Fondo oceánico, dorsales oceánicas y zonas de transición
Todavía existen diferentes puntos de vista sobre la cuestión de tiempo de educación El Océano Pacífico en su forma moderna, pero, obviamente, al final de la era Paleozoica, ya existía una gran masa de agua en el lugar de su cuenca, así como el antiguo continente Pangea, ubicado aproximadamente simétricamente con respecto al ecuador. Al mismo tiempo, comenzó la formación del futuro Océano de Tetis en forma de una enorme bahía, cuyo desarrollo y la invasión de Pangea condujeron posteriormente a su desintegración y a la formación de continentes y océanos modernos.
Cama El Océano Pacífico moderno está formado por un sistema de placas litosféricas limitadas en el lado del océano por dorsales en medio del océano, que forman parte del sistema global de dorsales en medio del océano del Océano Mundial. Se trata de la Dorsal del Pacífico Oriental y la Dorsal del Pacífico Sur, que, alcanzando en algunos lugares una anchura de hasta 2.000 kilómetros, se conectan entre sí en la parte sur del océano y continúan hacia el oeste hasta el Océano Índico. La Cordillera del Pacífico Oriental, que se extiende al noreste hasta la costa de América del Norte, en la región del Golfo de California, conecta con el sistema de fallas continentales del Valle de California, la Fosa de Yosemite y la Falla de San Andrés. Las propias dorsales medias del Océano Pacífico, a diferencia de las dorsales de otros océanos, no tienen una zona de rift axial claramente definida, pero se caracterizan por una intensa sismicidad y vulcanismo con predominio de emisiones de rocas ultrabásicas, es decir, tienen las características de una zona de renovación intensiva de la litosfera oceánica. A lo largo de toda su longitud, las crestas medias y las secciones de placas adyacentes están intersecadas por fallas transversales profundas, que también se caracterizan por el desarrollo del vulcanismo intraplaca moderno y, especialmente, antiguo. Situado entre las dorsales medianas y limitado por fosas marinas profundas y zonas de transición, el vasto fondo del Océano Pacífico tiene una superficie complejamente diseccionada, que consta de un gran número de cuencas con una profundidad de 5.000 a 7.000 mo más, el fondo de que está compuesta por corteza oceánica cubierta de arcillas, calizas y limos de origen orgánico de aguas profundas. La topografía del fondo de las cuencas es mayoritariamente montañosa. Las cuencas más profundas (alrededor de 7000 mo más): Central, Mariana Occidental, Filipinas, Sur, Noreste, Carolina del Este.
Los lavabos están separados entre sí o atravesados por arcos eleva o en bloque crestas, sobre las cuales se plantan estructuras volcánicas, dentro del espacio intertropical a menudo coronado por estructuras coralinas. Sus cimas sobresalen del agua en forma de pequeñas islas, a menudo agrupadas en archipiélagos linealmente alargados. Algunos de ellos todavía son volcanes activos, que arrojan corrientes de lava basáltica. Pero en su mayor parte se trata de volcanes extintos, construidos con arrecifes de coral. Algunas de estas montañas volcánicas se encuentran a una profundidad de 200 a 2000 m. Sus cimas están niveladas por abrasión; la posición profunda bajo el agua está obviamente asociada con el descenso del fondo. Las formaciones de este tipo se denominan Guyots.
De particular interés entre los archipiélagos del Océano Pacífico central son las islas hawaianas. Forman una cadena de 2.500 km de longitud que se extiende al norte y al sur del Trópico del Norte y son las cimas de enormes macizos volcánicos que se elevan desde el fondo del océano a lo largo de una poderosa falla profunda. Su altura visible es de 1000 a 4200 m, y su altura bajo el agua es de aproximadamente 5000 m. En cuanto a su origen, estructura interna y apariencia, las islas hawaianas son un ejemplo típico de vulcanismo intraplaca oceánico.
Las islas hawaianas son el extremo norte de una enorme grupo de islas la parte central del Océano Pacífico, que lleva el nombre general de "Polinesia". La continuación de este grupo hasta aproximadamente 10° S. son las islas de la Polinesia Central y del Sur (Samoa, Cook, Sociedad, Tabuai, Marquesas, etc.). Estos archipiélagos, por regla general, se extienden de noroeste a sureste, a lo largo de fallas transformadoras. La mayoría de ellos son de origen volcánico y están compuestos por estratos de lava basáltica. Algunas están coronadas por conos volcánicos anchos y de suave pendiente de 1.000 a 2.000 m de altura. Las islas más pequeñas son en la mayoría de los casos estructuras de coral. Características similares tienen numerosos grupos de pequeñas islas ubicadas principalmente al norte del ecuador, en la parte occidental de la placa litosférica del Pacífico: las islas Mariana, Caroline, Marshall y Palau, así como el archipiélago Gilbert, que se extiende parcialmente hacia el hemisferio sur. Estos grupos de pequeñas islas se denominan colectivamente Micronesia. Todos ellos son de origen coralino o volcánico, montañosos y se elevan a cientos de metros sobre el nivel del mar. Las costas están rodeadas de arrecifes de coral superficiales y submarinos, lo que dificulta mucho la navegación. Muchas islas pequeñas son atolones. Cerca de algunas islas hay fosas oceánicas de aguas profundas, y al oeste del archipiélago de las Marianas hay una fosa de aguas profundas del mismo nombre, perteneciente a la zona de transición entre el océano y el continente euroasiático.
En la parte del lecho del Océano Pacífico adyacente a los continentes americanos, pequeñas y únicas islas volcánicas: Juan Fernández, Cocos, Semana Santa, etc. El grupo más grande e interesante son las Islas Galápagos, ubicadas en el ecuador cerca de la costa de América del Sur. Este es un archipiélago de 16 islas volcánicas grandes y muchas pequeñas con picos de volcanes extintos y activos de hasta 1700 m de altura.
Transicional Desde el océano hasta los continentes, las zonas difieren en la estructura del fondo del océano y las características de los procesos tectónicos tanto en el pasado geológico como en la actualidad. Rodean el Océano Pacífico por el oeste, norte y este. En diferentes partes del océano, los procesos de formación de estas zonas proceden de manera diferente y conducen a resultados diferentes, pero en todas partes se distinguen por una gran actividad tanto en el pasado geológico como en la actualidad.
En el lado del fondo del océano, las zonas de transición están limitadas por arcos de trincheras de aguas profundas, en la dirección en la que se mueven las placas litosféricas y la litosfera oceánica se hunde bajo los continentes. Dentro de las zonas de transición, la estructura del fondo del océano y los mares marginales está dominada por tipos de transición de la corteza terrestre, y los tipos de vulcanismo oceánico son reemplazados por vulcanismo mixto efusivo-explosivo de zonas de subducción. Estamos hablando del llamado “Anillo de Fuego del Pacífico”, que rodea el Océano Pacífico y se caracteriza por una alta sismicidad, numerosas manifestaciones de paleovulcanismo y accidentes geográficos vulcanógenos, así como la existencia dentro de sus límites de más del 75% de los volcanes actualmente activos del planeta. Se trata principalmente de vulcanismo mixto efusivo-explosivo de composición intermedia.
Todas las características típicas de la zona de transición se expresan más claramente en las márgenes norte y oeste del Océano Pacífico, es decir, frente a las costas de Alaska, Eurasia y Australia. Esta amplia franja entre el fondo del océano y la tierra, incluidas las márgenes submarinas de los continentes, es única en la complejidad de su estructura y en la relación entre la tierra y el agua, se distingue por importantes fluctuaciones en profundidades y alturas; y la intensidad de los procesos que ocurren tanto en las profundidades de la corteza terrestre como en la superficie del agua.
El borde exterior de la zona de transición en el Océano Pacífico Norte está formado por Fosa de aguas profundas de las Aleutianas, que se extiende a lo largo de 4000 km en un arco convexo hacia el sur desde el golfo de Alaska hasta las costas de la península de Kamchatka, con una profundidad máxima de 7855 m. Esta fosa, hacia la que se mueven las placas litosféricas de la parte norte del Pacífico. El océano está dirigido, bordea por la parte trasera el pie submarino de la cadena de islas Aleutianas, la mayoría de ellas son volcanes de tipo explosivo-efusivo. Alrededor de 25 de ellos están activos.
