Факультет

Студентам

Посетителям

Мегарельеф дна океанов и его типы

Происхождение и развитие мегарельефа океанического дна тесно связаны с условиями строения и развития земной коры.

Поэтому среди мегаформ океанического рельефа необходимо различать две различные группы: мегаформы, связанные с переходным типом структуры коры, — океанические плато; мегаформы океанической структуры коры — срединные хребты, абиссальные равнины и абиссальные желоба.

Океанические плато. По своему положению и соотношению с материковыми структурами океанические плато различны. Одни из них располагаются в окраинной части океанов и, близко прилегая к материковому склону, связаны с продолжающимися в океан материковыми структурами. Такого типа океанические плато можно называть краевыми океаническими плато. Плато другого типа, более распространенного, занимают большие площади океанического дна и отличается ясно выраженной структурной самостоятельностью. Эти образования, не связанные со структурами материков, относительно которых они находятся на значительных расстояниях, могут быть названы внутриокеаническими плато.

Краевые океанические плато. Примером океанических плато данного типа может служить подводное плато у северо-западных берегов Африки. На нем, возвышаясь над уровнем океана, расположены архипелаги Канарских островов и островов Зеленого Мыса. К этому же типу относятся подводное океаническое плато у берегов Бразилии и Багамское плато.

Судя по данным о глубинном строении коры, в тектоническом отношении океанические плато этого типа представляют собой продолжающиеся в океане материковые структуры. Океанические плато рассматриваемого типа большей частью служат подводным продолжением материковых платформ допалеозойского возраста. На этих плато широко распространены кайнозойские изверженные породы, обусловленные недавним проявлением вулканизма.

Рельеф подводных плато данного типа сложно расчленен. К наиболее высокой части плато приурочены вулканические острова названных выше отдельных архипелагов. Краевые океанические Плато представляют собой глубоко погрузившиеся участки материковых платформ, на подводном продолжении которых они находятся. Плато Бермудских островов может отвечать древнему платформенному участку суши, продукты разрушения которой сносились в Аппалачскую геосинклиналь. По имеющимся данным, вполне вероятно, что на месте Бразильского подводного плато существовала суша (в течение мезозоя). Древняя платформенная суша погружалась в отдельные этапы кайнозоя. Погружение ее сопровождалось раздроблением древнего платформенного фундамента, а также вулканизмом, с которым связано образование архипелагов вулканических островов, сложившихся из базальтовой лавы.

Внутриокеанические плато. К числу этих более распространенных и многочисленных на дне океанов плато принадлежат: Телеграфное (Северо-Атлантические) плато, плато Рио-Гранде, плато Крозе, Ново-Зеландское, плато, плато Альбатрос и Аляскинское плато. В структурном и морфологическом отношениях океанические плато данного типа разделяются на две разновидности: плато срединных океанических хребтов и плато древних платформ.

Внутриокеанические плато срединных хребтов представляют собой расширенные части срединных океанических хребтов и их отрогов. Плато Рио-Гранде расположено на отроге Срединного хребта Атлантического океана, а плато Крозе составляет расширенную часть океанического хребта между архипелагами островов Принс Эдуард и Крозе.

О геологическом строении океанических плато срединных океанических хребтов можно судить по геологии расположенных на них островов. Последние образованы молодыми (кайнозойско-четвертичными) базальтами. Можно считать, что и прилегающая часть океанического плато имеет такое же геологическое строение.

Новыми исследованиями, проведенными советскими антарктическими экспедициями, освещены морфологические особенности плато Крозе, причем открыто продолжение его на восток. В своей основе это складчато-глыбовые сооружения, надстроенные вулканическими породами. Наряду с отдельными вулканическими сопками здесь известны массивы слившихся друг с другом вулканов, а также сложно расчлененные бугристые лавовые поля. Склоны с глыбовым расчленением были открыты восточнее плато Крозе. В этой области известны лавовые равнины с разной степенью расчленения рельефа. Плато Крозе, пока лучше других изученное, может служить примером исследований структурных и морфологических черт плато данного типа.

Основой Срединного хребта и его отрогов служит тектонически обусловленное поднятие типа вала. В дальнейшем оно подверглось раздроблению по линиям разломов, где в течение длительного времени интенсивно проявлялся вулканизм. Сложность вулканического рельефа, преобладающего в облике океанических плато срединных хребтов, свидетельствует о длительном и неравномерном формировании этого рельефа со сменой трещинных излияний вулканическими извержениями центрального типа. А. В. Живаго указывает на возможные проявления вулканизма начиная с третичного времени там, где они не угасают и в современную эпоху.

