32. Основные черты рельефа океанского дна.

Рис. 1. Общая характеристика основных неровностей рельефа: А — континенталь­ные поднятия и океанские впадины;Б — гипсографическая кривая, типы коры мегаформ I порядка. 1 — континентальный массив; 2 — впадина океана; 3 —очерта­ния мегаформ третьего и более высоких порядков;строение коры — слой: 4 — 1 -й, осадочный,5 — 2-й, "гранитный",6 - переходный,7- 2- и 3-й, базальтовый;8 — верхняя мантия; 9 —подкоровоt вещество Земли; 10, И —кора: 10 — однородная, 11 — разнородная; 12 —глобальные геоморфологические уровни — их поверхности: I — абиссальныхравнин, II - вершин океанских хребтов-поднятий; III — платфор­менных низменных и шельфовых равнин, IV- вершин горных систем в орогенах.[2]

Области сочленения континентов и океанов. Переходные области с позиций тектоники плит их подразделяют на два типа: пассивные (внутриплитные) и активные (субдукционные и трансформные). Трансформные пользуются наименьшим распространением. [4]

Строение пассивной окраины. Пассивная окраина образуется в результате раскола древнего материка, расхождения в стороны его половин и погружения отдельных краевых блоков континента, ввиду охлаждения океанской коры, а накапливающиеся толщи осадков своим весом способствуют еще большему погружению (рис. 2).[1]

Рис. 2. Пассивная континентальная окраина: 1 – суша, 2 – океан, 3 – шельф, 4 –континентальный склон, 5 – континентальное поднятие, 6 – морские осадки, 7 -континентальные осадки, 8 – базальты, 9 – каменная соль, 10 – рифтовый массив, 11 –направление смещения блоков, 12 – листрические сбросы, 13 – континентальная кора

Такие окраины характерны для молодых океанов - кроме двух участков против Антильской и Южно-Сандвичевой вулканических дуг, Индийского, кроме обрамления Зондской дуги, Северного Ледовитого.

В морфологии таких окраин выделяется шельф, непосредственно примыкающий к суше и представляющий собой очень мелкое, до 200 м, дно океана или моря. Внешняя граница шельфа очерчена четким перегибом рельефа дна или бровкой шельфа. От бровки шельфа начинается континентальный склон, представляющий собой участок морского дна, обладающий наклоном до 7-8° и даже 10-15°, относительно не широкий и прослеживающийся до днищ глубоководных котловин, т.е. 3000-5000 м. Выполаживающаяся нижняя часть склона называется подножием континентального склона. [1]

Строение активной окраины.Они развиты преимущественно по периферии Тихого океана, в восточной части Индийского океана и характеризуются, прежде всего, сильно расчлененным рельефом (рис. 3).

Рис. 3. Активная континентальная окраина: 1 - континентальная кора, 2 - океаническая кора, 3 - литосфера, 4 - астеносфера, 5 - аккреционный клин, 6 - островная дуга, 7 - окраинное море, 8 - первичный магматический очаг, 9 - суша континента, 10 - глубоководный желоб

Если провести профиль в широтном направлении в западной части Тихого океана, через Японию, то, начиная с ровного глубоководного ложа океана через небольшой вал мы пересекаем глубоководный желоб, наиболее глубокую структуру всех океанов, глубиной от 7 до 11 км.

Далее в сторону континента активные окраины обладают рельефом двух типов. В одном из них за желобом, имеющим в плане дугообразную форму, выпуклую в сторону океана, располагается островная дуга, усеянная действующими вулканами и обладающая расчлененным гористым рельефом. Хорошо известны такие островные дуги какАлеутская, Курильская, Японская, Марианская, Антильская, Зондская и другие. За островной дугой располагается т. н. окраинное море, отделяющее островную дугу от континента. Примерами таких морей являются: Берингово, Охотское, Японское, Филиппинское, Коралловое, Южно-Фиджийское и другие, находящиеся на западе Пацифики. Глубина окраинных морей может достигать 3 км и все особенности их строения свидетельствуют о том, что они образовались в условиях тектонического растяжения.

