Меню
Главная
Авторизация/Регистрация
 
Главная arrow География arrow ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Посмотреть оригинал

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. 11.2) 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. 11.3). 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.

Рис. 7 7.7. Схема эволюции переходных зон:

А — Витязевский тип (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 — Индонезийский подтип (крупные островные массивы, серпообразно изогнутые дуги); Е — Восточно-Тихоокеанский подтип (глубоководные желоба примыкают непосредственно к молодым краевым поднятиям континентов); Ж — Средиземноморский подтип (господствуют материковые структуры, имеются реликты глубоководных желобов и «окна» коры субокеанического типа (7); 1 — внешний хребет; 2 — глубоководный желоб;

3 — островная дуга; 4 — материковый склон; 5 — суша; 6 — подводные горы (по О. К. Леонтьеву)

Рис. 11.2. Поперечный профиль Аравийско-Индийского хребта (а) и Восточно-Африканской рифтовой зоны (6).

Крестиками показано положение рифтовых зон, треугольниками — рифтовых хребтов

В геологическом строении хребтов и рифтовых долин срединноокеанических 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 хребтом Гаккеля (рис. 11.4). 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-океанические хребты Книпо- вича, 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. 11.5). Простирание хребта непостоянно, но в целом близко к меридиональному, за исключением экваториального 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.

Рис. 11.3. Планетарная система срединно-океанических хребтов:

а — подводная окраина материков; б — переходные зоны; в — ложе океана; г — срединно-океанические хребты. Цифры на карте: хребты 1 — Гаккеля;

2 — Книповича, 3 — Мона и Кольбенсей, 4 — Рейкьянес, 5 — Северо- Атлантический; 6 — Южно-Атлантический; 7 —Африкано-Антарктический;

8 — Западно-Индийский; 9 — Аравийско-Индийский; 10 — Центрально- Индийский; 11 —Австрало-Антарктический; 12 — Южно-Тихоокеанский;

13 — Восточно-Тихоокеанский; 14 — Горда и Хуан-де-Фука (по О. К. Леонтьеву)

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

Рис. 11.4. 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 О. К. Леонтьеву)

Как и другим срединно-океаническим хребтам, Срединно-Атлантическому хребту присуща земная кора рифтогенного типа, характеризующаяся повышенной плотностью и отсутствием четко выражение ной 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 Буте (т.е. приведенные к уровню моря) над срединным хребтом обычно положительные, но для рифто- вых долин нередко отрицательные.

К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений. Наибольшее сосредоточение эпицентров отмечено на участках хребта, пересекаемых широтными и субширотными трансформными разломами. Один из таких разломов пересекает хребет в районе Азорских островов. С ним связаны активные проявления современного вулканизма. Большое число параллельных друг другу поперечных разломов отмечено в приэкваториальной части хребта. Отдельные сегменты хребта, отсекаемые этими разломами, сдвинуты относительно друг друга на многие десятки и даже сотни километров (см. рис. 5.5). Этими сдвигами и обусловлено общее субширотное простирание Срединно-Атлантического хребта на его экваториальном отрезке.

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

В Индийском океане имеется несколько срединно-океанических хребтов: Западно-Индийский, Аравийско-Индийский, Центрально- Индийский, переходящий к востоку от о. Амстердам в Австрало-Антарктический (рис. 11.6). Все хребты, за исключением Австрало-Антарктического, сравнительно хорошо изучены и обнаруживают большое сходство в строении со Срединно-Атлантическим хребтом. Австрало- Антарктический хребет (поднятие) исследован недостаточно. Он отличается меньшим расчленением фланговых зон, меньшей высотой и слабой выраженностью рифтовой зоны.

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

Рис. 11.5. Геоморфологическая схема дна Атлантического океана:

1 — подводные окраины материков; 2 — глубоководные желоба;

3 — островные дуги; 4 — котловины морей переходных зон; 5 — плоские абиссальные равнины ложа океана; 6 — холмистые абиссальные равнины ложа океана; 7 — хребты и возвышенности; 8 — срединно-океанические хребты;

9 — разломы; 10 — зона рифтов осевой части срединно-океанического хребта. Цифры и буквы на схеме: 1 — Угловое поднятие; 2 — Бермудское плато;

3 — возвышенность Демерара; 4 — возвышенность Риу-Гранди; 5 — Южно- Антильский хребет; 6 — возвышенность Сьерра-Леоне. Некоторые котловины ложа океана: Л — Лабрадорская; СА — Северо-Американская; Г — Гайянская;

Б — Бразильская; Ар — Аргентинская; АА — Африканско-Антарктическая;

Кп — Капская; ЗЕ — Западно-Европейская. Срединно-океанические хребты:

I — Рейкьянес; И — Срединно-Атлантический; III — Африканско-Антарктический

(по О. К. Леонтьеву)

Рис. 11.6. Геоморфологическая схема дна Индийского океана:

1—10 см. рис. 11.5; 11 — гигантские конусы выноса мутьевых потоков. Цифры и буквы на схеме. Хребты: 1 — Чейн; 1а — Меррей; 2 — Маскаренский;

