7. Рельеф и геологическое строение переходных зон

Примерный план:

1. Общая характеристика переходной зоны

2. Котловины краевых морей, островные дуги, глубоководные желоба.

Содержание лекции:

В начале этой работы уже была сделана попытка обосновать выделение переходной зоны как мегаэлемента рельефа Земли, по своим масштабам и значению вполне сопоставимого с такими мегаэлементами, как материки и ложе океана. Площадь переходной зоны — около 32 млн. км². Она имеет прерывистое распрост­ранение и наиболее полно и разнообразно представле­на в Тихом океане. Характерной особенностью в рас­пространении переходной зоны как в Тихом, так и в Атлантическом океанах является ее выдвинутость к во­стоку в южном полушарии по сравнению с северным.

Мы отмечали также, что в ирупнык чертах строения различные области переходной зоны могут иметь замет­ные особенности. Прежде всего выделяются сравнительно просто построенные области переходной зоны. К ним относятся Алеутская, Курило-Камчатская, Японская, Восточно-Китайская, Филиппинская, Мариан­ская, Тонга-Кермадекская области.

Отличительная черта этого типа переходных зон — классическая, если можно так выразиться, строгость их строения. В каждой из названных областей соблюдается совершенно определенный «набор» основных элементов рельефа переходной зоны: котловина окраинного глубо­ководного моря, островная дуга и глубоководный же­лоб. Этот тип переходных зон мы назовем западно-тихо­океанским.

Следующий тип представляет собой как бы редуци­рованный вариант первого. Здесь сохраняется только один элемент — глубоководный желоб. Островную дугу замещают молодые горные цепи, располагающиеся на самом крае континента и обращенные в сторону океана склоном огромной высоты, начинающимся от крупней­ших вершин этих цепей и заканчивающимся на дне глу­боководного желоба. Окраинное море здесь отсутствует. Этот тип переходной зоны свойствен восточной окраине Тихого океана, области Центрально-Американской и Атакамского глубоководных желобов, в связи с чем на­зовем его восточно-тихоокеанским.

Следующая разновидность переходных зон отличает­ся наибольшей сложностью. Островные дуги здесь петлевидно изогнуты, обычно их несколько (в первом из рассмотренных типов встречаются лишь двойные дуги), и они резко неодинаковы по возрасту. Глубоководные желоба расположены не только с внешней стороны дуг, но и внутри области. Дно морских котловин сильно рас­членено. Перечисленные свойства характерны для Индо­незийской области, Карибского моря, моря Скотин. Этот тип переходной зоны мы будем называть индонезийским или антильским.

Наконец, четвертый морфологический тип — это сре­диземноморский, который отличается резко выражен­ным реликтовым характером глубоководных морских котловин, преобладанием материковых областей над морскими, отсутствием или слабой выраженностью глу­боководных желобов.

При всем разнообразии типов переходной зоны важ­нейшими элементами ее морфологии остаются глубоко­водные котловины окраинных морей, островные дуги и глубоководные желоба. Выпадение из этой триады того или другого элемента, как мы увидим дальше, есть ре­зультат особенностей исторического развития переход­ной зоны, но на начальном этапе развития они неиз­бежно присутствуют.

Морфология и геологические особенности котловин окраинных морей

Рассмотрим основные особенности морфологии глу­боководных котловин переходной зоны на примере строения рельефа котловины Японского моря.

Н. Л. Зенкевич делит Японское море по ха­рактеру его рельефа на три части: северную, централь­ную и южную. Северная часть представляет собой уз­кий желоб с более или менее плоским дном, отделяю­щий горы Сихотэ-Алинь от Сахалина и Хоккайдо По­перечные уступы придают этой части дна ступенчатый характер: северная ступень лежит на глубинах 900— 1400 м, средняя —на 1700—2000 м, южная — на 2300— 2600 м. Их разделяют пологие уступы с уклонами по­верхности порядка 2—8°. Уклон поверхности ступеней измеряется несколькими десятками минут. Нижний уступ (между 2-й и 3-й ступенями) рассечен подводны­ми долинами. Северная и средняя Ступени имеют в целом равнинный рельеф, южная отличается гористой поверхностью. Все ступени прорезает долинообразное понижение.

К югу как вдоль Приморского, так и вдоль Япон- -ского побережий ступени сужаются и южнее 44° с. ш. переходят в материковый склон, четко выраженный на отрезке между 44 и 40° с. ш. в виде крутого (15—20°) уступа, расчлененного короткими и крутостенными каньонами. Вся северная часть Японского моря, а так­же узкая полоса мелководья вместе с его материковым склоном у берегов Приморья и южнее относится еще к подводной окраине Азиатского материка.

Подножие материкового склона лежит на глубине 2800—3000 м. К нему примыкает плоское дно централь­ной котловины Японского моря, большая часть которой лежит на глубине 3450—3650 м. Промерами «Витязя» здесь было обнаружено несколько изолированных под­водных вулканов конической формы до 2000 м отно­сительной высоты, а примерно в центре котловины — небольшой обособленный хребет 65 км длины до 2300 м относительной высоты. Остальная часть дна иде­ально выровнена и представляет собой типичную абис­сальную равнину, сложенную с поверхности терригенными илистыми осадками.

Южная часть котловины Японского моря имеет сложно расчлененный холмисто-горный рельеф. Центр ее занят подводной возвышенностью Ямато, состоящей из двух высоких (до 2700 м) хребтов с депрессией меж­ду ними.

В северо-восточной части возвышен­ности отмечается еще несколько небольших кулисооб-разно расположенных хребтов северо-восточного прости­рания. Склоны их имеют крутизну до 10—42° и расчле­нены подводными каньонами. С юга к Ямато подходит еще один хребет, являющийся, судя по простиранию, продолжением поднятия о-вов Оки. От него к северо-востоку отходит еще несколько хребтов того же прости­рания, что и прибрежные хребты о-ва Хонсю. Сложная система горных сооружений заполняет борт котловины, непосредственно примыкающий к этому острову. Меж­ду ними и Ямато располагается замкнутая глубокая (более 3000 м) котловина с плоским дном, выстланным вулканическими осадками.

К юго-западу от Ямато дно котловины имеет хол­мистый, местами гористый рельеф. Отдельные горы имеют морфологические признаки -подводных вулканов. Заметная роль в рельефе дна принадлежит трещинной тектонике, с которой связаны подводные каньоны, а так­же прямолинейный уступ, очерчивающий восточный борт котловины.

Приведенное вдесь описание наглядно свидетельст­вует о значительной сложности рельефа глубоководной котловины Японского моря. Н. Л. Зенкевич это связы­вает с тем, что здесь имеет место стык трех крупных горных систем неодинакового простирания: Курило-Камчатской, Японской и Рюкю. Различные орографиче­ские элементы дна котловины подчиняются разным си­стемам: так, горные поднятия Ямато, видимо, соответствуют курило-камчатским структурам, хребет о-вов Оки может рассматриваться как продолжение системы Рю-кю, а другие хребты южного борта котловины — как продолжение меридиональных структур Японской ост ровной дуги.

Более просто построена котловина Восточно-Китай­ского моря, рельеф которой описан Б, Н. Котеневым. Здесь нет крупных горных хребтов, но нет и абсолютно выровненных абиссальных равнин. Значи­тельную часть котловины занимают вулканические горы и плато, представляющие собой как бы подводную вну­треннюю гряду островной дуги Рюкю.

Котловины Охотского, Японского, Восточно-Китай­ского, Берингова морей относятся к первому из выде­ленных выше типов переходной зоны. Более сложная картина вырисовывается при рассмотрении строения рельефа котловины Карибского моря, являю­щегося примером переходной зоны антильского типа. Ограниченное с севера и востока громадной дугой Ан­тильских островов, Карибское море системой подводных хребтов разделяется на пять глубоководных впадин: Юкатанскую (глубина 4626 м), Бартлет (7119 м), Ко­лумбийскую (4352 м), Венесуэльскую (5630 м) и Гре­наду (4120 м). Северная часть впадины Бартлет представляет собой типичный глубоководный желоб. Хреб­ты, разделяющие впадины, обнаруживают тектониче­скую и морфологическую связь с антиклинальными зонами Больших Антильских островов, являясь как бы «виргациями», т. е. разветвлениями, этих антиклинальных зон. Это подводные продолжения ост­ровных дуг разного возраста, из которых, собственно, и 1«слеплены» Большие Антильские острова. Склады­вается впечатление, что в таких бассейнах, как Кариб­ское море, или целый лабиринт Индонезийских морей, или море Скотия, котловина которого загромождена подводными хребтами, процессы горообразования в сво­ем развитии продвинулись гораздо дальше, чем в кот­ловинах западно-тихоокеанского типа.

