О. К. Леонтьев г. И. Рычагов общая геоморфология допущено Министерством высшего и среднего

В пределах океанов иногда встречаются подводные или надвод­ные возвышенности, сложенные корой материкового типа, но свя­занные с материками. Они отделены от материков обширными пространствами дна с океаническим типом земной коры. Таковы, например, Сейшельские острова и их подводное основание — Сей­шельская банка (западная часть Индийского океана). Еще более крупное образование этого рода Новозеландское подводное плато вместе с южной частью Новой Зеландии. В последние годы появи­лось также предположение, что Западноавстралийские подводные горы в Индийском океане также сложены корой материкового типа.

Некоторые исследователи такие изолированные массивы мате­риковой земной коры рассматривают как остатки более обширных когда-то материковых платформ, ныне погрузившихся на дно океана. В принципе, однако, возможно и обратное предположение: быть может, это участки, где начался процесс образования матери­ковой коры, но по каким-то причинам не получил дальнейшего развития. Такие участки называют микроконтинентами.

Глава 10. МЕГАРЕЛЬЕФ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ (ПЕРЕХОДНЫХ ЗОН)

Термин «геосинклинальные области» был введен в науку Д. Л. Ар­хангельским, который стремился подчеркнуть сложность строения поясов горообразования. В последнее время в геоморфологической литературе широко применяется как синоним этого понятия термин «переходная зона». Смысл последнего термина двузначный: во-пер­вых, в нем содержится указание на то, что речь идет об областях, лежащих между материками и океанами, во-вторых, такое наиме­нование подразумевает, что здесь в процессе исторического разви­тия структуры земной коры происходит переход одного типа зем­ной коры в другой. Под современными переходными зонами, или геосинклиналь­ными областями, мы понимаем области современного горообразо­вания, протекающего на стыке материков и океанов. Наиболее ярко эти зоны выражены на окраинах Тихого океана. Две переход­ные области имеются в краевых частях Атлантики — это области Карибского моря и моря Скоша. Одна из переходных областей — Индонезийская — расположена частично на окраине Тихого, час­тично — на окраине Индийского океанов. Реликты обширной гео­синклинальной области мы находим также в западной части так называемого Альпийского пояса горообразования, протягивающе­гося от Канарских островов до пересечения с Индонезийской пере­ходной областью. Эта переходная зона формировалась в пределах ныне не существующего океана Тетис, некогда отделявшего Афри­ку и Индостан от Евразиатской платформы. О пестроте и своеобразии строения земной коры в современных геосинклинальных областях говорилось выше. Столь же сложен и своеобразен мегарельеф переходной зоны. В наиболее типиче­ском выражении рельеф переходной зоны представлен следующими основными элементами: а) кот­ловина окраинного глубокого моря, б) островная дуга, в) глу­боководный желоб. Островной дугой называют подводный хре­бет с отдельными торчащими над водой вершинами — ост­ровами, отделяющий морскую котловину со стороны океана от глубоководного желоба — узкой замкнутой депрессии, расположенной на границе пе­реходной зоны и ложа океана. Яркими примерами такого ро­да сочетаний являются: южная котловина Охотского моря — Курильская островная дуга — Курило-Камчатский желоб; Японское море — Японские острова — Японский глубо­ководный желоб и др. (рис.27).

Все геосинклинальные области одновременно являются поясами высокой степени сейсмичности. Большая часть катастрофических и разрушительных землетрясений происходит именно в этих областях. Отмечается определенная закономерность в распределении глу­бинных очагов землетрясений. Поверхностные землетрясения (или коровые) с глубиной залегания очагов (фокусов) от нескольких километров до 60 км располагаются под днищами глубоководных желобов. Более глубокие — так называемые среднефокусные зем­летрясения имеют центры под островными дугами и частично под котловинами окраинных морей. Наконец, глубокофокусные земле­трясения, очаги которых лежат на глубине 300—700 км, имеют свои центры, под котловинами окраинных морей или даже под приле­гающей сушей. Таким образом, все очаги землетрясений в переход­ных зонах оказываются приуроченными к некоторым наклоненным в сторону

материков зонам весьма неустойчивого состояния не только земной коры, но и мантии Земли (рис. 28). Эти зоны получили наименование зон Бениоффа-Заварицкого и могут рас­сматриваться как сверхглубинные разломы.

Переходные зоны — зоны современного вулканизма. Характер­ная особенность вулканизма переходных областей — преимущест­венно андезитовый или (реже) липаритовый состав продуктов из­вержения. Такая особенность наиболее свойственна современному вулканизму зрелых переходных областей, т. е. тех, которые пере­жили весьма длительную историю развития. В более древних про­дуктах извержения вулканов переходных зон господствуют базаль­ты и присутствуют также ультраосновные породы. В наиболее молодых геосинклинальных областях, только еще формирующихся, вулканизм характеризуется базальтовым составом выбрасываемо­го материала (острова Тонга и др.).

