Билет №20-21

МЕГАРЕЛЬЕФ ЛОЖА ОКЕАНА И СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ (СОХ)

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

Срединно-океанические хребты

Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном или субме­ридиональном направлении вздутия земной коры, образующие огромный (шириной до 4000 км и относительной высотой до 4—5 км) свод со сложно расчлененным рельефом склонов и осо­бенно его осевой зоны, где развиты асимметричные хребты, раз­деленные глубокими, резко выраженными ложбинами (рис. 32) с плоским дном и крутыми бортами, вытянутыми в соответствии с общим простиранием срединно-океанического хребта. Эти фор­мы рельефа — результат разрывных нарушений земной коры типа рифта, поэтому осевые зоны срединных хребтов получили наиме­нование рифтовых зон.

Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему протяженностью около 60 тыс. км и прослеживаются во всех океанах (рис. 33). Одной из основных геолого-геофизических особенностей срединно-океанических хребтов, присущей только им, является высокое значение скоростей упругих волн в земной

коре. Другая существенная геофизическая особенность — высокое значение теплового потока. К числу важных черт следует отнести также высокую сейсмичность срединных хребтов и приурочен­ность многочисленных островных и подводных океанических вулканов к их гребням и склонам. Все это, как и резкая расчле­ненность рельефа, указывает на то, что срединно-океанические хребты представляют собой области интенсивного современного тектогенеза и, согласно концепции тектоники литосферных плит, представляют собой зоны спрединга.

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

Несмотря на общие черты, срединно-океанические хребты разных океанов отличны по морфологии. В Северном Ледовитом океане срединно-океанический хребет представлен хр. Гаккеля (рис. 34). Осевая часть хребта сильно расчленена: ряд отдельных коротких хребтов разделяются глубокими рифтовыми долинами, кулисообразно располагающимися вдоль оси хребта.

Кроме Арктического бассейна в Северном Ледовитом океане выделяется Норвежско-Гренландский бассейн. Здесь котловины Гренландского и Норвежского морей разделяют срединно-океани- ческие хребты Книповича, Мона и Исландский. На Исландском хребте находится действующий вулкан на о. Ян-Майен.

Наиболее хорошо изучен Срединно-Атлантический хребет, яв­ляющийся стержневым орографическим элементом рельефа дна Атлантического океана. Он протягивается от о. Исландия на се­вере до 65° ю. ш. (рис. 35). Простирание хребта непостоянно, но в целом близко к меридиональному, за исключением экваториаль-

ного участка, где оно на некотором протяжении становится суб­широтным. Ширина хребта в южной Атлантике достигает 2500 км, но к северу от Исландии сокращается до 300 км.

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

Из сказанного следует, что морфологические особенности сре- динно-океанических хребтов могут быть использованы для суж­дения об их возрасте, характере и интенсивности тектонических движений. Отсюда возникает задача дальнейшего изучения этих своеобразных, исключительно интересных образований, которые вместе с процессами и формами рельефа в пределах всего Миро­вого океана могут пролить свет на историю формирования Лика Земли в целом.

Выше уже говорилось о том, что рифтогенные зоны океанов имеют продолжения на материках и что причиной возникновения возрожденных (эпиплатформенных) гор является распространение процесса рифтогенеза, свойственного срединно-океаническим хребтам, на материки. В пользу этой точки зрения свидетельствует идентичность морфологии этих образований, что хорошо видно на рис. 32.

Возможно, что эти морфологические особенности говорят о молодости названных морфоструктур. Благодаря такой морфологи­ческой специфике, их обычно (на картах и в литературе) называют не хребтами, а поднятиями.

Рельеф ложа Мирового океана

Напомним, что ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся незначительной мощностью (5—10 км) и отсутствием гранитного слоя.

Ложе океана в структурном отношении соответствует океани­ческим платформам, или талассократонам. На батиметрической карте дна любого океана явно видна ячеистость мегарельефа. Ги­гантские котловины с относительно ровным или холмистым дном разделяются хребтами, валами и возвышенностями. Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин. На воз­вышенностях, как правило, мощность коры увеличивается, а в некоторых случаях здесь под типичным "базальтовым" слоем об­наруживается слой повышенной плотности, и поверхность Мохо выделяется нечетко.

