5. Строение дна океана

На дне Мирового океана выделяются четыре планетарные геотектуры второго порядка: подводные окраины материков, переходные зоны между материками и океанами, ложе океана и срединно-океанические хребты.

Подводные окраины материков (их называют пассивными окраинами континентов), затопленные водами океана, составляют 82 млн. км², что больше половины площади суши. В Северном Ледовитом океане на их долю приходится более 70% площади (табл.). В геологическом отношении они являются продолжением материков и обладают земной корой материкового типа. Их внешняя граница, располагающаяся на глубинах порядка 3,5 км, является границей континента и океана. Подводная окраина материков состоит из трех главных морфоструктурных элементов – шельфа, материкового склона и материкового подножия.

Таблица – Площади основных типов морфоструктур океанов (%) (по В. М. Литвину)

Морфоструктуры	Тихий	Атлантический	Индийский	Северный Ледовитый	Мировой
Континентальные окраины	10,2	18,5	17,1	70,2	16,2
Переходные зоны	13,4	7,8	2,3	–	9,1
Ложе океанов	62,4	47,5	63,7	26,4	57,4
Срединно-океанические хребты	14,0	26,2	16,9	3,4	17,3

Шельф – это прибрежная, относительно мелководная часть дна до глубин в основном 100 – 200 м, ограниченная бровкой материкового склона. Рельеф шельфа равнинный, уклоны поверхности обычно не превышают 1°. Во время четвертичных оледенений, когда уровень моря понижался на 100–120 м, значительные части шельфа были сушей. В областях оледенений шельфы – это затопленные ледниково-экзарационные и ледниково-аккумулятивные холмистые равнины или плоские водно-ледниковые равнины. Широко представлены погруженные волнистые эрозионные равнины с четко выраженными речными долинами, являющимися продолжением речных долин суши. В частности, на шельфах Северного Ледовитого океана отчетливо прослеживаются подводные продолжения долин великих сибирских рек: Оби, Енисея, Лены, Яны, Индигирки, Колымы. Местами хорошо сохранились реликтовые структурно-денудационные формы рельефа в виде гряд. Помимо субаэральных форм, развиты и абразионные равнины – бенчи и подводные аккумулятивные террасы на разных уровнях, в том числе и ниже 120 м. Это свидетельствует о том, что равнины шельфа образовались не только при затоплении суши в результате гидрократического повышения уровня океана, но и вследствие новейших тектонических опусканий окраин материков. Широко представлены и субаквальные формы, созданные волнами, донными течениями; в жарком поясе типичны коралловые рифы. Большая часть рыхлого осадочного материала шельфа поступает с суши и проходит транзитом в сторону ложа океана.

Материковый склон – сравнительно узкая часть морского дна, непосредственно примыкающая к шельфу. Материковый склон обладает большими уклонами поверхности от 5–7° до 20°, быстрым увеличением глубин, ступенчатым профилем и интенсивным расчленением глубокими (до 2–3 км) врезами-ложбинами V-образного профиля, которые называются подводными каньонами. Они напоминают по облику горные долины. Многие из этих каньонов лежат напротив устьев больших рек, являясь их подводным продолжением. Но от речных долин они отличаются тем, что в них местами наблюдаются обратные уклоны продольного профиля. Заложение подводных каньонов обусловлено тектоническими разломами, а дальнейшая их разработка связана с субаквальными гравитационными процессами – с мутьевыми потоками и оползнями. Оползневые процессы активно протекают и на самом материковом склоне, вследствие чего рыхлые отложения на нем маломощны и местами обнажаются коренные породы. По мнению О. К. Леонтьева, материковый склон – система ступенчатых сбросов, образовавшихся в результате скалывания края материковой платформы, имеющей тенденцию к поднятию, и ложем океана – с тенденцией к погружению.

Материковое подножие – наклонная (1–2°) аккумулятивная равнина у основания материкового склона шириной в несколько сотен километров. В структурно-геологическом отношении это глубокий прогиб земной коры, который выполнен мощной толщей рыхлых отложений, достигающей 3–5 км. В основном это слившиеся конусы выноса мутьевых потоков, привязанных к устьям подводных каньонов, и оползневые массы. Самым гигантским считается Бенгальский конус выноса, который занимает практически весь Бенгальский залив. Аккумулятивные равнины материкового подножия можно рассматривать как огромные шлейфы у основания материкового склона, подобно подгорным шлейфам на суше.

