Le relief le plus important de la croûte océanique est dorsales médio-océaniques, qui sont des formes planétaires de la surface du globe. Il s'agit de soulèvements allongés du fond océanique, compliqués par de nombreuses failles, occupant les parties centrales des océans Atlantique et Indien et pouvant également être retracés dans la moitié sud-est de l'océan Pacifique.

Il existe de nombreuses données sur les dorsales médio-océaniques et les rifts associés, dont les derniers rapports ont été publiés dans la monographie « Relief of the Earth » (1967) et dans les livres de L. Kniga (1967), G. W. Menard (1966). , et le recueil « Continental Drift » édité par S. K. Runcorn (1966), traduit en russe, etc.

La dorsale médiane atlantique est la plus étudiée. On peut le retrouver depuis l'océan Arctique jusqu'à l'Antarctique. Au sud de l'Afrique, il tourne vers l'est, le nord-est et s'étend dans l'océan Indien. La crête est située au milieu de l’océan entre l’Europe, l’Afrique et l’Amérique. Sur toute sa longueur, la dorsale sous-marine atlantique s'étend parallèlement aux rivages des continents qui la bordent. Il ressemble lui-même à une élévation en forme de fourche du fond océanique. Entre la crête et les continents adjacents se trouvent de profonds bassins à fond plat. Dans la partie orientale de l'océan Atlantique, du nord au sud, il existe des bassins (King, 1967) : norvégien, Atlantique du Nord-Ouest, Cap-Vert, Atlantique du Sud-Est. Cap, Agulhas et bassin antarctique atlantique-indien. Dans la partie occidentale de l'océan Atlantique, les bassins du Groenland, de l'Atlantique du Nord-Ouest, de Nares, du Venezuela, du Brésil et de l'Arctique sont situés dans le même ordre. Les collines basses et arrondies sont souvent concentrées entre les bassins.

La dorsale médio-océanique, selon B.K. Heezen (1966), présente toujours une dorsale bien définie. Les pentes de la crête s'amenuisent progressivement et se confondent imperceptiblement avec la surface des bassins adjacents. L'ensemble de la crête est coupé de gorges longitudinales et se caractérise par de fortes fluctuations de hauteur.

Dans la partie arquée de la dorsale médio-atlantique, comme dans les parties arquées des autres dorsales médio-atlantiques, il existe un graben longitudinal, ou rift, qui est une dépression continue ou constituée de fossés échelonnés. Le graben est limité par des failles. Parallèlement à la direction de ces failles, des fissures tectoniques sont observées au fond du rift. L'ensemble de la dorsale médio-atlantique est brisé par des failles transversales (latitudinales). Des déplacements importants de blocs vers l’ouest sont observés le long des failles. Les failles de décrochement sont particulièrement prononcées dans la partie équatoriale de l'océan Atlantique. De grandes perturbations de ce type ont également été observées au sud et au nord de l'Islande (Hiesen, 1966). La structure des dorsales médio-atlantiques et des autres dorsales océaniques est dominée par des décrochements, des failles normales et généralement des affaissements. La formation d'un graben longitudinal est provoquée, selon la plupart des chercheurs, par extension. Cependant, certains scientifiques suggèrent que la crête s'est formée à la suite d'une compression.

La région entière de la dorsale médio-atlantique, ainsi que d’autres dorsales océaniques, est tectoniquement active. Des tremblements de terre et de nombreux volcans y sont associés.

La Mid Indian Ridge occupe une position intermédiaire dans la déformation planétaire de la croûte océanique. Depuis sa jonction avec la dorsale atlantique dans la zone de la montée et du bassin des Agulhas (Cap Agulhas, Afrique du Sud), la dorsale médiane indienne s'étend vers le nord-est en direction de l'île Rodrigues, au sud de laquelle elle se divise. Au sud-est, la crête s'étend vers l'île Macquarie et plus loin dans l'océan Pacifique. L'autre ligne va d'abord vers le nord et depuis l'archipel des Chagos vers le nord-ouest, vers le golfe d'Aden et la mer Rouge. De l'archipel des Chagos au nord, vers les îles Laquedives, s'étend la chaîne des Maldives, représentant également une branche de la chaîne moyenne. Dans la partie centrale de l'océan Indien, à environ 30° S. w. Adjacente à la chaîne Sredinny se trouve la chaîne du sud-est de l'Inde, qui s'étend presque dans une direction latitudinale.

La dorsale médiane divise l'océan Indien en parties occidentale et orientale. La topographie structurale du fond de ces pièces est sensiblement différente. La partie occidentale de l’océan Indien présente une structure de fond extrêmement complexe. Les caractéristiques de sa structure rappellent à bien des égards la structure de la partie ouest du fond de l’océan Pacifique.

Dans la partie occidentale de l'océan Indien, il existe des soulèvements fourchus et des crêtes sous-marines sur lesquelles se trouvent des îles océaniques et, souvent, des volcans. La plupart des élévations inférieures s'étendent dans une direction proche du méridional. Leur configuration reflète dans une certaine mesure les contours de la dorsale moyenne indienne et de la côte orientale de l'Afrique, entre lesquelles se situent les soulèvements en question. Parmi les soulèvements de fond de l'ouest de l'océan Indien, le plus remarquable est la dorsale de Madagascar et l'île de Madagascar qui s'y trouve. Cette crête s'étend dans une direction presque méridionale entre 10 et 30° S. w. Comme beaucoup d’autres soulèvements de la croûte océanique, il est limité par des failles profondes auxquelles sont associées des formations volcaniques. La dorsale de Madagascar est séparée de la plateforme africaine par les bassins du Natal et du Mozambique (5 778 m), le bassin des Comores et, au nord, la dorsale sous-marine des Comores.

