Глава 11 мегарелъеф ложа океана и срединно-океанических хребтов (сох)

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.

Срединно-океанические хребты

Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном или субме­ридиональном направлении вздутия земной коры, образующие огромный (шириной до 4000 км и относительной высотой до 4—5 км) свод со сложно расчлененным рельефом склонов и осо­бенно его осевой зоны, где развиты асимметричные хребты, раз­деленные глубокими, резко выраженными ложбинами (рис. 32) с плоским дном и крутыми бортами, вытянутыми в соответствии с общим простиранием срединно-океанического хребта. Эти фор­мы рельефа — результат разрывных нарушений земной коры типа рифта, поэтому осевые зоны срединных хребтов получили наиме­нование рифтовых зон.

Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему протяженностью около 60 тыс. км и прослеживаются во всех океанах (рис. 33). Одной из основных геолого-геофизических особенностей срединно-океанических хребтов, присущей только им, является высокое значение скоростей упругих волн в земной

- -1000 g -1500 S -2000 ^-2500

1500 1000

Рис. 32. Поперечный профиль Аравийско-Индийского хребта (а) и Восточно-Аф­риканской рифтовой зоны (б). Крестиками показано положение рифтовых зон, треугольниками — рифтовых хребтов

коре. Другая существенная геофизическая особенность — высокое значение теплового потока. К числу важных черт следует отнести также высокую сейсмичность срединных хребтов и приурочен­ность многочисленных островных и подводных океанических вулканов к их гребням и склонам. Все это, как и резкая расчле­ненность рельефа, указывает на то, что срединно-океанические хребты представляют собой области интенсивного современного тектогенеза и, согласно концепции тектоники литосферных плит, представляют собой зоны спрединга.

В геологическом строении хребтов и рифтовых долин срединно-океанических хребтов участвуют ультраосновные породы, глав­ным образом различные перидотиты, которыми нередко сложены целые блоки, образующие отдельные рифтовые хребты. Крупные отторженцы и штоки ультраосновных пород в рифтовых зонах проникают в земную кору из верхней мантии, смешиваются здесь с блоками основных пород, образуя так называемый меланж. Бла­годаря этому значительно увеличивается общая плотность коры под рифтовыми зонами. Осадочный покров наблюдается только на флангах хребтов, его мощность увеличивается по мере удаления от их осевой зоны.

Несмотря на общие черты, срединно-океанические хребты разных океанов отличны по морфологии. В Северном Ледовитом океане срединно-океанический хребет представлен хр. Гаккеля (рис. 34). Осевая часть хребта сильно расчленена: ряд отдельных коротких хребтов разделяются глубокими рифтовыми долинами, кулисообразно располагающимися вдоль оси хребта.

Кроме Арктического бассейна в Северном Ледовитом океане выделяется Норвежско-Гренландский бассейн. Здесь котловины Гренландского и Норвежского морей разделяют срединно-океани­ческие хребты Книповича, Мона и Исландский. На Исландском хребте находится действующий вулкан на о. Ян-Майен.

Наиболее хорошо изучен Срединно-Атлантический хребет, яв­ляющийся стержневым орографическим элементом рельефа дна Атлантического океана. Он протягивается от о. Исландия на се­вере до 65° ю. ш. (рис. 35). Простирание хребта непостоянно, но в целом близко к меридиональному, за исключением экваториаль-

Рис. 33. Планетарная система срединно-океанических хребтов: а — подводная окраина материков; б — переходные зоны; в — ложе океана; г — сре­динно-океанические хребты. Цифры на карте: хребты 1 — Гаккеля; 2 — Книповича; 3 — Мона и Кольбенсей; 4 — Рейкьянес; 5 — Северо-Атлантический; 6 — Южно-Атлантический; 7 — Африкано-Антарктический; 8 — Западно-Индийский; 9 — Ара-вийско-Индийский; 10 — Центрально-Индийский; 11 — Австрало-Антарктический; 12 — Южно-Тихоокеанский; 13 — Восточно-Тихоокеанский; 14 — Горда и Хуан-де-Фука

(по O.K. Леонтьеву)

ного участка, где оно на некотором протяжении становится суб­широтным. Ширина хребта в южной Атлантике достигает 2500 км, но к северу от Исландии сокращается до 300 км.

Относительная высота Срединно-Атлантического хребта не превышает 4 км. Морфологически было бы правильнее называть его, как и другие срединно-океанические хребты, не хребтом, а горной страной или нагорьем, так как он состоит из отдельных хребтов, горных массивов, продольных долин 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 впадина Романш (7730 м). Поперечные разломы еще больше усложняют рельеф как рифтовой зоны, так и флангов Срединно-Атлантического хребта.

Как и другим срединно-океаническим хребтам, Срединно-Ат-лантическому хребту присуща земная кора рифтогенного типа, ха­рактеризующаяся повышенной 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 нередко отрицательные.

К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений. Наи­большее сосредоточение эпицентров отмечено на участках хребта, пересекаемых широтными и субширотными трансформными 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 (см. рис. 11). 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 дей-

ствующими вулканами на крыльях и в рифтовой зоне хребта яв­ляются вулканы хребта Рейкьянес (отрезок срединного хребта, примыкающий к Исландии), экваториальной части и в районе островов Тристан-да-Кунья. В южной части океана Срединно-Атлантический хребет переходит в Африканско-Антарктический подводный хребет.

В Индийском океане имеется несколько срединно-океаниче­ских хребтов: Западно-Индийский, Аравийско-Индийский, Цент­рально-Индийский, переходящий к востоку от о. Амстердам в Австрало-Антарктический (рис. 36). Все хребты, за исключением Австрало-Антарктического, сравнительно хорошо изучены и об­наруживают большое сходство в строении со Срединно-Атланти-ческим хребтом. Австрало-Антарктический хребет (поднятие) ис­следован недостаточно. Он 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 меридионального или (реже) субширотного, но не ши­ротного простирания. С одним из таких субширотных разломов (разлом Вима), рассекающего южную часть Аравийско-Индий-ского хребта, связана максимальная глубина Индийского океана — 6400 м, если не считать максимальную глубину Яванского глу­боководного желоба. Широкая зона тектонического дробления выявлена в средней части Австрало-Антарктического поднятия. Она выражена сложной системой коротких меридиональных гребней и впадин.