Гранитный слой под впадинами Карибского моря, как и в ранее описанных котловинах, отсутствует. Од­нако под подводными горными сооружениями, разде­ляющими впадины, этот слой появляется, а мощность коры существенно возрастает. - .

Своеобразны черты строения морских котловин пе­реходных зон средиземноморского типа. За последнее время . появились работы, содержащие весьма ценный фактический материал о строении котловин собственно Средиземного моря. В Средиземном море выделяют че­тыре главные котловины, занятые абиссальными равни­нами: Западная, или Балеарская, Тирренская, Цент­ральная и Восточная (Левантийская). Глубины каждой из них — более 3000 м, а Центральной — даже бо­лее 4000 м. Преобладающий тип рельефа в первых двух — плоские абиссальные равнины, образовавшие­ся благодаря накоплению мощных толщ рыхлых осадков. Рельеф дна Центральной и Левантийской котловин неровный, холмистый. На северной окраи­не Левантийской котловины расположен Централь­ный Средиземноморский вал — широкое и пологое поднятие, протягивающееся от Кипра ik Срединно­му плато Средиземного моря — возвышенности, от­деляющей Центральную котловину от Левантийской.

При незначительной ширине прибрежной отмели в пределах Средиземного моря в большей его части чет­ко выражен материковый склон и очень широко разви­то материковое подножие, в особенности по периферии Тирренской, Центральной и Левантийской котловин. Материковое подножие в большинстве случаев здесь отличается сложно расчлененным гористым рельефом. Материковый склон Балеарской котловины выражен в виде узкого расчлененного уступа, непрерывно просле­живающегося между мысом Нао и Ниццей; ниже его располагается полоса гористо-долинного рельефа пред-континента (материкового подножия).

Вдоль алжирского берега борт котловины также представляет собой крутой уступ. Это подводный склон Атласского мегантиклинория, который затем продол­жается в виде подводного поднятия через Тунисский пролив в Сицилию. Южный борт Тирренской котловины также образован склоном альпийского горного соору­жения. Здесь вдоль северного края этого склона протя­гивается подводная вулканическая гряда, служащая ос­нованием для вулканических Липарских островов.

Другое крупное альпийское горное сооружение в за­падной части Средиземного моря — широкий и сильно расчлененный Балеарский хребет — сложен преимущественно меловыми и кайнозойскими породами. Северный борт Тирренской котловины образован подводным скло­ном Аппенин, в тектоническом отношении также пред­ставляющих собой альпийский мегантиклинорий. Вшри-брежной полосе в этот склон врезана довольно шибокая площадка прибрежной отмели.

В западной части Средиземного моря имеется/круп­ный горный массив герцинского возраста, большая часть которого расположена выше уровня моря и об­разует о-ва Сардиния и Корсика. Подводные склоны Сардинско-Корсиканского массива изрезаны множест­вом каньонов, осложнены крутыми уступами и ступе­нями.

В северо-восточной части Средиземного моря инте­реснейшим элементом подводного рельефа является Гелленский желоб — система узких глубоководных про­гибов морского дна, начинающаяся к западу от Иониче­ских островов и заканчивающаяся в заливе Анталья у малоазиатского побережья. Максимальная глубина же­лоба— 5121 м — была установлена промерами э/с «Ва­вилов».

Гелленский желоб имеет крутые борта и сравнитель­но уплощенное узкое дно. К северу от него параллельно протягивается подводный хребет, увенчанный острова­ми Китира, Крит, Касос, Карпатос, Родос. Структуры этого хребта находят свое продолжение в структурах Ионических островов, Пелопоннеса и Тавра. Это миогеосинклинальное сооруже­ние альпийского возраста, представляющее собой внеш­нюю островную дугу, тогда как Гелленский желоб — ти­пичный глубоководный желоб, отличающийся от своих тихоокеанских аналогов лишь меньшей глубиной. Впа­дина Критского моря, расположенного к северу от ост­ровной дуги, является, видимо, реликтом морской глу­боководной котловины, аналогичной описанным ранее котловинам Охотского или Восточно-Китайского моря.

Если возраст и структура описанных подводных под­нятий и бортов глубоководных котловин достаточно на­дежно восстанавливаются по многочисленным надвод­ным выходам слагающих их пород и в некоторых слу­чаях по изученным образцам пород, поднятых со дна моря, то о природе днищ глубоководных котловин мы можем лишь судить по данным геофизических иссле-

дований. Всем котловинам присущи крупные гравимет­рические аномалии.

Таким образом, в строении рельефа впадин Среди­земного моря, как мы видим, принимают участие раз­личные по возрасту геологические структуры. Обшир­ные полосы материкового подножия представляют со­бой погруженные участки эпигерцинских, а в южной части докембрийских платформ. Имеются крупные гор­ные поднятия альпийского возраста и даже одновозрастный им глубоководный, желоб. Днища впадин сложены реликтовой океанической земной корой, образую­щей как бы «окна» среди разросшегося покрова коры материкового типа.

Островные дуги

Островным дугам посвящена огромная литература. Поразительно закономерное распространение дуг; иден­тичность строения этих образований, |даже если мы сравниваем столь далеко расположенные друг от дру­га дуги, как, например, Алеутскую и Марианскую; ката­строфические проявления вулканизма, разрушительные землетрясения и гигантские волны цунами; удивитель­ная сопряженность островных дуг с глубоководными же­лобами— все это издавна привлекает внимание геогра­фов, геологов, тектонистов, геофизиков.

Л. К. Затонский, В. Ф. Канаев и Г. В. Удинцев дают следующую морфологическую характерис­тику сравнительно просто построенной Курильской ост­ровной дуги

Она состоит из двух параллель­ных горных хребтов — внутреннего и внешнего. Первый протягивается почти непрерывно от Хоккайдо до Кам­чатки. Выступающие над уровнем моря вулканические вершины хребта образуют гирлянды Курильских остро­вов. Морфологически здесь хорошо различаются цоколь хребта, представляющий собой мощное валообразное поднятие с относительно пологими склонами, и вулкани­ческая надстройка, образующая его гребень. Как юж­ный, так и северный края этого хребта имеют свои не­посредственные продолжения на суше — на о. Хоккайдо и на Камчатке.

Внешний хребет почти на всем своем протяжении является подводным поднятием. Только южный его сег­мент отдельными участками возвышается над уровнем моря, образуя гряду Малых Курильских островов. Меж­ду проливами Буссоль и Крузенштерн этот хребет пре­рывается и снова появляется к северу от пролива Кру­зенштерн, вскоре смыкаясь с внутренним хребтом в еди­ное мощное горное сооружение. В целом внешний хре­бет имеет массивные очертания и глыбовую структуру. Подводная часть внешнего хребта получила наименова­ние хребта Витязь, по имени советского экспедиционно­го судна.

Поскольку Курильский хребет находит свое продол­жение в горах восточной Камчатки, ее подводный склон представляет собой не что иное, как затопленный морем склон единого Курило-Камчатского горного сооруже­ния. Рельеф склона осложнен здесь несколькими под­водными хребтами, не совпадающими в своем прости­рании с общим простиранием островной дуги. Они вы­тянуты почти меридионально, причем такие же субмери­диональные структуры отмечаются и для подводных наклонов собственно Курильской дуги. Глубокие проливы Фриза, Буссоль, Крузенштерна, разделяющие Куриль­скую дугу на несколько сегментов, также предопределе­ны субмеридиональными разломами.

С разломами этого простирания связана большая часть вулканов Курильской гряды. На Курильских ост­ровах насчитывается более 80 вулканов, из них 39 дей­ствующих. (Во всей же Курило-Камчатской вулканической провинции известно более 200 вулканов, в том числе 60 действующих. Преобладающими формами здесь являются стратовулканы (насыпные вулканические конусы). Длина Курильской дуги — более 2000 км, нейрина (включая внешний хребет и разделяющую оба Хребта депрессию) —до 200 км, максимальная высота над Ку­рильской котловиной Охотского моря — более 5000 м, а над дном Курило-Камчатского желоба — около 12 000 м.

Курильская дуга сложена складчатыми осадочными и вулканическими 'породами преимущественно кайнозой­ского возраста. На некоторых островах имеются выхо­ды кайнозойских гранитов и гранодиоритов, но под большей частью внутренней гряды гранитный слой от­сутствует. Интересны некоторые детали строения подводной части склонов Курильской дуги, связанные с деятель­ностью экзогенных процессов. Все острова окаймляют­ся полоской абразионной прибрежной отмели с под­водными и надводными абразионными останцами. От­мечены многочисленные ложбины, которые уходят на большую глубину и, возможно, связаны с деятельностью суспензионных течений. Еще более многочисленны крупные долинообразные пониже­ния типа подводных каньонов, которые лишь в верховь­ях «сохраняют следы эрозионной обработки, происхо­дившей, вероятнее всего, при понижении уровня океана во время оледенений». Авторы цитируемой работы считают, что эти долины имеют тектоническое происхождение, а сус­пензионные потоки используют их в качестве готовых трасс. Такие же тектонические долины рассекают и восточный подводный склон Камчатки. По существу, сле­довательно, это подводные каньоны.

Глубоководные желоба

Глубоководные желоба всегда сопряжены с остров­ными дугами или в более редких случаях с юными складчатыми горными хребтами краевой зоны конти­нента. К ним приурочены глубочайшие пучины океанов. Уже упоминалось, что они обычно располагаются с внеш­ней стороны островных дуг, но имеются и некоторые исключения: так, желоба Банда, Бартлет, Ново-Британ­ский, Бугенвильский, Новогебридский расположены вну­три краевых морей переходной зоны. Большинство же­лобов имеет в плане дугообразную форму, но неко­торые (Кермадек, Тонга, южная часть Атакамокого) вытянуты почти по прямой.

С морфологией глубоководных желобов познакомим­ся на примере Курило-Камчатского, обстоятельно изу­ченного советскими исследователями. Это узкое и замк­нутое понижение дна, начинающееся у Сангарского пролива и заканчивающееся напротив Усть-Камчатска на севере, длиной около 2200 км. В плане желоб пред­ставляет собой дугу, вытянутую параллельно Куриль­ским островам. Северо-восточный его конец примыкает к западному окончанию Алеутского глубоководного желоба.

Обычно отмечают, что поперечный профиль глубоко­водного желоба имеет V-образную форму. Правильнее будет утверждать, что он близок к V-образному, так как во всех желобах есть узкое, но плоское дно шириной от 1 до 20 км. К наиболее пониженной части этой плоской равнины, выстилающей дно Курило-Камчатского жело­ба, и приурочена его максимальная глубина — 10 542 м. Крутизна склонов желоба нарастает по мере прибли­жения к его дну: в верхней части склонов она состав­ляет 5—6°, в нижней — до 25° Склоны ступенчатые и изборождены многочисленными подводными каньонами.

Северо-западный склон желоба наиболее расчленен и является, по существу, подводным склоном Куриль­ского горного сооружения. Юго-восточный склон менее :изрезан, он заметно ниже и в верхней части переходит в пологий вал, получивший на советских картах наиме­нование вала Зенкевича. Ширина вала—до 300—400 км, относительная высота над прилегающей равниной океа­нической котловины — 300—500 м. У Командорских островов он смыкается с аналогичным валом, окайм­ляющим Алеутский желоб. В месте смыкания образует­ся расширение вала, получившее название возвышен­ности Обручева. Здесь обнаружено несколько крупных подводных вулканов (до 3500 м высоты). Вулканиче­ские пики меньшей высоты (1000—2000 м) в виде изо­лированных вершин известны и на самом гребне вала. По ряду морфологических и геофизических признаков этот вал должен быть отнесен уже к океаническим структурам.

Детальное топографическое описание желоба Тонга дано Р. Рейттом, Р. Фишером и Р. Мейсоном. Этот желоб представляет собой узкую, слегка выгнутую к востоку в своей северной части депрессию шириной до 55 км, длиной около 1150 км, с максимальной глу­биной 10 822 м. Дно депрессии, очерчиваемое изобатой 9 км, имеет ширину 3—6 км и, будучи в целом плоским, перегорожено несколькими пологими и низкими седлови­нами. От лежащего на юге желоба Кермадек желоб Тонга отделен пологой и невысокой перемычкой, но изобата 6 тыс. м является общей для обоих глубоко-водных желобов.

Профиль желоба Тонга близок по форме к V-образному. Склоны его асимметричны: высокий западный склон круче, чем более низкий восточный (крутизна склонов соответственно 8—10° и 3—0°) и изрезаны продольными и поперечными бороздами, мес­тами наблюдаются ступени с крутыми уступами. На бортах имеются выходы базальтов. Дно выстлано крас­ной глиной, но мощность ее щевелика — даже с глу­бины 9800 м были подняты образцы вулканических пород.

Нет нужды приводить морфологические данные по другим глубоководным желобам, так как всюду отме­чаются в общем те же морфологические характеристики. Отметим только, что некоторые глубоководные желоба выделяются своими сравнительно малыми глу­бинами, например Ява'нский, Банда— менее 7500 м, Цен­трально-Американский, Восточно-Меланезийский, За'пад-но-Меланезийский и Ново-Гвинейский — менее 7000 м. Во всех этих желобах отмечается уменьшение кру­тизны склонов и увеличение мощности рыхлого слоя. Следовательно, уменьшение глубин в желобах в первую очередь объясняется заполнением их осадками.

Многие глубоководные желоба -были подвергнуты геофизическим исследованиям. Гравиметрические рабо­ты показали, что глубоководным желобам свойственны значительные отрицательные аномалии силы тяжести, которые могут достигать минус 100—150 мгал (Яван­ский) и даже минус 200 мгал (Филиппинский).

Однако обстоятельные работы по глубинному сейсмическому зондированию, прове­денные в Курило-Камчатской впадине, не подтверждают эту точку зрения. Здесь континентальный тип земной коры отмечен только на западном борту желоба. Что же касается дна и восточного борта, то они сложены корой, которую Е. И. Гальперин и И, П. Косминская относят к субокеаническому типу. Отличие этого типа коры заключается в более глубоком положении поверх­ности Мохо и в большей мощности осадочного слоя по сравнению с типично океанической корой. Таким об­разом, здесь строение коры близко к тому, что наблю­дается в глубоководных морских котловинах. Не обна­ружено гранитного слоя и под желобом Тонга.

Некоторые общие замечания о переходной зоне

Мы рассмотрели характерные черты морфологии и геологического строения трех основных элементов рель­ефа переходной зоны: глубоководных морских котловин, островных дуг и глубоководных желобов. Уже в ходе предшествующего описания время от времени воз­никала необходимость в совместном рассмотрении этих элементов, теснейшим образом связанных между собой, несмотря на резкие морфологические границы.

Наряду с констатацией этой связи, мы убедились в существовании заметных различий в морфологии и строении каждого из выделенных элементов в различ­ных окраинных областях океанов. Эти различия послу­жили основой для предварительного разделения пере­ходных зон на несколько типов. Более детальное зна­комство со строением морских котловин, желобов и островных дуг дает дополнительные основания для та­кого разделения.

Данные об эпицентрах глубокофокусных землетря­сений свидетельствуют, что образование переходных зон связано с процессами, развивающимися на очень боль­шой глубине — в пределах мантии Земли. Поэтому су­ществующие различия в строении отдельных элементов и различных типов переходных зон в целом, вообще говоря, не могут определяться какими-то местными геологическими особенностями. Наоборот, эти местные геологические условия в значительной мере создаются в ходе развития переходных зон. Следовательно, су­ществующие основные различия в строении разных областей переходной зоны могут быть объяснены только тем, что они находятся в разных стадиях раз­вития.

Итак, уточним специфические черты различных ти­пов переходных зон. Прежде всего, мы рассматривали западно-тихоокеанский тип. Для переходных зон этого типа характерно существование одной (нередко двой­ной) островной дуги, сравнительно просто построенной глубоководной котловины и глубоководного желоба, расположенного с внешней стороны островной дуги.

Дальнейшие различия внутри этого типа опреде­ляются неодинаковым строением дуг, а также некото­рыми особенностями глубоководных желобов. Так, на­ряду с простыми островным дугами — Алеутской (кото­рая на большем своем протяжении не является двой­ной), Курильской, Рюкю, имеются крупные островные массивы, образовавшиеся, как это мы видели на при­мере Филиппин, благодаря слиянию нескольких разновозрастных дуг. Глубоководные желоба обоих подтипов переходных зон отличаются большими глубинами (как правило, свыше 8000 м) и мощными накоплениями осадков на дне желоба.

Известны дуги и желоба с еще более простым строе­нием, чем Алеутские и Курильские. Так, Марианская дуга характеризуется приуроченностью вулканических форм к внешней гряде. Это, по-видимому, свидетельство того, что она фактически не двойная. Действительно, западная дуга Марианских островов не вулканическая и представляет собой, по существу, самостоятельное об­разование. Это продолжение островной дуги Волкано, а не внутренняя гряда Марианской системы. Отмеченная особенность строения Марианской дуги, а также огром­ная глубина прогиба, не компенсированного осадкона-коплением, неровный рельеф дна желоба, наконец, расположение Марианской дуги и глубоководного же­лоба на наиболее выдвинутом в океан участке фронта переходной зоны,— все это дает основание предпола­гать, что Марианская система — очень молодой в гео­логическом отношении элемент переходной зоны Тихо­го океана.

Таким образом, переходные зоны западно-тихооке­анского типа могут быть разделены на несколько подтипов, отличающихся друг от друга по стадиям разви­тия и возрасту. Эти подтипы можно назвать: а) витязевский (начальная стадия развития); б) марианский (стадия юности, основной этап формирования — плио­цен-четвертичное время); в) курильский (стадия ран­ней зрелости, основной этап горообразования — конец миоцена-—начало плиоцена); г) японский (стадия поздней зрелости, главная складчатость — мел и па­леоген) .

О возрасте и стадии развития переходной зоны вос­точно-тихоокеанского типа можно судить по времени главной складчатости прибрежных антиклинориев Цент­ральной Америки и южноамериканских Анд. По Л. Ирдли и П. Н. Кропоткину, основная складчатость в прибрежной зоне Центральной Америки происходила в среднем и верхнем эоцене. Третичный прогиб тихооке­анского побережья Колумбии, Эквадора и Северного Перу, представляю­щий собой континентальную часть Перуанско-Чилийско­го глубоководного желоба, выполнен осадками неогена и четвертичного периода, а сопровождающие его с вос­тока хребты имеют верхнемеловой-палеогеновый — воз­раст основной складчатости. Таким образом, Восточ­но-Тихоокеанская переходная зона по времени своего образования примерно одновозрастна переходной зоне японского подтипа. Влияние жесткой Бразильской платформы, с одной стороны, и, по-видимому, начавше­го формироваться в позднемезозойокое время Восточно-Тихоокеанского поднятия —с другой, а также приуроченность края океана к одной из «крити­ческих зон» («зпейрогенический» 45-й меридиан)—все это, видимо, и предопределило заложение подводного пояса западной окраины Южной Америки в непосред­ственной близости от материка и имело результатом от­сутствие сколько-нибудь значительного внутреннего бас­сейна.

Переходные области антильского типа, как уже упо­миналось, имеют более сложное строение. Эта слож­ность, с одной стороны, является результатом большой длительности развития, а с другой — обусловлена свое­образием положения таких областей между сближенны­ми материковыми массивами: Антильской (Карибской) переходной области — между Северо-Американской и

Бразильской материковыми платформами, Индонезий­ской— между _ Юго-Восточной Азией и Австралийской платформой, моря Скотия — между Южной Америкой и Антарктидой.

Рассмотренные факты свидетельствуют о древности начала формирования переходных зон антильского типа и о большей сложности их структуры по сравнению с тихоокеанскими. Еще сложней и длительней история развития переходных зон средиземноморского типа. Так, в пределах Средиземноморского геосинклинального поя­са древние массивы, созданные еще в палеозое, распро­странены весьма широко (например, массивы Корсики и Сардинии с их общим подводным основанием). Фак­тор ограниченности ареала развития складчатых соору­жений материковыми платформами здесь также проя­вился в очертаниях горных хребтов, и, наряду с пра­вильными дугами типа Гималаев, в Средиземномор­ской переходной зоне имеются сложные петлевидные формы. Так, дуга Западных Альп-Апеннин испытывает петлевидный изгиб в районе Сицилии, переходит в го­ры Атласа, а затем образует новую петлю на участке Кантабрийских и Балеарских гор.

На сходство очертаний горных сооружений (в пла­не) Средиземноморской области горообразования и структур антильского типа указывал еще Арган, а позднее —Умбгров и Кюнен. Можно высказать также предположение, что так называемые срединные массивы Альпийского оро-генического пояса представляют собой бывшие впади­ны морей, где, однако, процессы гранитизации привели уже к полной (или почти полной) переработке океани­ческой коры в материковую. Местами в пределах этих срединных массивов, возможно, еще остались реликты океанической коры. Как уже упоминалось, такого же рода реликтами являются глубоководные впадины Сре­диземного, Черного морей, Мексиканского залива, юж­ного Каспия.

Особое место в ряду переходных зон различных ти­пов занимает область Кораллового и Тасманова мо­рей— назовем ее Меланезийской. Специфика ее, во-первых, в том, что здесь расположен целый ряд горных сооружений разного возраста и облика, и, во-вторых, в том, что многие желоба тянутся здесь с внутренней сто­роны островных дуг. При этом имеется и нормальная серия глубоководных желобов, расположенных с внеш­ней стороны переходной зоны: Ново-Гвинейский, Запад­но-Меланезийский, Витязя, Тонга и Кермадек.

Можно добавить к этому, что сравнительное изуче­ние разновозрастных (т. е. находящихся в разных ста­диях развития) переходных зон — это ключ к познанию истории океанов, истории формирования материковых окраин, ключ далеко не единственный, но весьма важ­ный, применение которого позволяет выяснить сущест­венные черты развития рельефа и геологической струк­туры нашей планеты.

8. Рельеф и геологическое строение ложа океана;

Примерный план:

1. Общая характеристика дна океанов

2.Океанические котловины

3. Абиссальные равнины и холмы

4. Глыбовые хребты, возвышенности, плато, вулканические массивы и горы.

Содержание лекции:

Как ни велики срединные океанические хребты, все же остаются еще огромные пространства дна океана, расположенные между этими хребтами и материками или между срединными хребтами и переходными зо­нами. Именно эти пространства, лежащие, как правило, на глубинах более 3—4 км, и образуют второй главный гипсометрический уровень земной поверхности — океа­ническую ступень гипсографической кривой. Площадь этой части дна океана превышает 200 млн. км², т. е. равна примерно 60% площади океанов, или около 40% всей земной поверхности.

Уже укоренившийся термин «ложе океана» целесо­образно закрепить именно за этой частью океаническо­го дна. Характерными морфологическими особенностями ложа океана являются: широкое развитие равнинного рельефа; наличие крупных горных поднятий и возвы­шенностей, не связанных со срединными хребтами и горными сооружениями переходных зон; уже отмечен­ное выше гипсометрическое положение. Ложу океана наиболее свойственны пелагические донные осадки, в особенности глубоководная красная глина, не характер­ная для других крупных элементов рельефа дна океа­на. Наконец еще одна важнейшая отличительная черта ложа океана — это особый тип земной коры, характе­ризующийся малой мощностью и отсутствием гранитно­го слоя.

Рельеф ложа Атлантического океана

Срединно-Атлантический хребет между Гренландией и Исландией заполняет почти всю площадь дна океана, севернее же Исландии делит северную, сравнительно мелководную часть океана на две котловины — Грен­ландскую и Норвежскую. Дно в пределах обеих котло­вин .имеет сравнительно простой рельеф, хотя в средней чисти Норвежской котловины в последнее время выяв­лена цепь изолированных друг от друга 'подводных гор. С запада Норвежская котловина граничит с Ян-Майен-с'ким подводным хребтом — частью системы Срединно-Атлантического хребта,.

К западу от Ян-Майенского хребта располагается еще одна небольшая котловина — Исландская, с относи­тельно выровненным рельефам дна и, по всей видимо­сти, также являющаяся элементом ложа океана. Ее расположение внутри зоны .срединного хребта может рассматриваться как косвенное указание на то, что сре­динное поднятие имеет более поздний возраст, чем соб­ственно ложе океана.