L'analyse structurale et géomorphologique de l'océan Indien occidental montre que Madagascar est une formation insulaire indépendante de la croûte continentale de l'océan Indien et qu'au cours de l'histoire géologique, elle ne faisait pas partie intégrante du continent africain.

Les formations structurales et géomorphologiques éternelles de la partie occidentale de l'océan Indien sont les bassins : Arabique, Somali, Mascareignes, Maurice, Kerguelen et Atlantique-Indien-Antarctique. Les puits sous-marins qui les séparent, surmontés d'archipels d'îles, représentent des arcs insulaires distincts. Il s'agit notamment de la dorsale des Mascareignes avec les îles Seychelles - Maurice et Réunion, la dorsale des Maldives avec les îles Laquedives, Maldives et Chagos, la dorsale des Kerguelen, etc. Les dépressions marines, les dorsales sous-marines les séparant et les arcs insulaires de la partie ouest de l'archipel. L'océan Indien est une formation identique aux arcs insulaires de la partie occidentale de l'océan Pacifique. Dans les deux cas, la croûte océanique des zones adjacentes aux massifs continentaux présente une structure de bassin de houle. Les bassins ont un contour ovale et, dans la plupart des cas, une étendue proche du méridien.

La partie orientale de l’océan Indien diffère de la partie occidentale par une topographie de fond plus aplatie. Ses immenses plaines sous-marines ressemblent à la topographie des fonds marins de l’océan Pacifique occidental.

La crête médiane de l'océan Pacifique s'étend dans la partie orientale du bassin. Depuis l'Indian Ridge, il s'étend vers l'est, contourne l'Australie par le sud puis traverse l'île en direction du nord-est. Pâques en Californie. La déformation de la région intermédiaire du Pacifique semble se poursuivre le long de la côte ouest de l'Amérique du Nord, y compris les failles de San Andreas. De plus, un système de crêtes et de tranchées parallèles peut être retracé jusqu'à Lynn Bay en Alaska (Heesen, 1966).

L'emplacement et l'étendue de la dorsale médio-océanique en font l'élément le plus important de la croûte océanique. A lui s'opposent les massifs continentaux qui comblent les dépressions du socle sous-crustal. Les crêtes médianes et les dépressions sous-continentales de la croûte océanique représentent les principales formes tectoorogéniques de notre planète. Leur développement tout au long des temps géologiques a été conjugué.

Le fond océanique compris entre la dorsale de Sredinny et les massifs continentaux conserve les caractéristiques primaires du relief planétaire, peu déformé tectoniquement et totalement insensible à la dénudation. Le développement ultérieur du relief de la tectonosphère s'est exprimé dans la structure des arcs principaux et des structures montagneuses plissées, particulièrement prononcées dans les parties occidentales des océans Indien et Pacifique, ainsi que sur la côte orientale de l'Asie et de l'Australie.

Des reliques de la croûte océanique, dépourvues de couverture sialique, sont également connues dans la région continentale. Ce sont les dépressions des mers Méditerranée, Noire et Caspienne. Selon les caractéristiques morphostructurales modernes, ces zones représentent des formations similaires aux crêtes sous-marines du fond océanique. Les soulèvements méditerranéens de la croûte océanique sont bordés de structures montagneuses plissées, se déplaçant vers les continents. Dans la région de la mer Noire, ce phénomène s’exprime typiquement dans l’exemple des montagnes de Crimée et du Pontique. Par rapport à eux, la houle profonde de la croûte basaltique du fond de la mer Noire constitue un massif moyen, délimitant historiquement les structures plissées de la frange des plates-formes continentales adjacentes.

Les dorsales médio-océaniques occupent 11 % de la superficie du plancher océanique Pacifique et possèdent leurs propres caractéristiques structurelles spécifiques. Les collines du Pacifique Sud et du Pacifique Est sont des élévations larges et relativement faiblement disséquées. De grandes formes de dissection profonde – dépressions transversales étroites ou « creux océaniques » – sont associées à des zones de failles transversales coupantes. Les zones de flanc des dorsales médio-océaniques sont très larges ; la zone de rift n'atteint dans certaines zones qu'une telle expressivité que dans les dorsales des océans Atlantique et Indien. Une caractéristique distinctive des dorsales médio-océaniques de l'océan Pacifique sont également les branches latérales du système principal sous la forme de ce qu'on appelle la montée chilienne et la zone du rift des Galapagos. Le système de dorsales médio-océaniques de l'océan Pacifique comprend également les dorsales Gorda, Juan de Fuca et Explorer dans le nord-est de l'océan Pacifique.

Les dorsales médio-océaniques de l'océan Pacifique sont des ceintures sismiques, mais contrairement aux zones de transition, les tremblements de terre n'y sont que superficiels.

L'activité volcanique active se produit principalement dans la zone du rift. Des laves fraîches ont été découvertes (lors de photographies sous-marines), des sédiments métallifères, généralement associés aux hydrothermes inhérents aux zones de volcanisme moderne de l'océan Pacifique.