Переходные зоны между материками и океанами (геосинклинальные зоны, или зоны субдукции) – это зоны начинающегося горообразования. Их называют активными окраинами континентов, хотя это не совсем точно, так как субдукция может происходить и в открытом океане, как, например, в пределах глубочайших Марианского и Инзу-Бонинского желобов. Наиболее ярко представлены геосинклинальные зоны по западной окраине Тихого океана, в Зондском архипелаге, в Карибском регионе и на юге Атлантического океана и в виде реликта в Средиземном море.

Переходные зоны характеризуются максимальным на Земле расчленением рельефа (до 15 км). Это результат интенсивных контрастных тектонических движений и сложных горообразовательных процессов, а также резкого изменения мощности и строения земной коры. Переходным поясам присуща высокая степень сейсмичности и вулканизм.

Главными элементами переходных геосинклинальных зон являются глубоководные желоба, островные дуги и котловины окраинных (или средиземных) морей.

Глубоководные желоба – узкие прогибы дугообразной формы глубиной до 10–11 км. Поперечный профиль их V-образный, асимметричный со склонами крутизной от 5–6° в верхней части до 25° в нижней и с узкой полоской плоского дна, причем склон, обращенный в сторону материка, круче океанического. Склоны желобов ступенчатые и разбиты подводными каньонами. Под днищами глубоководных желобов отмечается океаническая или субокеаническая земная кора. Глубоководные желоба – геоморфологически выраженные на дне океанов места погружения океанических литосферных плит под континентальные (Перуанский) или другие океанические плиты (Курильский, Марианский и др.), непосредственно в мантию. Эти так называемые зоны Заварицкого-Беньофа – полосы повышенной неустойчивости земного вещества, пронизывающие земную кору и верхнюю мантию, ориентированные под углом 60 – 70° относительно земной поверхности и наклоненные в сторону континентов. Именно к ним приурочены гипоцентры землетрясений глубина которых увеличивается в сторону подводной окраины материков.

Островные дуги – это огромные хребты с крутыми склонами с внешней стороны, ограниченными глубоководными желобами, и более пологими – с внутренней, со стороны котловин окраинных морей. Глубинная структура островных дуг – вал из базальтовой коры, надстроенный складчатыми горами, на которые насажены вулканы. Под островными дугами, а местами и под котловинами морей располагаются линзообразные магматические очаги, имеющие десятки километров в поперечнике и до 15 – 20 км мощности. Эти внутрикоровые и подкоровые очаги содержат магму кислого состава, которой питаются целые группы вулканов в течение очень длительного времени. Интрузивные породы таких очагов имеют гранитный состав. Принято считать, что в паре «глубоководный желоб – островная дуга» формируется континентальная земная кора.

Островные дуги разбиты поперечными глубинными разломами, с которыми совпадают проливы среди островов. Им присущи высокие значения теплового потока. К этим разломам приурочены основные сейсмичные зоны с крупными действующими вулканами. Островные дуги бывают двойными, например внутренняя и внешняя Курильские гряды, или образуют единый массив суши из слившихся дуг, например Японские острова.

Котловины окраинных и внутренних межматериковых морей – это плоские, волнистые, реже холмистые абиссальные равнины на глубинах 2–3,5 км. Они сложены с поверхности рыхлыми осадками мощностью до 3–5 км, поступающими в основном с суши. Характерная особенность строения земной коры в окраинных морях – отсутствие гранитного слоя, поэтому ее часто называют субокеанической. На фоне равнин отмечаются подводные плато, вулканические хребты и складчато-глыбовые горст-антиклинории. Котловины окраинных и внутренних (межматериковых) морей различаются по истории своего развития. Котловины окраинных морей, по мнению О.К. Леонтьева, образуются в результате отсечения краевой части ложа океана в виде сегмента глубоководными желобами. Дальнейшей изоляции их от ложа океана способствуют островные дуги. Котловины внутренних морей – это остатки когда-то крупных океанов, площадь которых постоянно сокращается в результате сближения ограничивающих их плит. При полном их сближении внутренние моря исчезают. Примером являются остатки океана Тетис: Средиземное, Черное, Каспийское моря, зажатые между Евроазиатской и Африкано-Аравийской плитами. На дне таких морей можно еще встретить реликтовые зоны субдукции, сохранившиеся от предшествовавшего этапа раздвижения литосферных плит: короткие желоба и островные дуги.

В целом в котловинах того и другого типа создаются условия для накопления рыхлых осадков повышенной мощности и погребения исходного холмистого вулканического рельефа.

