Содержание
Атлантический океан
Впадина Атлантического океана, вытянутая по меридиану, отделяет материки Северной и Южной Америки от Европы и Африки. На севере она смыкается с впадиной Северного Ледовитого океана, на юге — Индийского океана (рис.24).
Впадина Атлантического океана на большей части своего обрамления характеризуется пассивным типом окраин с многочисленными сбросовыми уступами на континентальных склонах, которые обрезают на юге докембрийские структуры древних Африкано-Аравийской и Южно-Американской платформ. На севере континентальные уступы разделяют разновозрастные области Средиземноморского и Северо-Атлантического поясов.
Центральное положение на дне океана занимает система Срединно-Атлантических хребтов, состоящая из нескольких сегментов, смещенных относительно друг друга и сопряженных под прямым углом. В результате вся система имеет дважды изогнутую S-образную форму в плане. Глубина океана в пределах срединных хребтов составляет около 1,5-2 км. На отдельных участках хребтов имеются острова (Тристан-де-Кунья, Сан-Паулу, Азорские, Исландия). Остров Исландия представляет особый интерес, так как в его пределах на поверхности можно изучать структуру хребта и его магматизм.
Рис. 24. Морфоструктурные элементы дна Атлантического океана.
1 — контуры континентальной суши; 2 — граница континентов и океанических впадин по основанию материкового склона; 3 — осевые зоны срединно-океанических хребтов с рифтовой долиной; 4 — тоже без рифтовой долины; 5 — контуры океанических котловин и крупнейших впадин; 6 — глубоководные желоба; 7- окраинно-океанические валы;
8 — крупные подводные горы вулканического и иного происхождения;
9 — вулканические хребты; 10 — погруженные блоки с континентальной корой;
11 — поднятия с утолщенной корой океанического типа; 12 — островные дуги;
1З – трансформные разломы.
К западу и востоку от зоны Срединно-Атлантических хребтов расположены цепочки глубоководных котловин с глубинами 5-6 км. По западному краю океана с севера на юг прослеживаются следующие котловины: Гренландская, Лабрадорская, Северо-Американская, Гвианская, Бразильская, Аргентинская; по восточному — Норвежская, Западно-Европейская, Канарская, Зеленого Мыса, Гвинейская, Ангольская, Капская. Котловины разобщены подводными возвышенностями (хр. Китовый, возвышенности Риу-Гранди, о-вов Зеленого Мыса и др.), имеющими разную природу.
В зоне Срединно-Атлантических хребтов установлено большое число поперечных уступов — разломов сдвигового типа (так называемые трансформные разломы), сеть которых особенно сгущена в приэкваториальной области. Многие трансформные разломы, пересекая дно океана, продолжаются на континенты (грабены Бенуэ, Амазонский и др.).
Установлено их продолжение в разрывы, разделяющие на континентах комплексы докембрия (Гвинея), что свидетельствует о древности сети разрывов, приспособлении многих современных разломов к древней планетарной сети разрывных нарушений. Зоны поперечных разломов местами сопровождаются глубокими трогами — узкими желобообразными прогибами, расположенными субширотно, поперек Срединно-Атлантического хребта. Наибольшая часть трогов находится в приосевой зоне хребта и на его склонах.
Субширотная ориентировка трансформных разломов изменяется на северо-западную и северо-восточную соответственно на северном и южном окончаниях хребта. Трансформным разломам также подчинены глыбовые и вулканические поднятия. Вулканизм приемущественно толеитовый, но местами – щелочно-базальтовый.
Магнитное поле дна Атлантического океана характеризуется наличием отчетливых полосовых магнитных аномалий в зоне Срединно-Атлантического хребта и на его склонах. Участки спокойного магнитного поля устанавливаются в пределах глубоководных котловин и материкового подножья.
В соответствие с моделью плейт-тектоники, дно западной части Атлантического океана занимает восточную часть Американской литосферной плиты; восточные котловины располагаются на Африканской и Евразиатской плитах. Границей плит западного и восточного полушарий является осевая зона Срединно-Атлантического хребта (осевая рифтовая долина). С последней связан процесс спрединга – процесс раздвигания литосферных плит и формирования молодой океанической коры.
Осевая зона Срединно-Атлантического хребта расположена между 3 и 4 аномалиями (плиоцен – плейстоцен); склоны хребта заняты магнитными аномалиями, датируемыми вплоть до раннего эоцена.
Верхний осадочный слой океанической коры в Атлантическом океане разновозрастный. Наиболее древние, верхнеюрские отложения установлены в Северной Атлантике, к востоку от побережья США и к западу от Алжира и Марокко. На большей части котловин осадочный слой имеет мел – палеогеновый возраст. В пределах Срединно-Атлантическогохребта на базальтах залегают осадки олигоцена – неогена. Местами в осевой зоне хребта осадочный слой отсутствует.