3 — Мальдивский; 4 — Восточно-Индийский. Поднятия: 5 — Кокосовое; 6 —

Западно-Австралийское; 7 — плато Крозе и остров Принс-Эдуард. Котловины ложа океана: А — Аравийская; С — Сомалийская; М — Мадагаскарская; Кр — Крозе; Ц — Центральная; К — Кокосовая; ЗА — Западно-Австралийская; ЮА — Южно-Австралийская; АА — Австрало-Антарктическая. Срединно-океанические хребты: I — Аравийско-Индийский; II — Западно-Индийский; III — Центрально- Индийский; IV — Австрало-Антарктическое поднятие (по О. К. Леонтьеву)

Срединные хребты Тихого океана (их два — Южно- и Восточно- Тихоокеанский) по строению напоминают Австрало-Антарктический: их широкие фланги имеют сравнительно слабо расчлененный рельеф, а рифтовая структура осевой зоны не так ярко проявляется, как в Срединно-Атлантическом или Аравийско-Индийском хребтах. В строении срединных хребтов Тихого океана существенную роль играют секущие их вкрест простирания мощные зоны океанических разломов. По разломам срединный хребет разбит на ряд сегментов, сдвинутых относительно друг друга по латерали[1]. Геофизические черты строения срединных хребтов Тихого океана аналогичны описанным для других срединно-океанических хребтов (рис. 11.7).

Рис. 11.7. Геоморфологическая схема дна Тихого океана:

Штриховые обозначения. 1—10 см. на рис. 11.5. Цифры и буквы на схеме: 1 — хребет Витязя, 2 — Северо-Западный хребет, 3 — возвышенность Шатского,

4 — Гавайский хребет, 5 — горы Маркус-Неккер, 6 — поднятие Маршалловых островов, 7 — поднятие Каролинских островов, 8 — Эауриапик, 9 — поднятие островов Самоа, 10 — плато Манихики, 11 — поднятие островов Лайн, 12 — поднятие островов туамоту, 11 — хребет Кокос, 14 — хребет Карнеги, 15 — поднятие Галапагос, 16 — хребты Сала и Гомес, 17 — хр. Наска. Котловины ложа океана: СЗ — Северо-Западная, СВ — Северо-Восточная, Ц — Центральная,

М — Меланезийская, Ю — Южная, Т — Тасманова, Б — Беллинсгаузена, Ч — Чилийская, П — Перуанская, Пн — Панамская, Г — Гватемальская. Срединноокеанические хребты и поднятия: I — Южно-Тихоокеанское поднятие, II — Восточно-Тихоокеанское поднятие, III — Чилийское поднятие, IV — Галапагосское поднятие. Глубоководные желоба: а — Алеутский, б — Курило-Камчатский, в — Японский, г — Нансей, д — Филиппинский, е — Бонинский и Волкано, ж — Марианский, з — Ян, и — Палау, к — Западно-Меланезийский, л — Восточно- Меланезийский, м — Витязь, н — Бугенвильский, о — Новогебридский, п — Тонга, р — Кермадек, с — Хьорт, т — Чилийский, у — Перуанский, ф — Центрально-американский (по О. К. Леонтьеву)

Между 40 и 30° ю. ш. от Восточно-Тихоокеанского хребта на юго-восток отходит Чилийский хребет, имеющий рифтовую структуру и отличающийся сейсмичностью и вулканизмом, поэтому его можно считать ответвлением срединно-океанической системы. Следует отметить, что Восточно- и Южно-Тихоокеанские хребты, как и Австрало-Антарктический в Индийском океане, а также Чилийский хребет, морфологически отличаются от остальных срединно-океанических хребтов большей шириной и сравнительно малой расчлененностью рифтовой зоны.

Сторонники концепции тектоники литосферных плит связывают эти черты с большой скоростью спрединга. Так, на гипсометрическом профиле Восточно-Тихоокеанского поднятия, в районе 18° ю.ш., рифто- вая зона не выражена: скорость спрединга здесь превышает 15 см/год. Напротив, на гипсометрическом профиле Срединно-Атлантического хребта (в районе 38° с.ш.), где скорость спрединга едва превышает 2 см/год, рифтовая зона выражена отчетливо (рис. 11.8).

Рис. 7 7.8. Поперечные профили СОХ с различными скоростями (v)

спрединга:

а — Восточно-Тихоокеанское поднятие (v > 15 см/год), б — Срединно-

Атлантический хребет (у ~ 2 см/год). V—V — вулканическая зона; F — зоны трещиноватости; О — ось спрединга; гп — границы плиты

Другие исследователи морфологические особенности срединно-океанических хребтов связывают с их возрастом. Так, согласно данным, полученным в Акустическом институте Российской академии наук по Срединно-Атлантическому хребту, ширина рифта хр. Рейкъянес, возраст которого около 60 млн лет, равна 2 км, высота склонов 180 м, а рифт тропической части Срединно-Атлантического хребта, возраст которого около 180 млн лет, имеет ширину 3,5 км и высоту склонов более 350 м, т.е. параметры рифтов зависят от их возраста.

Из сказанного следует, что морфологические особенности срединноокеанических 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. 11.2.

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.

  • [1] От лат. lateralis — боковой, указывает на смещение сходных форм рельефа в сторону («вбок») относительно друг друга.
 
Посмотреть оригинал
Если Вы заметили ошибку в тексте выделите слово и нажмите Shift + Enter
< Предыдущая   СОДЕРЖАНИЕ   Следующая >
 
Популярные страницы