МОРФОЛОГИЯ ГЛУБОКОВОДНЫХ ЖЕЛОБОВ

Глубоководные желоба представляют собой узкие депрессии — прогибы в земной коре, имеющие в плане чаще всего дугообразную форму. В настоящее время известно 35 глубоководных желобов, из них 28 — в Тихом океане. Пять желобов имеют глубины более 10000 м, из них Марианский — более 11000 м. Поперечный про­филь глубоководного желоба близок к V-образному, но всегда име­ется хотя бы узкая полоска плоского дна. На примере Курило-Камчатского желоба, особенно детально обследованного советскими исследователями, можно видеть, что крутизна склонов желоба нарастает по мере приближения к его днищу: в верхней части скло­на она равна 5—6°, а в нижней достигает 25°. Склоны ступенчаты и изборождены подводными каньонами. Нередко склоны желобов резко асимметричны. Так, у Курило-Камчатского и желоба Тонга западные склоны более высокие и крутые.

Некоторые желоба выделяются своей сравнительно малой глу­биной. Например, Яванский и Банда имеют глубины меньше 7500 м, Центральноамериканский, Витязя, Западномеланезийский и Ново-Гвинейский — меньше 7000 м, а Хикуранга, Тиморский и Кай — даже меньше 4000 м. Во всех этих желобах отмечается уменьшение крутизны склонов и возрастание мощности осадочного слоя на дне желоба. Следовательно, меньшие глубины в этих жело­бах в значительной мере определяются накоплением в них мощ­ного осадочного слоя.

Изучение силы тяжести в районе желобов показало, что им свойственны большие отрицательные гравитационные аномалии, которые могут достигать—150 и даже — 200 мгал. Глубокий про­гиб и частичное заполнение его рыхлыми осадками, более легкими по сравнению с кристаллическими слоями земной коры, создают эффект дефицита массы и как следствие отрицательную аномалию силы тяжести.

Характерными геофизическими особенностями глубоководных желобов являются также низкие (менее 1 мккал на 1 см² в секунду) значения теплового потока, т. е. количества тепла, поступающего из недр Земли к ее поверхности. К глубоководным желобам при­урочено большое число эпицентров неглубоких землетрясений. К. ним же приурочено подавляющее количество разрушительных землетрясений.

МОРФОЛОГИЯ ОСТРОВНЫХ ДУГ

Островные дуги представляют собой огромные хребты или Кордильеры, обычно протягивающиеся вдоль внутренней стороны глу­боководного желоба. Если желоб рассматривать как геосинкли­нальный прогиб, то островная дуга — это геоантиклинальное поднятие, возникшее как результат складчатости и общего поднятия на месте бывшего геосинклинального прогиба. Глубинная структура островной дуги — вал базальтовой коры, на который как бы насажен слой вулканических и осадочных пород, а в случае зре­лой стадии островной дуги — гранитный слой. Для островных дуг характерен современный вулканизм центрального типа, многочис­ленные вулканы с андезитовым или липаритовым составом лав.

Расположение вулканов на островных дугах подчинено опреде­ленным закономерностям. Островные дуги обычно разбиты глу­бокими разломами, имеющими поперечное или близкое к попереч­ному простирание. Именно на пересечениях оси островных дуг с этими разломами и располагаются крупнейшие действующие вул­каны. Нередко разломы выражены в рельефе морского дна в виде очень глубоких проливов (проливы Фриза, Буссоль в Курильской дуге).

В ряде случаев островные дуги бывают представлены двойной системой, в которой различаются внутренняя и внешняя дуги, па­раллельные друг другу и с депрессией между ними. Так, например, устроена Курильская дуга. Внутренняя гряда соответствует собст­венно Курильским островам и их подводному основанию, а внешняя представляет собой подводный хребет Витязя. Лишь на самом юге здесь имеются острова (Малые Курильские). Обе гряды продол­жаются на суше, на п-ве Камчатка. Внутренней гряде соответствуют структуры Срединного Камчатского хребта, с которым связаны крупнейшие действующие вулканы Камчатки, а внешней — блоко­вые структуры гор полуостровов восточной Камчатки.

На примере Камчатки видно, что на определенной стадии развития островные дуги могут слиться друг с другом, образовав единый массив суши. Японские острова, например, представляют собой крупный массив суши, образовавшийся в результате слия­ния нескольких островных дуг разного возраста. Типичным приме­ром такого массива суши является также остров Куба, образовав­шийся в результате слияния трех равновозрастных островных дуг.

Молодой островной дугой являются Малые Антильские острова, которые, как и Курильская островная дуга, образуют две гряды — внутреннюю и внешнюю. Малоантильская дуга сочленяется с ле­жащим к северу и северо-востоку от нее глубоководным желобом Пуэрто-Рико, к которому приурочена максимальная глубина Ат­лантического океана.

