Глава 5. Мегарельеф океанических впадин
В морфологическом отношении океаны являются огромными впадинами на поверхности планеты и в отличие от материков являются областями преобладающей аккумуляции материала. Они состоят из гигантских блоков литосферы небольшой мощности (10-20 км), которые не имеют гранитно-метаморфического слоя (он замещается «вторым» - «вулканогенно-осадочным»). Граница океанов и континентов обычно выражается в виде крупнейших сверхглубинных разломов, уходящих в недра Земли на глубину до 400-700 км.
Океанические области литосферы делятся на древние и молодые. Древним является Тихий океан, молодыми – Атлантический, Индийский и Ледовитый. Тихий океан существует, как минимум, с рифея, когда образовался Тихоокеанский геосинклинальный пояс. К числу древних ныне не существующих океанов можно отнести геосинклинальные пояса: Урало-Монгольский, Северо-Атлантический, Средиземноморский и Арктический. На их территории имеются области байкальской, каледонской и герцинской складчатостей.
Отличительные черты океанов следующие.
Это области литосферы с различными комбинациями коры океанического типа, состоящей из осадочного и базальтового слоев, что дало основание выделить океаническую кору в качестве самостоятельного типа. Литосфера океанов в среднем в 10 раз тоньше континентальной и намного ее моложе.
Следует отметить, что базальтовый слой на материках и океанических днищах принципиально различается. На материках это контактные формирования между мантией и древнейшими горными породами, как бы первичная корочка планеты, возникшая на «лунной» стадии эволюции Земли. В океанах это реальные базальтовые и иные образования в основном мезозойского времени, возникшие за счет подводных излияний при раздвижении океанских впадин.
Строение верхней мантии океанов отличается от строения таковой под материками. Основное отличие в том, что верхняя мантия океанов практически вся состоит из астеносферы, тогда как под континентами этот слой резко утоняется и «вырождается». Из этого следует, что «корни» океанов выходят за пределы литосферы и покоятся в тектоносфере.
Океаны характеризуются исключительно основным вулканизмом. Линия, разделяющая области развития основного и кислого вулканизма, практически совпадают с геологическое границей океан-континент, которая проводится по подошве континентального слоя, эта линия называется андезитовой.
Практически вся океаническая литосфера сложена породами, которые не подвергались процессам складчатости и высокотемпературным изменениям (т.е. метаморфизму).
Океаны обладают рядом геофизических признаков, отличающих их от континентов, а именно, относительно повышенным тепловым потоком; специфическим магнитным полем в виде закономерного «зеброидного» рисунка; существенно повышенными значениями гравиметрического поля [11, с. 64].
В пределах океанических впадин выделяют более мелкие тектонические структуры первого порядка – подводные окраины материков, переходные зоны, срединно-океанические хребты, ложа океанов, которые делятся на структуры второго, третьего порядка соответственно.
Подводные окраины материков занимают 80,61млн. км2, или 22,4% общей площади Мирового океана. Представляет собой прибрежную часть морского дна с относительно выровненной поверхностью. С геологической точки зрения она является подводным продолжением материковых платформ. Геотектурами второго порядка в пределах подводных окраин материков являются шельф = материковая отмель (8,6%), материковый склон (6,8%) и материковое подножие (7,1%). Все они имеют земную кору континентального типа, поэтому эта геотектура фактически входит в состав материков.
Шельф (англ.— полка, выступ, отмель), представляет собой обширную относительно мелководную подводной окраины материков, непосредственно примыкающую к континентам. В геологическом отношении шельф представляет собой продолжение материковой платформы. Потому узкие прибрежные отмели, окаймляющие побережья геосинклинальных областей (Кордильеры, Анды) с точки зрения геологии, шельфом не являются. До недавнего времени шельф ограничивали глубиной 200 м, однако, такой подход оказался неверным. К примеру, глубина шельфа Антарктиды 400-500м, все Баренцево море также представляет собой шельф, но здесь преобладают глубины более 400 м. Каспий в геологическом отношении тоже шельфовое море, хотя глубины здесь достигают 800 м, а в шельфовой зоне Охотского моря преобладают глубины свыше 1000 м. Поэтому правильнее нижнюю границу шельфа проводить по бровке материкового склона, независимо от того, на какой глубине лежит эта бровка.
Средняя ширина шельфов 65—80 км, но может колебаться от километра до 1000—1500 км. Площадь шельфа — 31,08 млн. км2, т.е. 8,6 % поверхности Мирового океана. Чаще всего углы наклона шельфа не превышают 1 градуса.
Все эти особенности шельфа свидетельствуют о том, что совсем недавно шельф представлял собой сушу. Образование современного шельфа связывают обычно с таянием ледников четвертичного оледенения, которое началось 10-15 тыс. лет назад. В то время уровень Мирового океана был значительно ниже современного. Для Поозерского оледенения эта разница составляла, например, 143 м. Всеобщее поднятие уровня Мирового океана за счет высвобождения воды из четвертичных ледников привело к затоплению прибрежных материковых равнин. Эта тенденция продолжается и в наши дни. Вместе с тем в образовании шельфов значительную роль играло гляциоизостатическое опускание земной коры под тяжестью ледника. Именно поэтому в Северном Ледовитом океане шельф занимает более 50% площади.
Основными формами рельефа шельфа являются аккумулятивные, реже – абразионные равнины, с которых осадки снесены на континентальный склон.
Основными современными рельефообразующими процессами в прибрежной части шельфа являются гидродинамические: волновые, штормовые, приливные. На остальной части действие основную роль играют течения. Вместе с тем широкое распространение в пределах шельфа получили и реликтовые формы рельефа.
Выделяются следующие генетические типы морфоскульптуры шельфового рельефа: морская, ледниковая, аллювиальная, эоловая, биогенная.
Морской тип представлен аккумулятивными равнинами. В пределах равнин сохранились древние береговые линии — зоны развития прибрежных аккумулятивных и абразионных форм. Это валы, клифы, террасы, впадины бывших лагун и заливов и др. Они образовались при более низких, чем современный, уровнях морей и океанов. Наиболее хорошо сохранившаяся береговая линия прослеживается на глубине 80-100 м. Она фиксирует стояние уровня моря в позднем плейстоцене во время последнего оледенения. После таяния ледников началась трансгрессия, уровень океанов начал подниматься, вследствие чего многие формы рельефа оказались под водой. В таких же условиях происходило и образование стрендфлета - широких выровненных прибрежных подводных площадок, впервые описанных Ф. Нансеном у западного побережья Норвегии. Которые согласно Ф. Нансену, сформировались при совместном действии абразии, приливно-отливных явлений и морозного выветривания, проявляющегося в зоне прибоя при более низком уровне океана,
Ледниковый тип. Наибольшее распространение получил в морях Северного Ледовитого океана в эпохи оледенений перекрывавшихся мощными ледниками. После их таяния образовался аккумулятивный грядовый и холмисто-западинный рельеф в настоящее время затопленный. В Баренцевом и Норвежском морях сохранились холмы и гряды стадиальных, конечных морен поздне- и среднеплейстоценового возраста.