Внутриокеанические плато древних платформ. Сравнительно лучше изученным подводным образованием данного типа служит океаническое плато в заливе Аляска, исследованное Гиббсоном. На северо-западе оно ограничено абиссальным Алеутским желобом, на юге и юго-востоке — зоной разломов Мендосино, на востоке примыкает к сложно расчлененному материковому склону. Сходное в структурном отношении положение занимает и океаническое плато Альбатрос, ограниченное на севере зоной разломов Кларион, а на юге — разломами, примыкающими к подводному Кокосовому хребту. От прилегающей части материка плато Альбатрос отделено абиссальным желобом Акапулько, а плато залива Аляска отделяется от архипелага Александра желобом Королевы Шарлотты (с глубинами более 2930 м). Следовательно, оба названных плато имеют сходные структурно-морфологические черты.

Отделение океанических плато от материка желобами подчеркивает их тектоническое ограничение, так как океанические желоба соответствуют глубинным разломам. Тектоническое ограничение подчеркивает зона разломов, ограничивающих Аляскинское плато с юга, а плато Альбатрос с севера и юга. Известно, что ограничение лилиями разломов большой протяженности свойственно платформенным структурам. Сложное расчленение поверхности Аляскинского плато разломами, липни которых не согласуются с простиранием материковых структур, еще ярче подчеркивает структурную самостоятельность рассматриваемого пространства. Разломы, сложно и дробно расчленяющие рельеф Аляскинского плато, образуют зону, названную зоной разломов Колумбия. Для нее характерны разломы по простиранию, близкому к широтному, в сочетании с разломами диагонального направления. Указанная система разломов свойственна платформенным структурам. Чобб и А. Д. Архангельский считали, что плато Альбатрос представляет собой древнюю платформенную структуру, краевая часть которой раздроблена разломами. По мнению большинства исследователей, и Северо-Атлантическое плато представляет древнюю платформенную структуру, которая в виде суши могла существовать до четвертичного времени включительно. Таким образом, платформенная природа рассматриваемого типа плато доказывается в одних случаях известными условиями морфотектоники, в других же — геологическим развитием. Это относится и к Ново-Зеландскому плато, с той лишь разницей, что оно имеет более молодой возраст и представляет собой альпийскую платформу, подвергшуюся сильному раздроблению и вертикальному перемещению блоков по линии разломов, вследствие чего сложился расчлененный, довольно контрастный современный его рельеф.

Относительно лучше изученного Аляскинского океанического плато известно широкое распространение глыбовых возвышенностей, простирающихся по тому же направлению, что и линии разломов. Столь же распространены здесь и многочисленные подводные горы, зачастую в виде изолированных вулканических конусов и массивов. Наряду с этим тут распространены линейно вытянутые гряды возвышенностей с разделяющими их узкими депрессиями. Вес эти формы рельефа либо связаны непосредственно с разломами, либо имеют вулканическое происхождение; они приурочены к тем же линиям тектонических нарушений. Гибсон отмечает, что простирание отдельных форм подводного рельефа в западной части рассматриваемой области совпадает с преобладающими направлениями структурных линий в центральной части океана (Гавайский хребет и другие крупные морфологические элементы центральной части океана). Указанное совпадение направлений подчеркивает принадлежность Аляскинского плато к общеокеанической системе разломов, проявившихся и в структуре центральной части Тихоокеанской платформы. Более ограниченные сведения о морфологии плато Альбатрос и Северо-Атлантического плато не противоречат отмеченным выше морфологическим чертам Аляскинского плато.

На возможное существование суши на месте рассматриваемых областей платформенной морфоструктуры указывали многие авторы. Допускалось, что посредством плато Альбатрос, которое могло быть сушей, Северная Америка соединялась с Южной через центральную часть океана. Недавнее (в кайнозое) распространение суши признается возможным и в районе Ново-Зеландского плато. Совсем недавнее (до четвертичного времени включительно) существование суши допускается и в отношении Атлантического плато. Р. Малез доказывает возможность существования суши в северной части Атлантического океана вплоть до конца четвертичного периода. Во всяком случае ранее существовавшая на месте современных внутриокеанических плато платформенная суша, разрушаясь, погрузилась главным образом в кайнозойско-четвертичное время.