К западу от хребта Рейкьянес и прилегающего к нему более южного отрезка Срединно-Атлантического хребта располагаются две котловины, разделенные .гря­дой вулканических гор Алтаир — Милк: Лабрадорская и Ньюфаундлендская. Первая из них относительно 'мел­ководна, только в самой южной ее части глубины до­стигают 4500 м. По данным Дрейка и др., в средней части котловины расположено несколько изолированных (поднятий, кото­рые, по мнению указанных авторов, возможно, являют­ся остатками древнего, единого когда-то хребта. Другая интересная форма рельефа, прослеживающаяся в обеих котловинах,— срединно-океанический каньон. Он пред­ставляет собой ложбину со средней глубиной около 200 м, шириной от 1,5 до 10 км и длиной около 3 тыс. км. Эта ложбина протягивается почти параллель­но Срединно-Атлантическому хребту и в северной части разветвляется на две части. Западное ответвление начи­нается, по-видимому, в Дэвисовом проливе, восточное — в Датском проливе. Каньон заканчивается у южной границы Ньюфаундлендской котловины слабовыражен-ньгм ib рельефе конусом выноса.

Б. Хейзен, давший краткое описание этого каньона , полагает, что образование каньона обусловлено действием мутьевых потоков. Однако параллельность его рифтовой до­лине срединного хребта дает основание предполагать, что заложение каньона обусловлено разрывной тектони­кой. В южной части Атлантики имеется аналог этого каньона, причем он расположен вдалеке от подводной окраины материка и, по-видимому, в обстановке, исклю­чающей возможность действия суспензионных потоков-. Срединно-океанический каньон, вероятно, лишь исполь­зуется этими потоками, о чем свидетельствует присутст­вие конуса выноса в устье.

Дно обеих котловин имеет холмистый рельеф. На юге Ньюфаундлендская котловина ограничена Ньюфа­ундлендским хребтом — элементом рельефа материково­го подножия. К югу от него расположена обширная Северо-Американская котловина, Центральную часть ее занимает Бермудское плато, ограниченное с востока крутыми уступами, рассеченными каньонами, а к западу постепенно понижающаяся к плоской пониженной части котловины. Холмистая вершинная поверхность плато осложнена отдельными вулканическими конусами. Цент­ральная группа вулканов, возвышаясь над уровнем мо­ря, образует Бермудские острова.

Бермудское плато почти со всех сторон окружают плоские абиссальные равнины, сложенные с поверхности главным образом фораминиферовыми илами и красной глиной. Широкое развитие плоских равнин в этой кот­ловине объясняется обильным поступлением территен-ного материала с подводной окраины материка. В об­разовании этих равнин основная роль принадлежит сус­пензионным потокам. Са­мые большие глубины Северо-Американской котловины (до 6600 м) приходятся на ее юго-восточную часть, за­нятую холмистой абиссальной равниной.

К востоку от срединного хребта, симметрично Нью­фаундлендской и Северо-Американской, расположены четыре крупные котловины: Западно-Европейская, Ибе­рийская, Канарская и Зеленого Мыса. Дно этих котло­вин занято плоскими абиссальными равнинами и изоли­рованными подводными горами. Между Иберийской и Канарской котловинами располагается район сложно построенного рельефа, характеризующийся чередовани­ем небольших котловин, занятых плоскими абиссальны­ми равнинами, холмов и вулканических цепей с отдель­ными весьма высокими пиками (например, относитель­ная высота подводной горы Ампер—более 3900 м, Гор-риндж —более 5000 м). Этот район находится на продолжении Азорского широтного разлома.

Западная часть котловины Зеленого Мыса имеет равнинно-холмистый рельеф, 'постепенно переходящий к за/паду в склоны Срединно-Атлантического хребта. Вул­канические горы о-вов Зеленого Мыса и Канарских, по данным Б. Хейзена и др., относятся к зоне материкового подножия. На юге кот­ловина Зеленого Мыса отделяется подводным плато Сьерра-Леоне от одноименной котловины, расположен­ной уже ib экваториальной части Атлантики. К западу от котловины Сьерра-Леоне, за средним хребтом, лежит Гвианская котловина, продолжение Северо-Американ-ской. Обе эти котловины имеют одну общую крупную форму рельефа — Внешний хребет, начинающийся на широте плато Блейк и заканчивающийся у материкового подножия восточнее о. Тринидад. Это типичный окраин­ный океанический вал, форма рельефа, обычно ассоци­ирующаяся с глубоководными желобами (в данном случае с желобом Пуэрто-Рико). Ширина этого в целом слабо расчлененного поднятия местами достигает400 км, при относительной высоте 1—2 км. Местами различа­ются два параллельных гребня этого хребта.

В южную часть Гвианской котловины выдвинут об­ширный «веер» выноса суспензионных потоков, зарож­дающихся на взморье Амазонки. По-видимому, влияние этих потоков и обусловило возникновение здесь плоской абиссальной равнины. Остальная часть Гвианской кот­ловины занята холмистой равниной.

В экваториальной зоне Атлантики к востоку от кот­ловины Сьерра-Леоне расположена Гвинейская котло­вина. Их разделяет почти вплотную подступающий к материковому подножию выступ срединного хребта.

Гвианская котловина с юга ограничена цепочкой вул­канических гор, из них Рокас и Фернанду-ди-Норонья выступают над уровнем моря в виде островов. Почти вплотную к ним примыкают широтно ориентированные гребни, связанные с ра!зломами Чейн и Романш, пересекающими срединный хребет. Эту перемычку прорезает узкое подводное ущелье, получившее название Эквато­риального ерединно-океанического каньона. Подобные ущелья (у американских авторов «ran» — gaps) вообще довольно характерны для участков перемычек между котловинами (например, «ran» Тэта, между Иберийской и Западно-Европейской котловинами).

Южнее описанного района и западнее срединно­го хребта расположены крупнейшие Бразильская и Ар­гентинская котловины, отделенные друг от друга под­водной возвышенностью Риу-Гранди. В отличие от большинства котловин северной Атлантики, здесь пре­обладает холмистый рельеф, причем в Бразильской кот­ловине на этом фоне выделяется большое число изоли­рованных вулканических гор, а в Аргентинской, особен­но в ее южной части, несколько невысоких гребней, ви­димо связанных с трещинной тектоникой. В восточной части котловины вдоль подножия срединного хребта протягивается уже упоминавшийся глубокий океаниче­ский каньон (относительная глубина более 500 м).

Сложно и неясно строение рельефа южной части Ар­гентинской котловины. К востоку от Фолклендских ост­ровов в океан выступает обширная возвышенность, по­степенно понижающаяся до глубин порядка 2000 м и представляющая собой, по-видимому, краевое плато ма­терикового склона. Вдоль крутого уступа, ограничиваю­щего северный край этого плато, (вытянута Ж'елобооб-разная впадина с максимальной глубиной 6212 м. В юго-восточной части котловины обнаружен узкий хребет, также ассоциирующийся с узкой, в виде зияющей тре­щины, впадиной. Складывается впечатление, что здесь либо проходит зона разлома типа тех, которые рассека­ют срединный хребет в экваториальной части океана, либо это ответвление срединно-океанической структуры, «недостающее звено» между Срединно-Атлантическим хребтом и Западно-Чилийским поднятием, явно имею­щим рифтовую структуру.

К югу от этого района располагается окраинный океанический вал, по всей вероятности, подобный Ан­тильскому внешнему хребту. Вал этот очень широк, со­стоит из нескольких параллельных гребней и занимает весь суженный участок ложа океана между Южно-Ан­тильской островной дугой и срединным хребтом.

К востоку от срединного хребта и южнее Гвинейской расположены Ангольская и Капская «котловины. Здесь преобладающим типом донного рельефа являются хол­мистые абиссальные равнины. Небольшие по сравнению с североатлантическими плоские равнины обнаружива­ют четкую приуроченность к районам, смежным со взморьями Конго и Оранжевой.

Между Гвинейской и Ангольской котловинами имеет­ся широкое поднятие северо-восточного простирания. На поверхности его возвышается несколько крупных изолированных гор. Цепочка вулканических гор продол­жается и на подводной окраине материка. Четыре из них подымаются своими вершинами над уровнем моря, образуя вулканические о-ва Аннобон, Сан-Томе, Прин-сипе, Фернандо-По. На самом поднятии отмечены круп­ные гребни и впадины того же простирания. Представ­ляет интерес то обстоятельство, что на продолжении поднятия уже на материке прослеживается система раз­ломов, к которой приурочены вулканы группы Камеру­на, а еще дальше на северо-восток — вулканы тор Тибести (из них один действующий).

