Студопедия
Обратная связь


Авиадвигателестроения Административное право Административное право Беларусии Алгебра Архитектура Безопасность жизнедеятельности Введение в профессию «психолог» Введение в экономику культуры Высшая математика Геология Геоморфология Гидрология и гидрометрии Гидросистемы и гидромашины История Украины Культурология Культурология Логика Маркетинг Машиностроение Медицинская психология Менеджмент Металлы и сварка Методы и средства измерений электрических величин Мировая экономика Начертательная геометрия Основы экономической теории Охрана труда Пожарная тактика Процессы и структуры мышления Профессиональная психология Психология Психология менеджмента Современные фундаментальные и прикладные исследования в приборостроении Социальная психология Социально-философская проблематика Социология Статистика Теоретические основы информатики Теория автоматического регулирования Теория вероятности Транспортное право Туроператор Уголовное право Уголовный процесс Управление современным производством Физика Физические явления Философия Холодильные установки Экология Экономика История экономики Основы экономики Экономика предприятия Экономическая история Экономическая теория Экономический анализ Развитие экономики ЕС Чрезвычайные ситуации ВКонтакте Одноклассники Мой Мир Фейсбук LiveJournal Instagram


Мегарельеф ложа океанов

Двумя главными элементами рельефа и структуры внутренних областей океанов являются срединно-океанские хребты и абиссальные равнины с осложняющими их поднятиями и хребтами.

Срединно-океанские хребты

Хотя Срединно-Атлантический хребет был открыт уже в 30-е годы нашего века, лишь в конце 50-х годов установили, что он является лишь одним из звеньев мировой системы срединно-океанских хребтов, пронизывающей все океаны и имеющей  общую протяженность около 60 тыс. км. Ширина хребтов составляет от многих сотен до 2000—4000 км.

Срединно-Атлантический хребет имеет наибольшее основание называться именно срединным, так как почти на всем своем протяжении  он отстоит на равном расстоянии от ограничивающих океан материков. В Северном  Ледовитом океане продолжением этого хребта служит хр. Гаккеля. На востоке он упирается в континентальный склон моря Лаптевых, но в пределах этого шельфового моря продолжается погребенным рифтовым грабеном. На крайнем юге Атлантики, в районе о. Буве, Срединно-Атлантический хребет раздваивается. Короткая запад-юго-западная ветвь, именуемая Американо-Антарктическим хребтом, отходит от него к западу и прослеживается вплоть до южного окончания Южно-Сандвичевой островной дуги, где срезается трансформным разломом. Другая ветвь — Африкано-Антарктический хребет — простирается в северо-восточном направлении между Африкой и Антарктидой и переходит в Юго-Западный Индоокеанский хребет. Последний почти в центре Индийского океана сочленяется с двумя другими срединными хребтами этого океана — Аравийско-Индийским хребтом, протягивающимся в северном направлении, и Юго-Восточным Индоокеанским хребтом. Юго-Восточный Индоокеанский хребет переходит в Австрало-Антарктический хребет, а последний к югу от о. Тасмания — в Южно-Тихоокеанское поднятие. Последнее сменяется далее к северо-востоку меридиональным Восточно-Тихоокеанским поднятием, занимающим в Тихом океане отнюдь не срединное, а сильно смещенное к востоку положение. В северном направлении это поднятие все больше приближается к американскому побережью и, в конце концов, уходит в Калифорнийский залив, срезаясь в его вершине разломом Сан-Андреас, и погружаясь под континент Северной Америки. Разлом Сан-Андреас продолжается к север-северо-западу и выходит в океан у мыса Мендосино, сочленяясь с широтным разломом того же названия. К северу от этого разлома в океане вновь появляется хребет срединного типа; в своей южной части он именуется хр. Горда, а в северной — хр. Хуан-де-Фука; на подступах к заливу Аляска последний окончательно срезается разломом. Остается добавить, что на юге, против побережья Чили, от Восточно-Тихоокеанского поднятия к юго-востоку отходит ветвь, получившая название Западно-Чилийского поднятия; на крайнем юге Чили оно уходит под Южно-Американский континент.

В строении срединно-океанских хребтов обычно выделяются три зоны— осевая зона, большей частью представленная рифтовой долиной (грабеном), гребневая зона, по обе стороны этой долины с сильно расчлененным рельефом, и зона флангов или склонов хребта, постепенно понижающаяся в направлении  смежных абиссальных равнин.

Рифтовые долины, протягивающиеся вдоль осей хребтов и представляющие оси активного спрединга, имеют глубину 1—2 км при ширине в несколько километров. Они имеют строение сложных грабенов, с рядом ступеней, спускающихся к центру долины. На дне рифтовых долин существуют многочисленные трещины растяжения, центры вулканических поднятий. По обе стороны от молодых вулканических центров обнаружены гидротермы, сначала в Красном море, затем в Тихом и позднее в Атлантическом океанах. Эти гидротермы отлагают сульфиды, сульфаты и окислы металлов (цинка, меди, железа, марганца и др.), образующие скопления, достигающие в высоту десятков метров, которые  в будущем могут иметь серьезное промышленное значение.

Рифтовые долины наблюдаются далеко не на всем протяжении срединно-океанских хребтов. Восточно- и Южно-Тихоокеанские поднятия почти на всю свою длину лишены таких долин; вместо них на оси спрединга располагаются горсты, возвышающиеся над гребневыми зонами. Отсутствие рифтовых долин и появление вместо них осевых горстов обычно связывается с высокой скоростью спрединга (>8 см/г) и обильным магмовыделением, при котором не успевает происходить проседание оси хребта при эпизодическом опорожнении магматической камеры.

Помимо повышенного теплового потока и вулканической активности осевые зоны срединно-океанских хребтов отличаются сейсмической активностью, являясь одновременно сейсмическими поясами. Но очаги землетрясений, механизм которых указывает на растяжение, лежат не глубже 30 км, что и отвечает максимальной мощности литосферы под срединными хребтами, а выделяемая энергия оказывается почти на порядок меньше максимальной энергии землетрясений, происходящих на конвергентных границах плит.
Гребневые зоны срединно-океанских хребтов занимают полосы по обе стороны рифтовых долин или осевых горстов шириной в первые сотни километров. Как правило, они отличаются сильно расчлененным рельефом и блоковой тектоникой и состоят из чередования более поднятых и менее поднятых линейных блоков, расчлененных субвертикальными разломами. В гребневых зонах еще сохраняется сейсмическая активность. Появляется осадочный чехол, но он распространен прерывисто, заполняя «карманы» на более погруженных блоках, и мощность его обычно измеряется лишь десятками метров. По возрасту осадки не древнее позднего миоцена (ок. 10 млн лет).

Фланговые зоны (склоны) срединно-океанских хребтов — наиболее широкие их зоны, измеряемые многими сотнями и даже тысячами километров. В пределах этих зон происходит плавное понижение рельефа в сторону абиссальных равнин. Склоны срединных хребтов практически асейсмичны. Осадочный чехол здесь уже развит повсеместно, его возрастной диапазон увеличивается до олигоцена включительно, мощность постепенно возрастает в направлении абиссальных равнин до сотен метров.

Трансформные разломы

Срединно-океанские хребты и в меньшей степени абиссальные равнины расчленены, как правило, перпендикулярно к их простиранию, разломами, получившими в 1965 г. от Дж. Вилсона название трансформных. Эти разломы расчленяют срединные хребты и оси спрединга на отдельные сегменты, смещенные в плане относительно друг друга. Амплитуда смещения составляет сотни километров и может превышать для отдельного разлома 1000 км (разлом Мендосино в северо-восточной части Тихого океана). Землетрясения происходят вдоль этих разломов только на участках между осями спрединга. За пределами сейсмически активных участков трансформные разломы являются как бы мертвыми и представляют лишь следы бывших смещений, зафиксированные в древней коре.