Le système des élévations du Pacifique Sud et du Pacifique Est divise le fond de l'océan Pacifique en deux parties inégales dont la structure diffère considérablement. La partie orientale est moins profonde et moins complexe. Les branches latérales du système de dorsales médio-océaniques - chilienne et Galapagos - sont situées dans cette partie. Outre le soulèvement chilien, se démarquent ici les gammes Nazca, Sala y Gomez, Carnegie et Cocos. Ces crêtes sous-marines divisent la partie sud-est du lit en bassins du Guatemala, du Panama, du Pérou et du Chili. Tous sont caractérisés par une topographie montagneuse et vallonnée complexe disséquée.

Une zone de rift est également identifiée dans la zone des îles Galapagos.

Le reste du fond océanique, situé à l'ouest de la montée du Pacifique Est et de la marge sous-marine de l'Amérique du Nord et occupant approximativement la superficie du fond, présente une structure de relief très complexe. Des dizaines de crêtes et de collines sous-marines divisent le fond océanique en un grand nombre de bassins. Les crêtes les plus importantes des parties ouest et centrale du fond de l'océan Pacifique ont un motif commun : elles forment un système de soulèvements en forme d'arc, commençant à l'ouest et se terminant au sud-est. Le premier de ces arcs est formé par la crête hawaïenne. À peu près parallèlement à celui-ci s'étend le plus grand «arc» suivant, commençant par les montagnes des Cartographes et incluant ensuite les montagnes Marcus Necker, la crête sous-marine des îles Line et se terminant par la base sous-marine des îles Tuamotu.

L'arc suivant comprend les fondations sous-marines des Îles Marshall, Kiribati et Tuvalu. Peut-être que les îles Samoa y sont également liées. Le quatrième arc est beaucoup plus court que les précédents, il comprend les îles Carolines et le puits ou montée sous-marine de Kapingamarangi. Le cinquième arc est constitué du groupe sud des îles Carolines et de la houle Eauriapic. Il existe plusieurs autres crêtes sous-marines, qui sont également les bases de nombreuses îles, parallèles à ce système, mais qui n'y sont pas incluses (par exemple, Phoenix, Tahiti, Tubuai). Certaines crêtes et collines se détachent nettement par leur étendue. Il s'agit de la crête impériale, ou nord-ouest, des hauteurs de Shatsky, Magellan, Hess, Manihiki. Ces derniers se distinguent par des surfaces supérieures nivelées et portent généralement des « coiffes » de dépôts carbonatés d’épaisseur accrue.

Hawaï et Samoa ont des volcans actifs dont la composition en produits volcaniques diffère considérablement de celle des volcans des régions de transition. Au fond de l'océan Pacifique, dans son lit, se trouvent un grand nombre de monts sous-marins individuels, pour la plupart également d'origine volcanique. Beaucoup d'entre eux ont des sommets aplatis - ce sont ce qu'on appelle les guyots.

Les sommets de certains guyots sont situés à des profondeurs de 2 à 2 500 m, la profondeur moyenne au-dessus d'eux est d'environ 1 300 m. On suppose que les sommets des guyots étaient autrefois beaucoup plus proches de la surface de l'océan, peut-être même. îles, puis après abrasion ou dénudation, l'alignement s'est avéré être submergé jusqu'aux profondeurs auxquelles elles se trouvent actuellement.

La grande majorité des îles de l’océan Pacifique occidental et central sont constituées de coraux. S'il s'agit d'îles purement volcaniques, elles sont alors presque toujours bordées de structures coralliennes. La grande épaisseur de calcaires corallins sur les atolls coralliens modernes indique également des mouvements crustaux négatifs importants au sein du fond de l'océan Pacifique au cours du Cénozoïque. Les calcaires coralliens les plus anciens découverts par forage sur les atolls datent de l'Éocène. On les trouve à des profondeurs proches de 1 300 m de la surface, tandis que les coraux constructeurs de récifs ne peuvent vivre qu’à des profondeurs ne dépassant pas 50 m.

Une caractéristique très frappante du relief et de la structure tectonique du fond océanique et des dorsales médio-océaniques sont les zones de failles océaniques, généralement exprimées en relief sous la forme de complexes de dépressions tectoniques orientées de manière linéaire et concordante (grabens) et de crêtes de blocs (horsts). . Toutes les zones de failles connues ont leur propre nom. Par exemple, dans la partie nord de l'océan, les zones de failles Surveyor, Mendocino, Murray, Clarion et Clipperton sont les plus étendues.

Les bassins et les rehausses du fond de l'océan Pacifique sont caractérisés par une croûte de type océanique, mais celle-ci est bien différente. Par exemple, dans la partie nord-est du fond océanique, les couches « deuxième » et « basaltique » de la croûte océanique sont minces, respectivement inférieures à 1 et inférieures à 5 km, avec des valeurs moyennes de 1 et 7 km. Sur les hautes terres de Shatsky, l'épaisseur maximale de la «deuxième» couche est notée, ainsi que la couche sédimentaire - jusqu'à 3 km et la couche basaltique - jusqu'à 13 km.

Les dorsales médio-océaniques de l'océan Pacifique ont une croûte de type rift, caractérisée par une densité globale accrue (par rapport à la croûte océanique). Grâce au dragage, comme sur d'autres dorsales médio-océaniques, des roches ultramafiques ont été découvertes ici et des schistes cristallins ont été soulevés dans la zone de faille d'Eltanin.

Les régions de transition ont une structure en mosaïque très variée de la croûte terrestre. A côté de la croûte sous-océanique, voire océanique, caractéristique des bassins profonds et des fonds des tranchées profondes, une croûte sous-continentale (îles Kouriles) et même continentale (îles japonaises) a été découverte sous les arcs insulaires. C’est cette structure en mosaïque de la croûte terrestre dans les zones de transition qui permet de distinguer la croûte terrestre développée ici en un type géosynclinal particulier de la croûte terrestre (Fig. 3).

