Рельеф дня мирового океана

Рельеф дна Мирового 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 км 2 , что больше половины площа­ди суши. В Северном Ледовитом океане на их долю приходится более 70% площади (табл. 15). 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 (рис. 137).

Площади основных типов морфоструктур океанов (%)

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

Рис. 137. Атлантическая подводная окраина Северной Америки: шельф, материковый склон с каньонами, ма­териковое подножье (по О. К. Леонтьеву и Г. И. Рычагову)

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. На ри­сунке 138 показана конфигурация берегов Мирового океана во время максимума вал­дайского оледенения 18 тыс. лет тому назад. Отчетливо видна Берингия на месте Беринго­ва пролива, осушенные арктические шельфы и шельфы Индокитая. Шельфы Северного мо­ря были в то время заняты ледником. Этим объясняется хорошая сохранность на шельфах субаэральных реликтовых форм рельефа, воз­никших в континентальных условиях. В обла­стях оледенений шельфы — это затопленные ледниково-экзарационные и ледниково-акку-

_8077 т ^. ш УЧ7Т/ т 40 /гт : | и • •. • •.0; •.

Поверхность, сво­бодная ото льда

Рис. 138. Конфигурация материков и ледниковых щитов при наинизшем стоянии уровня моря во время Валдай­ского оледенения 18 тыс. лет тому назад (по А. С. Мо-нину и Ю. А. Шишкову)

мулятивные 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 (рис. 139). 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 гидрократичес-кого повышения уровня океана, но и вслед­ствие новейших тектонических опусканий окраин материков. Широко представлены и субаквальные формы, созданные волнами, дон­ными течениями; в жарком поясе типичны ко-

Высота поверхности ледниковых щитов дана в метрах, изотермы в океанах проведены через 2 °С. Контуры материков совпадают с современной изобатой 85 м. Пунктиром показана граница ма­терикового льда в Южной Америке

ралловые 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 У-образного профиля, которые назы­ваются подводными каньонами (рис. 140). 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

Рис. 139. Продолжение долин сибирских рек на шель­фах арктических морей. Реконструкция на период позд­него плейстоцена

(по А. Н. Ласточкину и Б. Г. Федо­рову)

Рис. 140. Участок материкового склона (атлантическая подводная окраина Северной Америки). Отчетливо вид­ны подводные каньоны и шельф (левая часть схемы) (по О. К. Леонтьеву)

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 У-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 внут-рикоровые 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 ли-тосферных 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 океановпредставлено двумя ти­пами морфоструктур: абиссальными (греч. аЬуззоз — 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.

Слой рыхлых осадочных пород Промежуточный слой из переслаивающихся уплотненных осадочных пород и базальтовых лав Базальтовый слой

Рис. 141. Рельеф абиссальных холмов (план и профиль). Изобаты проведены через 30 м (по Моог, Неа1;п)

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 (рис. 141). В основном это щитовые вулканы и лакколиты. Некоторые под­нятия имеют грядообразную форму. Там, где холмы частично погребены под осадками зна-

Отдельные подводные горы Впадины, связанные с поперечными разломами, и рифтовые долины Отдельные хребты, связанные с поперечными разломами, и рифтовые хребты Осевая зона срединного хребта

Отдельные хребты фланговых зон Горный рельеф ложа океана Выровненное дно котловин ложа океана Разломы Покровы осадков Траектория подводного спускаемого аппарата, с которого производилось эхолотирование

Рис. 142. Морфология срединно-океанического хребта: А — основные морфоструктурные элементы Индийско-Аравий­ского хребта между разломом Оуэна и горой Вернадского;

чительной 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-

Б — поперечный профиль рифтовой долины Эсканаба (по Ле Пишону и др.)

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 хребтыобразуют 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 ступенча-

тые склоны и узкое плоское днище шириной несколько десятков километров (рис. 142). 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 (рис. 143). 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 спре-динге — 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 рифтоген-ным (ультраокеаническим). Он характеризует­ся повышенной плотностью и отсутствием чет­ко выраженной границы Мохо.

Рис. 143. Трансформные разломы, по которым произо­шел горизонтальный сдвиг отдельных участков срединно-океанического хребта (по О. К. Леонтьеву и Г. И. Рычагову)

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, склад-чато-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.

Источник