Una continuación de esta zona frente a las costas de Eurasia es el sistema trincheras de aguas profundas, que están asociados con las partes más profundas del Océano Mundial y, al mismo tiempo, áreas de la manifestación más completa y diversa del vulcanismo, tanto antiguo como moderno, tanto en los arcos insulares como en las afueras del continente. En la parte trasera de la fosa profunda de Kuril-Kamchatka (profundidad máxima de 9700 m) se encuentra la península de Kamchatka con sus 160 volcanes, de los cuales 28 están activos, y el arco de las islas volcánicas Kuriles con 40 volcanes activos. Las Islas Kuriles son los picos de una cadena montañosa submarina que se eleva sobre el fondo del Mar de Okhotsk entre 2000 y 3000 m, y la profundidad máxima de la Fosa Kuril-Kamchatka, que va desde el Océano Pacífico, supera los 10.500 m. .
El sistema de fosas de aguas profundas continúa hacia el sur con la Fosa de Japón, y la zona vulcanógena continúa con los volcanes extintos y activos de las Islas Japonesas. Todo el sistema de trincheras, así como los arcos de islas, a partir de la península de Kamchatka, separa los mares poco profundos de la plataforma de Okhotsk y el este de China del continente euroasiático, así como la depresión del Mar de Japón ubicada entre ellos con una profundidad máxima. de 3720m.
Cerca de la parte sur de las islas japonesas, la zona de transición se expande y se vuelve más compleja, la franja de trincheras de aguas profundas se divide en dos brazos, bordeando a ambos lados el vasto Mar de Filipinas, cuya depresión tiene una estructura compleja y un profundidad máxima de más de 7000 m Desde el Océano Pacífico está limitado por la Fosa de las Marianas con su profundidad máxima Océano Mundial 11.022 my el arco de las Islas Marianas. El brazo interno, que limita el Mar de Filipinas por el oeste, está formado por la fosa y las Islas Ryukyu y continúa más adelante con la fosa de Filipinas y el arco de las Islas Filipinas. La Fosa de Filipinas se extiende a lo largo del pie de las islas del mismo nombre a lo largo de más de 1.300 km y tiene una profundidad máxima de 10.265 m. En las islas hay diez volcanes activos y muchos extintos. Entre los arcos de islas y el Sudeste Asiático, dentro de la plataforma continental, se encuentran el Mar de China Oriental y la mayor parte del Mar de China Meridional (el más grande de la región). Sólo la parte oriental del Mar de China Meridional y los mares entre islas del archipiélago malayo alcanzan profundidades superiores a los 5.000 m y su base es una corteza de transición.
A lo largo del ecuador, la zona de transición dentro del archipiélago de la Sonda y sus mares insulares continúa hacia el Océano Índico. En las islas de Indonesia hay un total de 500 volcanes, de los cuales 170 están activos.
La región sur de la zona de transición del Océano Pacífico al noreste de Australia es particularmente compleja. Se extiende desde Kalimantan hasta Nueva Guinea y más al sur hasta los 20° S, limitando al norte con la plataforma Sokhul-Queensland de Australia. Toda esta sección de la zona de transición es una combinación compleja de fosas marinas con profundidades de 6000 mo más, crestas submarinas y arcos de islas, separados por cuencas o áreas de aguas poco profundas.
Frente a la costa oriental de Australia, entre Nueva Guinea y Nueva Caledonia, se encuentra el Mar del Coral. Desde el este está limitado por un sistema de trincheras de aguas profundas y arcos de islas (Nuevas Hébridas, etc.). Las profundidades de la cuenca del Coral y otros mares de esta región de transición (el mar de Fiji y especialmente el mar de Tasmania) alcanzan los 5000-9000 m, su fondo está compuesto por corteza de tipo oceánico o de transición.
El régimen hidrológico de la parte norte de esta zona favorece el desarrollo de los corales, especialmente comunes en el Mar del Coral. En el lado australiano, está limitado por una estructura natural única: la Gran Barrera de Coral, que se extiende a lo largo de la plataforma continental a lo largo de 2.300 km y alcanza una anchura de 150 km en la parte sur. Se compone de islas individuales y archipiélagos enteros, hechos de piedra caliza de coral y rodeados de arrecifes submarinos de pólipos de coral vivos y muertos. Los estrechos canales que cruzan la Gran Barrera de Coral conducen a la llamada Gran Laguna, cuya profundidad no supera los 50 m.
Desde el lado de la cuenca sur del fondo del océano entre las islas de Fiji y Samoa, el segundo arco de trincheras, externo al océano, se extiende hacia el suroeste: Tonga (su profundidad de 10.882 m es la profundidad máxima del Océano Mundial en el hemisferio sur) y su continuación Kermadec, profundidad máxima que también supera los 10 mil m. En el lado del mar de Fiji, las fosas de Tonga y Kermadec están limitadas por crestas y arcos submarinos de las islas del mismo nombre. En total se extienden 2.000 km hasta la Isla Norte de Nueva Zelanda. El archipiélago se eleva sobre la meseta submarina que le sirve de pedestal. Se trata de un tipo especial de estructura de los márgenes submarinos de los continentes y zonas de transición, llamados microcontinentes. Varían en tamaño y son levantamientos compuestos de corteza continental, coronados por islas y rodeados por todos lados por cuencas con corteza de tipo oceánico dentro del Océano Mundial.
La zona de transición de la parte oriental del Océano Pacífico, frente a los continentes de América del Norte y del Sur, difiere significativamente de su margen occidental. No hay mares marginales ni arcos de islas. Una franja de plataforma estrecha con islas continentales se extiende desde el sur de Alaska hasta América Central. A lo largo de la costa occidental de América Central, así como desde el ecuador a lo largo de las afueras de América del Sur, existe un sistema de fosas marinas profundas: centroamericana, peruana y chilena (Atacama) con profundidades máximas de más de 6000 y 8000 m. , respectivamente, obviamente, el proceso de formación de esta parte del océano y los continentes vecinos se produjo en la interacción de las trincheras de aguas profundas y las placas litosféricas continentales que existían en ese momento. América del Norte avanzó hacia las trincheras a lo largo de su camino hacia el oeste y las cerró, y la Placa Sudamericana desplazó la Fosa de Atacama hacia el oeste. En ambos casos, como resultado de la interacción de las estructuras oceánicas y continentales, se produjo un plegamiento, se elevaron las partes marginales de ambos continentes y se formaron poderosas zonas de sutura: la Cordillera de América del Norte y los Andes de América del Sur. Cada una de estas zonas estructurales se caracteriza por una intensa sismicidad y la manifestación de tipos mixtos de vulcanismo. O.K. Leontiev consideró posible compararlos con las crestas submarinas de los arcos insulares de la zona de transición occidental del Océano Pacífico.
Zona de transición
Márgenes continentales submarinos
Estructura geológica y topografía del fondo.
Mapa de las profundidades del Océano Pacífico
Los márgenes continentales submarinos ocupan el 10% del Océano Pacífico. La topografía de la plataforma muestra las características de llanuras transgresoras con topografía relicta subaérea. Estas formas son características de los valles fluviales submarinos de la plataforma de Java y la plataforma del mar de Bering. En la plataforma de Corea y en la plataforma del Mar de China Oriental, las crestas formadas por corrientes de marea son comunes. Varias estructuras de coral son comunes en la plataforma de aguas tropicales ecuatoriales. La mayor parte de la plataforma antártica se encuentra a profundidades de más de 200 m, la superficie está muy disecada, las elevaciones tectónicas submarinas se alternan con profundas depresiones: grabens. El talud continental de América del Norte está fuertemente disecado por cañones submarinos. En el talud continental del mar de Bering se conocen grandes cañones submarinos. El talud continental de la Antártida se distingue por su gran anchura, diversidad y relieve disecado. A lo largo de América del Norte, el pie continental se distingue por conos muy grandes de flujos de turbidez, que se fusionan en una sola llanura inclinada, bordeando el talud continental con una amplia franja.
La margen submarina de Nueva Zelanda tiene una estructura continental peculiar. Su superficie es 10 veces mayor que la superficie de las propias islas. Esta meseta submarina de Nueva Zelanda está formada por las elevaciones de cima plana de Campbell y Chatham y la depresión de Bunkie entre ellas. Por todos lados está limitado por el talud continental, bordeado por el pie continental. Esto también incluye la cresta submarina Lord Howe del Mesozoico tardío.