Морфологические черты океанических плато позволяют представить себе, как шло их последующее развитие. Сложное тектоническое раздробление системой разломов, свойственное платформенным структурам, привело к формированию черт сбросово-глыбового расчленения, а также к широкому распространению вулканических излияний, а следовательно, к формированию вулканического рельефа. Сейчас трудно сказать, какие из этих форм моложе: вулканические или линейного тектонического раздробления. Вероятнее кажется, что сначала возникли линейные глыбовосбросовые формы расчленения платформ, а затем уже вулканические излияния по линиям разломов, обусловившие формирование более молодых вулканических черт подводного рельефа. Широкое распространение и разнообразие вулканического рельефа, большая высота отдельных вулканических гор — все это указывает на длительное и очень интенсивное формирование вулканического рельефа. Весьма вероятны последующие молодые разломы и неоднозначные вертикальные движения по ним, еще больше осложнившие соотношение отдельных морфологических черт рельефа океанических плато.

Срединные океанические хребты. К числу наиболее важных из последних открытий и обобщений сведений о строении океанического дна относится установление единой — планетарной системы срединных океанических хребтов, возвышающихся на дне океанов. Менард установил, что такие океанические хребты располагаются очень близко к геометрически средним линиям, разделяющим океанические пространства пополам.

Менарду принадлежит и попытка классификации срединных океанических хребтов. Он различает:

1) широкие, сейсмически выраженные подводные хребты с вулканическими островами на поверхности, с гайотами, например Восточно-Тихоокеанский хребет;

2) узкие, крутосклонные, сейсмически активные подводные хребты с вулканическими горами и гайотами; таков Срединный Атлантический хребет;

3) узкие, крутосклонные, сейсмически неактивные подводные хребты; такой характер имеют Средне-Тихоокеанский хребет, хребет Туамоту.

Г. Б. Удинцев замечает, что «океанические структуры, соответствующие океаническим валам, краевым валам, возвышенностям, не имеют аналогов на суше, а следовательно, распространение на них наземной тектоники вряд ли возможно». Д. Г. Панов обратил внимание на принадлежность подводных хребтов в Тихом океане к внешним и внутренним углам платформы Тихого океана. Он рассматривал их, следуя идеям Н. С. Шатского, в качестве аналогов материковых платформ, выделяя среди них: валы — сводовые поднятия и глыбово-сбросовые гряды, входящие в систему поперечных структур платформ. Отмечалась связь океанических хребтов с простиранием глубинных разломов на дне океанов. Если и есть основания говорить об отличии океанических хребтов и валов от материковых структур, то только в отношении их грандиозного протяжения и амплитуды тектонических движений, а также расчлененности рельефа, что не исключает необходимости искать в них аналоги материковых структур.

При современной изученности срединных океанических хребтов в морфологическом отношении можно наметить их определенный генетический ряд, отвечающий различным тектоническим условиям и связанным с ними морфологическим особенностям.

Океанические валы. Это широко распространенная форма океанических горных образований. Они распространены главным образом на дне Тихого океана. Среди них различаются две разновидности: 1) океанические образования типа антиклинальных поднятий и 2) океанические валы с редкими вулканическими конусами и гайотами.

Антиклинальные поднятия в значительном числе выделены Дитцем в северо-западной и западной частях Тихого океана как антиклинальные гряды. Г. Б. Удинцев относит их к подводным хребтам переходной зоны, входящим в комплекс структур островных дуг.

Линейно вытянутые на значительном протяжении антиклинальные поднятия, отвечающие переходному типу структуры коры (от материковой к океанической), распространены в современных геосинклинальных морях и сопутствуют абиссальным желобам, примыкая к ним с внешней (океанической) стороны. В области, прилегающей к морю Фиджи, наиболее вероятна связь антиклинальных хребтов с альпийскими структурами, большей частью раздробленными и глубоко погрузившимися в океан. Валообразные антиклинальные хребты с пологими склонами и отдельными, редкими подводными вулканическими горами расчленены слабо. На некоторых антиклинальных хребтах известны подводные горы типа гайотов.

Антиклинальные подводные хребты могут быть отнесены к наиболее простым видам деформации океанического дна самого недавнего образования. Приуроченность их к современным геосинклинальным морям западной окраины Тихого океана, а в других случаях к абиссальным желобам, указывает на сопряженность их образования с самым недавним погружением океанического дна. Возможно, что антиклинальные хребты представляют собой своеобразные поднятия дна, компенсирующие погружение и углубление океанических желобов и геосинклинальных морских впадин. Судя по указанным выше признакам недавнего образования антиклинальных структур, они возникли позднее основного тектонического этапа формирования океанического дна, сопровождавшегося раздроблением океанических платформ и интенсивным проявлением вулканизма. Известно, что это происходило в кайнозойско-четвертичное время. Учитывая этот возраст массовых океанических вулканических излияний на дне океанов, растущие антиклинальные хребты можно отнести к четвертично-современным образованиям. На возможность современных активных тектонических движений применительно к Каролиновой впадине указывал В. Ф. Канаев.