Крупный подводный хребет—Китовый—отделяет Ангольскую котловину от Капской; ширина его — до 300 км, длина — до 3 тыс. км. Он почти параллелен Срединно-Атлантическому хребту, в особенности в юж­ной части. Китовый хребет имеет вид широкого вала, разбитого по оси разломом типа рифта; а гребень ва­ла насажено несколько подводных вулканических гор. Хребет возвышается над дном соседних котловин на 3—4 тыс. м и на северо-востоке примыкает к выступу материкового подножия.

Рельеф и геологическое строение ложа Индийского океана

Основные орографические элементы ложа океана, из­вестные к настоящему времени к западу от Срединно-Индоокеанского хребта, следующие. К юго-западу от северного отрезка этого хребта располагается обширная Сомалийская котловина, имеющая сложный и разнооб­разный рельеф. Очень небольшие участки плоских рав­нин чередуются с широко распространенным холмисто-равнинным рельефом и отдельными подводными горами, имеющими до 2—3 км относительной высоты. Геофизи­ческие исследования, проведенные во время 36-го рейса «Витязя», показали, что дно котловины слагает океани­ческая кора. На юго-во­стоке Сомалийская котловина ограничена Маскарен-ским хребтом, имеющим в плане форму дуги, выпуклой к востоку. Наиболее приподнятые участки гребня этого хребта образуют о-ва Сейшельские (на севере) и Мас-карен-окие (на юге). Сейшельские острова сложены гранитами, возраст которых 650 млн. лет, Маскаренские — типичные океанические острова.

Между Маскаренским хребтом и о. Мадагаскар расположена Маскаренская котловина. Рельеф дна котловины преимущественно холмистый, с отдельными изолированными пятнами плоских абиссальных равнин. С северо-запада Маскаренская котловина ограничена Амирантским хребтом, напоминающим островную дугу. Вдоль его юго-западного подножия протягивается узкая впадина глубиной 5349 м.

К юту от Маекаренских островов лежит Мадагаскар-ская котловина, отделенная широким Мадагаекарским поднятием от Мозамбикской котловины. Днища обеих котловин имеют холмисто-равнинный рельеф, с неболь­шими участками плоских абиссальных равнин. В север­ной части Мозамбикской котловины обнаружен океани­ческий каньон, заканчивающийся конусом выноса, кото­рый постепенно переходит в плоскую абиссальную рав­нину центральной части котловины.

Мозамбик-скос поднятие, -сходное но морфологии с Мадатаскарским, отделяет Мозамбикскую котловину от котловины Агульяс. Дно этой котловины представляет собой холмистую абиссальную равнину, в центральной части которой возвышается одноименное подводное плато.

Мадагаскарская и Мозамбикская котловины ограни­чены с юта Западно-Индийским хребтом. К югу от него расположена котловина Крозе, с преимущественно хол­мисто-равнинным и грядовым рельефом дна. На юго-за­паде эта котловина примыкает к подводному вулкани­ческому плато Крозе.

К северу и востоку от Срединно-Индоокеанского хребта имеется пять крупных котловин и несколько раз­деляющих их хребтов. Аравийское море соответствует Аравийской котловине, северная часть которой, по-види­мому, относится к подводной окраине Азиатского мате­рика, а южная представляет собой плоскую абиссаль­ную равнину. На юго-востоке эта котловина граничит с Мальдивским хребтом меридионального простирания, имеющим плоский гребень с насаженными на него ко­ралловыми атоллами. К востоку от него находится са­мая -крупная котловина Индийского океана, именуемая Центральной. Преобладающий тип рельефа Центральной котловины — холмистый и холмисто-грядовый. В Бенгальском заливе дно 'занято 'наклонной равниной «веера» выноса р. Ганга. Поверхность «веера» изборож­дена ложбинами суспензионных 'потоков. С юга к этому «вееру» примыкает Цейлонская плоская абиссальная равнина. Над плоским дном возвышается несколько изо­лированных подводных гор, среди них гора Афанасия Никитина (около 2500 м относительной высоты). Вдоль южной -части Мальдивского хребта в дно котловины врезана глубокая желобообразная впадина Чагос (5408 м).

Восточный борт Центральной 'котловины образует Восточно-Индийский хребет, представляющий собой по­сле системы срединных поднятий наиболее крупное горное сооружение дна Индийского океана. Хребет вы­тянут вдоль 90-го меридиана на протяжении около 3500 км, при средней ширине 100—150км. Он явно сбросово-глыбового происхождения, о 'чем свидетельствуют его прямолинейность и глубокий желоб, вытянутый вдоль восточного подножия.

К востоку от Восточно-Индийского хребта располо­жены 'Кокосовая, Северо- и Западно-Австралийская кот­ловины. Рельеф дна их отличается наибольшей расчле­ненностью. Здесь имеется несколько значительных под­нятий, большое число изолированных вулканических гор, небольших хребтов. Между этими поднятиями дно пред­ставляет собой холмистую рав-нину. С севера Кокосовая и Северо-Австралийская котловины ограничены окраин­ным океаническим валом, вытянутым вдоль Зондского (Яванского) глубоководного желоба. На юге Западно-Австралийская котловина отделена одноименным хреб­том, ориентированным с запада на восток ,и под прямым углом примыкающим на западе к Восточно-Индийскому хребту.

Дно расположенной южнее этого хребта Южно-Австралийской котловины представляет собой холми­стую абиссальную равнину, пересеченную глубокими желобообразными впадинами Диамантина (6857 м) и Обь (5761 м), связанными с крупными широтными и субширотными разломами.

Такова в общих чертах орография ложа Индийско­го океана.

Рельеф и геологическое строение ложа Тихого океана

Наиболее полное и новейшее обобщение фактического материала и сложившихся к настоящему времени науч­ных представлений о строении рельефа и земной коры в пределах Тихого океана дано в монографии Г. Менарда и на «Карте рельефа дна Тихого океа­на», составленной коллективом авторов под руко­водством Г. Б. Удинцева.

Срединно-Тихоокеанский хребет, описанный в преды­дущей главе, делит ложе океана на две резко неравные части. К востоку от срединного хребта расположены Чи­лийская, Перуанская, Панамская и Гватемальская кот­ловины, имеющие сильно расчлененный рельеф дна. На­ряду с холмистыми равнинами, здесь, внутри котловин и между ними, отмечен ряд крупных хребтов с вулканами и га йотами. Особый интерес представляет Западно-Чи­лийское поднятие, которое, по всей вероятности, представляет собой ответвление срединного хребта, посколь­ку оно имеет рифтовую структуру гребня и выделяется приуроченностью к нему эпицентров землетрясений. Воз­можно, это звено составляет единое целое с описанным ранее Фолклендским поднятием. Если это так, то здесь южное кольцо срединных поднятий пересекает Южно­американский материк.

Своеобразную горную систему образует дуга хребта Кокосового, о-вов Галаппагос и хребта Карнеги. Под этой дугой отмечен гранитный слой, тогда как в Панам­ской котловине, отделенной ею от остальной части океа­на, дно сложено корой океанического типа. Не является ли упомянутая горная дуга древней островной дугой, недоразвившейся подобно Маскаренской в Индийском океане? Здесь, правда, с внешней стороны не выявлено следов глубоководного желоба, но это, может быть, объясняется заполнением желоба осадками.

От о. Пасхи, являющегося одной из вершин средин­ного хребта, яа северо-запад простирается крупнейшая горная система, которая пересекает весь Тихий океан вплоть до Алеутского глубоководного желоба. Менард считает, что оно 'представляет собой остаток древне­го (мезозойского) срединного поднятия Тихого океана, названного «поднятием Дарвина». В современном рельефе ложа Тихого океана описываемая горная си­стема выражена несколькими звеньям»: подводное ос­нование о-вов Туамоту; хребет Л айн и его продолже­ние—Фаннинг; Гавайский хребет; вулканическая цепь Императорских гор. Острова Общества, Тубаи, Мар­кизские, Кука также представляют собой вулканиче­ские цепи, подчиненные этой же системе поднятий

Большинство подводных хребтов «> островов Микро­незии и Полинезии может быть объединено в два круп­ных вала, служащих как бы ответвлениями от этого станового хребта Тихого океана. Северное поднятие — широкий вал Маркус-Неккер, протягивающийся от Га­вайских островов до о-вов Бонин. На гребне этого ва­ла располагается гряда плосковершинных подводных гор — гайотов. Южное поднятие состоит из нескольких хребтов, вершимы которых, надстроенные коралловы­ми рифами, образуют островные группы Самоа, Эл-лис, Гилберта, Маршалловых и Каролинских островов.