A lo largo del borde occidental del Océano Pacífico hay regiones de transición desde las márgenes de los continentes hasta el fondo del océano: Aleutianas, Kuril-Kamchatka, Japón, China Oriental, Indonesia-Filipinas, Bonin-Mariana (con el punto más profundo del océano - la Fosa de las Marianas, profundidad 11.022 m), Melanesia, Vityazevskaya, Tonga-Kermadec, Macquarie. Estas regiones de transición incluyen fosas marinas profundas, mares marginales y arcos de islas. A lo largo del borde oriental se encuentran regiones de transición: centroamericana y peruano-chilena. Se expresan únicamente en trincheras de aguas profundas y, en lugar de arcos de islas, a lo largo de las trincheras se extienden jóvenes montañas rocosas de América Central y del Sur.
Todas las áreas de transición se caracterizan por el vulcanismo y la alta sismicidad; forman el cinturón marginal del Pacífico de terremotos y vulcanismo moderno. Las regiones de transición en la margen occidental del Océano Pacífico están ubicadas en dos escalones, las regiones más jóvenes en términos de etapa de desarrollo están ubicadas en el límite con el fondo del océano y las más maduras están separadas del fondo del océano por arcos de islas e islas. masas de tierra con la corteza continental.
Fotografía del Océano Pacífico desde el espacio
El 11% de la superficie del fondo del Océano Pacífico está ocupada por dorsales en medio del océano, representadas por la Dorsal del Pacífico Sur y el Pacífico Oriental. Son cerros anchos y débilmente disecados. Las ramas laterales se extienden desde el sistema principal en forma del levantamiento chileno y la zona del rift de Galápagos. El sistema de dorsales en medio del océano Pacífico también incluye las dorsales Gorda, Juan de Fuca y Explorer en el noreste del océano. Las dorsales oceánicas son cinturones sísmicos con frecuentes terremotos en la superficie y actividad volcánica activa. En la zona del rift se encontraron lavas frescas y sedimentos que contienen metales, generalmente asociados con hidrotermas.
El sistema de elevaciones del Pacífico divide el fondo del Océano Pacífico en dos partes desiguales. La parte oriental tiene una construcción menos compleja y es menos profunda. Aquí se distingue el levantamiento chileno (zona de rift) y las cordilleras de Nazca, Sala y Gómez, Carnegie y Cocos. Estas crestas dividen la parte oriental del lecho en las cuencas de Guatemala, Panamá, Perú y Chile. Todos ellos se caracterizan por una topografía del fondo montañoso y montañoso complejamente diseccionada. En la zona de las Islas Galápagos existe una zona de rift.
La otra parte del lecho, que se encuentra al oeste de las elevaciones del Pacífico, ocupa aproximadamente 3/4 de todo el lecho del Océano Pacífico y tiene una estructura de relieve muy compleja. Decenas de colinas y crestas submarinas dividen el fondo del océano en una gran cantidad de cuencas. Las crestas más importantes forman un sistema de elevaciones en forma de arco, que comienzan en el oeste y terminan en el sureste. El primer arco de este tipo está formado por la cresta hawaiana, paralelo a él, el siguiente arco está formado por las montañas Cartographer, las montañas Marcus Necker, la cresta submarina de las islas Line, el arco termina con la base submarina de las islas Tuamotu. El siguiente arco está formado por las fundaciones submarinas de las Islas Marshall, Kiribati, Tuvalu y Samoa. El cuarto arco incluye las Islas Carolinas y el monte submarino Kapingamarangi. El quinto arco está formado por el grupo sur de las Islas Carolinas y el oleaje de Eurípik. Algunas crestas y colinas difieren en su extensión de las enumeradas anteriormente: esta es la cresta Imperial (noroeste), las colinas Shatsky, Magellan, Hess y Manihiki. Estas colinas se distinguen por superficies de cumbres niveladas y están cubiertas en la parte superior con depósitos de carbonato de mayor espesor.
Hay volcanes activos en las islas hawaianas y en el archipiélago de Samoa. Hay alrededor de 10 mil montes submarinos individuales, en su mayoría de origen volcánico, esparcidos por el fondo del Océano Pacífico. Muchos de ellos son guyots. Las cimas de algunos guyots se encuentran a una profundidad de 2 a 2,5 mil m, la profundidad promedio sobre ellas es de aproximadamente 1,3 mil m. La gran mayoría de las islas de las partes central y occidental del Océano Pacífico son de origen coralino. Casi todas las islas volcánicas están rodeadas de estructuras de coral.
El fondo y las dorsales oceánicas del Océano Pacífico se caracterizan por zonas de fallas, generalmente expresadas en relieve en forma de complejos de grabens y horsts orientados de manera conformable y lineal. Todas las zonas de falla tienen sus propios nombres: Surveyor, Mendocino, Murray, Clarion, Clipperton y otros. Las cuencas y elevaciones del fondo del Océano Pacífico se caracterizan por una corteza de tipo oceánico, con un espesor de capa sedimentaria de 1 km en el noreste a 3 km en Shatsky Rise y con un espesor de capa de basalto de 5 km a 13 kilómetros. Las dorsales en medio del océano tienen una corteza tipo rift que se caracteriza por una mayor densidad. Aquí se encuentran rocas ultramáficas y en la zona de la falla de Eltanin se levantaron esquistos cristalinos. Bajo los arcos de islas se ha descubierto la corteza subcontinental (islas Kuriles) y continental (islas japonesas).
Las dorsales oceánicas ocupan el 11% de la superficie del fondo del Océano Pacífico y tienen sus propias características estructurales específicas. Las elevaciones del Pacífico Sur y del Pacífico Oriental son elevaciones amplias y relativamente débilmente disecadas. Grandes formas de disección profunda (depresiones transversales estrechas o “canales oceánicos”) están asociadas con zonas de fallas transversales cortantes. Las zonas de los flancos de las dorsales oceánicas son muy amplias; la zona de rift sólo en determinadas zonas alcanza tanta expresividad como en las dorsales de los océanos Atlántico e Índico. Una característica distintiva de las dorsales oceánicas en el Océano Pacífico son también las ramas laterales del sistema principal en forma de la llamada Elevación Chilena y la Zona del Rift de Galápagos. El sistema de dorsales oceánicas en el Océano Pacífico también incluye las dorsales Gorda, Juan de Fuca y Explorer en el noreste del Océano Pacífico.
Las dorsales oceánicas del Océano Pacífico son cinturones sísmicos, pero a diferencia de las zonas de transición, aquí los terremotos son sólo superficiales.
La actividad volcánica activa ocurre principalmente en la zona del rift. Se descubrieron lavas frescas (durante fotografías submarinas), sedimentos que contienen metales, generalmente asociados con hidrotermas inherentes a áreas de vulcanismo moderno en el Océano Pacífico.
El sistema de elevaciones del Pacífico Sur y del Pacífico Oriental divide el fondo del Océano Pacífico en dos partes desiguales que difieren mucho en estructura. La parte oriental es menos profunda y de construcción menos compleja. En esta parte se encuentran las ramas laterales del sistema de dorsales en medio del océano, la chilena y las Galápagos. Además del levantamiento chileno, aquí destacan las sierras de Nazca, Sala y Gómez, Carnegie y Cocos. Estas crestas submarinas dividen la parte sureste del lecho en las cuencas de Guatemala, Panamá, Perú y Chile. Todos ellos se caracterizan por una topografía de fondo montañoso y montañoso complejamente diseccionada.
También se identifica una zona de rift en el área de las Islas Galápagos.
El resto del fondo del océano, que se encuentra al oeste de la Dorsal del Pacífico Oriental y desde el margen submarino de América del Norte y ocupa aproximadamente el área del fondo, tiene una estructura de relieve muy compleja. Decenas de crestas y colinas submarinas dividen el fondo del océano en una gran cantidad de cuencas. Las crestas más importantes de las partes occidental y central del fondo del Océano Pacífico tienen un patrón común: forman un sistema de elevaciones en forma de arco, que comienzan en el oeste y terminan en el sureste. El primer arco de este tipo está formado por la cresta hawaiana. Aproximadamente paralelo a él se extiende el siguiente "arco" más grande, que comienza con las montañas Cartographer y continúa con las montañas Marcus Necker, la cresta submarina de las islas Line y termina con la base submarina de las islas Tuamotu.
