Закономерности
аккумулятивного выравнивания в котловинах переходных зон по существу аналогичны
тем, которые характерны для океанических котловин.
Значение процесса осадконакопления
Анализ процессов морского осадкообразования и типов морских отложений
позволяет сделать заключение об их планетарном значении в развитии земной коры
и эволюции рельефа земной поверхности. Сущность процесса заключается в
перегруппировке твердого вещества, мобилизуемого, перемещающегося и
накапливающегося в огромных объемах. Ежегодно на дне океана отлагается 22 – 25
млрд. т. твердого вещества, наращивающего океаническую часть земной коры.
Ежегодно с поверхности материков смывается и сносится в океан колоссальный
объем терригенного материала. Таким образом, процесс морского
осадкообразования, являющийся в конечном счете процессом наращивания земной
коры, сопровождается таким же планетарным процессом срезания земной коры в
пределах материковых выступов.
Глава IV.
СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
Срединно-океанические хребты и ложе океана
За
андезитовой линией в Тихом и за внешней границей материкового подножия в других
океанах простирается собственно дно океана, резко отличающееся по строению от
переходных зон и тем более от подводных материковых окраин. Огромные
пространства ложа занимают около 70% площади дна Мирового океана. Ложе океана
отличается специфическими геофизическими особенностями и своеобразием не только
земной коры, но и глубоких недр.
Дно океанов делится на два типа структур: 1) крупные, относительно
стабильные и малосейсмичные области, имеющие очертания, близкие к
изометрическим, и 2) подвижные вытянутые области, образующие пояса
срединно-океанических хребтов. В тектонике за областями первого рода
утвердилось название талассократонов, за вторыми – срединно-океанических
подвижных поясов или рифтогеналей. В геоморфологии за совокупностью
талассократоновых образований целесообразно сохранить емкий термин «ложе
океана», а за рифтогенальными поясами – название планетарной системы
срединно-океанических хребтов.
Топография планетарной системы срединно-океанических
хребтов.
Пространственное
прослеживание системы срединно-океанических хребтов начнем с Северного
Ледовитого океана, где в начале 60-х годов был выявлен узкий и невысокий хребет
Гаккеля. Несмотря на скромные размеры, он обнаруживает все признаки
срединно-океанических хребтов. У пролива, отделяющего Гренландию от
Шпицбергена, простирание хребта меняется на 90° и далее на юг протягивается
следующее звено планетарной системы срединно-океанических хребтов – хребет
Книповича. В районе Норвежского моря под 10° в.д. и 74° с.ш. хребет вновь
меняет простирание на субширотное. Это звено системы получило название хребта
Мона. Хребет в районе острова Ян-Майен осложнен зоной разломов, в
результате чего следующее звено – хребет Кольбейнсей – сдвинут по
горизонтали почти на 200 км. Хребет Кольбейнсей субмеридионального простирания.
Он подходит вплотную к северному побережью Исландии и переходит затем в Большой
грабен Исландии.
Западное
ответвление зоны рифтогенеза и вулканизма Исландии выходит к мысу Рейкьянес,
где срединно-океанический хребет продолжается уже на юго-запад от Исландии под
названием хребта Рейкьянес. Он прослеживается до поперечной зоны
разломов Гибса, где вновь отмечается значительное горизонтальное смещение
осевой линии хребта примерно на 250 км в восточном направлении. От разлома
Гибса на юг вплоть до экваториального разлома Романш по медианной линии
Атлантического океана протягивается Североатлантический хребет. Отрезок
срединно-океанического хребта между впадиной Романш, расположенной на
экваторе, и подводной горой Капитан Шпис, находящейся на 55° ю. ш. и 0°
долготы, называется Южноатлантическим хребтом.
Между
горой Капитан Шпис и островами Принс-Эдуард протягивается субширотный Африканско-Атлантический
хребет, который у 40° в. д. сменяется Западноиндийским хребтом
строго северо-восточного простирания. Он прослеживается до 70° в. д. и 35° с.
ш.. В этом районе система срединно-океанических хребтов разветвляется. На
север, сначала почти меридионально, а затем в северо-западном направлении
простирается Аравийски-Индийский хребет. Он протягивается до подступов к
Аденскому заливу, где срезается зоной разломов Оуэн. На юго-восток
простирается Центрально-Индийский хребет, который заканчивается
подводным плато Сен-Пол-Амстердам.