Zone de transition

Le long de la bordure ouest de l'océan Pacifique se trouvent des régions de transition depuis les marges des continents jusqu'au fond de l'océan : Aléoutiennes, Kouriles-Kamtchatka, Japonais, Chine orientale, Indonésie-Philippines, Bonin-Marianes (avec le point le plus profond de l'océan - la Fosse des Mariannes, profondeur 11 022 m), Mélanésienne, Vityazevskaya, Tonga-Kermadec, Macquarie. Ces régions de transition comprennent les tranchées profondes, les mers marginales et les arcs insulaires. Le long de la bordure orientale se trouvent des régions de transition : centraméricaine et péruvienne-chilienne. Ils ne s'expriment que par des tranchées sous-marines, et au lieu d'arcs insulaires, de jeunes montagnes rocheuses d'Amérique centrale et d'Amérique du Sud s'étendent le long des tranchées.

Toutes les zones de transition sont caractérisées par un volcanisme et une sismicité élevée ; elles forment la ceinture marginale du Pacifique des tremblements de terre et du volcanisme moderne. Les régions de transition sur la marge ouest de l'océan Pacifique sont situées sur deux échelons, les régions les plus jeunes en termes de stade de développement sont situées à la frontière avec le fond océanique, et les plus matures sont séparées du fond océanique par des arcs insulaires et masses terrestres insulaires avec la croûte continentale.

dorsales médio-océaniques et fonds marins

11 % de la superficie du fond de l’océan Pacifique est occupée par des dorsales médio-océaniques, représentées par les dorsales du Pacifique Sud et du Pacifique Est. Ce sont de larges collines faiblement disséquées. Des branches latérales s'étendent à partir du système principal sous la forme du soulèvement chilien et de la zone de rift des Galapagos. Le système de dorsales médio-océaniques du Pacifique comprend également les dorsales Gorda, Juan de Fuca et Explorer au nord-est de l'océan. Les dorsales médio-océaniques sont des ceintures sismiques avec de fréquents tremblements de terre en surface et une activité volcanique active. Des laves fraîches et des sédiments métallifères, généralement associés aux hydrothermes, ont été trouvés dans la zone de rift.

Le système de soulèvement du Pacifique divise le fond de l'océan Pacifique en deux parties inégales. La partie orientale est moins complexe et moins profonde. On distingue ici le soulèvement chilien (zone de rift) et les chaînes de Nazca, Sala y Gomez, Carnegie et Cocos. Ces crêtes divisent la partie orientale du lit en bassins du Guatemala, du Panama, du Pérou et du Chili. Tous sont caractérisés par une topographie de fond vallonnée et montagneuse disséquée de manière complexe. Dans la région des îles Galapagos, il existe une zone de rift.

L'autre partie du lit, située à l'ouest des soulèvements du Pacifique, occupe environ les 3/4 de la totalité du lit de l'océan Pacifique et présente une structure de relief très complexe. Des dizaines de collines et de crêtes sous-marines divisent le fond océanique en un grand nombre de bassins. Les crêtes les plus importantes forment un système de soulèvements en forme d'arc, commençant à l'ouest et se terminant au sud-est. Le premier de ces arcs est formé par la crête hawaïenne, parallèlement à celle-ci, l'arc suivant est formé par les montagnes Cartographer, les montagnes Marcus Necker, la crête sous-marine des îles Line, l'arc se termine par la base sous-marine des îles Tuamotu. L'arc suivant comprend les fondations sous-marines des Îles Marshall, Kiribati, Tuvalu et Samoa. Le quatrième arc comprend les îles Carolines et le mont sous-marin Kapingamarangi. Le cinquième arc est constitué du groupe sud des îles Carolines et de la houle Euripik. Certaines crêtes et collines diffèrent par leur étendue de celles énumérées ci-dessus, il s'agit de la crête impériale (nord-ouest), des collines Shatsky, Magellan, Hess, Manihiki. Ces collines se distinguent par des surfaces sommitales nivelées et sont recouvertes de dépôts carbonatés d'épaisseur accrue.

Il existe des volcans actifs sur les îles hawaïennes et l'archipel samoan. Il existe environ 10 000 monts sous-marins, pour la plupart d’origine volcanique, disséminés sur le fond de l’océan Pacifique. Beaucoup d’entre eux sont des guyots. Les sommets de certains guyots se trouvent à une profondeur de 2 à 2 500 m, la profondeur moyenne au-dessus d'eux est d'environ 1 300 m. La grande majorité des îles des parties centrale et occidentale de l'océan Pacifique sont d'origine corallienne. Presque toutes les îles volcaniques sont bordées de structures coralliennes.

Les dorsales de fond et médio-océaniques de l'océan Pacifique sont caractérisées par des zones de failles, généralement exprimées en relief sous la forme de complexes de grabens et de horsts orientés de manière concordante et linéaire. Toutes les zones de failles ont leur propre nom : Surveyor, Mendocino, Murray, Clarion, Clipperton et autres. Les bassins et soulèvements du fond de l'océan Pacifique sont caractérisés par une croûte de type océanique, avec une épaisseur de couche sédimentaire de 1 km au nord-est à 3 km sur la montée Shatsky et avec une épaisseur de couche basaltique de 5 km à 13 km. Les dorsales médio-océaniques ont une croûte de type rift caractérisée par une densité accrue. On y trouve des roches ultramafiques et des schistes cristallins ont été soulevés dans la zone de faille d'Eltanin. Des croûtes sous-continentales (îles Kouriles) et continentales (îles japonaises) ont été découvertes sous les arcs insulaires.