El siguiente arco está formado por los cimientos submarinos de las Islas Marshall, Kiribati y Tuvalu. Quizás las islas de Samoa estén relacionadas con él. El cuarto arco es mucho más corto que los anteriores, incluye las Islas Carolinas y el pozo o ascenso del submarino Kapingamarangi. El quinto arco está formado por el grupo sur de las Islas Carolinas y el oleaje Eauriapic. Hay varias crestas submarinas más, que también son la base de numerosas islas, paralelas a este sistema, pero no incluidas en él (por ejemplo, Phoenix, Tahití, Tubuai). Algunas crestas y colinas destacan marcadamente en su extensión. Esta es la cresta Imperial, o Noroeste, las alturas de Shatsky, Magallanes, Hess, Manihiki. Estos últimos se distinguen por superficies superiores niveladas y suelen tener “tapas” de depósitos de carbonato de mayor espesor.
Hawaii y Samoa tienen volcanes activos que difieren significativamente en la composición de productos volcánicos de los volcanes de las regiones de transición. Esparcidos a lo largo del fondo del Océano Pacífico, dentro de su lecho hay una gran cantidad de montes submarinos individuales, en su mayoría también de origen volcánico. Muchos de ellos tienen la parte superior aplanada: estos son los llamados Guyots.
Las cimas de algunos guyots se encuentran a profundidades de 2 a 2,5 mil m, la profundidad promedio sobre ellos es de aproximadamente 1,3 mil m. Se supone que las cimas de los guyot alguna vez estuvieron mucho más cerca de la superficie del océano, tal vez incluso lo estuvieron. islas, y luego, después de la alineación por abrasión o denudación, resultaron sumergidas hasta las profundidades en las que se encuentran ahora.
La gran mayoría de las islas del Océano Pacífico occidental y central son de coral. Si se trata de islas puramente volcánicas, casi siempre están rodeadas de estructuras de coral. El gran espesor de las calizas coralinas en los atolones de coral modernos también indica importantes movimientos negativos de la corteza dentro del fondo del Océano Pacífico durante el Cenozoico. Las calizas coralinas más antiguas descubiertas mediante perforaciones en atolones son del Eoceno. Se encuentran a profundidades cercanas a los 1300 m de la superficie, mientras que los corales formadores de arrecifes sólo pueden vivir a profundidades de no más de 50 m.
Una característica muy llamativa del relieve y la estructura tectónica dentro del fondo del océano y las dorsales oceánicas son las zonas de fallas oceánicas, generalmente expresadas en relieve en forma de complejos de depresiones tectónicas orientadas linealmente y conformemente (grabens) y crestas en bloque (horsts). . Todas las zonas de falla conocidas tienen sus propios nombres. Por ejemplo, en la parte norte del océano, las zonas de falla más importantes son Surveyor, Mendocino, Murray, Clarion y Clipperton.
Las cuencas y elevaciones del fondo del Océano Pacífico se caracterizan por una corteza de tipo oceánico, pero es bastante diferente. Por ejemplo, en la parte noreste del fondo del océano, las capas "segunda" y "basalto" de la corteza oceánica son delgadas, respectivamente, de menos de 1 y menos de 5 km, con valores promedio de 1 y 7 km. En Shatsky Upland, se observa el espesor máximo de la "segunda" capa, junto con la capa sedimentaria - hasta 3 km y la capa basáltica - hasta 13 km.
Las dorsales oceánicas del Océano Pacífico tienen una corteza tipo rift, caracterizada por una mayor densidad general (en comparación con la corteza oceánica). Con ayuda del dragado, como en otras dorsales oceánicas, se descubrieron aquí rocas ultramáficas y en la zona de la falla de Eltanin se levantaron lutitas cristalinas.
Las regiones de transición tienen una estructura de mosaico muy variada de la corteza terrestre. Junto a la corteza suboceánica e incluso oceánica, característica de las cuencas de aguas profundas y de los fondos de las fosas submarinas, bajo los arcos insulares se ha descubierto corteza subcontinental (islas Kuriles) e incluso continental (islas japonesas). Es esta estructura en mosaico de la corteza terrestre en las áreas de transición la que permite distinguir la corteza terrestre desarrollada aquí en un tipo geosinclinal especial de corteza terrestre (Fig. 3).
Todavía existen diferentes puntos de vista sobre la cuestión de tiempo de educación El Océano Pacífico en su forma moderna, pero, obviamente, al final de la era Paleozoica, ya existía una gran masa de agua en el lugar de su cuenca, así como el antiguo continente Pangea, ubicado aproximadamente simétricamente con respecto al ecuador. Al mismo tiempo, comenzó la formación del futuro Océano de Tetis en forma de una enorme bahía, cuyo desarrollo y la invasión de Pangea condujeron posteriormente a su desintegración y a la formación de continentes y océanos modernos.
Cama El Océano Pacífico moderno está formado por un sistema de placas litosféricas limitadas en el lado del océano por dorsales en medio del océano, que forman parte del sistema global de dorsales en medio del océano del Océano Mundial. Se trata de la Dorsal del Pacífico Oriental y la Dorsal del Pacífico Sur, que, alcanzando en algunos lugares una anchura de hasta 2.000 kilómetros, se conectan entre sí en la parte sur del océano y continúan hacia el oeste hasta el Océano Índico. La Cordillera del Pacífico Oriental, que se extiende al noreste hasta la costa de América del Norte, en la región del Golfo de California, conecta con el sistema de fallas continentales del Valle de California, la Fosa de Yosemite y la Falla de San Andrés. Las propias dorsales medias del Océano Pacífico, a diferencia de las dorsales de otros océanos, no tienen una zona de rift axial claramente definida, pero se caracterizan por una intensa sismicidad y vulcanismo con predominio de emisiones de rocas ultrabásicas, es decir, tienen las características de una zona de renovación intensiva de la litosfera oceánica. A lo largo de toda su longitud, las crestas medias y las secciones de placas adyacentes están intersecadas por fallas transversales profundas, que también se caracterizan por el desarrollo del vulcanismo intraplaca moderno y, especialmente, antiguo. Situado entre las dorsales medianas y limitado por fosas marinas profundas y zonas de transición, el vasto fondo del Océano Pacífico tiene una superficie complejamente diseccionada, que consta de un gran número de cuencas con una profundidad de 5.000 a 7.000 mo más, el fondo de que está compuesta por corteza oceánica cubierta de arcillas, calizas y limos de origen orgánico de aguas profundas. La topografía del fondo de las cuencas es mayoritariamente montañosa. Las cuencas más profundas (alrededor de 7000 mo más): Central, Mariana Occidental, Filipinas, Sur, Noreste, Carolina del Este.
Los lavabos están separados entre sí o atravesados por arcos eleva o en bloque crestas, sobre las cuales se plantan estructuras volcánicas, dentro del espacio intertropical a menudo coronado por estructuras coralinas. Sus cimas sobresalen del agua en forma de pequeñas islas, a menudo agrupadas en archipiélagos linealmente alargados. Algunos de ellos todavía son volcanes activos, que arrojan corrientes de lava basáltica. Pero en su mayor parte se trata de volcanes extintos, construidos con arrecifes de coral. Algunas de estas montañas volcánicas se encuentran a una profundidad de 200 a 2000 m. Sus cimas están niveladas por abrasión; la posición profunda bajo el agua está obviamente asociada con el descenso del fondo. Las formaciones de este tipo se denominan Guyots.
De particular interés entre los archipiélagos del Océano Pacífico central son las islas hawaianas. Forman una cadena de 2.500 km de longitud que se extiende al norte y al sur del Trópico del Norte y son las cimas de enormes macizos volcánicos que se elevan desde el fondo del océano a lo largo de una poderosa falla profunda. Su altura visible es de 1000 a 4200 m, y su altura bajo el agua es de aproximadamente 5000 m. En cuanto a su origen, estructura interna y apariencia, las islas hawaianas son un ejemplo típico de vulcanismo intraplaca oceánico.
Las islas hawaianas son el extremo norte de una enorme grupo de islas la parte central del Océano Pacífico, que lleva el nombre general de "Polinesia". La continuación de este grupo hasta aproximadamente 10° S. son las islas de la Polinesia Central y del Sur (Samoa, Cook, Sociedad, Tabuai, Marquesas, etc.). Estos archipiélagos, por regla general, se extienden de noroeste a sureste, a lo largo de fallas transformadoras. La mayoría de ellos son de origen volcánico y están compuestos por estratos de lava basáltica. Algunas están coronadas por conos volcánicos anchos y de suave pendiente de 1.000 a 2.000 m de altura. Las islas más pequeñas son en la mayoría de los casos estructuras de coral. Características similares tienen numerosos grupos de pequeñas islas ubicadas principalmente al norte del ecuador, en la parte occidental de la placa litosférica del Pacífico: las islas Mariana, Caroline, Marshall y Palau, así como el archipiélago Gilbert, que se extiende parcialmente hacia el hemisferio sur. Estos grupos de pequeñas islas se denominan colectivamente Micronesia. Todos ellos son de origen coralino o volcánico, montañosos y se elevan a cientos de metros sobre el nivel del mar. Las costas están rodeadas de arrecifes de coral superficiales y submarinos, lo que dificulta mucho la navegación. Muchas islas pequeñas son atolones. Cerca de algunas islas hay fosas oceánicas de aguas profundas, y al oeste del archipiélago de las Marianas hay una fosa de aguas profundas del mismo nombre, perteneciente a la zona de transición entre el océano y el continente euroasiático.
En la parte del lecho del Océano Pacífico adyacente a los continentes americanos, pequeñas y únicas islas volcánicas: Juan Fernández, Cocos, Semana Santa, etc. El grupo más grande e interesante son las Islas Galápagos, ubicadas en el ecuador cerca de la costa de América del Sur. Este es un archipiélago de 16 islas volcánicas grandes y muchas pequeñas con picos de volcanes extintos y activos de hasta 1700 m de altura.
Transicional Desde el océano hasta los continentes, las zonas difieren en la estructura del fondo del océano y las características de los procesos tectónicos tanto en el pasado geológico como en la actualidad. Rodean el Océano Pacífico por el oeste, norte y este. En diferentes partes del océano, los procesos de formación de estas zonas proceden de manera diferente y conducen a resultados diferentes, pero en todas partes se distinguen por una gran actividad tanto en el pasado geológico como en la actualidad.
En el lado del fondo del océano, las zonas de transición están limitadas por arcos de trincheras de aguas profundas, en la dirección en la que se mueven las placas litosféricas y la litosfera oceánica se hunde bajo los continentes. Dentro de las zonas de transición, la estructura del fondo del océano y los mares marginales está dominada por tipos de transición de la corteza terrestre, y los tipos de vulcanismo oceánico son reemplazados por vulcanismo mixto efusivo-explosivo de zonas de subducción. Estamos hablando del llamado “Anillo de Fuego del Pacífico”, que rodea el Océano Pacífico y se caracteriza por una alta sismicidad, numerosas manifestaciones de paleovulcanismo y accidentes geográficos vulcanógenos, así como la existencia dentro de sus límites de más del 75% de los volcanes actualmente activos del planeta. Se trata principalmente de vulcanismo mixto efusivo-explosivo de composición intermedia.
Todas las características típicas de la zona de transición se expresan más claramente en las márgenes norte y oeste del Océano Pacífico, es decir, frente a las costas de Alaska, Eurasia y Australia. Esta amplia franja entre el fondo del océano y la tierra, incluidas las márgenes submarinas de los continentes, es única en la complejidad de su estructura y en la relación entre la tierra y el agua, se distingue por importantes fluctuaciones en profundidades y alturas; y la intensidad de los procesos que ocurren tanto en las profundidades de la corteza terrestre como en la superficie del agua.
El borde exterior de la zona de transición en el Océano Pacífico Norte está formado por Fosa de aguas profundas de las Aleutianas, que se extiende a lo largo de 4000 km en un arco convexo hacia el sur desde el golfo de Alaska hasta las costas de la península de Kamchatka, con una profundidad máxima de 7855 m. Esta fosa, hacia la que se mueven las placas litosféricas de la parte norte del Pacífico. El océano está dirigido, bordea por la parte trasera el pie submarino de la cadena de islas Aleutianas, la mayoría de ellas son volcanes de tipo explosivo-efusivo. Alrededor de 25 de ellos están activos.
Una continuación de esta zona frente a las costas de Eurasia es el sistema trincheras de aguas profundas, que están asociados con las partes más profundas del Océano Mundial y, al mismo tiempo, áreas de la manifestación más completa y diversa del vulcanismo, tanto antiguo como moderno, tanto en los arcos insulares como en las afueras del continente. En la parte trasera de la fosa profunda de Kuril-Kamchatka (profundidad máxima de 9700 m) se encuentra la península de Kamchatka con sus 160 volcanes, de los cuales 28 están activos, y el arco de las islas volcánicas Kuriles con 40 volcanes activos. Las Islas Kuriles son los picos de una cadena montañosa submarina que se eleva sobre el fondo del Mar de Okhotsk entre 2000 y 3000 m, y la profundidad máxima de la Fosa Kuril-Kamchatka, que va desde el Océano Pacífico, supera los 10.500 m. .
El sistema de fosas de aguas profundas continúa hacia el sur con la Fosa de Japón, y la zona vulcanógena continúa con los volcanes extintos y activos de las Islas Japonesas. Todo el sistema de trincheras, así como los arcos de islas, a partir de la península de Kamchatka, separa los mares poco profundos de la plataforma de Okhotsk y el este de China del continente euroasiático, así como la depresión del Mar de Japón ubicada entre ellos con una profundidad máxima. de 3720m.
Cerca de la parte sur de las islas japonesas, la zona de transición se expande y se vuelve más compleja, la franja de trincheras de aguas profundas se divide en dos brazos, bordeando a ambos lados el vasto Mar de Filipinas, cuya depresión tiene una estructura compleja y un profundidad máxima de más de 7000 m Desde el Océano Pacífico está limitado por la Fosa de las Marianas con su profundidad máxima Océano Mundial 11.022 my el arco de las Islas Marianas. El brazo interno, que limita el Mar de Filipinas por el oeste, está formado por la fosa y las Islas Ryukyu y continúa más adelante con la fosa de Filipinas y el arco de las Islas Filipinas. La Fosa de Filipinas se extiende a lo largo del pie de las islas del mismo nombre a lo largo de más de 1.300 km y tiene una profundidad máxima de 10.265 m. En las islas hay diez volcanes activos y muchos extintos. Entre los arcos de islas y el Sudeste Asiático, dentro de la plataforma continental, se encuentran el Mar de China Oriental y la mayor parte del Mar de China Meridional (el más grande de la región). Sólo la parte oriental del Mar de China Meridional y los mares entre islas del archipiélago malayo alcanzan profundidades superiores a los 5.000 m y su base es una corteza de transición.
A lo largo del ecuador, la zona de transición dentro del archipiélago de la Sonda y sus mares insulares continúa hacia el Océano Índico. En las islas de Indonesia hay un total de 500 volcanes, de los cuales 170 están activos.
La región sur de la zona de transición del Océano Pacífico al noreste de Australia es particularmente compleja. Se extiende desde Kalimantan hasta Nueva Guinea y más al sur hasta los 20° S, limitando al norte con la plataforma Sokhul-Queensland de Australia. Toda esta sección de la zona de transición es una combinación compleja de fosas marinas con profundidades de 6000 mo más, crestas submarinas y arcos de islas, separados por cuencas o áreas de aguas poco profundas.
Frente a la costa oriental de Australia, entre Nueva Guinea y Nueva Caledonia, se encuentra el Mar del Coral. Desde el este está limitado por un sistema de trincheras de aguas profundas y arcos de islas (Nuevas Hébridas, etc.). Las profundidades de la cuenca del Coral y otros mares de esta región de transición (el mar de Fiji y especialmente el mar de Tasmania) alcanzan los 5000-9000 m, su fondo está compuesto por corteza de tipo oceánico o de transición.
El régimen hidrológico de la parte norte de esta zona favorece el desarrollo de los corales, especialmente comunes en el Mar del Coral. En el lado australiano, está limitado por una estructura natural única: la Gran Barrera de Coral, que se extiende a lo largo de la plataforma continental a lo largo de 2.300 km y alcanza una anchura de 150 km en la parte sur. Se compone de islas individuales y archipiélagos enteros, hechos de piedra caliza de coral y rodeados de arrecifes submarinos de pólipos de coral vivos y muertos. Los estrechos canales que cruzan la Gran Barrera de Coral conducen a la llamada Gran Laguna, cuya profundidad no supera los 50 m.
Desde el lado de la cuenca sur del fondo del océano entre las islas de Fiji y Samoa, el segundo arco de trincheras, externo al océano, se extiende hacia el suroeste: Tonga (su profundidad de 10.882 m es la profundidad máxima del Océano Mundial en el hemisferio sur) y su continuación Kermadec, profundidad máxima que también supera los 10 mil m. En el lado del mar de Fiji, las fosas de Tonga y Kermadec están limitadas por crestas y arcos submarinos de las islas del mismo nombre. En total se extienden 2.000 km hasta la Isla Norte de Nueva Zelanda. El archipiélago se eleva sobre la meseta submarina que le sirve de pedestal. Se trata de un tipo especial de estructura de los márgenes submarinos de los continentes y zonas de transición, llamados microcontinentes. Varían en tamaño y son levantamientos compuestos de corteza continental, coronados por islas y rodeados por todos lados por cuencas con corteza de tipo oceánico dentro del Océano Mundial.
La zona de transición de la parte oriental del Océano Pacífico, frente a los continentes de América del Norte y del Sur, difiere significativamente de su margen occidental. No hay mares marginales ni arcos de islas. Una franja de plataforma estrecha con islas continentales se extiende desde el sur de Alaska hasta América Central. A lo largo de la costa occidental de América Central, así como desde el ecuador a lo largo de las afueras de América del Sur, existe un sistema de fosas marinas profundas: centroamericana, peruana y chilena (Atacama) con profundidades máximas de más de 6000 y 8000 m. , respectivamente, obviamente, el proceso de formación de esta parte del océano y los continentes vecinos se produjo en la interacción de las trincheras de aguas profundas y las placas litosféricas continentales que existían en ese momento. América del Norte avanzó hacia las trincheras a lo largo de su camino hacia el oeste y las cerró, y la Placa Sudamericana desplazó la Fosa de Atacama hacia el oeste. En ambos casos, como resultado de la interacción de las estructuras oceánicas y continentales, se produjo un plegamiento, se elevaron las partes marginales de ambos continentes y se formaron poderosas zonas de sutura: la Cordillera de América del Norte y los Andes de América del Sur. Cada una de estas zonas estructurales se caracteriza por una intensa sismicidad y la manifestación de tipos mixtos de vulcanismo. O.K. Leontiev consideró posible compararlos con las crestas submarinas de los arcos insulares de la zona de transición occidental del Océano Pacífico.
Es aconsejable considerar juntos el megarrelieve de dos accidentes geográficos planetarios de la Tierra: el lecho de los océanos (talasocratones) y las dorsales en medio del océano. Esto se debe principalmente a las peculiaridades de la orografía de cada uno de los océanos y del Océano Mundial en su conjunto.
Recordemos que el fondo del océano se caracteriza por el tipo oceánico de la corteza terrestre, caracterizado por un espesor reducido (5-10 km) y la ausencia de una capa de granito. Las dorsales en medio del océano se caracterizan por un tipo especial de estructura de la corteza terrestre, la riftogénica, por lo que se distinguen como una forma planetaria especial.
El fondo del océano corresponde estructuralmente a plataformas oceánicas o talasocratones. Cuando se mira un mapa batimétrico del fondo de cualquier océano, llama la atención la celularidad de su megarelieve. Cuencas gigantes con un fondo relativamente plano, a menudo montañoso, están separadas por grandes crestas, murallas y colinas. La corteza oceánica más típica se encuentra en el fondo de las cuencas. En elevaciones más altas, por regla general, el espesor de la corteza aumenta y, en algunos casos, se encuentra una capa de mayor densidad debajo de la típica capa de basalto y la superficie de Moho no está clara.
Es de destacar la gran profundidad de las cuencas oceánicas, lo que indica, en primer lugar, el predominio de movimientos verticales negativos en estas zonas de la superficie terrestre. Si los continentes, con sus movimientos positivos inherentes, son predominantemente áreas de denudación, entonces las cuencas oceánicas sirven como áreas de acumulación de una amplia variedad de material sedimentario, proveniente principalmente de la tierra.
Las dorsales en medio del océano representan morfológicamente las mayores hinchazones de la corteza terrestre, alargadas en dirección meridional o sumergible, formándose, por así decirlo. enorme(hasta 2000 km de ancho y hasta 6 km de altura relativa) una bóveda con un relieve complejamente disecado de las laderas y especialmente de su zona axial, donde se desarrollan crestas asimétricas, separadas por depresiones profundas y bien definidas (Fig. 31) con fondo plano y lados empinados, alargados de acuerdo con el rumbo general de la dorsal oceánica. Estas formas de relieve son el resultado de perturbaciones discontinuas de la corteza terrestre, como las fisuras, por lo que las zonas axiales de las crestas medias se denominan zonas de ruptura.
Las dorsales oceánicas forman un único sistema planetario(Figura 32). Una de las principales características geológicas y geofísicas de las dorsales oceánicas, exclusiva de ellas, es la alta velocidad de las ondas elásticas en la corteza terrestre. Otra característica geofísica importante es el alto valor del flujo de calor. Las características importantes también incluyen la alta sismicidad de las crestas medianas y el confinamiento de numerosos volcanes oceánicos insulares y submarinos en sus crestas y laderas. Todo esto, así como la marcada disección del relieve, indica que las dorsales en medio del océano son áreas de intensa tectogénesis moderna y, según el concepto de tectónica de placas litosféricas, representan zonas de expansión.
La estructura geológica de las crestas y valles de rift de las dorsales oceánicas involucra rocas ultramáficas, principalmente varias peridotitas, que a menudo componen bloques enteros que forman crestas de rift individuales. Grandes valores atípicos y reservas de rocas ultrabásicas en zonas de rift penetran en la corteza terrestre desde el manto superior y se mezclan aquí con bloques de rocas básicas, formando las llamadas mezcla. Esto aumenta significativamente la densidad general de la corteza debajo de las zonas de rift.
Los datos sobre las morfoestructuras de las zonas de transición, el fondo del océano y las dorsales oceánicas se presentan en el Capítulo. 10 y 11, se puede representar en forma de un perfil generalizado del fondo del océano que se muestra en la Fig. 33.
Relieve del lecho del Océano Ártico. Crestas medias y elevaciones árticas. Incluso hace treinta años, en los mapas físico-geográficos, el lecho del Océano Ártico (AO) dentro de su Cuenca Ártica Se representó como una sola palangana con un fondo plano y uniforme. La comprensión moderna de la estructura del fondo de este océano, gracias a muchos años de investigación soviética y estadounidense, es completamente diferente. Ahora se ha establecido toda una serie de crestas y colinas submarinas que dividen la cuenca ártica del Océano Ártico en varias cuencas (Fig. 34).
Cerca del polo, la cuenca ártica cruza ascenso de Lomonosov, comenzando en el sector americano cerca de la isla Ellesmere y adyacente a la plataforma siberiana al norte de las islas de Nueva Siberia. Otro ascenso se extiende desde la plataforma de la isla Ellesmere: Meseta alfa, que entra El ascenso de Mendeleev. En el sector siberiano del océano, este ascenso se encuentra junto a la plataforma del Mar de Siberia Oriental.
Entre los levantamientos hay cuencas de fondo plano. makarova Y Tolia con una profundidad máxima de unos 4 km. Entre la subida de Mendeleev y la plataforma de Alaska se encuentra la cuenca oceánica más grande: Beaufort, su profundidad máxima es de 4680 m. La mayor parte del fondo de la cuenca está ocupada. llanura abisal plana.
En el sector europeo-siberiano del océano hay Cresta de Gakkel. La parte axial de la cresta, a diferencia de los levantamientos de Lomonosov y Mendeleev, tiene una topografía muy diseccionada: varias crestas cortas individuales, separadas por profundos valles de rift, ubicadas escalonadas a lo largo del eje de la cresta. Entre la cresta Gakkel y la elevación Lomonosov hay una cuenca amundsen(El Polo Norte se encuentra dentro de esta cuenca; la profundidad del océano debajo es de 4316 m). Al sur de Gakkel Ridge se encuentra una cuenca Nansen. Su profundidad máxima es de unos 4000 m.
Excepto Cuenca Ártica en el Océano Ártico destaca Cuenca Noruega-Groenlandia. Aquí cuencas de los mares de Groenlandia y Noruega dorsales oceánicas separadas Knipovicha, Mona Y Islandés. La profundidad máxima de la cuenca de Groenlandia es de 5327 m, confinada al valle del rift de la cresta Knipovich. Esta es la profundidad máxima del océano. La mayor profundidad de la cuenca de Noruega es de unos 4.000 m. La topografía del fondo de ambas cuencas es complicada. montes submarinos Y sierras. También hay varios pequeños llanuras planas, Formado debido a la acumulación de sedimentos de aguas profundas. En la cresta islandesa hay un activo. volcán islas Jan Mayen.
Relieve del lecho del Océano Atlántico. Dorsal mesoatlantica. El elemento orográfico central del relieve del fondo del Océano Atlántico es Dorsal mesoatlantica, que se extiende dentro de sus fronteras desde Islandia en el norte hasta 65° al sur. w. en el Sur. El rumbo de la cresta no es constante, pero en general es cercano a meridional, con excepción de la sección ecuatorial, donde se vuelve sublatitudinal en cierta distancia. El ancho de la cresta alcanza los 2500 km en el Atlántico Sur, pero al norte de Islandia disminuye a 300 km.
La altura relativa de la Cordillera del Atlántico Medio es de hasta 4 km. Morfológicamente, sería más correcto llamarlo, como otras crestas en medio del océano, no una cresta, sino un país montañoso o tierras altas, ya que consta de crestas individuales, cadenas montañosas, valles longitudinales y depresiones. El relieve más disecado y contrastante es característico de la zona de rift de la cresta, representada por un complejo sistema de crestas de Horst y grabens estrechos.- valles del rift, Además, las profundidades del orden de 5 a 6 km suelen limitarse a estos últimos. Las profundidades máximas suelen caracterizarse por estrechas depresiones transversales asociadas con zonas de fallas que cortan la cresta. Un ejemplo de tal depresión es depresión romancha(7730 metros). Fallas transversales complicar aún más la topografía tanto de la zona del rift como de los flancos de la Cordillera del Atlántico Medio.
Al igual que otras dorsales en medio del océano, la Cordillera del Atlántico Medio la corteza terrestre se caracteriza por un tipo riftógeno, caracterizado por una mayor densidad y la ausencia de un límite Moho claramente definido. Junto con los basaltos, las rocas ultrabásicas (peridotitas y dunitas) son comunes en la zona de rift de la cresta. La zona axial y los flancos se caracterizan por anomalías magnéticas positivas y negativas alternas, observándose la anomalía positiva más pronunciada en el valle del rift central. Las anomalías de gravedad en la reducción de Bouguer (es decir, normalizadas al nivel del mar) sobre la cresta mediana suelen ser positivas, pero en el caso de los valles del rift suelen ser negativas.
Los epicentros de los terremotos se encuentran en la zona del rift. La mayor concentración de epicentros se observó en secciones de la cresta cruzadas por fallas transformantes latitudinales y sublatitudinales. Una de estas fallas cruza la cresta en la región de Azores. Se le asocian manifestaciones activas del vulcanismo moderno. En la parte ecuatorial de la cresta se observa una gran cantidad de fallas transversales paralelas entre sí. Los segmentos individuales de la cresta, cortados por estas fallas, se desplazan entre sí muchas decenas e incluso cientos de kilómetros (ver Fig. 12). Estos cambios determinan la extensión sublatitudinal general de la Cordillera del Atlántico Medio en su segmento ecuatorial.
Los flancos de la cresta también tienen un terreno montañoso muy accidentado y se caracterizan por manifestaciones de vulcanismo moderno de tipo central. Los volcanes activos modernos más importantes en las alas y en la zona de rift de la cresta son volcanes de la cordillera de Reykjanes(segmento de la cresta mediana adyacente a Islandia), parte ecuatorial Cresta de Tristán da Cunha. En la parte sur del océano, la Cordillera del Atlántico Medio pasa a la Cordillera Submarina Africana-Antártica.
El lecho del Océano Atlántico a ambos lados de la dorsal mediana está compuesto por corteza de tipo oceánico. El espesor más delgado de la corteza terrestre se observa debajo de las cuencas oceánicas, separadas por colinas y crestas submarinas con un mayor espesor de la corteza terrestre. Los nombres de algunas cuencas y cerros se muestran en el diagrama adjunto (Fig. 35).
Consideremos, como ejemplo, la estructura de una de las colinas submarinas del fondo del océano: Meseta de las Bermudas, ubicado en la parte central Cuenca de América del Norte. Tiene la apariencia de un horst-anteclise con pendientes empinadas al sureste y suaves al noroeste. La tectónica de fallas es claramente evidente en la estructura de la meseta. La pronunciada pendiente está atravesada por profundas depresiones, como cañones submarinos, que son estrechos grabens abiertos hacia la cuenca. En la topografía de la meseta también se evidencia toda una red de fallas. Los volcanes submarinos se elevan en las intersecciones de fallas. Un grupo de los volcanes más altos forma la base de las Bermudas, compuestos de calizas coralinas.
La estructura de la topografía del fondo de las cuencas oceánicas es bastante monótona. En casi todas las cuencas del Océano Atlántico existen dos tipos principales de relieve. La mayor parte del fondo de la cuenca tiene terreno montañoso con una sección vertical de un promedio de 250-600 m, en algunos casos, hasta 1000 m. Este tipo de relieve se llama. "relieve de cerros abisales". Una parte más pequeña del fondo del lavabo está casi perfectamente nivelada. Estos espacios completamente planos y con pendientes superficiales insignificantes se denominan llanuras abisales planas. Por lo general, no ocupan las partes más profundas de las cuencas, sino las ubicadas más cerca del talud y pie continental. Los estudios sísmicos han demostrado que en las llanuras el espesor de la capa sedimentaria alcanza los 1,5 km, y dentro de las colinas abisales el espesor de la capa sedimentaria se mide en varios cientos o incluso decenas de metros.
El origen de los cerros abisales está asociado a procesos volcánicos. Con un espesor muy bajo de la corteza oceánica, se permite la formación de una red de pequeñas fallas durante su hundimiento, a lo largo de las cuales se produjeron manifestaciones volcánicas. Tras la extinción del proceso magmático, los lacolitos o volcanes en escudo quedaron parcialmente enterrados bajo una capa de sedimentos del fondo, transformándolos en colinas abisales.
Relieve del lecho y crestas medias del Océano Índico. Hay varias dorsales en medio del océano en el Océano Índico: Indias Occidentales, Indias Árabes, Indias Centrales, pasando al este de la isla de Amsterdam hacia Australasia-Antártida(Figura 36). Todas las dorsales, con excepción de la dorsal Australiano-Antártica, están relativamente bien estudiadas y muestran una gran similitud en estructura con la dorsal del Atlántico Medio. La Cordillera Australiana-Antártica (levantamiento) ha sido menos estudiada. Se distingue por un menor desmembramiento de las zonas de los flancos, menor altura y una expresión débil de la zona de rift.
Las crestas medias del Océano Índico, como en el Atlántico, están rotas no sólo por fallas longitudinales, que dan al arco una estructura de rift, sino también por fallas transversales. Sin embargo, predominan las fallas de rumbo meridional o (con menos frecuencia) sublatitudinal, pero no latitudinal. Con una de estas fallas sublatitudinales (falla de Vima), Atravesando la parte sur de la Cordillera Arábiga-India, se asocia la profundidad máxima del Océano Índico: 6400 m. Se ha identificado una amplia zona de fragmentación tectónica en la parte media de la elevación antártica australiano. Se expresa mediante un complejo sistema de crestas y depresiones meridionales cortas.
Junto con las crestas medianas, el Océano Índico tiene varias crestas grandes con una estructura de corteza de tipo oceánico y una estructura de bloques de fallas. El mayor de ellos es Cordillera de las Indias Orientales, comenzando en la parte sur de la Bahía de Bengala y terminando cerca de Central Indian Ridge. Este enorme sistema montañoso (más extenso que los Urales) fue descubierto a principios de los años 60.