Второстепенные системы образуют подводные хребты о-вов Токелау и Феникс, а также возвышенности Эау-рипик и Капингамаранги, отходящие на юг от подня­тия Каролинских островов.

Перечисленные хребты и поднятия делят ложе океа­на на ряд котловин. Крупнейшая из них — Северо-Вос­точная, по площади равна обеим Америкам, она рас­положена между поднятиями Дарвина и Восточно-Ти­хоокеанским. Северная ее часть занята Аляскинской плоской абиссальной равниной. В заливе Аляска над этой равниной возвышаются гайоты, здесь же известно несколько океанических каньонов. У окраины Северной Америки есть еще два пятна плоских абиссальных рав­нин, представляющих собой гигантские конусы выноса («веера») суспензионных потоков. Один из них нахо­дится напротив устья Колумбии, другие привязаны к устьям подводных каньонов Дельгадо и Монтерей. Большая же часть площади дна котловины занята хол­мистыми равнинами и горными хребтами с сопряжен­ными с ними впадинами. Эти системы коротких асим­метричных хребтов и прилегающих к -ним узких впадин образуют зоны широтных океанических разломов, кото­рые далее пересекают средний хребет, разделяя его на ряд сдвинутых относительно друг друга сегментов. Все­го здесь выделено восемь зон разломов, которым при­своены собственные названия (с севера на юг — Мендо-сино, Пайонир, Меррей, Молокаи, Кларион, Клиппер-тон, Галапагос, Маркизский).

Западнее Гавайского хребта и Императорских гор расположена другая крупная котловина — Северо-За­падная, которая ограничена с юга валом Маркус-Нек­кер. Вдоль глубоководных желобов, образующих ее за­падную границу, дно котловины приподнято, и здесь протягивается пояс окраинных океанических валов. Вся остальная часть котловины занята холмистой равниной, а в центре котловины имеется широкое поднятие — воз­вышенность Шатского, напоминающая по своему строе­нию Бермудское плато.

Котловины микронезийской и полинезийской частей Тихого океана уступают по размерам северным котло­винам. Дно здесь «меет преимущественно холмистый рельеф, но вдоль подножий подводных поднятий рас­положены наклонные аккумулятивные равнины, получившие наименование («островные шлейфы». Эти равни­ны сложены осадками, накопившимися у подножий поднятий и в значительной степени, по-видимому, сне­сенными с их склонов и с островов, а также, по мне­нию Менарда, вулканическим материалом. По пред­ставлениям этого исследователя, существовавшее здесь поднятие Дарвина в конце мезозоя—начале палеогена подверглось раздроблению и погружению, и этот процесс сопровождался интенсивными проявления­ми вулканизма. Согласно этим представлениям, ост­ровные шлейфы центральной части Тихого океана яв­ляются реликтами позднемезозойского—раннепалеогенового этапа интенсивнейшей вулканической деятель­ности.

Часть Тихого океана между Новой Зеландией и Срединно-Тихоокеанским хребтом называется Южной кот­ловиной. Эта обширная котловина, по площади усту­пающая лишь Северо-Восточной, с запада ограничена прерывистой полосой окраинных валов, протягивающих­ся вдоль глубоководных желобов Тонга и Кермадек, и материковым склоном Новозеландского плато. На севе­ре ее границу образуют вулканические цепи Туамоту, Тубуаи и Кука, на востоке и юге — срединный хребет Тихого океана. От восточного окончания Южно-Тихо­океанского поднятия (широтного отрезка срединно-океанической системы) по направлению к о-вам Чатам про­тягивается слабо изученная возвышенность.

Рельеф дна Южной котловины холмисто-равнинный. Среди этой холмистой равнины разбросаны отдельно стоящие высокие вулканические пики, относительная вы­сота которых над дном океана нередко превышает 5 км. Имеются также узкие глубокие впадины с глубинами более 6 км, по-видимому связанные с местными разло­мами.

Геофизические исследования, проведенные в Тихом океане английскими, американскими и советскими экс­педициями, показали, что на всей площади ложа океана земная кора имеет небольшую мощность и представ­лена тонким (от нескольких сотен метров до 1,5 км) слоем рыхлых осадков, затем вторым слоем (около 1 км) и базальтовым слоем, т. е. имеет строение, анало­гичное описанному для Атлантического и Индийского океанов. Котловинам присущи крупные положительные аномалии силы тяжести (до 500 мгал) и низкие значе­ния теплового потока (от 1 до 1,5 • 10^⁶ кал/см²/сек). Наибольшая мощность коры отмечается в районах ост­ровных шлейфов. Современный надводный вулканизм известен на Гавайских островах » на Самоа; к этим же поднятиям приурочены и эпицентры землетрясений. Однако оби­лие проявлений недавнего вулканизма говорит о том, что значительная часть ложа океана была весьма под­вижной в тектоническом отношении сравнительно недав­но. Эти признаки недавней вулканической деятельности приурочены главным образом к поднятию Дарвина, что согласуется с гипотезой Менарда.

Выше упоминалось о дуге Кокосовых островов и хребта Карнеги, где обнаруживается гранитная земная кора. В Тихом океане есть еще участок, который также характеризуется материковым типом строения земной коры. Это —Новозеландское плато, пред­ставляющее собой своеобразный микроконтинент, не связанный с соседними материками.

Можно отметить и еще одну интересную особенность этого «Австралийского океана». Мы упоминали ранее о том, что хребет Маккуори, ответвляющийся к северу от стыка Восточно-Индийского и Южно-Тихоокеанского поднятий имеет структуру, свойственную срединным хреб­там. Видимым продолжением хребта Маккуори являют­ся горные сооружения Южного острова Новой Зелан­дии, а далее к северу, в пределах Тасманова моря,— хребет Лорд-Хау. Менард даже высказывает предполо­жение, что, возможно, вся система подводных хребтов между морями Фиджи и Коралловым, включая Ново-Гебридские и Соломоновы острова, вместе с хребтом Маккуори образует единое срединное поднятие.

Из сказанного следует, что наши представления о гео­логии и рельефе юго-западного региона Тихого океана остаются еще весьма неполными и противоречивыми.

Рельеф и геологическое строение приантарктических котловин Мирового океана

В последнее время многими океанологами ставится вопрос о целесообразности выделения приантарктиче­ских вод Мирового океана в особый, Южный океан. Действительно, океанический пояс южного полушария имеет ряд специфических особенностей гидрометеороло­гического режима, органического мира, особыми усло­виями осадкообразования (формирование айсберговых и диатомовых отложений). Однако нетрудно видеть, что все эти особенности в своей основе определяются климатической зональностью природных явлений и про­цессов в Мировом океане. С физико-географических по­зиций выделение приантарктической природной зоны океана в особый океан нельзя признать правильным. С геолого-геоморфологической точки зрения обособление Южного океана от соседних, лежащих к северу от него Индийского, Тихого и Атлантического также неправо­мерно так как, кроме широтных срединно-океанических поднятий, здесь нет никаких орографических или струк­турно-геологических рубежей, которые можно было бы принять в качестве границ этого океана.

Геоморфология этого крупного региона дна океана освещена в работах А. В. Живаго. Этот ис­следователь подчеркивает широкое развитие вулканиче­ских форм рельефа, а также сбросово-глыбовых и глыбово-вулканических форм в пределах как поднятий, так и котловин южного пояса Мирового океана.

Из крупных положительных форм рельефа дна кро­ме описанного ранее пояса срединно-океанических под­нятий следует отметить вулканические массивы Крозе и Кергелен, банки Обь и Лена, хребет Баллени. Между Новой Зеландией и Антарктидой срединное поднятие, смыкаясь с хребтом Баллени, вместе с ним целиком за­полняет этот участок океана от подводной окраины Ав­стралии до Антарктического материка. Между оконеч­ностью Южной Америки и Антарктидой ложе океана прерывается переходной областью моря Скотия. В ре­зультате приантарктическая часть Мирового океана ока­зывается разделенной на три крупных котловины: Бел­линсгаузена к западу от моря Скотия, Австрало-Антар­ктическую к западу от хребта Баллени, Африкано-Антарктическую к западу от плато Кергелен.