Общая схема омоложения возраста подошвы осадочного чехла от побережий континентов к осевой зоне Срединно-Атлантичес-кого хребта, основанная на оценке возраста полосовых магнитных аномалий, нередко нарушается в зонах поднятий океанического дна появлением более древних, чем должны были быть отложений (хр. Китовый, возвышенности Рио-Гранде, Бермудские острова и др.).
Базальтовое основание осадочного чехла полого погружается по обе стороны от Срединно-Атлантического хребта к континентальным подножиям, в результате чего глубоководным котловинам, выраженным по поверхности чехла и подошве, соответствуют асимметрично построенные прогибы с мощностями осадков до 7-6 км у подножья континентального склона. Эти прогибы В.Е.Хаин и Л.Э.Левин называют периокеаническими. Обычно зона максимальных мощностей приближена к континентальному склону и расположена параллельно ему. Строение некоторых прогибов (например, Северо-Американского и др.) осложнено наличием системы узких зон поднятий, разделяющих опущенные блоки. Глубоководным бурением вскрыты мелководные глины и алевролиты апта в Капском прогибе, субаэральные туфы эоцена на хр. Китовый, мелководные фосфориты апта-альба в Ангольском прогибе, дельтовые толщи киммериджа-титона в Канарско-Атласском прогибе, мелководные отложения верхней юры в Багамской котловине и др. Местами в периокеанических прогибах установлены мощные залежи каменной соли и толщи лигнитов, свидетельствующие о постепенном вовлечении в область океанских глубин пассивных континентальных окраин.
Индийский океан.
Индийский океан расположен в южной половине восточного полушария, разделяя материковые массивы Гондваны. Континентальный склон обрезает складчатые структуры, выраженные на материках. Только на северо-востоке край океана, вдоль которого протягивается Яванский глубоководный желоб и сопряженная с ним островная дуга, параллелен границе Средиземноморско-Индонезийского пояса. Для окружающих океан материковых массивов характерен крутой континентальный склон и узкая зона шельфа.
Индийский океан неоднороден по рельефу дна и строению (рис.25). В центральной части океана вблизи 70-го меридиана в.д. протягивается система подводных поднятий Аравийско-Индийского хребта. На севере он отгибается в сторону Аденского залива и затем продолжается в рифт Аденского залива и далее сочленяется с Красноморским рифтом. В этом районе наблюдается непосредственный переход рифтовой зоны срединно-океанического хребта во внутриконтинентальный рифт и его сопряжение с системой Восточно-Африканских рифтов.
На широте южного тропика относительно узкий Аравийско-Индийский хребет под прямым углом сочленяется с поднятиями Западно-Индийского и Центрально-Индийского хребтов. Первый служит продолжением Южно-Атлантического хребта, второй на востоке переходит в широкое пологое Австрало-Антарктическое поднятие. Обычно хребты на 1,5-2 км возвышаются над дном смежных котловин. Сложная система Индийских срединно-океанических хребтов с тройным сочленением в центральной части океана на разных участках имеет неодинаковую ширину, выражена по-разному в рельефе дна и не везде имеет отчетливый осевой рифтовый грабен.
Рис. 25. Морфоструктурные элементы дна Индийского океана.
1 — контуры континентальной суши; 2 — граница континентов и океанических впадин по подножию материкового склона; 3 — область структур переходного типа (островные дуги, задуговые прогибы); 4 — глубоководные желоба и рвы; 5 — окраинно-океанические валы; 6 — контуры океанических котловин; 7 — вулканические горы; 8 — крупные подводные поднятия различного происхождения; 9 — погруженные блоки с материковой корой; 10 — поднятия с утолщенной корой океанического типа; 11 — осевые зоны срединно-океанических хребтов без рифтовой долины; 12 — то же, с рифтовой долиной; 13 – трансформные и прочие разломы.
Срединно-океанические хребты Индийского океана повсеместно пересечены параллельными трансформными разломами со сдвиговыми смещениями 50-100 км. Ориентировка разломов, поперечная простиранию хребтов, в различных частях океана имеет разное направление. Разломы, пересекая склоны хребтов, прослеживаются уступами в пределах океанических плит и нередко выходят на континенты. Особенно ‘типична связь разломов Западно-Индийского хребта с разломами на Африканском континенте, на о-ве Мадагаскар и др. Многие из трансформных разломов сопровождаются узкими глубокими приразломными желобами.
Система срединно-океанических хребтов разделяет дно Индийского океана на три неравные части: западную, восточную и южную. Поскольку осевые зоны хребтов рассматриваются в качестве границ плит, каждый из указанных секторов океана принадлежит разным литосферным плитам — Африканской, Индо-Австралийской и Антарктической. Принадлежность к разным литосферным плитам не сказывается на общем строении океана как единой структуры.
Западный сектор, примыкающий к Африканскому побережью, характеризуется наличием относительно небольших глубоководных котловин (Сомалийская, Мозамбикская, Мадагаскарская), крупных поднятий типа микроконтинентов (Мадагаскар, Сейшеллы) и глыбовых хребтов (Маскаренский). Особое значение приобретают разломы, контролирующие общую структуру океанического дна.