Добавим, что островным дугам присущи высокие значения теп­лового потока (5—8 мккал/см²-с), небольшие положительные ано­малии силы тяжести. Большинство островных дуг находится в зоне 9-балльных землетрясений. Для них характерны также резко диф­ференцированные, с большими скоростями вертикальные движения земной коры.

МОРФОЛОГИЯ ОКРАИННЫХ МОРСКИХ КОТЛОВИН

Котловины окраинных морей, располагающиеся обычно между материком и островными дугами, характеризуются более или менее изометрическими очертаниями, четко выраженными материковым склоном и довольно крутым противоположным бортом, образован­ным подводным склоном островной дуги. Во многих котловинах дно плоское или волнистое, нередки также котловины со значитель­ными подводными горами и поднятиями. Так, на дне Японского моря имеется подводная возвышенность Ямато до 2 тыс. метров относительной высоты. Некоторые очень крупные морские бассей­ны, как, например, Карибское море, состоят из нескольких котло­вин, разделенных порогами или подводными хребтами. Максималь­ные глубины таких морей колеблются в большинстве случаев от 2—3 до 4, иногда до 5—5,5 км.

Отмечается определенная закономерная связь между глубина­ми котловин и мощностью залегающих на их дне отложений: обычно, чем глубже море, тем меньше мощность осадков. В Охотском море при глубине до 3,5 км мощность осадочного слоя 5 км, а в Беринговом море глубиной 4 км мощность осадков лишь 2,5 км.

Характерной особенностью строения земной коры под котлови­нами является отсутствие гранитного слоя. Лишь иногда он появ­ляется под крупными подводными поднятиями. Все котловины окраинных морей отличаются большими положительными анома­лиями силы тяжести, пониженным значением теплового потока и значительной сейсмичностью. К областям окраинных котловин обычно приурочены эпицентры среднефокусных и глубокофокусных землетрясений.

Некоторые поднятия в котловинах окраинных морей представ­ляют собой непосредственные продолжения складчатых горных со­оружений прилегающей суши. Иногда здесь встречаются подводные вулканы и вулканические острова, хотя в целом вулканизм гораз­до более типичен для островных дуг, нежели для котловин окраин­ных морей.

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ ЗОН ПЕРЕХОДА ОТ ОКЕАНА К МАТЕРИКАМ

Даже беглый взгляд на физическую карту Мира убеждает в том, что переходные области довольно заметно отличаются друг от дру­га. Одни переходные области имеют наиболее типичный облик, в них представлены и котловина окраинного моря, и островная дуга, и глубоководный желоб. В других имеется лишь глубоковод­ный желоб, который непосредственно примыкает к подножью моло­дого горного сооружения краевой зоны континента, как это можно видеть у побережий Центральной и Южной Америки. Третьи ха­рактеризуются сложным сочетанием нескольких островных дуг; а также нескольких желобов и котловин. Наконец, есть и такие переходные зоны, в которых сохранились лишь реликты свойст­венных для них морфологических особенностей.

По особенностям строения морских котловин, глубоководных желобов и островных дуг можно выделить 5 типов переходных зон, которые мы предлагаем назвать: 1) Витязевским, 2) Марианским, 3) Курильским, 4) Японским, 5) Средиземноморским (рис. 29).

Витязевский тип. К нему относится область глубоководного желоба Витязя и прилегающий участок Северофиджийской котло­вины в Тихом океане. Для этой области характерно наличие срав­нительно неглубокого (6150 м) желоба и отсутствие островной дуги. К югу от желоба лишь намечается несколько подводных гор, вероятно, вулканов, не образующих единой горной цепи. Сущест­венным отличием является сравнительно слабая сейсмичность и, возможно, слабый вулканизм.

Марианский тип. К нему относятся области, сопряженные с глу­боководными желобами Идзу-Бонин, Волкано, Марианским, Тонга, Кермадек. Все желоба очень глубоки — до 11 км. С материковой стороны они обрамлены высокими подводными хребтами, отдель­ные вулканические вершины которых и образуют цепочки островов. Площадь островов, однако, составляет ничтожную часть от общей площади островной дуги. Котловины, отделяемые от океана глубо­ководными желобами и островными дугами этого типа, имеют чер­ты строения, аналогичные строению соседних котловин океана: океанический тип земной коры, малая мощность рыхлых осадков, большая (до 6 км) глубина. В глубоководных желобах переход­ных зон этого типа мощность осадков также невелика. Например, в желобе Тонга она, видимо, меньше 100 м, местами на дне желоба обнажаются коренные породы.

Области описываемого типа характеризуются значительной сей­смичностью, крупными отрицательными гравитационными анома­лиями в желобах и положительными в котловинах, проявлениями современного вулканизма.

Вследствие большой мощности осадков донный рельеф в котло­винах заметно выровнен. Положительные аномалии в котловинах несколько меньше, чем в котловинах предыдущего типа. Желобам свойственны большие отрицательные аномалии.