Экзарационный ледниковый рельеф представлен крупными фьордами, которые широко представлены на Скандинавском, Балтийском, Гренландском и многих других северных шельфах, у берегов Чили и в Антарктике. Крупнейший затопленный трог - желоб Св. Лаврентия в Северной Америке - имеет длину более 500 км.
Криогенный тип рельефа развит на шельфах северных морей и представлен термокарстовыми воронками (аласами) и гидролакколитами.
Аллювиальный рельеф представлен речной сетью затопленных речных долин, с характерными уступами террас, образовавшимися до начала последней трансгрессии. Почти все реки, впадающие в моря и океаны, имеют подводное продолжение. Длина затопленных долин достигает нескольких сот километров. Так, Эльба прослеживается на 500 км под водами Северного моря и оканчивается на глубине 80 м. Рейн протягивается на 720 км и заканчивается на глубине 90 м. Палеорусла Оби, Енисея еще более длинные (рис. 12), но глубина их за-
Рис.12. Затопленные речные долины на шельфе восточной части Российского сектора Арктики (по Г. С. Ананьеву, О. К. Леонтьеву): 1 — затопленные долины; 2 — бровка шельфа
топленных устьев — всего 35-50 м. Затопленные речные долины широко известны на шельфе Индонезии. Некоторые крупные русла переходят в каньоны, прорезающие континентальный склон.
Эоловая морфоскульптура развита на шельфе аридных областей Африки. Это затопленные морем песчаные гряды, дюны, дефляционные котловины, находящиеся на разной глубине. Древние нижнечетвертичные дюны, погребенные под современными осадками широко представлены на шельфе Новой Зеландии.
Биогенный рельеф. Типично шельфовые аккумулятивные формы рельефа представлены различными постройками, созданными бентосными организмами — кораллово-водорослевыми и раковинными. К первым относятся рифы, развитые на шельфах тропических морей. Это береговые или окаймляющие, внутрилагунные, барьерные рифы. Последние достигают многих сотен метров в высоту т. к. растут на опускающейся бровке шельфа. Широко известен Большой Барьерный риф на восточном шельфе Австралии, протягивающейся более 2000 км. Раковинный тип построек представлен банками - отмелями развитыми во внутренних частях шельфов.
Широкое отражение в рельефе шельфа имеют новейшие тектонические процессы, которые значительно расчленяют его. Крупные возвышенности или локальные поднятия, выступы дна валы представляют положительные структуры. Отрицательные выражены впадинами, а разломы — желобами, pвами, ложбинами, уступами, протягивающимися иногда на многие сотни километров. Развитие структурны расчлененный рельеф шельфа. Такой рельеф характерен для шельфа Баренцева моря. В отдельных случаях шельф представлен краевыми ступенчатыми плато, которые по системе разрывов и разломов опушены на различную глубину. Такие ступенчатые подводные плато называются бордерлендами, они широко представлены у побережья и Антарктиды, Австралии, юго-западной части Северной Америки, где отдельные ступени шельфа опушены по разломам на глубину до 500-1000 м и глубже. На Лабрадорском шельфе верхняя его ступень находится на глубине 100 м, а нижняя — на глубине 400-800 м.
Таким образом, формирование шельфа — это результат совместной деятельности морской трансгрессии и абразии, тектонических и гляциоизостатических движений, ледниковой деятельности и осадконакопления.
Материковый склон начинается на глубине 200—600 м резким перегибом дна. В его пределах средние углы наклона составляют 3—4°, максимальные — 45°. На участках резкого уклона рыхлые осадки под действием силы тяжести соскальзывают, обнажая скалистые породы. Нижняя граница материкового (или континентального) склона проходит в среднем по изобатам 2,5—3 км, варьируя от 1 до 4,5 км. Материковый склон так же как и шельф, сравнительно узкий участок океанического дна, его ширина меняется от 8—10 км до 250—270 км, а площадь равна 24,52 млн. км2, или 6,8 % от площади Мирового океана. Высота склона составляет в среднем от 3 до 5—6 км, иногда превышает 10 км.
Он связывает два главных гипсометрических уровня Земли — поверхность континентов и дно океанов. Его верхняя граница обычно четкая — это бровка шельфа, ни граница с ложем океана менее отчетливая из-за мощного шлейфа осадков в основании склона. Иногда граница проводится по геофизическим данным там, где выклинивается гранитно-метаморфический фундамент и резко уменьшается мощность земной коры до 5-7 км. Крутизна континентального склона в среднем не превышает 4-70 в редких случаях может достигать 300 и более, что определяется особенностями его геологии и тектонического строения.
Наиболее широкое распространение в пределах этого структурного элемента получили эрозионные и склоновые процессы и соответствующие формы рельефа. Поверхность материкового склона изрезана ложбинами, руслами, желобами различной длины, глубины и очертаний, образованных суспензионными потоками. На крутых склонах образуются обвалы, а у подножия пологих – оползни.
Важной формой рельефа материкового склона является система поперечных подводных каньонов (рис. 13). Это глубоковрезанные V-образные (в отдельных случаях корытообразные) долины, иногда ущелья, по которым с континентов поступает большое количеств обломочного материала. Его перемещение происходит посредством мутьевых (турбидитовых) потоков, скорости которых могут достигать до 100 м/сек. Наибольшее распространение получили подводные каньоны на материковом склоне атлантического побережья Северной Америки. Глубина некоторых из них достигает 1000 м, ширина — от 400 (500) м. до 10-15 км. Протяженность их достигать сотен километров, в устьях каньонов формируются мощные конуса выноса.. Значительная их часть является продолжением подводных долин крупных рек (Инд, Ганг*, Брахмапутра, Гудзон, Конго, Амазонка и др.), но некоторые из них не связаны с речными долинами (каньон Акула у мыса Пицунда в Черном море).