Mencionemos dos crestas en bloques más grandes: maldivo Y mascarene, Ubicado en la parte occidental del océano. La cresta de las Mascareñas en la parte norte (región de las Seychelles) tiene una corteza de tipo continental. Según algunos investigadores, este es un fragmento del continente una vez unido del hemisferio sur: Gondwana, que unió todos los continentes del sur de nuestro planeta al comienzo del Mesozoico. Según otros, es un continente subdesarrollado. Madagascar, cordilleras de Mozambique Y Cerro de las Agujas, Ubicados en la parte suroeste del océano, están compuestos por corteza de tipo continental y deben considerarse como elementos del margen submarino del continente africano.
De los elementos orográficos más grandes del Océano Índico, también mencionamos Meseta de Crozet- formación volcánica oceánica típica, Meseta de Kerguelén, representa una protuberancia de la plataforma continental antártica que se proyecta muy hacia el norte.
Para fondos de cuenca océano Indio El relieve más característico son los cerros abisales. Las llanuras abisales planas ocupan solo una pequeña área del fondo del océano.
Relieve del lecho y dorsales medias del Océano Pacífico. El Océano Pacífico, cuya superficie constituye casi la mitad de todo el Océano Mundial, tiene la mayor diversidad de megarelieve de lecho. Las crestas medias del Océano Pacífico (hay dos de ellas: Sur Y Pacífico Oriental) En estructura, se parecen a Australasia-Antártico: sus flancos anchos tienen un relieve relativamente débilmente disecado y la estructura de rift de la zona axial no es tan pronunciada como en las cordilleras del Atlántico Medio o de la India Arábiga. En la estructura de las dorsales medias del Océano Pacífico, las poderosas zonas de fallas oceánicas que las cortan a través del rumbo desempeñan un papel importante. A lo largo de las fallas, la cresta media se divide en varios segmentos con contornos paralelepipédicos, desplazados lateralmente entre sí 1 . Las características geofísicas de la estructura de las dorsales del Pacífico medio son similares a las descritas para otras dorsales del Pacífico medio.
Entre 40 y 30° S. w. sale de la Cordillera del Pacífico Oriental hacia el sureste Cordillera chilena, tener una estructura de rift y caracterizarse por la sismicidad y el vulcanismo, por lo que puede considerarse una rama del sistema en medio del océano. Tenga en cuenta que las dorsales del Pacífico este y sur, como la dorsal australiano-antártica en el Océano Índico, así como la dorsal chilena, se diferencian morfológicamente de otras dorsales en medio del océano por su gran anchura y su disección relativamente pequeña de la zona del rift. Los defensores del concepto de tectónica de placas asocian estas características con altas tasas de expansión. Pero es posible que estas características morfológicas indiquen la juventud de las morfoestructuras nombradas. Debido a esta especificidad morfológica, generalmente (en los mapas, en la literatura) no se les llama crestas, sino elevaciones.
Otros elementos orográficos linealmente alargados del fondo del Océano Pacífico (Fig. 37) se caracterizan por el tipo oceánico de la corteza terrestre. Parecen grandes pozos en cuyos arcos se asientan volcanes, que a menudo forman cadenas volcánicas enteras. Los más grandiosos en términos de longitud, altura y violentas manifestaciones de vulcanismo. cresta hawaiana de tipo oceánico, coronada por islas del mismo nombre. Los volcanes de estas crestas son volcanes en escudo. Hacen erupción de magma máfico.
En el Océano Pacífico son especialmente numerosos los montes submarinos de cima plana: Guyots(Figura 38). Más común en Montes submarinos Marcus Necker, que se extienden en dirección latitudinal desde la parte sur de las islas hawaianas hacia el oeste hasta las islas de Benin y Volcano. La profundidad sobre los picos de muchos guyots alcanza los 2500 m (en promedio 1300 m). Como se señaló anteriormente, tal profundidad indica claramente el hundimiento del fondo del océano, ya que no hay razón para suponer una disminución tan significativa de su nivel en el pasado.
Muchos arcos oceánicos tienen picos montañosos coronados con estructuras de coral. arrecifes de anillo, o atolones. Según investigaciones y perforaciones geofísicas, las montañas que forman la base de los arrecifes de coral también son formaciones volcánicas. Es interesante que la mayoría de las crestas arqueadas oceánicas con cadenas volcánicas, guyots y arrecifes de coral se limitan a una amplia franja que cruza el Océano Pacífico de sureste a noroeste, desde el área de la Isla de Pascua hasta la cuenca del Noroeste inclusive. Según G. Menard, estas elevaciones oceánicas son los restos de una antigua cordillera en medio del océano, que a finales del Cretácico y principios del Paleógeno fue destruida como resultado de poderosos procesos tectónicos. Se produjeron violentas erupciones volcánicas a lo largo de fallas profundas y luego grandes secciones de la cresta experimentaron hundimientos. Surgió un laberinto de cuencas, elevaciones montañosas, volcanes, guyots y atolones de coral: una topografía extremadamente compleja de las partes central y noroeste del fondo del Océano Pacífico. La escala de los procesos volcánicos de esa época se evidencia en el volumen total de material volcánico expulsado. Según los cálculos de G. Menard, resultó ser decenas de veces mayor que el volumen total de efusivos que componen las mesetas de lava: Colombina y Deccan. compuesto de material volcánico trenes al pie de crestas submarinas (restos de la cresta mediana). Parecen llanuras abisales inclinadas, llamado "plumas de isla" o delantalov. Las llanuras inclinadas son uno de los tipos específicos de relieve en las partes marginales de las cuencas del fondo del Océano Pacífico.
El lecho del Océano Pacífico está casi en todas partes separado de los continentes por fosas marinas profundas, por lo que el suministro de material terrígeno desde la tierra al Océano Pacífico es pequeño. Como resultado, el espesor de los sedimentos en las cuencas del Océano Pacífico es bajo. El alivio domina en todas partes colinas abisales. Disponible sólo dentro del Golfo de Alaska vasta llanura formado por jóvenes y antiguos fanáticos de las corrientes de turbidez (ver Capítulo 20). Numerosos guyots se elevan sobre la llanura. La vasta llanura abisal ocupa la mayor parte de la cuenca antártica del Océano Pacífico.- Cuenca de Bellingshausen. El desarrollo generalizado de llanuras abisales también se observa en las cuencas antárticas de los océanos Índico y Atlántico. Esto se debe al importante suministro de material terrígeno por parte del hielo flotante: los icebergs, formados debido al flujo de hielo de la capa de hielo de la Antártida.
Por el lecho del Pacífico caracterizado por zonas de fallas profundas de rumbo latitudinal, rastreable a lo largo de varios miles de kilómetros. Se expresan en el relieve del fondo de las cuencas en forma de estrechas crestas-horsts en bloques que se extienden de oeste a este y que las acompañan con depresiones-grabens. Las fallas también cruzan las elevaciones del Pacífico Oriental y del Pacífico Sur, y los segmentos individuales de estas elevaciones, como ya se mencionó, se desplazan entre sí cientos de kilómetros. Así, en los océanos Pacífico y Atlántico existen signos indiscutibles de importantes movimientos laterales de la corteza terrestre. Sin embargo, la importancia principal en el desarrollo del megarelieve del fondo de los océanos en general y del Pacífico en particular pertenece, aparentemente, a los movimientos verticales de la corteza terrestre. Para las crestas medias, el papel principal lo desempeñan los movimientos positivos, y para el fondo del océano, los movimientos negativos juegan un papel importante. Esto se evidencia por la presencia de Guyots a profundidades decenas de veces mayores que el posible rango de fluctuaciones del nivel del océano, y por el gran espesor de las calizas coralinas que forman los atolones oceánicos. Las perforaciones en algunos atolones del Océano Pacífico han demostrado que el espesor total de los depósitos de coral, a partir del Eoceno, alcanza los 1400 m, mientras que los corales que forman arrecifes sólo pueden vivir a profundidades de hasta 50 m. Las capas de hielo que se derriten no superan los 120 m. Los datos de perforaciones en aguas profundas también indican movimientos verticales significativos (en su mayoría negativos) del fondo del océano. Al parecer, durante el Cenozoico, el hundimiento medio del fondo del océano fue de aproximadamente 1 km.