Подошва осадочного чехла полого погружается в сторону континентального подножия. Мощность отложений у подножия континентального склона в Сомалийской котловине составляет около 10 км, в Мадагаскарской — 6 км. Возраст надбазальтового чехла Сомалийской котловины — поздняя юра — плейстоцен, Мозамбикской — мел-плейстоцен, Мадагаскарской — поздний мел-плейстоцен.
Для восточного сектора характерны наибольшие глубины дна (5-6 км). Система меридиональных разломов определяет структуру всей этой области. Протяженные меридиональные глыбовые поднятия Мальдивского и Восточно-Индийского хребтов разделяют Аравийскую, Центрально-Индийскую (Бенгальскую), Коксовую и Западно-Австралийскую глубоководные котловины. Последняя соединяется с Южно-Австралийской котловиной. По краям котловин развиты приразломные глубоководные желоба, примыкающие к глыбовым поднятиям. Система диагональных разрывов контролирует структуры, осложняющие строение котловин.
Вулканогенно-осадочный чехол, прогружаясь к материковому подножию, достигает мощности 12 км в Южно-Австралийской и Центрально-Индийской котловинах. Обычно его мощность не превышает 7-10 км в отдельных прогибах. В котловинах чехол представлен отложениями юры — плейстоцена и только в Южно-Австралийской котловине он сложен породами возраста до верхнего мела — плейстоцена .
Южный сектор включает две крупные широтно ориентированные Африкано-Антарктическую и Австрало-Антарктическую котловины, разобщенные поднятием хр.Кергелен с покровами толеитовых базальтов и массивами щелочных ультраосновных пород. Севернее расположена котловина Крозе, ромбическая форма которой подчинена разрывам. Подошва осадочного слоя коры на западе имеет юрский возраст, на востоке в Австрало-Антарктической котловине — меловой (?). Мощность осадочного слоя в центральных частях котловины не превышает 1 км и увеличивается к континентальному подножию Антарктиды до 5 км.
В целом дно Индийского океана характеризуется разным типом магнитных аномалий. Наряду с участками распространения полосовых магнитных аномалий, выделяются площади со спокойным магнитным полем. Часть полосовых магнитных аномалий оказывается поперечной простиранию системы срединно-океанических хребтов. Это позволяет предполагать неоднократные изменения осей спрединга в Индийском океане с позднего мела.
Дата добавления: 2017-03-12; просмотров: 862;
Похожие статьи:
Срединно-океанические хребты
Подводные горы располагаются обычно посреди океанов и поэтому называются срединно-океаническими хребтами. В 1873 г. ученые на "Челленджере", измеряя глубину обыкновенным грузовым лотом, открыли Срединно-Атлантический хребет. До тех пор о грандиозной системе срединных хребтов ничего не было известно.
Они образуют единую горную систему общей протяжённостью более 60 тыс. км, имеют ширину около 1000 км и возвышаются над абиссальными котловинами на 2,5—3 км. По высоте эти подводные горы сравнимы с горными хребтами суши, например Саянами. Срединно-океанические хребты сложены плотными и тяжёлыми магматическими (т.е. застывшими на поверхности дна океана) горными породами.
Под центральными частями хребтов поднимаются горячие мантийные расплавы (магма). Они растягивают земную кору и дробят её разломами. Изливаясь на дно, расплавы остывают. Новая порция горячей магмы раздвигает застывшие лавы, и всё повторяется снова. Так разрастается океаническая земная кора. Этот процесс называется английским словом спрединг (от англ. spread), что в переводе на русский язык означает «растягивание», «расширение». Так происходит омоложение земной коры под океанами в области срединного хребта — в его центральной части, где кора моложе, рождаются новые её порции.
Скорость поступления горячей магмы может быть различной. Если она поступает медленно, то среди хребтов успевает образоваться рифтовая долина — глубокая расселина, на дне которой множество активных вулканов. Хребты с такими долинами разрастаются медленно, скорость раз-движения их на дне Атлантического и Индийского океанов составляет 2—4 см в год.
Если магма поступает быстро, то такая долина не успевает сформироваться и скорость образования новой земной коры океанического типа достигает 18 см в год. Таков подводный хребет на востоке Тихого океана.
Срединно-океанические хребты рассечены поперечными (трансформными) разломами. Разломы смещают и рифтовые долины, и сами хребты. Вдоль разломов в хребте также встречаются действующие вулканы. Продолжения этих разломов встречались на нашем пути, когда мы пересекали абиссальные котловины. В срединно-океанических хребтах землетрясения бывают довольно часто, но не очень сильные.
В центральной части срединно-океанических хребтов в 70-х гг.
XX в. были обнаружены замечательные творения природы — чёрные курильщики. Там, где на дне океана изливается горячая лава, морская вода разогревается до 350° С. Такие разогретые воды немедленно бы превратились в пар, если бы не огромное давление многокилометровой толщи воды.