Рис. 29. Схема эволюции переходных зон: А—Витязевский тип (имеется только глубоководный желоб); 5 —Марианский (желоб и островная дуга); В — Курильский (двойная дуга со значительными по размеру островами); Г—Японский (круп­ные островные и полуостровные массивы; Д—Индонезийский подтип—крупные островные массивы, серпообразно изогну­тые дуги; Е— Восточнотихоокеанский подтип (глубоковод­ные желоба примыкают непосредственно к молодым краевым поднятиям на континенте); Ж—Средиземноморский (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
Курильского типа. Земная кора под островны­ми массивами достигает значительной мощности (в Японии до 32 км) и имеет хорошо выраженный гранитный слой. Рельеф островов горный, характерны интенсивный вулканизм и отрица­тельные аномалии силы тяжести. Желоба имеют резко выражен­ные отрицательные аномалии.

Среди переходных областей Японского типа по морфологиче­ским особенностям можно выделить еще два подтипа: Восточно-тихоокеанский и Индонезийский. К первому относятся Гватемаль­ская и Перуанско-Чилийская области восточной окраины Тихого океана. Их отличительная особенность - отсутствие внутреннего бассейна (глубоководной котловины) и островной дуги.

Рис 30 Эллинский желоб (1) и Критское море (3) в Средиземноморье. Черным (2) показаны участки желоба глубиной более 5 км (по О. А. Ми­хайлову)

Вместо последней выступают передовые кайнозойские хребты окраины кон­тинента. При этих условиях в глубоководные желоба поступает особенно много осадочного материала. Это способствует их запол­нению и обмелению. По интенсивности вулканизма, вертикальных движений и по сейсмичности области данного типа не уступают Курильским или Японским.

К Индонезийскому подтипу относятся Индонезийская, Кариб­ская и Южноантильская переходные области. Они характеризу­ются наибольшей сложностью строения. Внутри каждой из них выделяется несколько котловин, глубоководных желобов и остров­ных дуг. В котловинах нередки крупные подводные хребты и воз­вышенности. Глубоководные желоба встречаются и с внутренней стороны островных дуг. Сами островные дуги имеют различный возраст и в большинстве случаев сильно изогнуты в плане. Вул­канизм и сейсмичность здесь так же значительны, как и в облас­тях, отнесенных к предыдущему подтипу.

Еще более сложно устроены переходные области Средиземно­морского типа, характеристика которых даны выше (см. гл. 9). Складчатые сооружения образуют здесь острова, полуострова, дис­лоцированные породы слагают обширные пространства материко­вых гор и равнин (рис. 30).

Большинство линейно ориентированных поднятий — Альпы, Апеннины и др.— крупные и широкие складчато-глыбовые системы, состоящие из ряда слившихся антиклинориев и горст-антиклинориев. Между ними не всегда расположены моря, нередко это пони­женные участки суши более или менее изометричных очертаний. Большинство исследователей-тектонистов считают их срединными массивами, т. е. участками древней складчатости, но не исключе­но, что некоторые из них сохранили еще под осадочным покровом субокеаническую кору. Примером может служить относительно небольшая мощность коры под Среднедунайской низменностью.

Одним из интересных тектонических процессов, характеризую­щих рассматриваемый тип переходной зоны, является «зараста­ние» молодыми покровными складками остаточных бассейнов с субокеанической корой. Этот процесс известен в Южном Каспии, где обнаружен ряд подводных хребтов-антиклиналей, являющихся результатом разрастания современных складок юго-восточной зо­ны Большого Кавказа и периферии Копетдага.

ГЛАВА 11. МЕГАРЕЛЬЕФ ЛОЖА ОКЕАНА И СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ

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.

Напомним, что ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5—10 км) и отсутствием гранитного слоя. Срединно-океанические хребты характеризуются особым типом строения земной коры — рифтогенным, на основании чего они и выделяются в качестве особой планетарной формы.

При взгляде на батиметрическую карту любого океана бросается в глаза ячеистость его мегарельефа. Гигантские котловины с относительно ровным или холмистым дном отделяются крупней­шими хребтами, валами, возвышенностями. Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин. На возвышенностях, как правило, мощность коры увеличивается, а в некоторых случаях под типичным базальтовым слоем обнаруживается слой повышенной плотности и поверхность Мохо выделяется нечетко.

Обращает на себя внимание повсеместно большая глубина оке­анических котловин, которая указывает прежде всего 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.

Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном или субмеридио­нальном направлении вздутия земной коры, образующие как бы огромный (до 2000 км в ширину и до 6 км относительной высоты)

Рис. 31. Поперечный профиль Аравийско-Индийского хребта (а) и Восточноафриканской рифтовой зоны (б). Крестиками показано положение рифтовых долин, треугольниками — рифтовых хребтов

свод со сложно расчлененным рельефом склонов и особенно его осевой зоны. В осевой зоне развиты асимметричные хребты, разде­ленные глубокими, резко выраженными ложбинами (рис. 31) с плоским дном и крутыми бортами, вытянутыми в соответствии с общим простиранием срединно-океанического хребта. Было дока­зано, что эти образования — результат разрывных нарушений зем­ной коры типа рифта, поэтому осевые зоны срединных хребтов по­лучили наименование рифтовых зон.

Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему (рис. 32). Одной из основных геолого-геофизических осо­бенностей срединно-океанических хребтов, присущей только им, яв­ляется чрезмерно высокое значение скоростей упругих волн в риф­товых зонах. Другая существенная геофизическая особенность зон — высокое значение теплового потока (от 3 до 10 мккал/см²-с). К числу важных черт, характерных для рифтовых зон, следует отнести также высокую сейсмичность срединных хребтов и приурочен­ность многочисленных островных и подводных океанических вул­канов к гребням и склонам этих хребтов. Все это, а также резкая расчлененность рельефа, указывают на то, что срединно-океанические хребты представляют собой области интенсивного современного горообразования, которые, однако, существенно отличаются по про­текающим в них процессам от геосинклинальных областей. Это, ви­димо, принципиально иной тип горообразования, хотя в последнее время тектонистами предпринимался ряд попыток связать

Рис. 32. Планетарная система срединно-океанических хребтов:

а — подводная окраина материков; б — переходные зоны; в ~ ложе океана; г — срединно-океанические хребты. Цифры на карте; 1 — хр. Гаккеля. 2 — хр. Книповича, 3 — хр. Мона и Кольнбейсей, 4 — хр. Рейкьянес, 5 — Североатлантический хребет, 6 — Южноатлантическнй. 7 — Африкано-Антарктический, 8 — Западноиндийский, 0 — Аравийско-Индинский, 10 — Центральноиндийский, 11 — Австрало-Антарктический. 12 — Южнотнхоокеанский, 13 — Восточнотихоокеанский, 14 — хребты Горда и Хуан-де-фука

Обращает на себя внимание обилие серпентинитов в образцах, собранных в рифтовых зонах. Значительное и можно сказать обя­зательное присутствие серпентинитов говорит в пользу гипотезы, высказанной американским геофизиком X. Хессом еще в 1955 г. Образование серпентина сопровождается выделением тепла и увели­чением объема масс на 25—30%. Вполне вероятно, что увеличение объема и возрастание температуры могут вызвать деформации зем­ной коры, ее прорыв и внедрение ультраосновных пород в базальто­вый слой. Вполне возможно также, что к таким участкам, где про­исходит серпентинизация, а, следовательно, и разуплотнение породы, осуществляется подток материала из нижележащей разуплотнен­ной, но все же более плотной зоны мантии. Это создает дополни­тельные источники давления, направленного вверх, повышения тем­пературы, возможности прорыва ультраосновных масс в верхние слои земной коры и на ее поверхность.

Таким образом, в зонах срединных хребтов, как и в геосинкли­нальных областях, идет интенсивный процесс горообразования, процесс перестройки структуры земной коры, однако ход его и при­чины совершенно иные. В геосинклиналях происходят складчатость и гранитизация осадочных пород, которые, как известно, завершают­ся инверсией рельефа, образованием гигантских горных сооруже­ний на месте бывшего геосинклинального бассейна. Этот процесс каким-то образом связан со сверхглубинными разломами. В риф­товых зонах срединно-океанических хребтов происходит общее вспу­чивание, а затем и взламывание земной коры, внедрение в нее ультраосновных пород, образование рифтовых структур. Вероятно, рифтогенезу не свойственно складкообразование. Однако некото­рые исследователи, например А. В. Пейве, убеждены в том, что срединно-океанические хребты являются складчатыми структурами.

РЕЛЬЕФ ЛОЖА СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА. АРКТИЧЕСКИЙ СРЕДИННЫЙ ХРЕБЕТ

Еще полтора десятка лет назад на физико-географических кар­тах ложе Северного Ледовитого океана изображалось как единая котловина с плоским однообразным дном. Современное представ­ление о строении рельефа дна этого океана благодаря многолетним советским и американским исследованиям совершенно иное. Теперь установлен целый ряд подводных хребтов и возвышенностей, раз­деляющих Арктический бассейн на несколько котловин (рис. 33).

Вблизи полюса Арктический бассейн пересекает хребет Ломоно­сова, начинающийся в американском секторе близ Земли Элсмира и примыкающий к сибирскому шельфу в районе Новосибирских ос­тровов. От шельфа острова Элсмир отходит другое поднятие — плато Альфа, которое переходит в хребет Менделеева. В сибирском секторе океана этот хребет примыкает к шельфу Восточно-Сибир­ского моря.

Между хребтами расположены плоскодонные котловины Мака­рова и Толля с максимальной глубиной около 4 км. Между хребтом Менделеева и шельфом Аляски располагается другая крупная кот­ловина — Бофорта, ее максимальная глубина 4680 м. Вблизи шель­фа Аляски обнаружено несколько небольших возвышенностей, в том числе хребет Бофорта с отметкой глубины 909 м. Осталь­ная часть дна котловины — плоская.