L'océan Pacifique, dont la superficie représente près de la moitié de l'ensemble de l'océan mondial, possède la plus grande diversité de mégareliefs de lits. Les dorsales médianes de l'océan Pacifique (il y en a deux - Pacifique Sud et Est) rappellent par leur structure la structure australasienne-antarctique : leurs larges flancs ont un relief relativement faiblement disséqué, et la structure de rift de la zone axiale n'est pas aussi clairement visible que dans les crêtes médio-atlantiques ou arabo-indiennes. Les plus grandes caractéristiques structurelles des dorsales médianes de l'océan Pacifique sont associées à de puissantes failles qui les traversent dans leur direction. Le long des failles, la crête médiane est divisée en un grand nombre de segments en forme de parallélépipèdes, décalés latéralement les uns par rapport aux autres.

Entre 30 et 40 0 ​​​​​​S. part de la crête du Pacifique Est vers le sud-est Crête ouest chilienne, qui a une structure de rift et est caractérisé par une sismicité et des manifestations de volcanisme, et peut donc hypothétiquement être considéré comme une branche du système médio-océanique.

Le golfe de Californie semble être une zone de rift dans la zone où la structure du rift fait la transition vers la limite ouest du continent nord-américain. La croûte terrestre des dorsales du Pacifique Sud et du Pacifique Est est de type riftogène. D'autres éléments orographiques linéairement allongés du fond de l'océan Pacifique sont caractérisés par le type océanique de la croûte terrestre. Ils ressemblent à de grands puits, sur les arches desquels sont plantés des volcans, formant dans certains cas des chaînes volcaniques entières. La plus grandiose d'entre elles en termes de longueur, de hauteur et de manifestations actives du volcanisme de type océanique est la crête hawaïenne, couronnée d'îles du même nom. Les volcans de ces chaînes sont des volcans boucliers à magma mafique.

L'emplacement des plus grands éléments orographiques du fond de l'océan Pacifique est visible sur la carte.

Dans l'océan Pacifique, de telles houles océaniques sont courantes, sur les crêtes desquelles s'élèvent des montagnes au sommet plat - les guyots, représentant morphologiquement des cônes à sommet tronqué. Le plus caractéristique puits avec guyots Markus-Necker s'étend dans une direction latitudinale depuis la partie sud des îles hawaïennes jusqu'à l'ouest jusqu'aux îles du Bénin et du Volcan. La profondeur au-dessus des sommets de nombreux guyots atteint 2,5 km. Cette profondeur indique évidemment l'affaissement des guyots.

D'autres arches océaniques ont des sommets montagneux couronnés de structures coralliennes - des récifs annulaires ou des atolls. Selon la géophysique, les montagnes qui ont servi de base aux récifs coralliens sont également des formations volcaniques. La plupart des crêtes arquées océaniques avec chaînes volcaniques, guyots et récifs coralliens sont confinées à une large bande traversant l'océan Pacifique du sud-est au nord-ouest, depuis la zone de l'île de Pâques jusqu'au bassin nord-ouest.

Selon G. Ménard, les montées océaniques sont les vestiges d'une ancienne dorsale médio-océanique qui, à la fin du Crétacé - début du Paléogène, a été détruite à la suite de puissants processus tectoniques. De violentes éruptions volcaniques se sont probablement produites le long de failles profondes, et de grandes sections de la crête ont ensuite connu un affaissement, créant un labyrinthe de bassins, de monts montagneux, de volcans, de guyots et de récifs coralliens qui définissent la topographie exceptionnellement complexe des parties centrale et nord-ouest de l'océan Pacifique. sol.

L’une des spécificités des types de relief dans les zones marginales des bassins du fond de l’océan Pacifique est « panaches des îles"sont des panaches de matière volcanique au pied des crêtes sous-marines, et ces panaches forment des plaines abyssales en pente.

Et encore un détail spécifique. Étant donné que le fond de l'océan Pacifique est presque partout séparé des continents par des tranchées profondes, l'apport de matière terrigène depuis la terre jusqu'à l'océan Pacifique est très limité. De ce fait, les fonds des bassins de l'océan Pacifique ont une faible épaisseur de sédiments et le relief des collines abyssales prédomine partout. Ce n'est que dans le golfe d'Alaska qu'on trouve une vaste plaine abyssale plate, mais les guyots y sont également nombreux. De plus, une vaste plaine abyssale occupe la majeure partie du bassin Pacifique Antarctique du bassin de Bellingshausen. Les océans Antarctique et Indien se caractérisent également par le développement généralisé de plaines abyssales. Cela est dû à l'apport important de matière terrigène par les icebergs flottants formés à la suite de l'écoulement des glaces de la calotte glaciaire de l'Antarctique.

Dans les océans Pacifique et Atlantique, il existe des signes incontestables de mouvements horizontaux importants de la croûte terrestre, exprimés par des failles profondes caractéristiques d'orientation latitudinale, qui peuvent être retracées sur plusieurs milliers de kilomètres.