Второй тип представлен активными окраинами без окраинных морей. На востоке Тихого океана, вблизи Центральной и Южной Америки находятся глубоководные желоба и сразу же за ними на окраине континента поднимаются горные хребты с действующими вулканами. Таковы Анды, простирающиеся вдоль западного края Южной Америки. В этих случаях окраинные моря отсутствуют. Помимо вулканизма, активные континентальные окраины характеризуются высокой сейсмичностью, вызванной уходящей наклонно в сторону континента, т.н. сейсмофокальной зоной Беньофа, достигающей глубин в 600-700 км. Наличие такой зоны связано, с погружением - субдукцией океанической коры под континентальную.[1]

Трансформные окраины менее распространены. Он может быть разделен на два подтипа — трансформные дивергентные окраины и транс­формные конвергентные окраины.

Типичным примером современной трансформной дивергентной окраины является атлантическая окраина Африки на участке се­верного побережья Гвинейского залива, где Африканский конти­нент как бы подрезан экваториальной зоной разломов Атлантики.

Трансформные конвергентные окраины представлены на двух отрезках тихоокеанской окраины Северной Америки — на севере против Канады и юго-восточной Аляски, где такой характер ок­раины определяется сдвигом вдоль архипелага Королевы Шар­лотты, и против Калифорнии. [4]

Образование трансформных окраин может быть связано с наличием сдвиговых смещений плит относительно друг друга на отдельных отрезках границ этих плит во время раскрытия бассейна (рис. 4).

Рис.4 взят из лекций А. М. Никишина.

Для трансформных окраинхарактерны узкий шельф, крутой континентальный склон, граничащий с впадиной океана по разлому. Выделяют дивергент­ные и конвергентные трансформные шельфы. Для первых граница континент—океан приурочена к разлому и носит сдвигово-раздвиговый характер.

Для вторых — конвергентных трансформных окраин — харак­терно "ныряние" океанского поднятия под континент. Трансформные окраины окраины характеризуются мелкофокусными землетрясениями.

Внутренние области океанов. Двумя главными элементами рельефа и структуры внутрен­ние областей океанов являются срединно-океанские хребты и абисальные равнины с осложняющими их поднятиями и хребтами.

Абиссальные равниныявляются отрицательными формами рельефа и представляют собой слабонаклоненные поверх­ности, расположенные на довольно выдержанных отметках от 4000 до 6000 м.

Абиссальные равнины по занимаемой ими площади являются преобладающим элементом строения океанского ложа, занимая пространство между срединными хребтами и континентальными подножиями. Они подстилаются корой в основном доолигоценового возраста Кора в пределах абиссальных равнин отвечает нормальному для океанов типу и в общем выдержана по толщине, за исключением того, что осадочный слой в направлении континентального подножия постепенно увеличивается в мощности за счет появления все более древних горизонтов, до верхов средней юры (бат-келловей) в Атлантическом и Тихом океанах, а также за счет поступления обломочного и вулканического материала с суши (пелагические осадки сменяются гемипелагическими), в част­ности эоловым путем. Против устьев крупных рек — Амазонки, Нигера, Конго, Инда и особенно Ганга и Брахмапутры в верши­не Бенгальского залива и некоторых других — на нормальную океанскую кору накладываются мощные конусы выноса, продолжающие дельты. Возрастает и мощность литосферы благодаря опусканию ее границы с астеносферой вследствие охлаждения.

Некоторые абиссальные равнины, особенно в Атлантическом и Индийском океанах, обладают почти идеально плоским рельефом, обязанным тому, что повсеместно наблюдаемые неровности поверхности акустического фундамента здесь затянуты достаточно мощным слоем осадков. Другие абиссальные равнины, преимущественно в Тихом океане, характеризуются, напротив, холмистым рельефом, обычно непосредственно отражающим неровности кров­ли фундамента, т. е. базальтового слоя, возникшие еще в период его формирования и развития на срединном хребте.[4]

Срединно-океанские хребты имеют общую протяженность до 60 000 км, прослеживаясь во всех океанах и обладают средней глубиной около 2,5 км. Как правило, они располагаются с середине океанов, за исключением Тихого, где хребет смещен к его восточной окраине.

Хребты представляют собой хорошо выраженное, пологое сводовое поднятие, возвышающееся над дном глубоководных котловин в среднем на 2 км, имея ширину до 1000 км. Обе стороны хребта симметричны и обладают умеренно расчлененным рельефом. Осадочный покров появляется только на флангах хребта и его мощность постепенно увеличивается в стороны от гребня. По простиранию рельеф хребтов может изменяться, Восточно-Тихоокеанский хребет отличается от всех остальных своей шириной - до 4000 км и высотой в 2-4 км над дном абиссальных котловин, а, кроме того, вдоль его оси отсутствует ярко выраженная у других хребтов щель, т.н. рифтовая (рифт - расселина, ущелье, англ.) долина (рис. 5). Например, в Срединно-Атлантическом хребте, рифт выражен глубоким, в 1-2 км ущельем, шириной в 20-40 км. Внутри главного рифта находится более узкий, всего в несколько км рифт, в котором наблюдается холмистый рельеф, образованный недавно излившимися лавами - базальтами. На дне узкого внутреннего рифта наблюдаются открытые молодые трещины -гьяры.[1]

Рифтовые долины наблюдаются далеко не на всем протяже­нии срединно-океанских хребтов. Восточно- и Южно-Тихоокеанские поднятия почти на всю свою длину лишены таких долин; вместо них на оси спрединга располагаются горсты, возвышаю­щиеся над гребневыми зонами. Вместе с большей шириной этих хребтов и их относительно слабой расчлененностью это и придает им скорее характер пологих поднятий, чем настоящих хребтов, что и повлияло на их название.

Отсутствие рифтовых долин и появление вместо них осевых горстов обычно связывается с высокой скоростью спрединга (>8 см/г), свойственной тихоокеанским поднятиям, и обильным магмовыделением, при котором не успевает происходить проседание оси хребта при эпизодическом опорожнении магматической камеры. Есть и другие объяснения.

Как показали сейсмические исследования, такие камеры явля­ются, даже в случае Восточно-Тихоокеанского поднятия, весьма узкими, шириной в первые километры, а их кровля, опять-таки в пределах этого поднятия, поднимается даже в ранее образован­ную кору, достигая глубины лишь в 2—3 км от поверхности дна при мощности всего в первые сотни метров. На медленноспрединговых (<5 см/г) хребтах камеры не достигают та­кого уровня. По простиранию хребтов они развиты весьма неравно­мерно, по существу прерываясь в полосах пересечения хребтов. [4]

Рис. 5. Характерные профили рельефа рифтовой зоны СОХ с различными скоростями спрединга. Неовулканическая зона ограничена символами V, а зона трещиноватости - F, отметки ГП определяют зону границы плиты

Срединно-океанские хребты и в меньшей степени абиссальные равнины расчленены, как правило, перпендикулярно к их прости­ранию, разломами, получившими в 1965 г. от Дж. Вилсона на­звание трансформных. Эти разломы расчленяют срединные хреб­ты и оси спрединга на отдельные сегменты, смещенные в плане относительно друг друга.Морфологически трансформные разломы выражены уступа­ми, иногда высотой более 1 км, и вытянутыми вдоль них узкими ущельями глубиной до 1,5 км в гребневой зоне хребта и до 0,5 км на его флангах.[4] Если оси будущего спрединга расположены кулисно (рис и в этих осях различные скорости спрединга, то возникает узел напряжений, который реализуется в виде деформаций с образованием трансформного разлома.

Кроме срединно-океанских спрединговых хребтов в Мировом океане существует еще большое число крупных подводных возвышенностей и хребтов иного происхождения, разделяющих глубоководные котловины. Эти поднятия океанского ложа имеют разнообразную форму. Одни из них более или менее изометричные, овально-округлые, например, Бермудское — в Атлантическом океане. Некоторые из них за плоский рельеф, образованный осадочным слоем, называют плато, например плато Онтонг-Джава в Тихом океане. Другие — отчетливо линейные, протягивающиеся местами на тысячи километров при ширине порядка сотни километров; классические примеры — Мальдивский и Восточно- Индийский хребты в Индийском океане. Линейные хребты, в отличие от срединно-океанских спрединговых, иногда называют асейсмичными, но это определение не всегда достаточно точно, например в Мальдивском и Восточно-Индийском хребтах известны очаги землетрясений.

Для большинства внутриплитных поднятий очевидно вулканическое происхождение. Для Императорско-Гавайского хребта оно непосредственно доказывается современным вулканизмом на о. Гавайи. [4]

Вулканические горы, поднимаясь выше уровня моря постепенно разрушаются абразией и на них формируется плато. В дальнейшем, в связи с опусканием океанического дна, они оказываются под поверхностью воды. Такие плосковершинные горы - гайоты, были открыты в 1940 г. Хессом, и особенно широко развиты в северо-западной части Тихого океана. [1]

Возникновение внутиплитных поднятий обычно связывают с действием мантийных струй и горячими точками, для которых типичен свойственный этим поднятиям щелочно-базальтовый магматизм. [4]