Рис. 13. Атлантическая подводная окраина Северной Америки:
шельф, материковый склон с каньонами, материковое подножие (по Г.И. Рычагову)
Некоторые ученые считают, что подводные каньоны представляют собой затопленные участки древних речных долин. Однако некоторые из них находятся на глубинах более 2000 м, а продольный профиль многих каньонов намного круче профиля горных рек, не говоря уже о равнинных. Следовательно, необходимо, вероятно, наличие других факторов, объясняющих их происхождение.
Не дает исчерпывающих объяснений и суспензионная гипотеза происхождения (в результате деятельности мутьевых потоков) подводных каньонов, так как многие каньоны врезаны в твердые коренные породы. Глубина вреза в них нередко достигает 1000 м. Все это трудно согласуется с тем, что мутьевые потоки могли выполнить столь огромную геологическую работу.
Следовательно, есть основания считать, что подводные каньоны в своей основе — тектонические формы рельефа. Их образование связывают с радиальными разломами при сейсмических напряжениях, возникающих в пределах склона в результате противоположно направленных процессов при взаимодействии литосферных плит: медленного поднятия окраин материковых платформ и погружения океанической плиты.
Материковое подножие представляет собой наклонную равнину, примыкающую к нижней части материкового склона и падающую в сторону ложа океана, его верхняя граница колеблется от 2 до 4 км, составляя в среднем 3 км. Нижняя граница устанавливается на глубине порядка 5 км. Площадь материкового подножия - 25,9 млн. км2 (7,1% от площади Мирового океана). В морфологическом отношении — это наклонная, слабоволнистая равнина, ширина которой меняется от 200 до 1000 км. Поперечный профиль материкового подножия имеет форму вогнутой кривой, выполаживающейся в сторону океана. Углы наклона в верхней части подножия составляют несколько градусов, а на границе с абиссалью не выходят за пределы 10'.
В области материкового подножия отмечаются наибольшие мощности рыхлого слоя осадков. Под этой толщей геофизиками обнаружена маломощная кора материкового типа (субматериковая), причем поверхность гранитного слоя обычно прогибается. Присутствие материковой земной коры под осадками, слагающими поверхность материкового подножия, свидетельствует о том, что эта часть дна океана с шельфом и материковым склоном должна быть отнесена к подводной окраине материка.
Судя по геофизическим данным, смена материковой коры на океаническую у внешней границы материкового подножия осуществляется путем выклинивания гранитного слоя и выхода базальтового слоя в непосредственный контакт с осадочным (рис. 15).
Важной особенностью материкового подножия является то, что именно здесь оседает более 90% осадочного материала, сносимого с континентов, образуется слой осадков от 3 до 10 и более км. В связи с этим рельеф материкового подножия имеет в основном аккумулятивное происхождение. В то же время сейсмические процессы в пределах материковых подножий создают крупные тектонические прогибы, имеющие протяженность в сотни и тысячи километров, а амплитуду прогибания более 10 км. Борта прогибов, прилегающие к континенту, крутые (до 30—70°), а противоположные — более пологие (5—10°). В некоторых случаях (побережья Бразилии, северо-запада Африки) значительную роль в формировании рельефа материкового подножия играют подводные и надводные вулканы с широким развитием лавовых покровов, выраженных ступенями и уступами.
Особые морфоструктуры подводной окраины материка. У Калифорнийского побережья Тихого океана за узкой и неровной полосой прибрежной отмели со стороны океана располагается широкая полоса (около 300 км) сложно построенного донного рельефа. Многочисленные короткие хребты с плоскими вершинами разделены замкнутыми котловинами с плоским дном. Горы поднимаются над уровнем котловины на 2—3 тыс. м. Рельеф дна в целом похож на строение поверхности прилегающих территорий суши и производит впечатление сбросово-глыбового. Сходное строение имеет рельеф дна Аденского залива, Красного моря, дна окраины Тихого океана у Южно-Чилийского побережья. Такие области дна у американских ученых получили название бордерлендов. Районы с подобным рельефом встречаются в морях — Коралловом, Южно-Китайском, северо-восточной части Индийского океана, в северной части Венесуэльского шельфа, у Атлантического побережья Канады, у Багамских островов. Таким образом, мы в данном случае встречаемся со своеобразным парадоксом — примером континента, лишенного подводной окраины, и более того, представляющего собой часть срединно-океанического хребта. Отсюда следует, что бордерленды нельзя считать элементом окраины материка, это особая морфоструктура, возникающая в результате наложения на материковую структуру образований срединно-океанических хребтов.
Области переходных зон. В Мировом океане определенные области имеют ряд черт, сближающих их с подводной окраиной материков и с ложем океана, но вместе с тем отличаются специфическими особенностями, не позволяющими отнести их ни к тому, ни к другому. Эти области называются переходными зонами, их ширина достигает почти 4 тыс. км при протяженности в 12 тыс. км. Они состоят из котловин окраинных морей, островных дуг, глубоководных желобов. Общая площадь переходных зон составляет 30,62 млн. км2, или 8,5 % от общей площади Мирового океана (рис. 14).
Рис. 14. Схема строения основных геотектур и земной коры океанических впадин: 1 – осадочный слой; 2 – гранитно-метаморфический слой; 3 – базальтовый слой; 4 - разломы
Характерные особенности переходных зон:
Характеризуются максимальным вертикальным расчленением земной поверхности за счет чередования островных дуг, возвышающихся над водой или находящихся на небольшой глубине, и глубоководных желобов.
Мозаичность распределения типов земной коры. Как показали сейсмические исследования, днища глубоководных морей сложены субокеанической земной корой, более близкой по строению к океаническому типу, но с более мощным осадочным слоем. Под крупными островными дугами находится земная кора материкового типа, а глубоководным желобам соответствует океанический тип земной коры. Такую сложную мозаичную земную кору в переходных зонах называют геосинклинальной.
Повышенная сейсмичность, которая проявляется в частых землетрясениях, интенсивной вулканической деятельности, широком размахе вертикальных движений земной коры,
Повышенные значения притока тепла из недр Земли к поверхности.
Наибольшее распространение области переходных зон получили на окраинах Тихого океана, занимая 13% его площади. В западно-Тихоокеанском секторе с севера на юг тянутся: Алеутская, Курило-Камчатская, Японская, Восточно-Китайская, Индонезийско-Филиппинская, Бонин-Марианская, Малезийская, Витязевская, Тонго-Кермадекская, Макуори. В восточно-Тихоокеанском секторе расположены две переходные области: Центрально-Американская и Перуанско-Чилийская.