Растворённые в водах химические вещества излившихся лав взаимодействуют друг с другом, образуя горячую серную кислоту. Эта кислота растворяет минералы лав и взаимодействует с ними, в результате возникают соединения серы с металлами (сульфиды). Они выпадают в осадок, создавая конусообразные постройки, внутри которых реакции продолжаются. Очень горячие растворы поднимаются по «трубам» в центральных частях конусов к их вершинам и там, остывая, освобождаются от сульфидов. Над конусами они образуют чёрные облака (растворы сульфидов имеют чёрный цвет).
При освещении такого конуса прожекторами создаётся впечатление, что работает подземный завод, выпускающий чёрные клубы дыма. Эти курящиеся конусы достигают 70-метровой высоты над уровнем океанского дна, но скрытая часть их постройки составляет сотни метров и превышает, например, высоту Останкинской телебашни (540 м). Они имеют причудливую форму и встречаются группами, которые получили название «венский лес».
Однако очень близко подходить к чёрным курильщикам опасно. Но даже на относительно большом расстоянии от них можно обнаружить на дне океана колонии крупных моллюсков, обычно не встречающихся на таких глубинах. Эти и другие морские организмы питаются бактериями, обмен веществ которых основан не на фотосинтезе, а на хемосинтезе, т.е. усвоении окиси углерода за счёт окисления неорганических соединений. Таких бактерий в тёплых водах вблизи курильщиков содержится очень много. В последнее время чёрные курильщики приковали к себе внимание учёных, и скоро о них станет известно ещё много нового.
Поговорим ещё об одном очень интересном и загадочном явлении — о так называемых горячих точках, или пятнах (по-английски — hot spot). Хорошо известны Гавайские острова Тихого океана с их действующими вулканами — Килауэа, Мауна-Кеа, Халемаумау и др. Цепочка древних подводных вулканов тянется от них на северо-запад. Их возраст постепенно увеличивается по мере удаления от действующих вулканов в северо-западном направлении. Такую интересную особенность длинного вулканического хребта можно объяснить, если предположить, что из недр Земли, из мантии, идёт поток сильно нагретого вещества в виде мощной струи. А литосферная океаническая плита церемещается над этой неподвижной струёй, которая, как газовая горелка, прожигает плиту. Сейчас след этой горячей струи находится в районе действующих вулканов, а более ранний «шов» от неё представляет собой цепочку слившихся друг с другом вулканов.
Такие горячие струи, поступающие из недр Земли, называют ещё мантийными плюмажами, потому что они по своей форме напоминают плюмажи — метёлки из перьев, которыми в прошлые века украшали головные уборы или конские сбруи.
Если горячие мантийные потоки поднимаются под относительно неподвижными срединно-океа-ническими хребтами, то они образуют огромные постройки, состоящие из уснувших и действующих вулканов. Наиболее яркий пример такой постройки — остров Исландия.
Итак, океаны, располагаются симметрично относительно оси срединно-океанических хребтов. Новая океаническая кора с одинаковой скоростью перемещается в разные стороны от центральной части хребта. Если будем двигаться на океаноходе дальше, то увидим ту же картийу, только в обратном порядке. Лучше поднимемся наверх и побываем на борту необычного судна, на палубе которого возвышается буровая вышка. Это научное судно «Джоидес Резолюшн». Корабль постоянно находится на одном месте, хотя якоря подняты. Действительно: зачем якоря, когда под килем глубина 5 километров?
Ещё в 1966 г. в США было построено специальное буровое судно «Гломар Челленджер», с которого в течение почти 15 лет проводилось бурение океанского дна. Исследования были международными, в них принимали участие учёные разных стран. Это очень сложно. Бурению мешают и 4—5-километровая толща воды, и океанские течения, и ветры. Учёные создали особые приборы, работающие от спутниковой системы и автоматически включающие двигатели судна, если его начинает сносить в сторону.
На дно опускается тяжёлая воронка, под собственной тяжестью погружающаяся в рыхлые осадки на дне океана. По краям воронки располагаются специальные приборы, которые управляют спускающейся с корабля буровой колонной, заставляя её попадать прямо в центр воронки. После этого начинается бурение. Самые глубокие скважины проникли в океанское дно на 2 км. Из них извлекают образцы горных пород, которые дают ценные сведения о том, как устроено дно океана, каковы возраст и состав пород, слагающих океаническую кору.
Судно, встреченное нами, продолжает глубоководное бурение дна океана и в настоящее время. Оно ещё более мощное и лучше оснащённое, чем корабль «Гломар Челленджер». По своим масштабам программа глубоководного бурения может сравниться разве только с программой освоения космоса.
Основные Срединно-океанические хребты
В Тихом океане планетарная система срединно-океанических хребтов представлена Южно-Тихоокеанским и Восточно-Тихоокеанским поднятиями. Это единая структура, отличающаяся сводообразным строением шириной до 2000 км и протяженностью несколько тысяч километров. Рифтовая структура осевой зоны выражена слабее, чем в Срединно-Атлантическом хребте. Но такие черты рифтовых зон, как плотность земной коры под гребнем, сейсмичность, вулканизм, высокие значения теплового потока, развитие ультраосновных пород, проявляются очень ярко.