От
плато Сен-Пол-Амстердам начинается следующее звено системы
срединно-океанических хребтов – Австрало-Антарктическое поднятие,
которое протягивается почти в широтном направлении на восток до 138° в. д. и
50° ю. ш., где его простирание резко меняется на субмеридиональное. Зона
разломов Баллени, пересекающая срединно-океанический хребет близ 155°,
может рассматриваться как граница этого поднятия с Южнотихоокеанским
поднятием – следующим звеном рассматриваемой орографической системы.
Южно-тихоокеанское
поднятие – субширотного простирания, с востока оно ограничено зоной разломов
Элтанин. От этого разлома на северо-восток, а затем на север простирается
один из крупнейших элементов планетарной системы срединно-океанических хребтов
– Восточнотихо-океанское поднятие, которое прослеживается вплоть до
Калифорнийского залива.
Кроме
перечисленных звеньев системы есть еще несколько горных поднятий, которые
предположительно относят к системе срединно-океанических хребтов. Все они
находятся в Тихом океане. Это горы Горда и Хуан-де-Фука к западу от Орегонского побережья США; Чилийское
поднятие – возможное ответвление системы срединно-океанических хребтов,
протягивающееся от острова Пасхи к берегам Южного Чили; хребты Кокос и Карнеги,
вместе с дном Панамской котловины. Красное море и Аденский залив
Индийского океана, как и Калифорнийский залив в Тихом океане, в
геотектоническом отношении также должны быть отнесены к срединно-океаническим
хребтам.
Морфология срединно-океанических хребтов
Морфологически
срединные хребты – гигантские сводообразные линейно ориентированные поднятия
или вздутия земной коры, протягивающиеся в виде сплошной цепи от Северного
Ледовитого океана через Атлантический и Индийский в просторы Тихого океана. В
срединно-океанических хребтах различают: а) осевую или рифтовую зону,
для которой характерен резко расчлененный горный рельеф, обусловленный
разломной тектоникой, и б) в меньшей степени расчлененные фланги хребтов.
Ширина срединных хребтов от нескольких сотен до 2 тыс. км. По существу, это не
хребты, а огромные нагорья, не имеющие по занимаемой площади и по протяженности
равных среди горных систем суши.
В
рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины,
ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся
относительно друг друга кулисообразно, а также узкие и асимметричные по
поперечному профилю окаймляющие их гребни или небольшие хребты. Впадины обычно
называют рифтовыми долинами, так как полагают, что они представляют
собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т. е. рифты.
Соответственно окаймляющие их хребты называют рифтовыми хребтами, а
осевую зону в целом – рифтовой зоной .
Существенным
элементом рельефа рифтовой зоны срединно-океанических хребтов являются крупные,
резко очерченные узкие впадины, связанные с зонами поперечных разломов,
рассекающих срединные хребты и именуемых трансформными. Узкие впадины в
большинстве случаев значительно глубже рифтовых долин. Такие формы рельефа
нередки и в пределах ложа океана, так как большинство трансформных разломов
продолжается в океанических котловинах, по обе стороны от срединного хребта.
Проведены
морфометрические исследования особенностей строения рельефа рифтовых зон
срединно-океанических хребтов. Они выделили широкий диапазон уклонов
поверхности: от нулевых, соответствующих днищам рифтовых долин и поперечных
желобов до 30° на склонах.
Рифтовые
зоны с резко расчлененным рельефом, где колебания глубин достигают 7 км, по обе
стороны окаймлены обычно значительно более широкими фланговыми зонами.
Эти зоны также характеризуются сложным ложбинно-грядовым рельефом, однако
интенсивность расчленения меньше, чем в рифтовых зонах, а средние глубины
расчленения закономерно уменьшаются от рифтовых зон к внешним границам
срединно-океанических хребтов.
Развитие
рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы
срединно-океанических хребтов далеко неодинаково. Так, в хребтах Гаккеля,
Мона, Кольбейнсей практически присутствуют только рифтовые зоны. Хребты
очень узкие, а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км. В Аравийско-Индийском
и Центральноиндийском хребтах также основную часть составляют рифтовые
зоны, но они отличаются большей шириной и значительным вертикальным размахом рельефа
(до 5 тыс. м), определяемым главным образом большой глубиной поперечных трогов.
Западно-Индийский хребет отличается преимущественным развитием рифтовых
долин при более слабом развитии зон поперечных разломов.
Наиболее
типична для срединно-океанических хребтов морфология Срединно-Атлантического
хребта, где широко развиты рифтовая и фланговая зоны, четко выражены
рифтовая долина и хребты, не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с
ними положительные и отрицательные формы рельефа. Австрало-Антарктическое,
Южно- и Восточно-тихоокеанские поднятия отличаются от остальных
звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за
некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон.
Сейсмичность и вулканизм срединно-океанических хребтов
Срединно-океанические
хребты, как уже упоминалось, отличаются сосредоточением эпицентров
землетрясений и вместе с областями альпийской складчатости и современными
геосинклинальными областями образуют важнейшие сейсмические пояса Земли. Фокусы
землетрясений приурочены к рифтовым зонам и к секущим их разломам. В отличие от
центров землетрясений в зонах Бениоффа здесь сейсмические очаги сосредоточены в
зонах нормальных сбросов, не проникающих на большую глубину. Распространение
центров землетрясений на глубину лишь нескольких десятков километров может
рассматриваться как косвенный признак того, что астеносфера под срединными
хребтами находится в состоянии, близком к жидкому или пластичному.
По
средней плотности энергии землетрясений срединно-океанические хребты заметно
уступают геосинклинальным областям (переходным зонам). Так, в областях
Курило-Камчатской, Японской, Тонга энергия землетрясений от 14-1017
до 18-1010 Дж/км2, а на Восточно-тихоокеанском поднятии –
0,5-1010 Дж/км2. Однако она несравненно больше, чем
плотность энергии на океанических плитах, которые практически асейсмичны.
Изучение микро землетрясений при помощи донных сейсмографов показало, что число
регистрируемых сейсмических толчков в рифтовых зонах срединно-океанических
хребтов сравнимо с числом аналогичных по энергии землетрясений в наиболее
сейсмоактивных районах материков. Очаги их оказались также приповерхностными
(глубина залегания не более нескольких километров).
Срединно-океаническим
хребтам присущ современный и недавний вулканизм. Действующих вулканов в
пределах планетарной системы срединно-океанических хребтов, по-видимому,
немало, но известны преимущественно те, которые находятся на океанических
островах – вершинах срединно-океанических хребтов. На Восточно-тихоокеанском
поднятии, по-видимому, в историческое время вулканы действовали на островах
Пасхи и Клиппертон, а также на ответвлении восточно-тихоокеанского поднятия, на
котором расположены Галапагосские острова. Главный из них – остров Изабелла
– массив из пяти слившихся щитовых базальтовых вулканов с крупными
кратерами, очень похожих на Гавайские. В настоящее время гавайские вулканы
продолжают действовать. В Индийском океане известны два острова с недавно
действовавшими вулканами – Амстердам (900 м) и Сен-Поль. Первый
из них представляет собой базальтовое плато с многочисленными небольшими
вулканами, второй – крупный базальтовый вулкан с затопленным морем кратером.
В
Атлантическом океане на Срединно-Атлантическом хребте имеется ряд действующих
или недавно действовавших вулканов. К северу от Исландии на острове Ян-Майен
известен потухший вулкан Бьеренберг (2267 м) и еще один базальтовый
купол с несколькими кратерами в юго-западной части острова. На самой Исландии,
которая представляет собой материковый массив, вовлеченный в зону океанического
рифтогенеза, известно более 140 вулканов, из них 26 действующих.
В
группе Азорских островов на обширном базальтовом плато, являющимся крупным
элементом структуры Срединно-Атлантического хребта, расположен ряд действующих
и недавно, действовавших вулканов. Эти острова сложены базальтами, трахитами и
андезитами. Массив Азорских островов – сложная многоярусная структура,
имеющая складчатое геосинклинальное основание. Здесь не менее четырех–пяти
действующих вулканов.
Распространение срединно-океанических рифтовых зон на окраинах континентов
В
нескольких районах земной поверхности срединно-океанические хребты вплотную
подходят к окраинам континентов. В одних местах они на стыке с материковой
окраиной затухают, а в других они «взламывают» окраину материка и даже
проникают в глубь его. Так, ответвления Восточно-тихоокеанского поднятия –
хребты Кокос и Карнеги, Чилийское поднятие – не обнаруживают явного
продолжения на континенте.
Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8
|