В Индийском океане переходная зона всего 2,3% площади и является частью сложно построенной Индонезийско-Филиппинская зоны, Она включает в себя Зондский и Тиморский глубоководные желоба, впадину Андаманского моря, продольную Балийскую депрессию, внешнюю островную дугу и вулканические хребты внутренней дуги Зондских островов.
В атлантическом океане переходная зона представлена тремя областями: Карибской, Средиземноморской и Южно-Сандвичевой или моря Скотия.
Переходные зоны находятся на различных стадиях развития (рис. ) и существенно различаются по особенностям морфологии, а также по набору и конфигурации входящих в них структурных элементов.Более молодые переходные области, как правило, выдвинуты в глубь океана и находятся на границе с океаническим ложем. Они не имеют крупных островных дуг, которые представлены цепью вулканических островов чаще всего подводных (Бонин-Марианская, Витязевская, Макуори). Области, находящиеся на более поздней стадии развития расположены ближе к материкам, имеют крупные островные дуги с земной корой материкового типа (Японская, Алеутская, Курило-Камчатская).
Все морфологическое разнообразие переходных областей можно объединить в четыре основных типа: восточно-тихоокеанский; западно-тихоокеанский; карибский (антильский); средиземноморский. В пределах некоторых из них выделяются отдельные подтипы (рис. 15).
Восточно-тихоокеанский тип характеризуется наиболее простым строением и отсутствием некоторых структурных элементов. Это комплекс молодой горной цепи, вытянутой по окраине континента, и глубоководного желоба, расположенного у подножия этой цепи. При этом отсутствуют островная дуга и глубоководная впадина окраинного моря, которые представлены системой антиклинориев и межгорных впадин на побережье материков. Такое строение имеет переходная зона у Тихоокеанских окраин Центральной и Южной Америки.
Рис. 15. Схема эволюции переходных зон (по O.K. Леонтьеву с пояснениями автора)
1 — внешний хребет; 2 — глубоководный желоб; 3 — островная дуга;
4 — материковый склон; 5 — суша; 6 — подводные горы; 7 – окна субокеанической коры
Западно-Тихоокеанский тип: А — Витязевский подтип (имеется только глубоководный желоб); Б — Марианский (желоб и островная дуга); В — Курильский (двойная дуга со значительными по размеру островами); Г — Яванский (крупные острова и полуостровные массивы); Д — Карибский (Антильский) тип (крупные островные дуги петлевидно-серпообразной формы, желоба - с внешней и внутренней стороны основных дуг); Е — Восточно-Тихоокеанский тип (глубоководные желоба примыкают непосредственно к молодым краевым поднятиям континентов); Ж — Средиземноморский тип (господствуют материковые структуры, имеются реликты глубоководных желобов и "окна" коры субокеанического типа);
Западно-тихоокеанский тип переходных зон имеет более сложное строение и представляет собой сложную область с чередованием ряда островных дуг и затопленных горных систем с окаймляющими их желобами и впадинами окраинных морей (Курильская котловина, Охотское море с Курильскими островами, Курило-Камчатским желобом и др.). Здесь отмечается комплекс следующих крупных структурных элементов рельефа:
а) глубоководная котловина окраинного моря; б) островная дуга, возвышающаяся над поверхностью океана; в) затопленная островная дуга; г) глубоководный желоб.
В ряде случаев эта схема осложнена двойным строением островной дуги и тогда между дугами появляется еще один элемент рельефа — продольная депрессия (Курильский подтип). Нередко внешняя островная дуга может быть выражена лишь в виде подводного хребта (например, хребет "Витязь" — внешняя дуга Курильской островной дуги).
В строении переходных зон западно-тихоокеанского типа иногда принимают участие необычные островные дуги, представляющие собой один или два параллельных друг другу подводных хребта, вершины которых увенчаны островами или полуостровами суши (например, полуостров Камчатка, Японские острова, Тайвань). Интересной особенностью переходной зоны западной части Тихого океана является также ее "эшелонное" строение: с внешней стороны переходных областей, граничащих с материками (Охотская, Японская, Восточно-Китайская области), располагается второй эшелон — островные дуги Бонин-Марианских островов, Ява, Палау, отделяющих Филиппинскую котловину, которая как бы для них служит общим "окраинным" морем. Аналогичную картину можно видеть и к востоку от Австралийского материка. Здесь внешний эшелон образует дуги и желоба Витязя, Тонга, Кермадек, а внутренний — Ново-Британский, Бугенвильский, Ново-Гебридский комплексы глубоководных желобов и островных дуг.
Переходные области Карибского типа, к которому относятся Индонезийская, Антильская (Карибская) области, имеют еще более сложное строение (рис.15). Островные дуги здесь петлевидного типа, желоба располагаются не только с внешней стороны, но и с внутренней стороны основных дуг. В строении этой области принимают участие крупные массивы горной суши. Рельеф дна глубоководных морей очень сложен и состоит из ряда отдельных котловин, отдельных подводных хребтов.
Средиземноморский тип является результатом наиболее длительного развития переходной зоны (рис. 15). Здесь уже нет глубоководных желобов или же сохранились лишь их реликты (Эллинский желоб). Расположение островных дуг лишь угадывается по своеобразным очертаниям молодых горных хребтов, часть которых еще остается подводной. Глубоководные котловины разобщены подводными горами или крупными массивами суши. Континентальные элементы рельефа здесь преобладают над морскими.
Все области переходных зон являются поясами повышенной сейсмичности. Большая часть катастрофических и разрушительных землетрясений происходит именно в этих областях. Существует определенная связь в распределении глубины очагов землетрясений с геотектурными элементами переходных зон.
Поверхностные (коровые) землетрясения с глубиной очага до 60 км находятся в пределах глубоководных желобов. Эпицентры среднефокусных землетрясений (очаги на глубине 60-300 км) располагаются под островными дугами, отчасти под котловинами окраинных морей. Глубокофокусные землетрясения с глубиной залегания очагов до 700 км, связаны с котловинами окраинных морей и прилегающей подводной окраиной материка, либо суши.
Все очаги землетрясений в конечном итоге приурочены к участкам весьма неустойчивого состояния земной коры и мантии Земли, наклоненным в сторону материков под углом 450 и называемым зонами Заварицкого-Беньофа по которым происходит активная субдукция и океаническая литосферная плита погружается под материковую.