Ложе океанов представлено двумя типами морфоструктур: абиссальными (греч. abyssos – бездонный) равнинами (котловинами) и подводными горными сооружениями. Абиссальные равнины занимают основную площадь Мирового океана; в среднем они приурочены к глубинам более 6 км. В структурном отношении они соответствуют океаническим платформам (талассократонам). Им присущ типично океанический тип земной коры, состоящий из маломощного (1–2 км) рыхлого осадочного слоя, тонкого промежуточного слоя из базальтовых лав с прослоями уплотненных осадочных пород (так называемого второго слоя) и базальтового основания, который часто называют океаническим фундаментом.

Рельеф центральных частей абиссальных равнин и тех периферийных океанических котловин, которые отделены от материков глубоководными желобами, холмистый вследствие ограниченного поступления терригенного материала. Среди холмов преобладают вулканические поднятия изометричных очертаний высотой до 500 м и поперечником до 100 км, часто с уплощенной вершиной, которые называют гайотами. В основном это щитовые вулканы и лакколиты. Некоторые поднятия имеют грядообразную форму. Там, где холмы частично погребены под осадками значительной мощности, преобладают волнистые равнины.

В районах, где ложе океана примыкает к подводным окраинам материков, холмы полностью скрыты под осадками – здесь образовались плоские равнины. Они весьма характерны для окрестностей Антарктиды, где велико поступление терригенного материала с айсбергами, и для Северного Ледовитого океана. Многие сводовые вулканические поднятия в теплых океанах увенчаны коралловыми постройками – атоллами.

Подводные горы в пределах ложа океана связаны в основном с разрывной тектоникой, а также с современным вулканизмом. Для ложа океанов характерны глубинные разломы. Они особенно многочисленны в Тихом океане, где им присуще субширотное простирание. Вдоль разломов вытянуты узкие ложбины – грабены и глыбовые хребты. К рельефу ложа океанов относятся также сводово-глыбовые и сводовые хребты, океанические плато и возвышенности. Все поднятия, особенно сводово-глыбовые, осложнены вулканическими горами, увенчанными действующими вулканами над горячими точками – «плюмами». Подавляющее большинство их подводные, но некоторые выступают над уровнем моря в виде островов, в особенности в Тихом океане. Таковы, например, Гавайские острова, среди которых находится самый высокий в мире вулкан – его относительная высота (от подошвы на дне океана до вершины) превышает 10 км.

Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему во всех океанах общей длиной около 80 тыс. км. Все ее звенья были выявлены ко второй половине 60-х гг. XX в. Эта трансокеаническая горная система представляет собой сводовое вулканическое поднятие высотой до 6 км и шириной до 1500 км с кулисообразно расположенными рифтовыми долинами вдоль оси и обрамляющими их рифтовыми хребтами. Превышение гребней рифтовых хребтов над днищами рифтовых долин обычно составляет 2–3 км. У рифтовых долин крутые ступенчатые склоны и узкое плоское днище шириной несколько десятков километров. С обеих сторон от осевой рифтовой зоны протягиваются фланговые зоны, представляющие собой склоны сводового поднятия. Они тоже имеют горный рельеф, но менее контрастный, чем в осевой зоне. Фланговые зоны постепенно переходят в холмистый рельеф ложа океанов.

Срединно-океанические хребты пересечены параллельными друг другу поперечными трансформными разломами, продолжающимися в пределах ложа океанов. С ними связаны проявления современного вулканизма, например в районе Азорских островов. Отдельные сегменты трансокеанических срединных хребтов, отсекаемые этими поперечными разломами, сдвинуты относительно друг друга на десятки и даже сотни километров, что подтверждает горизонтальные движения плит.

Рифтовым зонам срединно-океанических хребтов свойственны большое значение теплового потока, высокая сейсмичность и обилие подводных вулканов вдоль гребней и склонов. Все это свидетельствует об интенсивном современном тектогенезе, в частности о спрединге – раздвижении литосферных плит.

В геологическом строении осевых зон срединно-океанических хребтов участвуют ультраосновные породы, главным образом перидотиты, внедрившиеся в первичную океаническую кору в виде диапиров из верхней мантии. Такой тип земной коры называют рифтогенным (ультраокеаническим). Он характеризуется повышенной плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо.

Рифтогенное горообразование рассматривается как особый класс горообразовательных процессов, наряду с геосинклинальным горообразованием в переходных зонах и образованием глыбовых эпиплатформенных гор.

Таким образом, и на суше и в океане основными планетарными формами рельефа являются горы и равнины. Но на суше это главным образом тектонические складчатые, складчато-глыбовые и глыбовые горы, а на дне океанов – вулканические. В целом на суше за счет экзогенных процессов преобладают разрушение и снос, ведущие к выравниванию, а на дне океанов главный экзогенный процесс – накопление осадков и также выравнивание.