Интересная особенность рельефа дна этих котло­вин—очень широкое развитие плоских абиссальных равнин. Котловина Беллинсгаузена, например, почти вся занята плоской аккумулятивной равниной. Выров-ненностью дна отличаются также южные участки Аф-рикано- и Австрало-Антарктической котловин. Северные районы котловин имеют холмистый рельеф.

Значительное развитие плоских абиссальных равнин в котловинах Южного океана указывает на сравнитель­но обильное поступление терригенного материала с Ан­тарктиды.

Существование сплошного кольца срединно-океани-ческих поднятий в южном полушарии с присущими им геолого-геофиеическими особенностями и океанической коры в котловинах заставляет скептически относиться к гипотезам о былом соединении Антарктиды с другими материками южного полушария. Такое соединение наи­более вероятно допустить лишь в районе моря Скотия, где в ходе развития переходной зоны кратковременные периоды соединения Антарктиды и Южной Америки могли иметь место, подобно тому как при развитии Ин­донезийской переходной области могли непродолжительное время существовать «мосты» (через островные дуги) между Австралией и Юго-Восточной Азией.

Рельеф и геологическое строение ложа Северного Ледовитого океана

Изучение глубоководной части Северного Ледовитого океана в широких масштабах началось совсем недав­но— около 15 лет назад. Достаточно сказать, что еще в 1949 г. было всего 152 точечных промера в пределах материкового склона и океанического ложа.

Современные данные о строении рельефа дна Се­верного Ледовитого океана были получены в результа­те промеров со льда с советских дрейфующих станций, эхолотировани'я с экспедиционных судов, а также про­меров с американских дрейфующих станций и подвод­ных лодок. Не утратили научного значения и измерения глубин, выполненные экспедицией «Седова» во время героического ледового дрейфа этого корабля. Общая схема строения рельефа дна пелаги­ческой части Северного Ледовитого океана, по этим дан­ным, выглядит следующим образом

К северу от о. Врангеля располагается подводная возвышенность — Чукотский выступ. Малые глубины и явная морфологическая связь с материковой окраиной не позволяют считать ее эле­ментом пелагической части океана. Видимо, это аналог окраинных плато материковой окраины в других океа­нах. По последним данным, Чукотский выступ сложен материковой корой.

Несколько западнее Чукотского выступа работами советских исследователей прослежен крупный подвод­ный хребет, получивший название хребта Менделеева. Его северное окончание было исследовано американскими дрейфующими стан­циями. Он пересекает весь Арктический бассейн и при­мыкает к шельфу Земли Пири. Ширина хребта — не­сколько десятков километров, относительная высота — от 900 до 1500 м. Вершинная поверхность хребта слабо расчленена, но на склонах отмечены довольно резкие колебания рельефа. Поднятие асейсмично, вулканиче­ских образований на нем не известно.

Крупнейшим подводным хребтом Северного Ледови­того океана является хребет Ломоносова. Он также пересекает весь Арктический бассейн, начинаясь у шель­фа Новосибирских островов и заканчиваясь у Земли Гранта—почти там же, где и хребет Менделеева. Кру­тые склоны хребта подымаются на высоту до 3 км над дном соседних океанических котловин. Гребень хребта и отдельные вершины, возвышающиеся над ним, заметно выравнены.

Между хребтом Ломоносова и материковой окраи­ной Европы и Западной Сибири, как уже упомина­лось, протягивается хребет Гаккеля, являющийся про­должением Срединно-Атлантического хребта. Основные черты его строения охарактеризованы в VIII главе.

Перечисленные горные хребты делят Арктический бассейн на несколько котловин. К материковой окраи­не Аляски и Канадского архипелага прилегает крупная котловина Бофорта. Максимальная глубина 'котловины отмечена вблизи побережья Аляски (4683 м). Рядом с этим участком имеется небольшое подводное поднятие. Остальная же часть дна котловины представляет собой плоскую абиссальную равнину.

Между хребтами Менделеева и Ломоносова распо­ложена котловина Макарова. Максимальная ее глубина, по Дитцу и Шамвею, 3940 м. Дно ее также представ­ляет собой плоскую абиссальную равнину, без каких-либо заметных неровностей.

. Хребты Ломоносова и Гаккеля ограничивают наибо­лее глубокую котловину Северного Ледовитого океана, получившую наименование котловины Амундсена (или котловины Толля). Максимальная глубина ее — 4485м. В пределах этой котловины находится Северный полюс. Отметка глубины океана на Северном полюсе, по изме­рениям дрейфующей станции СП-1,—4290 м. Дно котло­вины Амундсена выровнено толщей осадков.

Между материковым склоном морей Баренцева, Кар­ского и Лаптевых и хребтом Гаккеля расположена кот­ловина Нансена. Большая часть этой котловины имеет глубину 3000—4000 м. В северной ее части, вероятно в рифтовой зоне хребта Гаккеля, «Седовым» была за­мерена глубина 5182 м, а американской подводной лод­кой «Скат» — даже 5335 м. Эта отметка может считать­ся максимальной глубиной Северного Ледовитого океана.

До недавнего времени в геологии и тектонике гос­подствовали представления о «вторичном» происхожде­нии Северного Ледовитого океана. Тектонические схе­мы, разработанные в разное время В. Н. Саксом, Д. Г.Пановым Ю. М. Пущаровским, изображают дно Северного Ледови­того океана как гетерогенную материковую структуру, имеющую на одних участках докембрийский возраст, на других — мезозойский, герцинский, каледонский. Все эти схемы основываются на том, что на шельфе действительно прослеживаются продол­жения разновозрастных структур, подступающих к бере­гу моря со стороны суши. Но в этом отношении Север­ный Ледовитый океан ничем не отличается от других, так как и в остальных океанах материковые структуры континентов имеют свои продолжения на их подводных окраинах.

Компромиссное решение вопроса мы находим на пос­ледней по времени издания геологической карте Арк­тики в «Физико-географическом атласе мира», состав­ленной под общей редакцией В. М. Муратова и А. Л. Ян­шина. Здесь в материковые структуры включены только котловины Бофорта и хребет Менделеева, объединяе­мые вместе с шельфом Чукотского и Восточно-Сибир­ского морей в докембрийскую Гиперборейскую плат­форму.

Океанический характер земной коры под ложем Се­верного Ледовитого океана отмечается и в докладе Р. М. Деменицкой. Таким образом, геофизические данные не содержат ука­заний на то, что ложе Северного Ледовитого океана принципиально отличается от дна других океанов. Как и всюду в пределах ложа океана, здесь распространен океанический тип земной коры мощностью до 7 км. Не­которое отличие заключается лишь в большей мощно­сти осадочной оболочки, включая второй, т. е. консоли­дированный, слой. Повышенная мощность осадочной оболочки хорошо согласуется с повсеместной выровненностью дна океанических котловин и с несколько мень­шей по сравнению с остальными океанами глубиной Се­верного Ледовитого океана.

Оба этих факта, очевидно, свидетельствуют о значи­тельном поступлении в океан терригенного осадочного материала, прежде всего за счет стока крупных рек Си­бири и Канады, в меньшей степени благодаря ледовому приносу.

Подводя итог рассмотрению рельефа и геологическо­го строения ложа океана, мы можем констатировать, что нигде в пределах ложа не обнаруживается каких-либо признаков земной коры материкового типа. Те участки, где встречена гранитная кора вне границы под­водной окраины материков,— плато Сейшельских остро­вов, дуга хребтов Кокосового — Карнеги, Новозеланд­ское плато — орографически не являются частями ложа. Это, по нашему мнению, либо древние недоразвившие­ся островные дуги, либо микроконтиненты, образовав­шиеся благодаря слиянию нескольких разновозрастных островных дуг.

Выше уже говорилось, что вывод о единстве строе­ния коры 'под океанами находится в серьезном противо­речии со взглядами о вторичном происхождении океа­нов или хотя бы некоторых их частей. Он противоре­чит представлениям о существовании соединения Европы и Северной Америки, а также о некогда едином мате­риковом массиве, объединявшем южные материки. Этот вывод, наконец, служит основанием для того, чтобы при изложении материала следующей главы не отдавать предпочтения гипотезам о молодости океанов и о раз­растании их за счет материков, а в качестве отправной гипотезы выбрать представление о большой древности океанов и об их последовательном сокращении в ходе геологической истории нашей планеты.