Океанические валы с редкими вулканами и гайотами отличаются от антиклинальных хребтов прежде всего большой протяженностью и относительно большей высотой. К этому типу океанических хребтов относятся Южно-Тихоокеанский и Восточно-Тихоокеанский хребты. Возможно, что сходный тип строения и рельефа имеют отдельные части срединных подводных хребтов в других океанах.

Океанические валы представляют собой пологосклонные, линейно вытянутые поднятия. В тектоническом отношении они лучше всего отвечают валам среди платформенных океанических структур, отличаясь от них особыми условиями строения — меньшей толщиной коры. Валы могли образоваться или как поднятие по линиям разломов глубокого заложения (планетарных океанических разломов), или же в условиях промежуточного положения между двумя неравномерно погрузившимися блоками.

Для океанического вала характерны пологие склоны и отдельные вершины в виде островов или подводных гор вулканического происхождения. В других случаях кое-где резко возвышающийся вал имеет выровненный рельеф.

Подобно другим горным сооружениям на дне океанов океанические валы имеют большую протяженность и обусловлены планетарными океаническими разломами. В сравнении с антиклинальными океаническими хребтами они являются более древними образованиями, так как вулканические острова на них образованы излияниями третичного времени. Следовательно, раздробление океанических валов произошло в третичное время, хотя могло продолжаться и позднее. Структуры валов могут быть более древними образованиями, но возраст их не может быть установлен сколько-нибудь обоснованно. Для формирования структуры океанических валов большое значение должны были иметь опускания прилегающих частей океанического дна. Создававшиеся при этом напряжения могли проявляться в сводовом воздымании вала и его последующем раздроблении разломами и разрывами. Кайнозойско-четвертичные вулканические острова и вулканы на валах свидетельствуют о решающем значении в их формировании молодых движений и раздроблении дна океанов. Современная сейсмичность океанических валов выражена слабо.

Океанические валы со структурно-вулканическим рельефом широко распространены в Тихом океане. К ним относятся срединные хребты Тихого океана, протянувшиеся севернее хребта Таумоту, включая хребет Гавайский. Валообразное поднятие — океанический вал рассматриваемого типа служит основой океанических хребтов. Такой вал, вероятно, подвергался сложному и неоднократному раздроблению разломами продольного и поперечного (по отношению к валу) простирания. По линиям разломов осуществлялись также неоднократные вулканические извержения и неравномерные вертикальные движения. В результате первичный тектонический рельеф океанического вала осложнялся разнообразными морфологическими явлениями вулканического происхождения.

Океанические хребты (в одних случаях вулканические массивы, в других вулканические хребты, образованные слившимися вулканическими сооружениями) имеют сложный вулканический рельеф. Линиями разломов эти хребты и массивы разделяются на отдельные гряды или части. Вершины их образуют архипелаги островов. На склонах, нередко отличающихся значительной крутизной, известны поверхности выравнивания прибрежного (абразионного) или континентального происхождения, погрузившиеся на ту или иную глубину. Атоллы и многочисленные гайоты на таких хребтах указывают на недавние опускания. В отдельных частях хребтов на островах вулканы еще продолжают действовать (Гавайские острова).

В общем виде развитие этих образований таково: первоначальное раздробление океанического дна разломами глубокого заложения, затем интенсивные излияния базальтовой лавы, неоднократные извержения ее с переходом в отдельные фазы к извержениям центрального типа, в общем усложнение первоначального тектонического рельефа вулканическими процессами. При этом неоднократно, скачками, возобновлялось опускание с образованием в стадии относительного тектонического покоя поверхностей абразионного и континентального выравнивания. Движения в отдельных частях океанических хребтов, вероятно, были дифференцированными.

Сбросово-глыбовые хребты имеют относительно меньшую протяженность. В некоторых случаях их можно отнести к образованиям второго порядка (по отношению к системе срединных океанических хребтов).

Океанические хребты данного типа отличаются современной сейсмической активностью, ясно выраженным тектоническим дроблением, сложным и глубоким расчленением, определившим круто падающие склоны; на отдельных участках плоский, на других дробно расчлененный рельеф с гайотами и атоллами.