Севернее экватора Восточно-Тихоокеанское поднятие становится уже.
Здесь четко выражена рифтовая структура. По мнению американского ученого Менарда, в районе Калифорнии срединно-океаническая структура распространяется на материк, захватывая горный Запад США и западную часть Канады. С этим связывается образование крупнейшего активного разлома Сан-Адреас, депрессий Сакраменто и Йосемитской долины, глыбовых структур Большого Бассейна, главного рифта Скалистых гор. С распространением срединно-океанического хребта на материк, очевидно, связано образование калифорнийского бордерленда. На геоморфологической карте Тихого океана отчетливо видна существенная разница в строении дна западной и восточной частей океана. В восточной части типичны обширные котловины с равнинным или холмистым рельефом, срединно-океанический хребет, субширотные разломы. Для запада и юго-запада характерно сплошное чередование подводных хребтов, глубоководных желобов, отдельных гор, относительно небольших котловин, многочисленных островных групп.
Донные отложения. В связи с преобладанием глубин более 5000 м большие площади дна океана покрыты глубоководной красной глиной, возвышенные участки дна (подводные хребты, валы) — песчанистым илом и илистым песком.
В высоких широтах обоих полушарий значительно распространен диатомовый ил, к югу от экватора — главным образом фораминиферовые илы. В Северном полушарии развитие последних ограничивается вершинными поверхностями хребтов, где большую часть состава этих илов образуют донные фораминиферы. В Коралловом море имеется несколько участков распространения птероподовых отложений.
Срединно-океанические хребты характеризуются специфическими формами рельефа, аномальными геофизическими полями, проявлением новейшей тектоники, сейсмичностью и вулканизмом. Они занимают серединное положение в Атлантическом и Индийском океанах, а в Тихом они смещены на восток к берегам Америки. Начинается система хребтов в Северном Ледовитом океане в виде хребта Гаккеля, юго-восточным
Продолжением которого на суше является Момский континентальный рифт в Восточной Сибири. На юго-западе срединно-океанический хребет протягивается через Норвежское и Гренландское моря, пересекает о. Исландию и продолжается вдоль оси Атлантического океана в виде Серединно-Антарктического хребта. На юге он переходит в Африканско-Антарктический хребет, который огибает Африку и далее сливается с системой срединно-океанических хребтов Индийского океана. Восточнее Мадагаскара, в районе о. Родригес, располагается узел сочленения трех ветвей этих хребтов. Юго-западная ветвь протягивается до соединения с Африканско-Антарктическим хребтом. Северная ветвь постепенно поворачивает к западу и входит в Аденский залив, достигая затем района Афар в Эфиопии, где сочленяется с рифом Красного моря и Восточно-Африканской конти-нентальной рифтовой системой. Юго-восточная ветвь протягивается в сторону Тихого океана между Австралией и Антарктидой и продолжается далее в виде Южно-Тихоокеанского и Восточно-Тихоокеанского поднятий. На севере Восточно-Тихоокеанское поднятие приближается к Американскому континенту, входит в Калифорнийский залив и переходит на сушу. Однако севернее параллели 40 с. ш. небольшая ветвь срединно-океанического хребта снова появляется у западного побережья Северной Америки. Еще два ответвления от Восточно-Тихоокеанского поднятия в сторону Южной Америки в районах Галапагосских островов и о. Пасхи. Все хребты имеют общие черты строения. Повсеместно в пределах хребтов выделяются две основные морфоструктурные зоны: – основная (рифтовая) зона или зона гребня, включающая в себя рифтовую долину, рифтовые горы и высокое раздробленное плато; – зона склонов (флангов) со ступенями погружения.
Рекомендуем ознакомится: http://biofile.ru
СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ (а. mid-ocean ridges; н. mittelozeanische Gebirgsrucken; ф. dorsales oceaniques mediannes; и.
соrdilleras del medio oceano) — подводные поднятия ложа океанов в зонах активного раздвига (дивергенции) литосферных плит и новообразования океанской коры. Известны во всех океанах планеты; образуют мировую систему срединно-океанических хребтов, открытую в конце 50-х гг. 20 века при участии советских экспедиций. Общая протяжённость свыше 60 тысяч км.
Система срединно-океанических хребтов включает хребет Гаккеля в Евразийском бассейне Северного Ледовитого океана протягивающийся от шельфа моря Лаптевых до района Шпицбергена; продолжением его служит Срединно-Атлантический хребет в одноимённом океане, достигающий на юге острова Буве. На западе от него отходит Американо-Антарктический хребет, простирающийся до южной оконечности Южно-Сандвичевой островной дуги, а на востоке — Африкано-Антарктический хребет, сменяющийся в Индийском океане юго-западным Индоокеанским хребтом. В центре этого океана последний сочленяется (тройное сочленение, подобное в районе острова Буве) с меридиональным Аравийско-Индийским хребтом, уходящим на севере в Аденский залив (хребет Шеба) и юго-восточным Индоокеанским хребтом, переходящим в Австрало-Антарктический хребет. Продолжением последнего служит Южно-Тихоокеанское поднятие, которое, в свою очередь, сменяется восточно-Тихоокеанским поднятием; последнее протягивается в северном направлении, уходит в Калифорнийский залив, срезаясь в его вершине разломом Сан-Андреас. Севернее м. Мендосино, куда выходит этот разлом, в Тихом океане вновь появляется подводное поднятие типа срединно-океанических хребтов — хребет Хуан-де-Фука, оканчивающийся по разлому в районе островов Королевы Шарлотты близ побережья Канады. Срединно-океанические хребты имеют ширину от нескольких сотен до 1000-1500 км, возвышаясь над океанскими котловинами на 3-4 км; отдельные вершины достигают уровня океана и даже выступают в виде островов, обычно вулканического происхождения. Гребневая зона хребта шириной до 100 км обычно отличается резко расчленённым рельефом и мелкоблоковым строением; осадки небольшой мощности и самого молодого возраста сохраняются лишь в опущенных блоках. Вдоль оси хребта, как правило, протягивается рифтовая долина шириной в 25-30 км, несколько опущенная по отношению к гребням хребта. В неё вложен осевой рифт в виде щели шириной 4-5 км со стенками высотой в сотни метров (рис. 1, рис. 2).
На дне этой щели наблюдаются молодые вулканические конусы, а на их периферии — горячие источники (гидротермы), выделяющие сульфиды металлов (цинк, медь, железо, свинец, кадмий, серебро). Осадки здесь практически отсутствуют, за исключением осыпей склонов (т.н. эдафогенные образования). К осям хребтов приурочены неглубокие и относительно слабые землетрясения. Сейсмические исследования обнаруживают под осевыми рифтами существование неглубоких магматических камер, связанных узким (порядка 1 км) каналом с центрами извержений на дне рифта. Фланги хребтов значительно шире их гребневой зоны (многие сотни км) и отличаются более спокойным рельефом и строением; они покрыты сплошным слоем осадков, возрастающим по мощности и полноте разреза (за счёт более древних горизонтов) к периферии хребта. Некоторые звенья системы срединно-океанических хребтов отличаются от этого типового строения: они шире, положе и вместо рифтовой долины в них наблюдается выступ консолидированной океанической коры (восточно-Тихоокеанские и Южно-Тихоокеанские поднятия и некоторые участки других хребтов). Срединно-океанические хребты рассечены многочисленными поперечными разломами — т.н. трансформными разломами; по ним оси хребтов смещены в плане на расстояние до нескольких сотен км. На участках пересечения хребтов разломами местами развиваются узкие впадины (желоба) глубиной до 7-8 км, например Романш, Вима, Чейн в Экваториальной Атлантике. Современная система срединно-океанических хребтов образована в основном за последние 40 млн. лет, начиная с олигоцена, но и за это время ось некоторых хребтов испытала "перескок" параллельно самой себе, в частности в Тихом океане. Картирование линейных магнитных аномалий обнаруживает существование и более древних, отмерших осей спрединга и, следовательно, осей срединно-океанических хребтов, простирание которых существенно отличается от современных осей срединно-океанических хребтов.
Срединно-Атлантический хребет, крупнейшая по своей протяжённости горная система дна Атлантического океана, одно из звеньев системы срединно-океанических хребтов. Общая длина Срединно-Атлантического хребта более 18 тыс.
километров. Хребет представляет из себя непрерывную подводную горную цепь состоящей из многих отдельных подводных горных хребтов расположившись по центру дна океана на всём его протяжении от берегов островов Гренландия и Исландия на севере, до материка Антарктида на юге плавно сворачивая и уходя в Тихий океан через пролив между Африкой и Антарктидой. Отдельные участки его носят собственные названия: в Норвежско-Гренландском бассейне — хребет Книповича (от 81° до 73° с. ш.), южнее — хребет Мона, далее — Исландско-Янмайенский хребет, южнее Исландии — хребет Рейкьянес (до 52° с. ш.) и Северо-Атлантический хребет, южнее экватора — Южно-Атлантический хребет, Поперечными разломами Срединно-Атлантический хребет разбит на сдвинутые относительно друг друга сегменты, величина смещений по разломам достигает 300—600 км. По данным, глубоководного бурения, сейсмоакустического профилирования и драгирования, проведённым в рифтовой зоне, можно считать, что геологический разрез Срединно-Атлантического хребта сложен двумя комплексами: верхним, состоящим из толеитовых базальтов (см. Толеиты) с прослоями карбонатных осадочных пород, и нижним — из амфиболитов и офиолитов (от анортозитов до ультрабазитов). Породы верхнего комплекса разбиты молодыми разломами на многочисленные блоки, возраст этих пород олигоцен-антропогеновый; породы нижнего комплекса (юра-олигоцен) регионально дислоцированы и метаморфизованы, возраст серпентинизированных ультрабазитов и габбро, нередко залегающих в метаморфическом комплексе в виде чешуй и протрузий, возможно, докембрииский. В Южном полушарии Срединно-Атлантический хребет более монолитен; на его склонах расположен ряд подводных вулканов, вершины некоторых из них представляют собой острова (Вознесения, Святой Елены и др.); в группе островов Тристан-да-Кунья имеется действующий вулкан. В районе острова Буве (около 55° ю. ш.) меридиональное простирание Срединно-Атлантического хребта меняется на субширотное; восточный отрезок называется Африкано-Антарктическим хребтом.
Дополнительная литература: Хейзен Б., Тарп М., Юинг М., Дно Атлантического океана, пер. с англ., М., 1962; Леонтьев О. К., Дно океана, М., 1968; Ильин Л. В., Основные черты геоморфологии дна Атлантического океана, в кн.: Условия седиментации в Атлантическом океане, М., 1971.
Ссылки для перехода в следующие разделы:
Срединно-Атлантический хребет
РЕЛЬЕФ ЛОЖА АТЛАНТИЧЕСКОГО ОКЕАНА. СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКИЙ ХРЕБЕТ
Стержневым орографическим элементом рельефа дна Атлантического океана является Срединно-Атлантический хребет, который протягивается в его пределах от района Шпицбергена на севере до 65° ю.ш. на юге. Простирание хребта непостоянно, но в целом близ ко к меридиональному, за исключением экваториального участка, где оно на некотором протяжении становится субширотным. Ширина хребта достигает 2500 км в южной Атлантике, но к северу от Исландии сокращается до 300 км. Относительная высота Срединно-Атлантического хребта до 4 км.
Морфологически было бы правильнее называть это горное сооружение, как и другие срединно-океанические хребты, не хребтом, а горной страной или нагорьем, так как оно состоит из
 |
Рис. 33. Рельеф дна Северного Ледовитого океана: 1 — шельф; 2 —крупные депрессии на шельфе; 3 — материковый склон; 4— материковое подножье; 5 — краевое плато, 6— срединно-океанический хребет; 7 — котловины ложа океана; 8 — хребты ложа океана, 9 — океаническое плато; 10 — подводные каньоны и долины
отдельных хребтов, горных массивов, продольных ложбин и понижений. Наиболее расчлененный и контрастный рельеф свойствен рифтовой зоне хребта, представленной сложной системой горстовых хребтов и узких грабенов — рифтовых долин, причем к последним нередко бывают приурочены глубины порядка 5—6 км. Максимальные глубины характеризуют обычно узкие поперечные впадины, связанные с секущими хребет зонами разломов. Примером такой впадины является узкая и глубокая впадина Романы (7730 м). Поперечные разломы еще больше усложняют рельеф как рифтовой зоны, так и флангов Срединно-Атлантического хребта.
Как и другим срединно-океаническим хребтам, Срединно-Атлантическому хребту присущ рифтогенный тип земной коры, характеризующийся высокой плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо. В рифтовой зоне хребта распространены наряду с базальтами ультраосновные породы — перидотиты, дуниты. Для осевой зоны и флангов характерно чередование положительных и отрицательных магнитных аномалий, причем наиболее резко выраженная положительная аномалия отмечена в центральной рифтовой долине. Гравитационные аномалии в редукции Буге (т. е. приведенные к уровню моря) над срединным хребтом обычно положительные, но для рифтовых долин нередки резкие отрицательные аномалии.
К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений. Наибольшее сосредоточение эпицентров отмечено на участках хребта, пересекаемых широтными и субширотными разломами.
Один из таких разломов пересекает хребет в районе Азорских островов. С ним связаны активные проявления современного вулканизма.
Большое число параллельных друг другу поперечных разломов отмечено в приэкваториальной части хребта. Отдельные сегменты хребта, отсекаемые этими разломами, сдвинуты относительно друг друга на многие десятки и даже сотни километров. Этими сдвигами и обусловлено общее субширотное простирание Срединно-Атлантического хребта на его экваториальном отрезке.
Фланги хребта имеют также резко пересеченный горный рельеф и характеризуются проявлениями современного вулканизма центрального типа. Наиболее значительными современными действующими вулканами на крыльях и в рифтовой зоне хребта являются вулканы хребта Рейкьянес (отрезок срединного хребта, примыкающий к Исландии), Тристан-да-Кунья, Ян-Майен.
Ложе Атлантического океана по обе стороны от Срединного хребта сложено земной корой океанического типа. Наименьшую мощность кора имеет под крупными океаническими котловинами, разделенными подводными возвышенностями и хребтами с несколько повышенной толщиной земной коры. Эти котловины и возвышенности имеют собственные названия, которые приведены на прилагаемой схеме (рис. 34).