Кроме высокой сейсмичности для переходных областей характерен интенсивный вулканизм. При этом состав продуктов извержения определяется длительностью развития переходных областей. В молодых переходных зонах, только еще формирующихся и смещенных в сторону ложа океана, вулканизм характеризуется базальтовым составом. Вулканизм зрелых областей представлен преимущественно андезитовыми продуктами извержения, что еще раз подтверждает основополагающее начало переходных областей в формировании земной коры континентального типа.
Морфология котловин окраинных морей.
Морфология котловин окраинных морей представляют собой обширные депрессии с плоским или слабо расчлененным дном. Форма окраинных морей чаще всего изометрическая, овальная, а глубины составляют 3-5 до 6 км (Филиппинская котловина). Различают два типа котловин окраинных морей: располагающиеся между материковой отмелью континента и островной дугой (Охотское, Берингово, Южно-Китайское, Коралловое моря) и ограниченные как с внешней, так и с внутренней стороны хребтами островных дуг (Филиппинская, Северо- и Южно-Фиджийская котловины).
Рельеф дна котловин окраинных морей характеризуется сглаженностью, он в значительной степени выровнен осадками. Вместе с тем равнинная поверхность осложняется крупными поднятиями, или горными хребтами, имеющими обычно ступенчатое, блоковое строение. Так в котловине Берингово моря выделяются поднятия Ширшова и Бауэрса; в Японском море – возвышенность Ямато и т.д. В зависимости от проявления магматической деятельности различают активные окраинные моря с излиянием по трещинам дна базальтов и образованием вулканических поднятий и конусов подводных вулканов и неактивные.
Дно котловин подстилается, как правило, корой субъокеанического типа (с большой мощностью осадочного слоя), реже – океанической корой (Берингово, Японское, Филиппинское моря), в исключительных случаях – гранитный слой появляется под крупными поднятиями (возвышенность Ямато в Японском море).
Островные дуги – это система надводных и подводных горных хребтов, приуроченных к единому цоколю. Обычно хребты имеют дугообразную форму с различным радиусом кривизны, однако встречаются и почти прямолинейные формы (Тонга-Кермандек, Колвилл-Лау). Протяженность островных дуг колеблется от 1000-2000 (Курильская, Марианская) до 3000-4000 км (Тонга-Кермандек, Кюсю-Палау). Выделяются одинарные островные дуги (Идзу-Бонинская, Волкано) и дуги, состоящие из двух-трех параллельных гряд, расположенных на одном цоколе (Алеутская, Курильская); раздваивающиеся дуги (Соломоновых, Ново-Гебридских островов).
В ряде случаев островные дуги бывают двойными, в которых различаются внутренняя и внешняя дуги, параллельные друг другу, разделенные межгрядовой депрессией. Так, внутренняя гряда Курильской дуги соответствует собственно Курильским островам и их подводному основанию. Внешняя представляет собой подводный хр. Витязя и только на самом юге здесь имеются Малые Курильские острова. Обе гряды продолжаются на суше на п-ове Камчатка.
Геологическую основу островных дуг составляет ядро базальтовой коры, на которое в результате интенсивных процессов вулканизма андезитового и липаритового состава наслаиваются слои вулканических и осадочных пород, а у крупных островных дуг зрелой стадии – и гранитный слой, который придает коре черты континентального типа.
На примере Камчатки видно, что на определенной стадии развития островные дуги могут слиться друг с другом, образовав единый массив суши. Японские острова, например, представляют собой крупный массив суши, образовавшийся в результате слияния нескольких островных дуг разного возраста. Типичным примером островного массива является также о. Куба, образовавшийся в результате слияния трех разновозрастных островных дуг.
В геофизическом отношении для островных дуг присущи высокие значения теплового потока и небольшие положительные аномалии силы тяжести. Большинство островных дуг находится в зоне 9-ти балльных разрушительных землетрясений.
Глубоководные желоба пространственно тесно связаны с островными дугами и, как правило, расположены вдоль их фронтальных склонов, обращенных навстречу субдукции, которая направлена со стороны океана. В отдельных случаях желоба и процесс субдукции формируются со стороны краевых морей (Соломоновы острова, Новые Гебриды). В рельефе океанического дна глубоководные желоба выражены огромными по протяженности прогибами земной коры длиной в несколько тысяч километров (Перуанско-Чилийский желоб – более 6000 км), при ширине в пределах 20 км.
К настоящему времени известно 35 глубоководных желобов, в т.ч. 28 – в Тихом океане. Шесть из них имеют глубину более 10 000 м, а Марианский – более 11 тыс. м. В поперечном сечении глубоководный желоб имеет V-образную нередко ассиметричную форму. Крутизна склонов желоба различна: со стороны островной дуги склон более крутой (10-250), а со стороны океана – более пологий (3-80). С глубиной крутизна склонов возрастает, переходя порой в почти отвесные уступы. Например, в желобе Тонга на глубине более 9 км установлено узкое ущелье шириной до 7 км. Дно желобов обычно плоское, представляет собой морскую аккумулятивную равнину шириной 3-5 км до 20 км, сложенную турбидитовыми осадками мощностью в несколько сотен метров, реже более.
В случае поступления в глубоководные желоба большого количества осадочного и вулканического материала рельеф их сглаживается и представляет собой широкую, плоскую или слегка всхолмленную равнину, исчезает характерная для желобов V-образная форма. Такую характеристику имеет западная часть Яванского желоба, заполненная трехкилометровой толщей осадков. Такие желоба отличаются относительно малой глубиной (Центральноамериканский, Витязя, Новогвинейский – до 7 000 м, а Хируканга, Тиморский, Кай – менее 4 000 м. Со стороны океанического ложа глубоководные желоба отделены протяженной системой пологих краевых валов.
Для всех желобов и в особенно наиболее глубоких из них характерны большие отрицательные гравитационные поля, что обусловлено заполнением желобов рыхлыми осадками, значительно более легкими по сравнению с кристаллическими породами земной коры. В результате чего возникает дефицит массы и как следствие – отрицательная аномалия силы тяжести.
Глубоководные желоба отличаются низкими значениями теплового потока, поступающего из недр планеты к их поверхности и высокой сейсмичностью, - здесь происходит большое число разрушительных землетрясений, с поверхностными очагами.