Глыбовый характер структуры этих хребтов отчётливо выражен современным рельефом, крутыми склонами и резкими формами его расчленения. Возможно, что наряду с разломами продольного направления существуют поперечные разломы, разделяющие хребет на части, отличающиеся неодинаковой подвижностью и высотой, на которую приподняты отдельные глыбы.

Сбросово-глыбовые океанические хребты отображают один из этапов морфологической и структурной эволюции срединных поднятий океанического дна. Ведущее значение в их формировании имела система глубокого и скорее всего неоднократно повторявшегося раздробления вдоль линий глубинных океанических разломов с последующими равномерными вертикальными делениями отдельных частей зоны разломов. Вулканический рельеф океанических хребтов этого типа только осложняет тектонически обусловленные формы его поверхности. Плоские вершины в отдельных частях хребтов данного типа могут быть связаны с этапами былого континентального их развития или же с положением этих вершин, близким к уровню моря, когда могло действовать абразионное выравнивание. В пользу сказанного свидетельствуют распространение гайотов, атоллов, погрузившихся коралловых образований, а также мелководные отложения осадков на их поверхности.

Срединные океанические хребты зон дробления в структурно-морфологическом отношении отличаются самым сложным рельефом с наиболее резким расчленением. К данному типу океанических хребтов относятся: Срединный хребет Атлантического океана, Срединный хребет Индийского океана и отдельные части других срединных хребтов (Африканско-Антарктического, Южно-Тихоокеанского, Австрало-Антарктического).

Глубокое и резкое расчленение срединных хребтов рассматриваемого типа обусловлено разломами большой протяженности и интенсивными тектоническими движениями, не прекращающимися и в настоящее время. Одну из наиболее характерных структурных черт океанических хребтов этого типа представляют глубокие рифтовые долины — грабены. Вершины высотой до 3000 м, увенчанные резко возвышающимися вулканическими конусами, придают рельефу дна альпийский характер, причем местами даже с более контрастным расчленением, чем у материковых горных поясов. Плоскодонные долины, ограниченные круто падающими склонами, очень похожи на рифтовые долины на суше и скорее всего имеют одинаковые причины образования. По мнению А. В. Ильина, происхождение таких плоскодонных долин в виде своеобразных аккумулятивных равнин, вероятно, связано с мутьевыми потоками. Добавим, что наряду с мутьевыми потоками большое значение в этом должны иметь и подводные оползни.

Отсутствие более дробного вторичного расчленения хребта и его склонов, по мнению А. В. Ильина, служит признаком недавнего образования такого подводного рельефа. В нижней части склонов известны значительные по площади выровненные террасовидные поверхности, отделенные друг от друга уступами. Это могут быть структурные террасы, обусловленные ступенчатыми сбросами, или же поверхности древнего выравнивания в нижней части склонов. Самой примечательной формой расчленения Срединного Атлантического хребта является центральная рифтовая долина глубиной более 2000 м. Она разделяет его на две равные части. А. В. Ильин приводит сведения о морфологии рифтовой долины и отмечает отсутствие последней на хребте Рейкьянес, связывая это с асейсмичностью хребта. Приводя новые сведения о природе хребта Рейкьянес, Хизен, Тарп и М. Юинг указывают, что здесь рифтовая долина прослеживается на всем его протяжении. Образование таких долин объясняется тектоникой.

Срединные океанические хребты зон дробления определяются простиранием планетарных океанических разломов. Их можно рассматривать как наиболее выраженную форму проявления тектоники на самых последних этапах геологического времени. Молодостью форм расчленения подкрепляется сложившееся на основании палеогеографических данных представление о недавнем погружении хребтов, по-видимому, в рамках четвертичного времени. Приемлемой причиной, объясняющей формирование срединных хребтов зон дробления, служит резкое расчленение глубоко погрузившихся, грандиозных по протяженности горных поясов. Возможно, что в пору наиболее высокого гипсометрического положения срединные хребты данного типа представляли собой цепь высоких сводовых поднятий, впоследствии подвергшихся раздроблению и погружению. Существенно, что здесь вулканический рельеф представлен лишь отдельными сопками, тогда как океаническим хребтам центральной части Тихого океана свойственны разнообразные и сложные вулканические формы рельефа. Недавнее погружение и раздробление дна в срединной части океанов можно поставить в зависимость от неотектонического расширения и углубления последних.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.



Сообщить об опечатке

Текст, который будет отправлен нашим редакторам: