Переходная зона
По западной окраине Тихого океана расположены переходные области от окраин материков к ложу океана: Алеутская, Курило-Камчатская, Японская, Восточно-Китайская, Индонезийско-Филиппинская, Бонинско-Марианская (с самой глубокой точкой океана -- Марианским жёлобом, глубина 11 022 м), Меланезийская, Витязевская, Тонга-Кермадекская, Маккуори. Эти переходные области включают в себя глубоководные желоба, окраинные моря, ограниченные островными дугами. По восточной окраине расположены переходные области: Центрально-Американская и Перуанско-Чилийская. Они выражены только глубоководными жёлобами, а вместо островных дуг вдоль жёлобов протягиваются молодые скалистые горы Центральной и Южной Америки.
Всем переходным областям присущ вулканизм и высокая сейсмичность, они образуют окраинный Тихоокеанский пояс землетрясений и современного вулканизма. Переходные области на западной окраине Тихого океана располагаются в виде двух эшелонов, наиболее молодые по стадии развития области расположены на границе с ложем океана, а более зрелые отделяются от ложа океана островными дугами и островными массивами суши с материковой земной корой.
Срединно-океанические хребты и ложе океана
11 % площади дна Тихого океана занимают срединно-океанические хребты, представленные Южно-Тихоокеанским и Восточно-Тихоокеанским поднятиями. Они представляют собой широкие, слабо расчленённые возвышенности. От основной системы отходят боковые ответвления в виде Чилийского поднятия и Галапагосской рифтовой зоны. К системе срединно-океанических хребтов Тихого океана также относятся хребты Горда, Хуан-де-Фука и Эксплорер на северо-востоке океана. Срединно-океанические хребты океана представляют собой сейсмичные пояса с частыми поверхностными землетрясениями и активной вулканической деятельностью. В рифтовой зоне обнаружены свежие лавы, металлоносные осадки, обычно связанные с гидротермами.
Система тихоокеанских поднятий делит ложе Тихого океана на две неравные части. Восточная часть менее сложно простроена и более мелководна. Здесь выделяют Чилийское поднятие (рифтовая зона) и хребты Наска, Сала-и-Гомес, Карнеги и Кокос. Эти хребты делят восточную часть ложа на Гватемальскую, Панамскую, Перуанскую и Чилийскую котловины. Все они характеризуются сложно расчленённым холмистым и гористым рельефом дна. В районе Галапагосских островов выделяют рифтовую зону.
Другая часть ложа, лежащая к западу от тихоокеанских поднятий, занимает примерно 3/4 всего ложа Тихого океана и имеет очень сложное строение рельефа. Десятки возвышенностей и подводных хребтов делят ложе океана на большое число котловин. Наиболее значимые хребты образуют систему дугообразных в плане поднятий, начинающихся на западе и заканчивающихся на юго-востоке. Первую такую дугу образует Гавайский хребет, параллельно ему следующую дугу образуют горы Картографов, Маркус-Неккер, подводный хребет островов Лайн, дуга заканчивается подводным основанием островов Туамоту. Следующая дуга состоит из подводных оснований островов Маршалловых, Кирибати, Тувалу и Самоа. Четвёртая дуга включает в себя Каролинские острова и подводную возвышенность Капингамаранги. Пятая дуга состоит из южной группы Каролинских островов и вала Эаурипик. Некоторые хребты и возвышенности отличаются по своему простиранию от перечисленных выше, это Императорский (Северо-Западный) хребет, возвышенности Шатского, Магеллана, Хесса, Манихики. Эти возвышенности отличаются выровненными вершинными поверхностями и сверху покрыты карбонатными отложениями повышенной мощности.
На Гавайских островах и архипелаге Самоа имеются действующие вулканы. По ложу Тихого океана рассеяно около 10 тысяч отдельных подводных гор, преимущественно вулканического происхождения. Многие из них представляют собой гайоты. Вершины некоторых гайотов находятся на глубине 2--2,5 тысяч м, средняя глубина над ними около 1,3 тысячи м. Подавляющее большинство островов центральной и западной частей Тихого океана имеет коралловое происхождение. Почти все вулканические острова окаймлены коралловыми постройками.
Для ложа и срединно-океанических хребтов Тихого океана характерны зоны разломов, обычно выраженные в рельефе в виде комплексов согласно и линейно ориентированных грабенов и горстов. Все зоны разломов имеют собственные названия: Сервейор, Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон и другие. Для котловин и поднятий ложа Тихого океана характерна земная кора океанического типа, с мощностью осадочного слоя от 1 км на северо-востоке до 3 км на возвышенности Шатского и с мощностью базальтового слоя от 5 км до 13 км. Срединно-океанические хребты имеют земную кору рифтогенального типа, отличающуюся повышенной плотностью. Здесь обнаруживаются ульстраосновные породы, а в зоне разлома Эльтанин были подняты кристаллические сланцы. Под островными дугами обнаружена субконтинентальная (Курильские острова) и континентальная кора (Японские острова).
Наиболее важную особенность рельефа океанической земной коры представляют Срединные океанические хребты , являющиеся планетарными формами поверхности земного шара. Это вытянутые поднятия океанического ложа, усложненные многочисленными разломами, занимающие центральные части Атлантического и Индийского океанов и прослеживающиеся также в юго-восточной половине Тихого океана.
О Срединных океанических хребтах и связанных с ними рифтах имеется много данных, последние сводки о которых опубликованы в монографии «Рельеф Земли» (1967) и книгах Л. Книга (1967), Г. У. Менарда (1966), сборнике «Дрейф континентов» под редакцией С. К. Ранкорна (1966), переведенных на русский язык, и др.
Наиболее изучен Атлантический Срединный хребет. Он прослеживается от Северного Ледовитого океана до Антарктики. Южнее Африки он поворачивает на восток, северо-восток и протягивается в Индийский океан. Хребет располагается посредине океана между Европой, Африкой и Америкой. На всем протяжении Атлантический подводный хребет протягивается параллельно берегам окаймляющих его материков. Сам он имеет вид вилообразного поднятия океанического дна. Между хребтом и прилегающими материками расположены глубокие плоскодонные котловины. В восточной части Атлантического океана с севера на юг располагаются котловины (Кинг, 1967): Норвежская, Северо-Западная Атлантическая, Зеленого мыса, Юго-Восточная Атлантическая. Капская, Агульяс и Атлантнко-Индийская Антарктическая впадина. В западной части Атлантического океана размещаются в том же порядке Гренландская, Северо-Западная Атлантическая, Нарес, Венесуэльская, Бразильская и Арктическая котловины. Между котловинами часто сосредоточены невысокие округлые холмы.
Срединный океанический хребет, но Б. К. Хизену (1966), всегда имеет хорошо выраженный гребень. Склоны хребта снижаются постепенно и незаметно сливаются с поверхностью прилегающих котловин. Весь хребет изрезан продольными ущельями и характеризуется резким колебанием высот.
В сводовой части Срединного Атлантического хребта, как и в сводовых частях других Срединных океанических хребтов, размещается продольный грабен, или рифт, представляющий собой непрерывную впадину либо состоящий из эшелонированных рвов. Грабен ограничен разломами. Параллельно простиранию этих разломов на дне рифта наблюдаются тектонические трещины. Весь Срединный Атлантический хребет разбит поперечными (широтными) разломами. По разломам наблюдаются значительные сдвиги блоков в западном направлении. Сдвиговые нарушения особенно резко выражены в экваториальной части Атлантического океана. Крупные нарушения этого типа обнаружены также южнее и севернее Исландии (Хизен, 1966). В структуре Срединного Атлантического и других океанических хребтов преобладают сдвиги, сбросы и, в целом, опускание. Образование продольного грабена вызвано, по мнению большинства исследователей, растяжением. Однако некоторые ученые предполагают, что хребет образовался в результате сжатия.
Вся область Срединного Атлантического хребта, как, впрочем, и других океанических хребтов, тектонически активна. С нею связаны землетрясения и многочисленные вулканы.
Срединный Индийский хребет занимает промежуточное положение в планетарной деформации океанической земной коры. От соединения с Атлантическим хребтом в области поднятия и котловины Агульяс (Мыса Игольного, Южная Африка) Индийский Срединный хребет протягивается на северо-восток в направлении острова Родригес, южнее которого он разделяется. На юго-восток хребет протягивается в направлении острова Макуори и далее в Тихий океан. Другая ветка следует сначала на север и от архипелага Чагос на северо-запад, в направлении Аденского залива и Красного моря. От архипелага Чагос на север, в направлении Лаккадивских островов, протягивается Мальдивский хребет, также представляющий ответвление Срединного хребта. В центральной части Индийского океана около 30° ю. ш. к Срединному хребту примыкает протягивающийся почти в широтном направлении Юго-Восточный Индийский хребет.
Срединный хребет разделяет Индийский океан на западную и восточную части. Структурный рельеф дна этих частей существенно различный. Западная часть Индийского океана имеет крайне сложное строение дна. Особенности его структуры во многом напоминают строение западной части дна Тихого океана.