Океаническим котловинам здесь свойственна большая глуби­на, что указывает на преобладание отрицательных вертикальных движений на этих участках земной поверхности. Если материки со свойственными им положительными движениями являются преимущественно областями денудации, то океанические бассейны служат областями аккумуляции самого разнообразного осадочного материала, поступающего главным образом с суши. О погружении ложа океана свидетельствуют нахождение плосковершинных гор, гайотов, на глубинах, в десятки раз превышающих возможный размах колебаний уровня океана, и большая мощность коралловых известняков, слагающих океанические атоллы. Бурение на неко­торых атоллах Тихого океана показало, что общая мощность ко­ралловых отложений, начиная с эоцена, достигает 1400 м, тогда как рифостроящие кораллы могут обитать на глубинах до 50 м. Собственные колебания уровня океана за счет таяния ледниковых покровов не превышают 120 м.

Примером одной из подводных возвышенностей ложа океана может служить Бермудское плато, расположенное в центральной части Северо-Атлантической котловины.

Крупнейшими орографическими элементами Индийского океа­на являются плато Крозе, типичное океаническое вулканическое образование, и плато Кергелен, представляющее собой далеко вы­дающийся на север выступ Антарктической материковой плат­формы.

В Тихом океане, кроме СОХ, также имеются другие линейно вытянутые орографические элементы, характеризующиеся океа­ническим типом земной коры. Они имеют вид крупных валов, на сводах которых насажены вулканы, нередко образующие вулка­нические цепи. Наиболее грандиозным из них по протяженности, высоте и проявлению вулканизма океанического типа является Га­вайский хребет, увенчанный

одноименными островами. Как ука­зывалось выше, вулканы этих хребтов щитовые, извергающие лаву основного состава.

Строение рельефа дна океанических котловин довольно однооб­разно. Почти в каждой котловине океанов выделяется два основ­ных типа

рельефа. Большая часть площади дна котловин холмис­того рельефа с вертикальным расчленением в среднем 250—600 м, в некоторых случаях — до 1000 м. Этот тип получил название рельефа абиссальных холмов, занимает 40% площади дна Мирового океана. Выявление ареалов распространения рельефа абиссальных холмов имеет не только научный, но и практический интерес, так как к ареалам их развития приурочены железо-марганцевые конкреции, объем которых только в Тихом океане превышает 200 млрд т. Меньшая часть площади дна котловин почти идеаль­но выровнена. Эти совершенно плоские пространства, с ничтож­ными уклонами поверхности называют плоскими абиссальными равнинами. Обычно они занимают не самые глубокие участки котловин, а только те, которые расположены ближе к материко­вому склону и подножию. Сейсмические исследования показали, что на равнинах мощность осадочного слоя достигает 1,5 км, а в пределах абиссальных холмов толщина осадочного слоя измеря­ется несколькими сотнями или даже десятками метров.

Для ложа Тихого океана характерны зоны глубинных разломов широтного простирания, прослеживающиеся на протяжении не­скольких тысяч километров. Они выражены в рельефе дна котло­вин в виде вытянутых с запада на восток узких глыбовых хреб­тов-горстов и сопровождающих их ложбин-грабенов. Разломы также пересекают Восточно-Тихоокеанское и Южно-Тихоокеан­ское поднятия, причем отдельные сегменты этих поднятий сдви­нуты относительно друг друга на сотни километров, что является бесспорным признаком значительных латеральных движений зем­ной коры.

2

П

Подводя итог, можно констатировать, что ложе Мирового океана характеризуется разнообразием морфоструктур разного генезиса. Отчетливо выделяются два типа морфоструктур: вулканические горы, образованные на конструктивных границах литосферных плит, и горы, сформированные процессами внутриплитовой текто­ники и вулканизма, не связанные с рифтогенезом^ Это подтверж­дается тем, что такие горы, например, в Северной Атлантике, имеют собственную систему магнитных аномалий, не согласую­щуюся с системой магнитных аномалий Срединно-Атлантического хребта. Внутриплитовые деформации формируют более массив­ные вулканические сооружения по сравнению со структурами, образованными в рифтовых зонах СОХ.

км

1

2

3