Ниже в качестве примера приводится строение одной из подводных возвышенностей ложа океана — Бермудского плато, расположенного в центральной части Североамериканской котловины. Бермудское плато имеет вид горста-антеклизы, с обрывистым юго-восточным и пологим
Рис. 34. Рельеф дна Атлантического океана:
/ — котловины ложа океана; 2 —поднятая ложа океана (Л— Бермудское, Б —Демерера, В — Сиерра-Леоне, Г — Риу-Гранди, Д—Китовый хребет, Я —Внешний хребет); 3 — срединно-океаническне хребты; 4 — глубоководные желоба; 5 — зоны разломов
северо-западными склонами.
В строении плато ярко проявляется трещинная тектоника. Крутой склон расчленен глубокими ложбинами типа подводных каньонов, представляющих собой, видимо, узкие грабены, открытые в сторону котловины. Целая сеть разломов проявляется и в рельефе поверхности плато. На пересечениях разломов возвышаются подводные вулканы. Группа наиболее высоких вулканов образует фундамент Бермудских островов, сложенных коралловыми известняками. Последние представляют собой коралловые образования, насаженные на вершины подводных вулканических гор.
Строение рельефа дна океанических котловин довольно однообразно. Почти в каждой котловине Атлантического океана выделяется два основных типа рельефа. Большая часть площади дна котловины имеет холмистый рельеф с интенсивностью вертикального расчленения в среднем 250—600 м, в некоторых случаях — до 1000 м. Этот тип рельефа получил название «рельефа абиссальных холмов». Меньшая часть площади дна котловины почти идеально выровнена. Эти совершенно плоские пространства с ничтожными уклонами поверхности получили наименование плоских абиссальных равнин. Они обычно занимают не самые глубокие участки котловин, а те, которые расположены ближе к материковому склону и подножью. Сейсмические исследования показали, что на равнинах значительны мощности осадочного слоя — до 1,5 км, тогда как в пределах абиссальных холмов толщина осадочного слоя измеряется несколькими сотнями или даже десятками метров.
Происхождение абиссальных холмов связывают с вулканическими процессами. По мнению Г. Менарда, это частично погребенные под осадками мелкие формы вулканического происхождения типа лакколитов и щитовых вулканов. При очень малой мощности океанической коры вполне возможно образование при ее прогибании сети мелких разломов, по которым осуществляются вулканические проявления. После затухания магматического процесса происходит частичное погребение лакколита или щитового вулканического аппарата под толщей донных осадков.
Предыдущая12131415161718192021222324252627Следующая
Дата добавления: 2015-07-06; просмотров: 635;
ПОСМОТРЕТЬ ЕЩЕ:
Характерной особенностью рельефа днаАтлантического океана является наличие Срединно-Атлантического хребта, простирающегося в центральной части океана от острова Исландия на севере до острова Буве на юге. На карте он имеет вид буквы S и состоит из северной и южной частей. От уровня поверхности океана хребет отстоит на глубинах 2000—3500 м. Кое-где он поднимается над уровнем океана в виде островов вулканического происхождения (Ян-Майен, Исландия, Азорские, Сан-Паулу, Вознесения, Тристан-да-Кунья, Гоф, Буве). Протяженность хребта достигает 17 ООО км, ширина — несколько сотен километров. У острова Буве хребет поворачивается на восток, переходит в Африканско-Антарктический и соединяется с хребтами Индийского океана.
Срединно-Атлантический хребет молодой, его вулканическая и тектоническая жизнь продолжается.
Для него характерны землетрясения и подводные извержения. В 1963 г. к югу от Исландии в пределах хребта образовался новый вулканический остров Суртсей. Вдоль осевой части хребта находится продольная глубокая рифтовая долина, шириной 30—60 км, врезанная на 2 км в поверхность хребта. Рифтовая долина на всем протяжении хребта совпадает с поясом эпицентров землетрясений. Сейсмические исследования свидетельствуют об исключительно высокой скорости упругих волн под рифтовой зоной хребта, а геотермические исследования — о высоких показателях теплового потока. В рифтовых зонах обнаружены ультраосновные породы и габбро, характерные для глубинных слоев Земли.
Хребет расчленен многочисленными поперечными разломами (Атлантис, Сан-Паулу, Святой Елены и др.) на отдельные глыбы-блоки, смещенные по линиям разломов относительно друг друга. С поперечными разломами связано происхождение вулканических островов вдоль хребта. К югу от экватора поперечных разломов меньше.
На севере, между островами Гренландия и Шпицберген, срединно-океанический хребет своим восточным склоном примыкает к материковому подножию и протягивается в виде узкого гребня, осложненного подводными вулканическими пиками. К югу от острова Исландия он носит название Рейкьянес и расширяется до нескольких сотен километров.
Буду благодарен, если Вы поделитесь этой статьей в социальных сетях:
Срединно-океанический хребет Атлантического океана википедия
Поиск по сайту: