желобов.

Такое закономерное сочетание перечисленных элементов явно указывает на их единство и генетическую взаимосвязь. В строении, некоторых переходных зон имеются заметные отклонения от этой типичной схемы. Морфологически материковая отмель и материковый склон - единая система.

Поскольку материки - это выступы земной поверхности, т. е. объемные тела, то материковую отмель можно рассматривать как часть поверхности материка, затопленную водами океана, а материковый склон - как склон материковой глыбы. Таким образом, на основе только морфологических особенностей намечается довольно четкое разделение дна Мирового океана на следующие основные элементы подводную окраину материка, состоящую из материковой отмели, материкового склона и материкового подножия переходную зону, состоящую обычно из котловины окраинного глубоководного моря, островной дуги и глубоководного желоба ложе океана, представляющее собой комплекс океанических котловин и поднятий срединно-океанические хребты.

Глава II. ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ ПОД ОКЕАНАМИ Для построения полноценной генетической классификации рельефа кроме морфологических признаков необходимы также данные о внутреннем строении классифицируемых объектов.

Известно, что Земля в разрезе имеет слоистую структуру. Внешнюю, твердую оболочку, сложенную кристаллическими и осадочными породами и образующую поверхность нашей планеты, называют земной корой. Геофизические исследования в океанах показали, что земная кора под океанами неодинакова по строению и мощности. Нижней границей земной коры считают поверхность Мохоровичича. Она выделяется по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн до 8 км с и более. В пределах земной коры скорости упругих волн ниже этой величины.

Ниже поверхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли. Выделяется несколько типов земной коры. Наиболее резкие различия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов. Земная кора материкового типа. По модели, предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя 1 осадочный скорости менее 5 км с, мощность от нескольких сотен метров до 2 км 2 гранитный скорости около 6 км с, мощность 15 - 17 км и 3 базальтовый скорости 6,5 - 7,2 км с, мощность 17 - 20 км. Отличительным слоем материковой коры является гранитный с плотностью вещества 2,7 г см3. В геофизических работах обычно подчеркивается условность названий слоев гранитный и базальтовый. Гранитный слой не обязательно состоит только из гранитов.

Скорости прохождения упругих волн через него указывают лишь на то, что он состоит из пород, аналогичных по плотности гранитам гнейсов, гранодиоритов, кварцитов и некоторых других плотных кристаллических пород магматических и метаморфических, объединяемых обычно под названием кислые породы вследствие значительного содержания в них более 60 кремнекислоты.

Скорость сейсмических волн в базальтовом слое свидетельствует о том, что он сложен породами, имеющими плотность 3,0 г см3. Эта плотность соответствует базальтам, а также другим основным породам габбро и др, которые отличаются пониженным содержанием кремнезема менее 50 и повышенным - окислов различных металлов.

Материковая кора широко представлена в пределах морей и океанов. Она слагает шельф, материковый склон, характерна для материкового подножия. В среднем нижняя граница ее распространения проходит примерно в пределах изобат 2 - 3,5 км, но местами отклонения от этой глубины весьма велики. Так, у подводной окраины Североамериканского материка в Атлантическом океане граница материковой коры находится на глубине более 4 км, а в Черном море - порядка 1800 м. Океанический и рифтогенальный типы земной коры. Земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением.

Верхнюю ее часть составляет слой воды океана со средней толщиной 4,5 км и скоростью упругих волн 1,5 км с, плотностью 1,03 г см3. За ним следует слой неуплотненных осадков мощностью 0,7 км, со скоростью упругих волн 1,5 - 4,5 км с и средней плотностью 2,3 г см3. Под этим слоем залегает так называемый второй слой со средней мощностью 1,7 км, скоростью упругих волн 5,1 - 5,5 км с и плотностью 2,55 г см3. Под ним лежит базальтовый слой, по существу не отличающийся от того, который образует нижнюю часть континентальной коры. Средняя мощность его 4,2 км. Таким образом, общая средняя мощность океанической коры без слоя воды всего 6,6 км, т. е. примерно в 5 раз меньше мощности материковой коры. Существенных различий в строении океанической коры под различными океанами не наблюдается.

Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Под срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта.

Ниже следует слой со скоростями упругих продольных волн 4,5 - 5,8 км с. Мощность его очень изменчива - от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности со скоростями продольных волн 7,2 - 7,8 км с, т. е. значительно большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем на границе Мохоровичича.

Последняя практически здесь не выделяется. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры. Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены и базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы, слагающие верхнюю мантию.

Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии.

Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре. В последнее время на фоне возрастающей популярности гипотезы новой глобальной тектоники намечается тенденция к пересмотру взглядов на происхождение и состав океанической земной коры, к поискам ее генетической связи с процессами, происходящими в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов.

По этим представлениям, океаническая кора имеет не базальтовый, а серпентинитовый состав и формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов постепенно, в ходе расползания плит литосферы в обе стороны от рифтовой зоны, распространяясь на все пространство ложа океана. Безоговорочному признанию этих представлений препятствуют некоторые довольно веские данные.

В частности, трудно объяснить, почему слой с повышенной плотностью 7,2 - 7,8 км с не имеет сплошного распространения в пределах ложа океана, а встречается лишь в рифтовых зонах срединных хребтов и под некоторыми но не срединными поднятиями дна, если в формировании океанической коры участвуют главным образом продукты серпентинизации ультраосновных пород. Геосинклинальный тип земной коры. Большой сложностью строения отличается земная кора под переходными зонами. В котловинах окраинных морей, входящих составными частями в эти зоны, шельф и материковый склон обычно сложены материковой корой, а глубоководная часть дна котловины - корой, по своему составу близкой к океанической, но отличающейся от нее значительно большей мощностью базальтового и осадочного слоев. Особенно резко возрастает толщина осадочного слоя. Второй слой обычно не выделяется резко, а происходит как бы постепенное уплотнение осадочного слоя с глубиной.

Этот вариант земной коры был назван.

Под островными дугами в одних случаях обнаруживается материковая земная кора, в других - субокеаническая, в третьих - субматериковая, отличающаяся отсутствием резкой границы между гранитным и базальтовым слоями и общей сокращенной мощностью. Так, типичная континентальная кора слагает Японские острова, южная часть Курильской островной дуги сложена субконтинентальной корой, а Малые Антильские и Марианские острова - субокеанической. Сложное строение имеет земная кора и под глубоководными желобами.

Обычно борт желоба, который одновременно является склоном островной дуги, образован корой того типа, который характерен для островной дуги, противоположный борт - океанической корой, а дно желоба - субокеанической. Интересно, что на островных дугах мы также встречаемся с выходами ультраосновных, обычно сильно серпентинизированных пород такого же состава и облика, что и гипербазиты рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Это со всей очевидностью свидетельствует о том, что магматические процессы в переходных зонах, как и на срединно-океанических хребтах, генетически связаны с процессами в мантии и, в частности, с восходящими движениями глубинного вещества верхней мантии.

Таким образом, строение земной коры в пределах переходной зоны отличается большой неоднородностью, мозаичностью, которая в целом очень хорошо согласуется с резкой дифференциацией рельефа переходной зоны. Дифференциация рельефа и строения земной коры отражает высокую динамичность процессов развития земной коры в пределах этих зон и может служить основанием для выделения четвертого типа земной коры, присущего переходной зоне. Его можно назвать геосинклинальным типом, так как по всем признакам строения и геодинамики переходные зоны в предлагаемом здесь понимании - современные геосинклинальные области.

Планетарные морфоструктуры дна мирового океана. В геоморфологии формы рельефа, соответствующие определенному типу геологической структуры, принято называть морфоструктурами. Каждый тип земной коры соответствует крупнейшим тектоническим структурам или геотектурам Земли. На основе современных тектонических представлений, распространяющихся не только на континенты, но и на океаны, можно тектоническими структурами высшего порядка геотектурами считать следующие 1 материковые платформы 2 геосинклинальные области, 3 талассократоны структуры, характеризующиеся океаническим типом земной коры, образующие ложе океана , 4 георифтогенали подвижные пояса в пределах океанов, образующие срединно-океанические хребты с рифтогенальной земной корой. Перечисленные крупнейшие элементы рельефа - материковые выступы в океане - их подводные окраины, ложе океана, срединно-океанические хребты и переходные зоны области - являются морфоструктурами наивысшего порядка.

Что это морфоструктуры наивысшего порядка, видно из следующих классификационных признаков 1 они не могут быть объединены иначе, чем в единое целое, т. е. объединение названных четырех элементов в какие-либо два или три элемента невозможно 2 любой другой элемент рельефа поверхности Земли является составной частью какого-либо из названных.