Океаническое ложе. Это наиболее обширная по площади из основных геотектур глубоководная часть Мирового океана, занимающая 194,81 млн. км2 (54% площади). Для него характерен океанический тип коры мощностью 5-10 км и отсутствие гранитного слоя. Ложе океана в структурном отношении соответствует океаническим платформам, или талассократонам
Мегарельеф океанического ложа представлен глубоководными равнинами. Многочисленные подводные хребты отдельные из которых представляют собой грандиознейшие подводные горные системы, превышающие по своим размерам Гималаи, а также подводные океанические поднятия (пороги) и возвышенности, разделяют ложе океана на относительно обособленные глубоководные впадины с относительно ровным или холмистым дном — абиссальные котловины (рис. 16).
Глубоководные котловины располагаются между материковым подножием или глубоководными желобами и системой срединно-океанических хребтов. Глубины здесь 5500—6500 м в редких случаях несколько больше, преобладающее большинство их окаймляется изобатой 5000 м. Наиболее крупными среди них: Западно-Австралийская, Центрально-Индийская в Индийском океане; Ангольская, Бразильская, Аргентинская – в Атлантическом; Северо-Западная. Северо-Восточная, Перуанская, Южная – в Тихом океане и др.
Дно котловин на участках, прилежащих к континентальному склону совершенно плоское с углами наклона не более 2—5°, покрыто глубоководными осадками мощностью от 100-500 м и больше. По мере удаления от континентов и мощность осадков сокращается, а дно абиссальных котловин становится холмистым из-за множества (в Тихом океане более 3 млн.) рассеянных холмов.
Рис. 16. Схема рельефа дна Атлантического океана(по О. К. Леонтьеву):
1 – котловины ложа океана; 2 — поднятия ложа (А — Бермудское, Б — Сеара, Сьерра-Леоне, Г— Риу-Гранди, Д — Китовый хребет, Е— Внешний); 3 — срединно-океанический хребет; 4 — глубоководные желоба; 5 — другие структуры; 6 — разломы. Подводные окраины не заштрихованы
Это выступы поверхности дна высотой от 50 до 500 м, основания которых имеют округлую или вытянутую форму. Поперечные размеры таких холмов — от сотни метров до нескольких километров, высота— 100-200 м. С глубиной количество холмов увеличивается. Это первичный океанический рельеф не имеющих аналогов на суше. Предполагается, что холмы представляют собой либо мелкие лакколиты, либо небольшие вулканы или шлаковые конусы, перекрытые осадками. Многие из них возникли вдоль разломов.
Океанические котловины разделяются многочисленными подводными океаническими поднятиями, имеющими вулкано-тектоническое происхождение. Форма поднятий различна — от изометрических (Бермудское поднятие, поднятие Шатского) до линейно вытянутых хребтов (Китовый, Восточно-Индийский, Мальдивский, Гавайский). Поверхность поднятий расчленена перепадом высот до 2 км и более.
Вулканические поднятия или отдельные щитовые вулканы могут достигать поверхности, образуя одноименные острова или архипелаги (Бермудское, Канарское, Азорское в Атлантическом океане, Маркизское Австралийское, Пасхи - в Тихом океане, Мальдивское, Крозе – в Индийском и др.). Некоторые современные вулканы, располагаясь цепочками, образуют линейно вытянутые подводные хребты, в которых возраст вулканов последовательно омолаживается.
Для их образования привлекается теории «горячих точек» - плюмов Д. Уилсона и У. Моргана, согласно которой движется над прожигающим ее потоком (плюмом) поднимающимся из мантии (рис. 17). При этом чем дальше от плюма находится вулкан, тем старше его возраст. Примером является Гавайское поднятие в Тихом океане с цепочками потухших и действующих вулканов, протягивающееся более чем на 3500 км. Щитовые, вулканы этих хребтов, извергающие лаву основного состава, зачастую образуют подводные лавовые плато, заполняющие пространства между вулканическими вершинами.
Рис. 17. Схема образования подводных гор по теории «горячей точки»
(по Е. Зейбольду и В. Бергеру)
Одной из интересных форм вулканического происхождения ложа океана являются "гайоты" = гийоты (по фамилии первооткрывателя Арнольда Гийо), широко известные в Тихом и Атлантическом океанах. Их вершины находятся от 100-200 до 1500-2000 м ниже уровня океана, а основания на глубине до 6000 м.
Гайоты представляют изолированные плосковершинные горы, с крутыми склонами, возвышающиеся над ложем океана или насаженными на сводовые поднятия и подводные хребты. Вершины этих гор сложены лавами основного состава (оливиновые базальты), перекрытые в экваториально-тропических широтах обломками коралловых рифовых известняков.
Первоначальная точка зрения об абразионном происхождении плоских вершин поверхности гайотов в настоящее время ставится под сомнение.Поводом для этих сомнений послужило открытие в тектонической впадине Афар (Восточная Африка) сухопутного гайота. Он оказался на суше благодаря недавним тектоническим движениям земной коры. Этот вулкан, получивший название Маунт-Асмара (гора Асмара), представляет собой усеченный конус высотой 365 м с диаметром примерно 2000 м у подножия и 1100 м на вершине. Исследования этого гайота показали, что плоская вершина Маунт-Асмара оказалась сложена почти горизонтальными слоями вулканического пепла и не является результатом абразии волн, а представляет первичную конструктивную особенность.
Установлено, что если извержение на дне океана происходят на большой глубине под давлением огромного столба воды, то лавы изливаются подушкообразные лавы, застывающие в плотную горную породу. При малом давлении воды на небольшой глубине, извержении приобретает характер взрыва, распыляющего лаву на мельчайшие брызги, образующие в воде над вулканом взвесь (пыль). Эта взвесь оседает затем на вершине вулкана в виде почти горизонтального слоя. Так при частых и повторных извержениях происходит нарастание вулкана. Затем поверхности гайотов, находящиеся на небольших глубинах, заселялись кораллами, возникали рифы, которые со временем превращались в атоллы.
Гайоты довольно широко распространены в Мировом океане, но особенно они многочисленны в Тихом океане. Наибольшей плотности они достигают на подводных горах Маркус-Неккер, которые протягиваются от южной части Гавайских островов на запад к островам Бенин и Волькано. Глубина над вершинами многих гайотов достигает 2500 м (в среднем 1300 м), что указывает на погружение дна океана. Много их в Аляскинском заливе, в Северной Атлантике. Цепочка таких гор тянется от Азорских островов к Гибралтару. В Индийском океане гайоты особенно многочисленны в восточной его части.