В западной части Индийского океана выделяются вилообразные поднятия и подводные хребты, на которых размещаются океанические острова и, часто, вулканы. Большинство возвышенностей дна протягиваются в близком к меридиональному направлении. Их конфигурация в определенной степени отражает очертания Срединного Индийского хребта и восточного побережья Африки, между которыми расположены рассматриваемые поднятия. Из поднятий дна в западной части Индийского океана наиболее примечательный Мадагаскарский хребет и расположенный на нем остров Мадагаскар. Этот хребет протягивается в близком к меридиональному направлении между 10-30° ю. ш. Как и многие другие поднятия океанической коры, он ограничен глубинными разломами, с которыми связаны вулканические образования. От Африканской платформы Мадагаскарский хребет отделяют Натальская и Мозамбикская котловины (5778 м), Коморская котловина и, севернее, Коморский подводный хребет.
Структурно-геоморфологический анализ западной части Индийского океана показывает, что Мадагаскар - это самостоятельное островное образование материковой земной коры в Индийском океане и в течение геологической истории не был составной частью материка Африки.
Извечными структурно-геоморфологическими образованиями западной части Индийского океана являются впадины: Аравийская, Сомалийская, Маскаренская, Маврикий, Кергеленская и Атлантико-Индийско-Антарктическая. Разделяющие их подводные валы, увенчанные архипелагами островов, представляют собой отдельные островные дуги. К ним относятся Маскаренский хребет с островами Сейшельскими - Маврикий и Реюньон, Мальдивский хребет с островами Лаккадивскими, Мальдивскими и Чагос, хребет Кергелен и др. Морские впадины, разделяющие их подводные хребты и островные дуги западной части Индийского океана являются образованиями, тождественными с островными дугами западной части Тихого океана. В том и другом случае океаническая кора в прилегающих к материковым массивам зонах имеет валово-котловинную структуру. Котловины имеют овальные очертания и, в большинстве, близкое к меридиональному протяжение.
Восточная часть Индийского океана отличается от западной более уплощенным рельефом дна. Огромные подводные равнины ее напоминают рельеф дна западной части Тихого океана.
Срединный хребет в Тихом океане проходит в восточной части бассейна. От Индийского хребта он протягивается на восток, с юга огибает Австралию и далее в северо-восточном направлении проходит через о. Пасхи до Калифорнии. Деформации области Тихоокеанского Срединного хребта, по-видимому, продолжаются на западном побережье Северной Америки, включая разломы Сан-Андреас. Далее система параллельных хребтов и желобов прослеживается до залива Линн на Аляске (Хизен, 1966).
Расположение и протяжение Срединного океанического хребта характеризует его как важнейшую особенность океанической земной коры. Ему противостоят массивы материков, заполняющие депрессии подкорового фундамента. Срединные хребты и подматериковые депрессии океанической коры представляют первичные тектоорогенические формы нашей планеты. Развитие их в течение всего геологического времени было сопряженным.
Ложе океана между Срединным хребтом и материковыми массивами сохраняет первичные черты рельефа планеты, мало тектонически деформированного и совершенно незадетого денудацией. Последующее развитие рельефа тектоносферы нашло свое выражение в структуре основных дуг и складчатых горных сооружений, особенно ярко выраженных в западных частях Индийского и Тихого океанов, а также на восточном побережье Азии и Австралии.
Реликты океанической земной коры, лишенные сиалического покрова, известны и в области материков. Это впадины Средиземного, Черного и Каспийского морей. По современным морфоструктурным особенностям эти участки представляют образования, аналогичные подводным хребтам океанического ложа. Средиземноморские поднятия океанической земной коры окаймлены складчатыми горными сооружениями, смещающимися в стороны материков. В области Черного моря это явление типично выражено на примере Крымских и Понтийских гор. По отношению к ним глубинный вал базальтовой коры дна Черного моря является срединным массивом, исторически разграничивающим складчатые структуры окаймления прилегающих материковых платформ.
Вконтакте
Рельеф дна Тихого океана сложен и разнообразен. Глубоководные желоба, подводные горы и вулканы, множество островных и рифовых отмелей являются особенностями рельефа крупнейшего океана нашей планеты.
Рельеф Тихого океана и его особенности
Площадь тихоокеанских материковых шельфов сравнительно невелика. Эти элементы рельефа составляют всего лишь 5,4 % площади дна этого океана. Шельфы наиболее развиты у берегов Азии и Австралии, а также в окраинных северных морях. На австралийском шельфе, в Коралловом море, находится знаменитый Большой Барьерный Риф, являющийся крупнейшим биогенным элементом рельефа Тихого и других океанов.
Американское побережье Тихого океана изрезано каньонами и почти не имеет материковых отмелей, а у берегов Антарктиды особенностью шельфового рельефа Тихого океана является наличие ледников. Уникальную структуру имеет подводная окраина Новой Зеландии. Фактически она представляет собой затопленный микроконтинент – площадь подводного плато в десять раз превышает площадь самих островов. Это плато имеет и очень широкий материковый склон.