В Европейско-Сибирском секторе океана располагается хребет Гаккеля. Осевая часть хребта в отличие от хребтов Ломоносова и Менделеева имеет сильно расчлененный рельеф: ряд отдельных ко­ротких хребтов разделяется глубокими рифтовыми долинами, кулисообразно располагающимися вдоль оси хребта. В одной из долин была отмечена глубина 5335 м. Эта часть дна океана отличается также сосредоточением эпицентров землетрясений. Данные грави­метрической съемки, как и упомянутые другие особенности хребта, свидетельствуют о том, что хребет Гаккеля — самое северное звено системы срединно-океанических хребтов. Он прослеживается к югу от Шпицбергена и там переходит в срединный хребет Атлантиче­ского океана.

Между хребтом Ломоносова и Гаккеля расположена котловина Амундсена (северный полюс находится в пределах этой котловины, глубина на полюсе 4316 м). Другая котловина, лежащая к югу от хребта Гаккеля, получила название котловины Нансена. Глубина ее 5449 м. Рельеф дна обеих котловин плоский.

Стержневым орографическим элементом рельефа дна Атланти­ческого океана является Срединно-Атлантический хребет, который протягивается в его пределах от района Шпицбергена на севере до 65° ю.ш. на юге. Простирание хребта непостоянно, но в целом близ ко к меридиональному, за исключением экваториального участка, где оно на некотором протяжении становится субширотным. Шири­на хребта достигает 2500 км в южной Атлантике, но к северу от Ис­ландии сокращается до 300 км. Относительная высота Срединно-Атлантического хребта до 4 км.

Морфологически было бы правильнее называть это горное соору­жение, как и другие срединно-океанические хребты, не хребтом, а горной страной или нагорьем, так как оно состоит из

отдельных хребтов, горных массивов, продольных ложбин и понижений. Наи­более расчлененный и контрастный рельеф свойствен рифтовой зо­не хребта, представленной сложной системой горстовых хребтов и уз­ких грабенов — рифтовых 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 узкая и глубокая впадина Романы (7730 м). Поперечные разломы еще больше усложняют рельеф как рифтовой зоны, так и флангов Срединно-Атлантического хребта.

Как и другим срединно-океаническим хребтам, Срединно-Атлантическому хребту присущ рифтогенный тип земной коры, характери­зующийся высокой 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 нередки резкие отрицательные ано­малии.

К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений. Наи­большее сосредоточение эпицентров отмечено на участках хребта, пересекаемых широтными и субширотными 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. 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), Тристан-да-Кунья, Ян-Майен.

Ложе Атлантического океана по обе стороны от Срединного хребта сложено земной корой океанического типа. Наименьшую мощность кора имеет под крупными океаническими котловинами, разделенными подводными возвышенностями и хребтами с несколь­ко повышенной толщиной земной коры. Эти котловины и возвышенности имеют собственные названия, которые приведены на прилага­емой схеме (рис. 34).

Ниже в качестве примера приводится строение одной из подвод­ных возвышенностей ложа океана — Бермудского плато, располо­женного в центральной части Североамериканской котловины. Бер­мудское плато имеет вид горста-антеклизы, с обрывистым юго-вос­точным и пологим

Рис. 34. Рельеф дна Атлантического океана:

/ — котловины ложа океана; 2 —поднятая ложа океана (Л— Бермуд­ское, Б —Демерера, В - Сиерра-Леоне, Г - Риу-Гранди, Д—Китовый хребет, Я —Внешний хребет); 3 - срединно-океаническне хребты; 4 — глубоководные желоба; 5 — зоны разломов
северо-западными склонами. В строении плато ярко проявляется трещинная тектоника. Крутой склон расчленен глубокими ложбинами типа подводных каньонов, представляющих собой, видимо, узкие грабены, открытые в сторону котловины. Це­лая сеть разломов проявляется и в рельефе поверхности плато. На пересечениях разломов возвышаются подводные вулканы. Группа наиболее высоких вулканов образует фундамент Бермудских остро­вов, сложенных коралловыми известняками. Последние представ­ляют собой коралловые образования, насаженные на вершины под­водных вулканических гор.

Строение рельефа дна океанических котловин довольно однооб­разно. Почти в каждой котловине Атлантического океана выделяет­ся два основных типа рельефа. Большая часть площади дна кот­ловины имеет холмистый рельеф с интенсивностью вертикального расчленения в среднем 250—600 м, в некоторых случаях — до 1000 м. Этот тип рельефа получил название «рельефа абиссальных холмов». Меньшая часть площади дна котловины почти идеально выровнена. Эти совершенно плоские пространства с ничтожными уклонами поверхности получили наименование плоских абиссальных равнин. Они обычно занимают не самые глубокие участки котловин, а те, которые расположены ближе к материковому склону и под­ножью. Сейсмические исследования показали, что на равнинах зна­чительны мощности осадочного слоя — до 1,5 км, тогда как в пре­делах абиссальных холмов толщина осадочного слоя измеряется не­сколькими сотнями или даже десятками метров.

Происхождение абиссальных холмов связывают с вулканиче­скими процессами. По мнению Г. Менарда, это частично погребен­ные под осадками мелкие формы вулканического происхождения типа лакколитов и щитовых вулканов. При очень малой мощности океанической коры вполне возможно образование при ее прогибании сети мелких разломов, по которым осуществляются вулканические проявления. После затухания магматического процесса происходит частичное погребение лакколита или щитового вулканического ап­парата под толщей донных осадков.

РЕЛЬЕФ ЛОЖА И СРЕДИННЫХ ХРЕБТОВ

ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА

В отличие от Северного Ледовитого и Атлантического океанов в Индийском океане имеется не один, а несколько срединно-океанических хребтов: Западноиндийский, Аравийско-Индийский, Цент-ральноиндийский, переходящий к востоку от острова Амстердам в Австрало-Антарктический (рис. 35). Все хребты, за исключением Австрало-Антарктического, сравнительно обстоятельно изучены и обнаруживают большое сходство в строении со Срединно-Атлантическим хребтом. Австрало-Антарктический хребет исследован сла­бее. Он, по-видимому, 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

Рис. 35. Рельеф дна Индийского океана:

/ — срединно-океанические хребты; 2 — подводные хребты и поднятия; 3 — подводные окраи­ны материков; 4 — гигантские конусы выноса мутьевых потоков; 5 — островные дуги и кот­ловины переходных зон; 6 — глубоководные желоба; 7 — океанические котловины
меридионального или (реже) субширотного, но не широтного про­стирания. С одним из таких субширотных разломов, рассекающих южную часть Аравийско-Индийского хребта, связана максимальная глубина Индийского океана — 6400 м¹. Это разлом Вима. Широкая зона тектонического дробления недавно выявлена в средней части Австрало-Антарктического хребта. Она выражена сложной системой коротких меридиональных гребней и впадин.

Наряду со срединными хребтами в Индийском океане имеется несколько крупных хребтов с океаническим типом строения земной коры и сбросово-глыбовой структурой. Самый крупный из них

— Восточноиндийский хребет, начинающийся в южной части Бенгаль­ского залива и заканчивающийся близ Центральноиндийского хреб­та. Эта огромная горная система (по протяжению больше Урала) была открыта в начале 60-х годов.

Упомянем о еще двух крупных глыбовых хребтах — Мальдив­ском и Мадагаскарском, расположенных в Западной части океана. Из них Мадагаскарский хребет, по всей вероятности, представляет собой материковую структуру и является погруженной частью Мадагаскарской платформы. Между о. Мадагаскаром и Аравийско-Индийским хребтом расположен дугообразно изогнутый в плане Маскаренский хребет, который в северной части (район Сейшель­ских островов) имеет материковый тип коры. По мнению одних ис­следователей, это обломок некогда единого материка южного полу­шария — Гондваны, объединявшего еще в начале мезозоя все юж­ные материки нашей планеты. По мнению других, это недоразвив­шийся материк.

Из крупнейших орографических элементов Индийского океана упомянем также вулканические плато Крозе и Кергелен. Первое из них — типичное океаническое образование. Плато Кергелен пред­ставляет собой далеко выдающийся на север выступ Антарктиче­ской материковой платформы.

Для днищ котловин Индийского океана наиболее характерен рельеф абиссальных холмов. Плоские абиссальные равнины зани­мают лишь очень небольшие участки дна.

РЕЛЬЕФ ЛОЖА И СРЕДИННЫХ ХРЕБТОВ ТИХОГО ОКЕАНА

В Тихом океане, площадь которого составляет почти половину все­го Мирового океана, отмечается наибольшее разнообразие мегарельефа ложа. Срединные хребты Тихого океана (их два — Южно- и Восточнотихоокеанский) 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. Наиболее крупные черты строения срединных хребтов Тихого океана связаны с секущими их вкрест простирания мощными разломами. По разломам срединный хребет разбит на целый ряд сегментов параллелепипедальных очертаний, сдвинутых относи­тельно друг друга по латерали¹. Геофизические черты строения срединных хребтов Тихого океана аналогичны описанным для дру­гих срединно-океанических хребтов.

Между 40 и 30° ю. ш. от Восточнотихоокеанского хребта на юго-восток отходит Западночилийский хребет, имеющий рифтовую структуру и отличающийся сейсмичностью и проявлениями вулка­низма, в связи с чем его можно гипотетически считать ответвлением срединно-океанической системы. Севернее экватора в осевой зоне Восточнотихоокеанского хребта начинают проявляться черты рифтовой структуры.

Калифорнийский залив, по-видимому, представляет собой риф­товую зону на участке перехода рифтовой структуры на западную окраину Северо-Американского материка. Земная кора как Южно­тихоокеанского, так и Восточнотихоокеанского хребтов рифтогенного типа.

Другие линейно вытянутые орографические элементы дна Тихо­го океана характеризуются океаническим типом земной коры. Они имеют вид крупных валов, на сводах которых насажены вулканы, в ряде случаев образующих целые вулканические цепи. Наиболее грандиозен из них по протяженности, высоте и бурным проявлени­ям вулканизма океанического типа Гавайский хребет, увенчанный одноименными островами. Вулканы этих хребтов щитовые и извер­гают магму основного состава.

Расположение крупнейших орографических элементов ложа Ти­хого океана показано на рис. 36.

В Тихом океане распространены также океанические валы, на гребнях которых возвышаются плосковершинные горы — гайоты. Морфологически это конусы с усеченной вершиной. Наиболее ха­рактерный вал с гайотами Маркус-Неккер протягивается в широт­ном направлении от южной части Гавайских островов на запад к островам Бенин и Волкано. Глубина над вершинами многих гайотов достигает 2,5 тыс. метров (в среднем 1300 м). Такая глубина, очевидно, указывает на погружение гайотов, так как предполагать столь значительное понижение уровня океана в прошлом нет осно­ваний.

Другие океанические сводовые поднятия имеют горные вершины, увенчанные коралловыми постройками — кольцевыми рифами, или атоллами. По данным геофизических исследований, горы, по­служившие основаниями для коралловых рифов, также являются вулканическими образованиями. Интересно, что большая часть океа­нических сводовых хребтов и с вулканическими цепями, и с гайота­ми, и с коралловыми рифами приурочены к широкой полосе, пересе­кающей Тихий океан с юго-востока на северо-запад, от района острова Пасхи до Северо-Западной котловины включительно. По мнению Г. Менарда, океанические поднятия являются остатками древнего срединно-океанического хребта, который в конце мела — начале палеогена подвергся разрушению в результате мощных тектонических процессов. По глубоким разломам происходили бурные вулканические извержения, а затем крупные участки хребта испы­тали погружение, возник лабиринт котловин, горных поднятий, вулканов, гайотов и коралловых атоллов — исключительно сложный рельеф центральной и северо-западной частей ложа Тихого океана. О масштабах вулканических процессов того времени свиде­тельствует общий объем выброшенного вулканического материала. Он, по подсчетам Г. Менарда, оказался в десятки раз больше, чем суммарный объем эффузивов, слагающих лавовые плато Британ­ской Колумбии и Декана. Вулканическим материалом сложены у подножий подводных хребтов (уцелевших остатков срединного хребта) шлейфы в виде наклонных абиссальных равнин, получивших название «островных шлейфов».

Рис. 36. Рельеф дна Тихого океана:

Эти шлейфы — один из специ­фических типов рельефа окраинных частей котловин ложа Тихого океана.

Поскольку ложе Тихого океана почти всюду отделено от матери­ков глубоководными желобами, поступление терригенного матери­ала с суши в Тихий океан очень невелико. В результате в Тихом океане днища котловин имеют малую мощность осадков, всюду преобладает рельеф абиссальных холмов. Только в пределах залива Аляски имеется обширная плоская абиссальная равнина, но и здесь рассеяны многочисленные гайоты. Кроме того, обширная абиссаль­ная равнина занимает большую часть приантарктической котлови­ны Тихого океана — котловины Беллинсгаузена. Широкое развитие абиссальных равнин характерно также и для приантарктических котловин Индийского и Атлантического океанов. Это связано со зна­чительным приносом терригенного материала плавучими льдами-айсбергами, образующимися благодаря стеканию льда с Антарктического

Рис. 37. Гайот Эрбен. В верхней части рисунка – профиль гайота по линии АВ

ледникового щита.

Для ложа Тихого океана очень характерны глубинные разломы 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 пересекают также Восточнотихоокеанский и Южнотихоокеанский хребты, при­чем отдельные сегменты хребтов, как уже упоминалось, сдвинуты относительно друг друга на сотни километров. Таким образом, и в Тихом и в Атлантическом океанах имеются бесспорные признаки значительных горизонтальных движений земной коры.

Тем не менее, главное значение в развитии мегарельефа дна оке­анов вообще и Тихого в частности принадлежит, по-видимому, вер­тикальным движениям земной коры. Для срединных хребтов основ­ную роль играют положительные, а для ложа океана — отрица­тельные движения. Особо следует отметить, что отрицательные движения характерны не только для котловин, но и для большинства положительных форм рельефа ложа океана. Об этом свидетельству­ет нахождение гайотов на значительных 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, а рифообразующие кораллы могут обитать лишь на глубинах до 50 м. Собственные колебания уровня океана за счет таяния ледниковых покровов не превышают 110 м. Данные глубоко­водного бурения также свидетельствуют о значительных вертикаль­ных движениях (преимущественно отрицательных) дна океана. По-видимому, за кайнозой средняя величина погружения дна океана составила около 1 км.