Тектонические поднятия являются результатом проявления вертикальных и горизонтальных движенийи представлены подводными плато, возвышенностями, грядами, валами изометрической неправильной формы, погруженными на разные глубины, на своды которых нередко насажены вулканы. Это возвышенности Сьерра-Лионе, Рио-Гранде, Бермудское поднятие в Атлантическом океане, плато Кергелен - в Индийском, поднятие Шатского - в Северном Ледовитом океане и другие. Отдельные из них имеют вид горста- антеклизы с ассиметричными склонами.
В Тихом океане насчитывается более 5000 крупных подводных поднятий. Их высота от 500 до 5000 м. Некоторые поднятия имеют континентальную кору, являясь микроконтинентами, отделившимися от материков и возвышающимися в виде островов (Мадагаскар, Новая Зеландия, Сейшельская банка и др.), другие (возвышенность Агулъяс, плато Кергелен) также сложенные земной корой материкового типа не поднимаются выше уровня океана и являются выступами материковых платформ. В тропических широтах многие вулканические поднятия, достроенные кораллами, возвышаются в виде островов (Мальдивский хребет) или образуют атоллы — замкнутые или разорванные кольца коралловых рифов с лагуной посредине.
Наряду с подводными плато результатом проявления вертикальных и горизонтальных движений в ложе океана являются линейно вытянутые хребты и горы с океаническим типом строения земной коры и сбросово-глыбовой морфоструктурой. Самый крупный из них — Восточно-Индийский хребет. Эта огромная горная система (по протяженности больше Урала) начинается в южной части Бенгальского залива и заканчивается вблизи Центрально-Индийского хребта. Такое же строение имеет Китовый хребет, в Атлантическом океане, хребты Кокосовый, Наска, Северо-Западный в Тихом океане, хребты Менделеева и Ломосова в Северном Ледовитом океане Мальдивский и Маскаренский хребты в западной части Индийского океана и др.
Большая часть океанических сводовых хребтов с вулканическими цепями приурочена к широкой полосе, пересекающей Тихий океан с юго-востока на северо-запад, от района о. Пасхи до Северо-Западной котловины включительно. Считают, что эти океанические поднятия являются остатками древнего срединно-океанического хребта, который в конце мела—начале палеогена был разрушен мощными тектоническими процессами. По глубоким разломам происходили бурные вулканические извержения, а затем крупные участки хребта испытали погружение. Суммарный объем эффузивов оказался в десятки раз больше, чем лавовые Колумбийское плато и Декан. Вулканическим материалом сложены шлейфы подножий подводных хребтов (остатки срединного хребта). Возник очень сложный рельеф, представляющий лабиринт котловин, горных поднятий, вулканов, гайотов и коралловых атоллов.
Срединно-океанические хребты.
Представляют непрерывную цепь горных хребтов, которые протягиваются по дну океанов на расстояние более чем 60 тыс. км, а общая площадь их составляет 55,18 млн. км2 (15,2 % площади Мирового океана). Срединно-океанические хребты (СОХ) образуют единую планетарную систему протяженностью около 60 тыс. км и прослеживаются во всех океанах. Над соседними котловинами они поднимаются на 2-3 км, отдельные вершины хребтов возвышаются над поверхностью океана, образуя отдельные острова и архипелаги преимущественно вулканического происхождения. Крупнейшим островом такого типа является Исландия.
Основными геолого-геофизическими особенностями срединно-океанических хребтов, присущими только им, являются:
- высокое значение скоростей упругих волн указывают, что для СОХ присуща земная кора рифтогенального типа, характеризующаяся повышенной плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо.Осадочный покров наблюдается только на флангах хребтов, его мощность увеличивается по мере удаления от их осевой зоны;
- в геологическом строении рифтовых долин срединно-океанических хребтов участвуют наряду с базальтами ультраосновные породы — перидотиты, дуниты, которыми нередко сложены целые блоки, образующие отдельные рифтовые хребты;
- высокое значение теплового потока, что объясняется наличием восходящих, высокотемпературных потоков вещества мантии, а также процессом серпентизации ультраосновных пород мантии, богатых оливином, сопровождаемым увеличением объема и выделением тепла;
- высокая сейсмичность срединных хребтов и приуроченность к ним многочисленных эпицентров землетрясений со сравнительно неглубоким (поверхностным) расположением их фокуса. Высокая сейсмичность свидетельствует о высокой тектонической активности в зонах срединных хребтов, что сопровождается многочисленными проявлениями современного и недавнего вулканизма;
- в отличие от сбросово-глыбовых хребтов абиссальных равнин океанического ложа срединно-океанические хребты представляют собой области интенсивного современного тектогенеза, в которых идет процесс интенсивного спрединга;
- для осевой зоны и флангов характерно чередование положительных и отрицательных магнитных аномалий, причем наиболее резко выраженная положительная аномалия отмечена в рифтовой долине.
Таким образом, СОХ образовались в результате внедрения больших масс глубинного вещества в процессе расширения, или спрединга океанического дна. Обычно хребты расположены в центральной части океанов, реже смещаются к континенту, а иногда подходят к самому краю материков и могут частично погружаться под них (Восточно-Тихоокеанское поднятие в районе Калифорнии, хребет Гаккеля в море Лаптевых).
СОХ Мирового океана представлены отдельными океаническими срединными хребтами, которые иногда образуют довольно разветвленную систему (СОХ Индийского и Тихого океанов), либо имеют сложную конфигурацию и состоят из отдельных хребтов и поднятий смещенных по отношению друг к другу системой трансформных разломов, что характерно для СОХ Атлантического и особенно Северного Ледовитого океана (рис. 18).
Рис. 18. Геоморфологическая схема дна Северного Ледовитого океана:
1 — подводные окраины материков; 2 — плоские абиссальные равнины ложа океана; 3 — холмистые абиссальные равнины ложа океана; 4 — хребты и возвышенности; 5 — срединно-океанические хребты; 6 — океанические разломы; 7 — зона рифтов осевой части срединно-океанического хребта. Цифры и буквы на схеме: 1 — поднятие Ломоносова, 2 — плато Альфа, 3 — поднятие Менделеева; котловины: Б — Бофорта, М— Макарова, Т — Толля, А — Амундсена, Н — Нансена, Г — Гренландская, Нр — Норвежская. Срединно-океанические хребты: I — Кольбенсей, II — Мона, III — Книповича, IV — Гаккеля (по O.K. Леонтьеву)
В морфологическом отношении срединно-океанические хребты представляют собой большей частью широкие (несколько сотен километров) валообразные поднятия, часто со сложно расчлененными склонами, возвышающимися своими гребневыми частями на 3500—4000 м над днищами примыкающих глубоководных котловин. В поперечном разрезе срединных хребтов можно выделить две геоморфологические зоны: зону гребня (рифтовую долину) и зону склонов (фланговую).