Néanmoins, l’importance principale dans le développement du mégarelief des fonds marins en général, et du Pacifique en particulier, appartient apparemment aux mouvements verticaux de la croûte terrestre. Pour les dorsales médianes, le rôle principal est joué par les mouvements positifs et pour le fond océanique, par les mouvements négatifs. Mais il faut dire que les mouvements négatifs sont caractéristiques non seulement des bassins, mais aussi des reliefs les plus positifs des fonds océaniques. Ceci est indiqué par 1) la localisation des guyots à des profondeurs importantes, des dizaines de fois supérieures à l'amplitude possible des fluctuations du niveau des océans, 2) et la grande épaisseur des calcaires coralliens qui composent les atolls océaniques (jusqu'à 1400 m). Pendant ce temps, les coraux formant des rifts ne peuvent vivre qu'à des profondeurs allant jusqu'à 50 m. Les fluctuations naturelles du niveau de l'océan dues à la fonte des calottes glaciaires ne dépassent pas 110 m. Les données de forage indiquent également des mouvements verticaux importants (pour la plupart négatifs) du fond océanique. . Apparemment, au Cénozoïque, l'affaissement moyen du fond océanique était d'environ 1 km.

Fond océanique, dorsales médio-océaniques et zones de transition

Il existe encore des points de vue différents sur la question de temps d'éducation L'océan Pacifique dans sa forme moderne, mais, évidemment, à la fin de l'ère paléozoïque, à la place de son bassin, il existait déjà une vaste étendue d'eau, ainsi que l'ancien continent de la Pangée, situé à peu près symétriquement par rapport à l'océan Pacifique. équateur. Dans le même temps, la formation du futur océan Téthys a commencé sous la forme d'une immense baie, dont le développement et l'invasion de la Pangée ont ensuite conduit à sa désintégration et à la formation de continents et d'océans modernes.

Lit L'océan Pacifique moderne est formé par un système de plaques lithosphériques, délimitées côté océan par des dorsales médio-océaniques, qui font partie du système global de dorsales médio-océaniques de l'océan mondial. Il s'agit de la crête du Pacifique Est et de la dorsale du Pacifique Sud, qui, atteignant par endroits une largeur allant jusqu'à 2 000 km, se rejoignent dans la partie sud de l'océan et se poursuivent vers l'ouest dans l'océan Indien. La dorsale Est du Pacifique, qui s'étend au nord-est jusqu'à la côte de l'Amérique du Nord, dans la région du golfe de Californie, est reliée au système de failles de rift continental de la vallée de Californie, à la tranchée de Yosemite et à la faille de San Andreas. Les dorsales médianes de l'océan Pacifique elles-mêmes, contrairement aux dorsales d'autres océans, n'ont pas de zone de rift axial clairement définie, mais se caractérisent par une sismicité et un volcanisme intenses avec une prédominance d'émissions de roches ultrabasiques, c'est-à-dire qu'elles ont les caractéristiques de une zone de renouvellement intensif de la lithosphère océanique. Sur toute la longueur, les crêtes médianes et les sections de plaques adjacentes sont recoupées par de profondes failles transversales, qui sont également caractérisées par le développement d'un volcanisme intraplaque moderne et, surtout, ancien. Situé entre les crêtes médianes et limité par des tranchées profondes et des zones de transition, le vaste fond de l'océan Pacifique présente une surface complexe disséquée, constituée d'un grand nombre de bassins d'une profondeur de 5 000 à 7 000 m ou plus, le fond de qui est composé de croûte océanique recouverte d'argiles profondes, de calcaires et de limons d'origine organique. La topographie du fond des bassins est majoritairement vallonnée. Les bassins les plus profonds (environ 7 000 m ou plus) : Central, Mariana occidental, Philippin, Sud, Nord-Est, Carolinien oriental.

Les bassins sont séparés les uns des autres ou traversés par des arches soulèvements ou en bloc crêtes, sur lesquelles sont implantées des structures volcaniques, au sein de l'espace intertropical souvent couronné de structures coralliennes. Leurs sommets dépassent de l'eau sous la forme de petites îles, souvent regroupées en archipels linéairement allongés. Certains d’entre eux sont encore des volcans actifs, crachant des ruisseaux de lave basaltique. Mais il s’agit pour la plupart de volcans déjà éteints, construits sur des récifs coralliens. Certaines de ces montagnes volcaniques sont situées à une profondeur de 200 à 2000 m. Leurs sommets sont nivelés par abrasion ; la position en profondeur sous l'eau est évidemment associée à l'abaissement du fond. Les formations de ce type sont appelées guyots.

Parmi les archipels de l'océan Pacifique central, les îles hawaïennes sont particulièrement intéressantes. Ils forment une chaîne longue de 2 500 km, s'étendant au nord et au sud du tropique du Nord, et constituent les sommets d'immenses massifs volcaniques s'élevant du fond océanique le long d'une puissante faille profonde. Leur hauteur visible est de 1 000 à 4 200 m et leur hauteur sous-marine d'environ 5 000 m. En termes de leur origine, de leur structure interne et de leur apparence, les îles hawaïennes sont un exemple typique de volcanisme océanique intraplaque.