Абиссальные равнины

Абиссальные равнины по занимаемой ими площади являются преобладающим элементом строения океанского ложа, занимая пространство между срединными хребтами и континентальными подножиями. Они подстилаются корой в основном доолигоценового возраста и имеют глубину от 4000 до 6000 м, если не считать прорезающих их трансформных желобов, только что упоминавшихся выше. Кора в пределах абиссальных равнин отвечает нормальному для океанов типу и, в общем, выдержана по толщине, за исключением того, что осадочный слой в направлении континентального подножия постепенно увеличивается в мощности за счет появления все более древних горизонтов, до верхов средней юры  (бат-келловей) в Атлантическом и Тихом океанах, а также за счет поступления обломочного и вулканического материала с суши, в частности эоловым путем. Против устьев крупных рек — Амазонки, Нигера, Конго, Инда и особенно Ганга и Брахмапутры в вершине Бенгальского залива и некоторых других — на нормальную океанскую кору накладываются мощные конусы выноса, продолжающие дельты. Их мощность может достигать нескольких километров, а значительная роль в сложении принадлежит турбидитам.

Некоторые абиссальные равнины, особенно в Атлантическом и Индийском океанах, обладают почти идеально плоским рельефом, обязанным тому, что повсеместно наблюдаемые неровности поверхности акустического фундамента здесь затянуты достаточно мощным слоем осадков. Другие абиссальные равнины, преимущественно в Тихом  океане, характеризуются, напротив, холмистым рельефом, обычно непосредственно отражающим неровности кровли фундамента, т. е. базальтового слоя, возникшие еще в период его формирования и развития на срединном хребте.

 

Внутриплитные возвышенности и хребты

Кроме срединно-океанских спрединговых хребтов в Мировом океане существует еще большое число крупных подводных возвышенностей и хребтов иного происхождения, разделяющих глубоководные котловины. Эти поднятия океанского ложа имеют разнообразную форму. Одни из них более или менее изометричные, овально-округлые, например, Бермудское — в Атлантическом океане. Некоторые из них за плоский рельеф, образованный осадочным слоем, называют плато, например плато Онтонг-Джава в Тихом океане. Другие отчетливо линейные, протягивающиеся местами на тысячи километров при ширине порядка сотни километров; классические примеры — Мальдивский и Восточно-Индийский хребты в Индийском океане.

Для большинства внутриплитных поднятий очевидно вулканическое происхождение. Возникновение внутиплитных поднятий обычно связывают с действием мантийных струй и горячими точками, для которых типичен свойственный этим поднятиям щелочно-базальтовый магматизм.

 

Микроконтиненты

Первоначально значительная часть внутренних поднятий океана с толстой корой относилась к категории микроконтинентов, но затем бурение и сейсмические исследования показали, что число настоящих представителей этой категории структур весьма ограниченно. В Атлантическом океане к ним относится плато Роколл близ Британских островов, банка Орфан близ Ньюфаундленда; в Индийском океане — плато Агульяс у южной оконечности Африки, Мадагаскар с его южным подводным продолжением, Сейшельские острова; в Тихом океане — возвышенности Лорд-Хау, Норфолк к востоку от Австралии, а также Новая Зеландия с Новозеландским подводным плато к востоку от нее; в Северном Ледовитом океане — хр. Ломоносова и под большим вопросом — хр. Альфа—Менделеева. Микроконтиненты характеризуются плоским рельефом поверхности, лежащей на глубине до 2—3 км ниже уровня океана, но отдельные участки могут выступать в виде мелководных банок (Роколл) или даже островов, в некоторых случаях (например, Лорд-Хау) имеющих вулканическое происхождение. Особый случай представляет крупный, гористый о. Мадагаскар. Подстилаются микроконтиненты типичной, но утоненной до 25—30 км континентальной корой. Осадочный чехол несколько утолщен по сравнению с абиссальными равнинами и в нем могут присутствовать отложения, предшествующие раскрытию данного океана. Вулканические проявления наблюдаются неповсеместно.

Происхождение микроконтинентов представляется достаточно ясным — они откалывались от континентов обычно на ранних стадиях раскрытия океана; затем ось спрединга перескакивала в  центральную часть современного океана.





 

Читайте также:

Работа ледника. Формы горно-ледникового рельефа

Строение земной коры и планетарные формы рельефа. Внутренние области океанов

Абразия

Развитие склонов. Понятие о пенепленах, педиментах, педипленах и поверхностях вырвнивания

Активные окраины и их развитие

Вернуться в оглавление: Геоморфология

Просмотров: 4808

 
 

© studopedia.ru Не является автором материалов, которые размещены. Но предоставляет возможность бесплатного использования. Есть нарушение авторского права? Напишите нам. Ваш ip: 54.81.71.8