Являясь крупнейшим океаном мира, Тихий океан располагается на нескольких литосферных плитах. Поэтому рельеф Тихого Океана имеет такую особенность, как наличие большого количества так называемых «переходных зон» в местах стыковки этих плит друг с другом либо с материковыми плитами. В этих зонах из-за продолжающихся и в настоящее время тектонических подвижек велика активность подводных вулканов и часты землетрясения.
Характерный для переходных зон Тихого Океана рельеф дна включает глубоководные желоба, в одном из которых находится знаменитая Марианская впадина, а также окраинные моря, которые ограничены островными дугами. Интересно, что на восточной окраине Тихого океана островных дуг и окраинных морей нет, они замещены наземными горами – Андами и Сьерра-Мадре. Рельеф узкого приамериканского шельфа представлен лишь глубоководными желобами.
Ложе Тихого океана также имеет достаточно сложный рельеф. Оно разделено на две части Срединно-океаническими хребтами — Южно-Тихоокеанским и Восточно-тихоокеанским. Рельеф этих частей существенно различается — Восточная включает обширные котловины, абиссальные холмистые равнины и идущие от срединных хребтов разломы.
В Западной же котловины невелики, а дно испещрено мелкими хребтами, разломами и отдельными горами. Ширина срединных хребтов достигает 2000 км, а состоят они из гигантских куполов, рассеченных разломами. Срединные хребты также являются «горячей точкой» — в них нередки землетрясения и извержения вулканов. От этих крупнейших поднятий ответвляются более мелкие подводные хребты и гряды, такие как Галапагосский, Чилийский, Гавайский.
По структуре и происхождению подводные поднятия делятся на вулканические хребты, сводовые горы, гайоты, глыбовые горы и окраинные поднятия. Вулканические хребты представляют собой несколько слившихся действующих или потухших вулканов. Нередко вершины этих вулканов образуют острова, такие как Гавайские, Туамоту или Маркизские. Сводовые горы – это крупные и пологие, похожие на огромный вал, поднятия базальтовой коры. Часто они рассечены разломами на отдельные блоки.
Эти элементы рельефа дна Тихого Океана расположены упорядоченно и образуют несколько островных дуг. Первая, самая северная, венчается островами Туамоту и Лайн, следующая берет начало у Марианского желоба и служит базой островам Самоа и Маршалловым, третья и четвертая дуги образуют Северные и Южные Каролинские острова соответственно.
Такой порядок исследователи объясняют тем, что ранее сводовые горы были частью еще одного срединно-океанического хребта, разрушение которого произошло в палеогене. Глыбовые горы формируются в тех участках земной коры, где горные породы уже не в первый раз подвергаются тектоническим подвижкам и становятся хрупкими. При горообразовании они раскалываются на блоки с крутыми склонами, разделенные глубокими разломами.
Глыбовые хребты в основном сопутствуют разломам, идущим от Восточно-Тихоокеанского поднятия. Они дополнительно усложняют рельеф дна Тихого океана, разделяя его на котловины – Панамскую, Гватемалькую, Чилийскую и другие. Однако встречаются они и вблизи разломов, не связанных со срединно-океаническими хребтами, например, в Филиппинском море или вблизи Алеутского желоба.
Рельеф дна котловин Тихого Океана чаще всего представляет собой холмистую абиссальную равнину. Это означает, что донных осадков там недостаточно для того, чтобы «сгладить» абиссальные холмы, заполнив пространство между ними и образовав гладкую или волнистую абиссальную равнину. Но есть и исключения – например, котловина Беллинсгаузена, куда поступает осадочный материал с Антарктиды и формирует гладкую равнину.
Гайоты – это плосковершинные отдельно стоящие подводные горы. Предполагают, что они представляют собой останки давно потухших древних вулканов, чьи вершины были сглажены под давлением воды. Они очень часто служат основой для коралловых островов – атоллов.
Рельеф Тихого океана в его ложе также имеет одну особенность — это отсутствие гранитного слоя океанической платформы. Она состоит всего из двух слоев – осадочного и базальтового, а кое- где только из базальтов ввиду малого количества осадков.
Донные осадки существенно влияют на рельеф Тихого океана. Как уже упоминалось, обилие осадков приводит к превращению холмистой абиссальной равнины сперва в волнистую, а затем в гладкую. Осадками покрыто всего лишь 10% площади тихоокеанского дна. В основном они биогенного происхождения – это фораминиферовый ил, образованный скелетами миллионов микроскопических организмов – фораминифер, птероподовые отложения, а на шельфах также ракушечные и коралловые осадки. На больших, свыше 5 км, глубинах, дно образовано красными глинами. Из-за интенсивной вулканической деятельности нередки на дне Тихого океана и осадочные породы вулканического происхождения, например, конкреции железо-марганцевых руд.