Les îles hawaïennes constituent la limite nord d'un immense groupe d'îles la partie centrale de l'océan Pacifique, qui porte le nom général de « Polynésie ». La continuation de ce groupe vers 10° S. sont les îles de la Polynésie centrale et méridionale (Samoa, Cook, Société, Tabuai, Marquises, etc.). Ces archipels s'étendent généralement du nord-ouest au sud-est, le long de lignes de faille transformées. La plupart d'entre eux sont d'origine volcanique et sont composés de strates de lave basaltique. Certaines sont surmontées de cônes volcaniques larges et en pente douce, hauts de 1 000 à 2 000 m. Les plus petites îles sont dans la plupart des cas des structures coralliennes. Des caractéristiques similaires présentent de nombreux groupes de petites îles situées principalement au nord de l'équateur, dans la partie occidentale de la plaque lithosphérique du Pacifique : les îles Mariannes, Caroline, Marshall et Palau, ainsi que l'archipel Gilbert, qui s'étend partiellement dans l'hémisphère sud. Ces groupes de petites îles sont collectivement appelés Micronésie. Tous sont d'origine corallienne ou volcanique, montagneux et s'élèvent à des centaines de mètres au-dessus du niveau de l'océan. Les côtes sont entourées de récifs coralliens de surface et sous-marins, rendant la navigation très difficile. De nombreuses petites îles sont des atolls. Près de certaines îles se trouvent des tranchées océaniques profondes, et à l'ouest de l'archipel des Mariannes se trouve une tranchée profonde du même nom, appartenant à la zone de transition entre l'océan et le continent eurasien.

Dans la partie du lit de l'océan Pacifique adjacente aux continents américains, de petits îles volcaniques: Juan Fernandez, Cocos, Pâques, etc. Le groupe le plus grand et le plus intéressant est celui des îles Galapagos, situées à l'équateur près de la côte de l'Amérique du Sud. Il s'agit d'un archipel de 16 grandes et de nombreuses petites îles volcaniques avec des sommets de volcans éteints et actifs atteignant 1 700 m d'altitude.

De transition de l'océan aux continents, les zones diffèrent par la structure du fond océanique et les caractéristiques des processus tectoniques tant dans le passé géologique qu'à l'heure actuelle. Ils entourent l’océan Pacifique à l’ouest, au nord et à l’est. Dans différentes parties de l'océan, les processus de formation de ces zones se déroulent différemment et conduisent à des résultats différents, mais partout ils se distinguent par une grande activité tant dans le passé géologique qu'à l'heure actuelle.

Du côté du fond océanique, les zones de transition sont limitées par des arcs de tranchées profondes, dans la direction desquelles se déplacent les plaques lithosphériques et la lithosphère océanique s'affaisse sous les continents. Dans les zones de transition, la structure du fond océanique et des mers marginales est dominée par des types de transition de la croûte terrestre, et les types de volcanisme océanique sont remplacés par un volcanisme mixte effusif-explosif des zones de subduction. Nous parlons ici de ce qu'on appelle la « ceinture de feu du Pacifique », qui entoure l'océan Pacifique et se caractérise par une sismicité élevée, de nombreuses manifestations de paléovolcanisme et de reliefs volcanogènes, ainsi que l'existence à l'intérieur de ses limites de plus de 75 % de les volcans actuellement actifs de la planète. Il s’agit principalement d’un volcanisme mixte effusif-explosif de composition intermédiaire.

Toutes les caractéristiques typiques de la zone de transition s'expriment le plus clairement dans les marges nord et ouest de l'océan Pacifique, c'est-à-dire au large des côtes de l'Alaska, de l'Eurasie et de l'Australie. Cette large bande entre le fond océanique et la terre, y compris les marges sous-marines des continents, est unique par la complexité de sa structure et par la relation entre la terre et l'eau, elle se distingue par d'importantes fluctuations de profondeurs et de hauteurs ; et l'intensité des processus se produisant à la fois dans les profondeurs de la croûte terrestre et à la surface de l'eau.

Le bord extérieur de la zone de transition dans l'océan Pacifique Nord est formé par Tranchée sous-marine des Aléoutiennes, s'étendant sur 4 000 km en arc convexe vers le sud depuis le golfe d'Alaska jusqu'aux rives de la péninsule du Kamtchatka, avec une profondeur maximale de 7 855 m. Cette tranchée, vers laquelle se déplacent les plaques lithosphériques de la partie nord du Pacifique. L'océan est dirigé, bordant par l'arrière le pied sous-marin de la chaîne d'îles Aléoutiennes, la plupart d'entre elles sont des volcans de type explosif-effusif. Environ 25 d’entre eux sont actifs.

Une continuation de cette zone au large des côtes de l'Eurasie est le système tranchées en haute mer, qui sont associés aux parties les plus profondes de l'océan mondial et, en même temps, aux zones de manifestation la plus complète et la plus diversifiée du volcanisme, tant ancien que moderne, tant sur les arcs insulaires qu'à la périphérie du continent. À l'arrière de la fosse profonde Kourile-Kamtchatka (profondeur maximale supérieure à 9 700 m) se trouve la péninsule du Kamtchatka avec ses 160 volcans, dont 28 actifs, et l'arc volcanique des îles Kouriles avec 40 volcans actifs. Les îles Kouriles sont les sommets d'une chaîne de montagnes sous-marine qui s'élève de 2 000 à 3 000 m au-dessus du fond de la mer d'Okhotsk, et la profondeur maximale de la tranchée Kourile-Kamtchatka, qui s'étend de l'océan Pacifique, dépasse 10 500 m. .

Le système de tranchées profondes se poursuit vers le sud avec la fosse du Japon, et la zone volcanogène se poursuit avec les volcans éteints et actifs des îles japonaises. L'ensemble du système de tranchées, ainsi que les arcs insulaires, à partir de la péninsule du Kamtchatka, sépare les mers peu profondes du plateau d'Okhotsk et de l'est de la Chine du continent eurasien, ainsi que la dépression de la mer du Japon située entre eux avec une profondeur maximale de 3720 m.