Говоря о соответствии каждого из типов земной коры определенному типу планетарной морфоструктуры, имеется в виду общее соответствие, допуская те или иные частные несовпадения, границ типов земной коры и планетарных морфоструктур.

Размеры планетарных морфоструктур и составляющих их морфоструктур первого порядка дает табл Основные вехи геологической истории океана с позиции новой глобальной тектоники. Наиболее известная схема палеогеографической реконструкции этих позиций приведена в работе Р. Дитца и Дж. Холдена Новая глобальная тектоника, 1974 . Авторы исходят из того, что около 200 млн. лет назад все континенты были соединены в единый суперматерик Пангею.

Пангея была реконструирована путем совмещения контуров современных материков по изобате 2 тыс. м. Единый континент был окружен океаном Панталасса, залив которого - море Тетис предшественник Средиземного моря вторгался в пределы суши между современными Евразией и Африкой.

Материки, объединенные в Пангею, располагались в общем восточнее и южнее своего нынешнего положения, так что площадь суши, находившейся в Южном и Северном полушариях, была примерно одинаковой. Предположительно раскол Пангеи произошел не ранее 200 млн. лет назад. Одновременно с образованием разломов начался дрейф литосферных плит и расположенных на них континентов. Спустя 20 млн. лет после начала дрейфа, к концу триаса, Пангея была разделена широтным рифтом на две группы материков северную - Лавразию, и южную - Гондвану. Последняя также начала распадаться благодаря образованию рифта, отделившего Африкано-Южноамериканский блок от Австрало-Антарктического, началось раскрытие Индийского океана.

В юрском периоде зародилась рифтовая зона, по которой произошло раскрытие Северной Атлантики в результате дрейфа Северной Америки в северо-западном направлении. Море Тетис на востоке начало сужаться вследствие поворота Африканского континента против часовой стрелки и движения Индостанской глыбы к северу.

Здесь происходило поддвигание части литосферной плиты под Евроазиатский континент. В дальнейшем в кайнозое, когда материки сблизились, субдукция сменилась короблением краевых зон Евразии и Индостана, что привело, в частности, к образованию горных цепей Гималаев. Южная часть Атлантики начала раскрываться 135 млн. лет назад, в конце юры. Рифтовая зона, от которой началось раздвижение Африки и Южной Америки, как полагают, напоминала современное Красное море, Атлантический океан принял знакомые нам очертания, вероятно, к концу мела 65 млн. лет назад. Нераскрытой оставалась только самая северная его часть и Северный Ледовитый океан.

В Тихом океане в юрское и меловое время, по-видимому, существовала система глубоководных желобов, поглощающих литосферные плиты Северной и Южной Америки. Двигаясь на запад, Северная Америка надвинулась на существовавшие здесь глубоководные желоба и перекрыла их. Южная Америка, достигнув Андского Перуанско-Чилийского желоба, не закрыла его, а начала сдвигать его к западу.

В кайнозое материки заняли современные позиции. Глава III.

Геоморфологические процессы

Главные горизонтальные напряжения на большей части периферии Тихого ок... В Тихом океане давно известна крупнейшая аккумулятивная форма - Восточ... На пути донных потоков холодных антарктических вод, следующих на север... Вулканизм имеет огромное значение для формирования рельефа дна Мировог... Закономерности аккумулятивного выравнивания в котловинах переходных зо...

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 название талассократонов, 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 невысокий хребет 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 название хребта 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 в Большой 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 названием хребта 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 экваториального разлома 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 хребтом строго 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 простирается Аравийски-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 с Южнотихоокеанским 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. Это горы 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 залив в Тихом океане, в геотектоническом отношении также должны быть отнесены к срединно-океаническим хребтам. Морфология срединно-океанических хребтовМорфологически 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 или рифтовую зону, для которой характерен резко расчлененный горный рельеф, обусловленный разломной тектоникой, и б в меньшей степени расчлененные фланги 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 называют рифтовыми 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 именуемых трансформными.

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 широкими фланговыми 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, в хребтах Гаккеля, Мона, Кольбейнсей практически присутствуют только рифтовые зоны. Хребты очень узкие, а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км. В Аравийско-Индийском и Центральноиндийском хребтах также 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 поднятия отличаются от остальных звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон. Сейсмичность и вулканизм срединно-океанических хребтовСрединно-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 землетр