Рифтовая долина занимает центральную осевую зону срединно-океанических хребтов поднимающимися своими скалистыми и обрывистыми вершинами до глубины менее 1500 м и сопряжена с узкой расселиной, прослеживаемой в пределах всех СОХ. Фактически рифтовая долина, представляет грабен, т. е. сравнительно узкую полосу земной коры с крутыми стенами и часто с плоским дном, заключенную между двумя хребтами. Ее ширина от 10 до 40 км, а относительная глубина от 1 до 4 км. Крутизна склонов рифтовой долины составляет 10—40°. Это наиболее молодая и тектонически активная часть срединно-океанических хребтов.
Фланговая зона располагается по обоим склонам хребта, имеет сильно расчлененный рельеф, часто носит ступенчатый характер (Атлантический срединно-океанический хребет), хребты обычно несимметричны, с крутыми склонами в сторону долины и более пологими внешними. По мере удаления от оси горные шпили сменяются зонами холмистого рельефа и еще более выполаживаются в районе сочленения с абиссальными равнинами.
На всем протяжении система срединно-океанических хребтов разбита на отдельные сегменты поперечными трансформными разломами, по которым происходит трансформное смещение участков СОХ относительно друг друга. Такие разломы пересекают срединно-океанские хребты через каждые 200 - 300 км (рис. 19). Рифтовая долина при этом в плане также сдвигается по разломам на 20-50, а иногда до 300 км и более. Максимальная величина смещения (до 750 км) зафиксирована в экваториальных частях Срединно-Ат-лантического и Восточно-Тихо-океанского хребтов. Приме-чально, что процесс спрединга, протекающий в рифтовой долине, имеет различную скорость в пределах каждого отдельного сегмента СОХ, ограниченного трансформными разломами.
|
|
Сами разломы представляют собой трещины шириной 15-25 км и глубиной 0,5-1,5 км и более. Наиболее крупные трансформные разломы длиной несколько тысяч километров пересекают не только срединно-океанские хребты, но и прилежащие глубоководные кот-ловины, а иногда уходят в пределы континентов. Примерами таких разломов являются Мендосино, Меррей, Клиппертон, Галапагосский и др. в Тихом океане, Романш, Вима, Кейн и др. в Атлантическом, Шпицбергенский - Северном Ледовитом океане. По особенностям морфологии выделяют два типа срединных хребтов — атлантический и тихоокеанский. Хребты атлантического типа — относительно узкие (менее 100 км), имеют крутые расчлененные склоны, хорошо развитую в осевой части риф- |
Рис. 19. Схема океанских разломов в восточной части Тихого океана (по О. К. Леонтьеву): 1 - зоны разломов; 2 — осевые линии крупнейших подводных хребтов
товую долину (рис. 20). Глубина ее составляет 2000-3000 м, а местами увеличивается до 4000м. Ширина — всего первые километры. Склоны долины ступенчатые, сбросовые. На дне выделяются зияющие трещины, цепи вулканов окруженные полями и потоками базальтовых лав. В рифтовых долинах проводит подъем горячего мантийного материала, главным образом базальтовой магмы, вызывающего спрединг плит по обе стороны рифта. В Северной Атлантике скорость спрединга в настоящее время сставляет 2-3 см/год.
Срединно-океанские поднятия тихоокеанского типа более широкие (500-900 км и более), имеют пологие склоны и менее изрезанный рельеф осевой зоны (см. рис. 20), причем отчетливо выраженная
|
Рис. 20. Типичные профили осевой части рифтовых срединно-океанских хребтов (по В. М. Литвину): 1 — Атлантический хребет па 37° с. ш.; 2 — Восточно-Тихоокеанское поднятие по 3° 30' ю. ш. |
рифтовая долина отсутствует, а вместо нее выделяется осевое горстовое поднятие, в центре которого присутствует рифтовая трещина, или цепочка вулканов и вулканических гряд. Высота осевого поднятия достигает 1000 м. Раздвижение происходит со скоростью до 36 см/год. Помимо Восточно-Тихоокеанского и Южно-Тихоокеанского хребтов к этому типу относятся Австрало-Антарктический хребет и некоторые другие. |
1
2
Для срединно-океанских поднятий и рифтовых зон в их пределах характерна интенсивная гидротермальная деятельность связанная с выходами действующих гидротермальных источников, нагретых до 250-400 °С. Вокруг последних oбразуются тумбообразные сооружения и холмы, башни, конусы, трубы высотой до 20 и диаметром до 30 м, сложенные кремнеземом или скоплениями сульфидов (рис. 21).
Рис. 21. Морфология высокотемпературных гидротермальных и сульфидных построек (по А. П. Лисицину, А. П. Богданову, В.Г. Гурвичу)
Такие гидротермальные источники называются «курильщиками» - черными, за то, что из жерл поднимаются облака взвесей содержащих Fe2 и FeS, и «белыми», во взвеси которых преобладают сера, метан и др. элементы.
Полагают, что этот процесс близок к завершению, так как «ядерное» вещество Земли на 86% уже сконцентрировалось в ее ядре, и вулканизм по сравнению с предшествующими геологическими эпохами заметно ослаб. Тем не менее, и в наше время из недр Земли на ее поверхность выбрасывается более 6 млрд. т эффузивного вещества в год, а за 4,7 млрд. лет развития планеты ее вулканические извержения составляют расчетную массу, очень близкую к массе земной коры.
Некоторые исследователи выделяют вулканические формы рельефа в самостоятельную морфоструктуру.
Мутьевой поток на южном склоне Большой Ньюфаундлендской банки разорвал несколько подводных телеграфных кабелей, развив скорость до 120 км в час при длине более 900 км.
Ганг с Брахмапутрой выносит ежегодно более 2 млрд. т. осадков, поэтому имеют гигантский конус выноса подводного каньона длиной более 3000 км, а шириной – до 1000 км, который занимает весь Бенгальский залив и выдвигается в Индийский океан, а мощность осадков в нем составляет от 5-8 до 13 км.
В области Японских островов дифференциация высот и глубин превышает 12 км (высота горы Фудзи-Яма — 3776 м, а глубина Японского глубоководного желоба — 8412 м), расчленение рельефа в области Курильских островов — около 12 500 м, в Индонезии — 11 000 м.