A proximité de la partie sud des îles japonaises, la zone de transition s'étend et devient plus complexe, la bande de tranchées profondes se divise en deux branches, bordant de part et d'autre la vaste mer des Philippines dont la dépression présente une structure complexe et un profondeur maximale de plus de 7 000 m. De l'océan Pacifique, il est limité par la fosse des Mariannes avec sa profondeur maximale océan mondial 11 022 m et l'arc des îles Mariannes. La branche interne, limitant la mer des Philippines par l'ouest, est formée par la tranchée et les îles Ryukyu et se poursuit plus loin avec la tranchée des Philippines et l'arc des îles Philippines. La fosse des Philippines s'étend au pied des îles du même nom sur plus de 1 300 km et a une profondeur maximale de 10 265 m. Les îles abritent dix volcans actifs et de nombreux éteints. Entre les arcs insulaires et l’Asie du Sud-Est, au sein du plateau continental, se trouvent la mer de Chine orientale et la majeure partie de la mer de Chine méridionale (la plus grande de la région). Seule la partie orientale de la mer de Chine méridionale et les mers interinsulaires de l'archipel malais atteignent des profondeurs supérieures à 5 000 m et leur base est une croûte de transition.

Le long de l'équateur, la zone de transition au sein de l'archipel de la Sonde et de ses mers insulaires se poursuit vers l'océan Indien. Il y a au total 500 volcans sur les îles indonésiennes, dont 170 sont actifs.

La région sud de la zone de transition de l’océan Pacifique, au nord-est de l’Australie, est particulièrement complexe. Il s'étend du Kalimantan à la Nouvelle-Guinée et plus au sud jusqu'à 20° S, bordant au nord le plateau Sokhul-Queensland de l'Australie. Toute cette section de la zone de transition est une combinaison complexe de tranchées profondes d'une profondeur de 6 000 m ou plus, de crêtes sous-marines et d'arcs insulaires, séparés par des bassins ou des zones d'eau peu profonde.

Au large de la côte est de l’Australie, entre la Nouvelle-Guinée et la Nouvelle-Calédonie, se trouve la mer de Corail. Depuis l'Est, elle est limitée par un système de tranchées profondes et d'arcs insulaires (Nouvelles-Hébrides, etc.). Les profondeurs du bassin de Corail et des autres mers de cette région de transition (la mer des Fidji et surtout la mer de Tasmanie) atteignent 5 000-9 000 m, leur fond est composé de croûte de type océanique ou de transition.

Le régime hydrologique de la partie nord de cette zone favorise le développement des coraux, particulièrement communs dans la mer de Corail. Du côté australien, il est limité par une structure naturelle unique - la Grande Barrière de Corail, qui s'étend le long du plateau continental sur 2 300 km et atteint une largeur de 150 km dans la partie sud. Il se compose d’îles individuelles et d’archipels entiers, constitués de calcaire corallien et entourés de récifs sous-marins de polypes coralliens vivants et morts. Des canaux étroits traversant la Grande Barrière de Corail mènent à ce qu'on appelle le Grand Lagon, dont la profondeur ne dépasse pas 50 m.

Du côté du bassin sud du fond océanique entre les îles Fidji et Samoa, le deuxième arc de tranchées, extérieur à l'océan, s'étend au sud-ouest : Tonga (sa profondeur de 10 882 m est la profondeur maximale de l'océan mondial). dans l'hémisphère sud) et son prolongement Kermadec, profondeur maximale qui dépasse également 10 mille m. Du côté de la mer des Fidji, les tranchées Tonga et Kermadec sont limitées par les crêtes et arcs sous-marins des îles du même nom. Au total, ils s'étendent sur 2 000 km jusqu'à l'île du Nord de la Nouvelle-Zélande. L'archipel s'élève au-dessus du plateau sous-marin qui lui sert de piédestal. Il s’agit d’un type particulier de structure des marges sous-marines des continents et des zones de transition, appelées microcontinents. Ils varient en taille et sont des soulèvements composés de croûte continentale, surmontés d'îles et entourés de tous côtés par des bassins à croûte de type océanique au sein de l'océan mondial.

La zone de transition de la partie orientale de l’océan Pacifique, faisant face aux continents d’Amérique du Nord et du Sud, diffère considérablement de sa marge occidentale. Il n’y a pas de mers marginales ni d’arcs insulaires. Une bande de plateau étroit composée d'îles continentales s'étend du sud de l'Alaska à l'Amérique centrale. Le long de la côte ouest de l'Amérique centrale, ainsi que depuis l'équateur le long de la périphérie de l'Amérique du Sud, il existe un système de tranchées profondes - centraméricaines, péruviennes et chiliennes (Atacama) avec des profondeurs maximales de plus de 6 000 et 8 000 m. , respectivement. De toute évidence, le processus de formation de cette partie de l'océan et des continents voisins s'est déroulé en interaction avec les fosses marines profondes et les plaques lithosphériques continentales qui existaient à cette époque. L'Amérique du Nord s'est déplacée vers les tranchées le long de son chemin vers l'ouest et les a fermées, et la plaque sud-américaine a déplacé la tranchée d'Atacama vers l'ouest. Dans les deux cas, à la suite de l'interaction des structures océaniques et continentales, un plissement s'est produit, les parties marginales des deux continents ont été soulevées et de puissantes zones de suture se sont formées - la Cordillère nord-américaine et les Andes d'Amérique du Sud. Chacune de ces zones structurales est caractérisée par une sismicité intense et la manifestation de types mixtes de volcanisme. O.K. Léontiev a jugé possible de les comparer avec les crêtes sous-marines des arcs insulaires de la zone de transition ouest de l'océan Pacifique.