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 plantées 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 la mer. 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.
Zone de transition
Marges continentales sous-marines
Structure géologique et topographie du fond
Carte des profondeurs de l'océan Pacifique
Les marges continentales sous-marines occupent 10 % de l’océan Pacifique. La topographie du plateau présente les caractéristiques des plaines transgressives avec une topographie relique subaérienne. De telles formes sont caractéristiques des vallées fluviales sous-marines du plateau de Java et du plateau de la mer de Béring. Sur le plateau coréen et sur le plateau de la mer de Chine orientale, les reliefs de crêtes formés par les courants de marée sont courants. Diverses structures coralliennes sont courantes sur le plateau des eaux tropicales équatoriales. La majeure partie du plateau antarctique se trouve à des profondeurs de plus de 200 m, la surface est très disséquée, les élévations tectoniques sous-marines alternent avec de profondes dépressions - grabens. Le talus continental de l’Amérique du Nord est largement découpé par des canyons sous-marins. De grands canyons sous-marins sont connus sur le talus continental de la mer de Béring. Le talus continental de l'Antarctique se distingue par sa grande largeur, sa diversité et son relief disséqué. Le long de l'Amérique du Nord, le pied continental se distingue par de très grands cônes d'écoulements de turbidité, se fondant en une seule plaine inclinée, bordant le talus continental par une large bande.
La marge sous-marine de la Nouvelle-Zélande présente une structure continentale particulière. Sa superficie est 10 fois plus grande que celle des îles elles-mêmes. Ce plateau sous-marin néo-zélandais se compose des collines Campbell et Chatham au sommet plat et de la dépression Bunkie entre elles. De tous côtés, elle est limitée par le talus continental, bordé par le pied continental. Cela inclut également la crête sous-marine Lord Howe de la fin du Mésozoïque.
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), Mélanésien, 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 des îles. masses terrestres avec la croûte continentale.
Photographie de l'océan Pacifique depuis l'espace
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 et 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 leurs propres noms : 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 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. Une croûte sous-continentale (îles Kouriles) et continentale (îles japonaises) a été découverte sous les arcs insulaires.
Les dorsales médio-océaniques occupent 11 % de la surface du fond de l'océan 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 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).
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 plantées 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 la mer. 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.
Il est conseillé de considérer ensemble le mégarelief de deux reliefs planétaires de la Terre - le lit des océans (thalassocratons) et les dorsales médio-océaniques. Cela est principalement dû aux particularités de l'orographie de chacun des océans et de l'océan mondial dans son ensemble.
Rappelons que le fond océanique est caractérisé par le type océanique de la croûte terrestre, caractérisé par une faible épaisseur (5-10 km) et l'absence de couche granitique. Les dorsales médio-océaniques se caractérisent par un type particulier de structure de la croûte terrestre - riftogène, sur la base duquel elles se distinguent comme une forme planétaire particulière.
Le fond océanique correspond structurellement à des plateformes océaniques, ou thalassocratons. Lorsqu’on regarde une carte bathymétrique du fond d’un océan, la CELLULARITÉ de son mégarelief est frappante. Des bassins géants au fond relativement plat, souvent vallonné, sont séparés par de grandes crêtes, des remparts et des collines. La croûte océanique la plus typique se trouve au fond des bassins. À des altitudes plus élevées, en règle générale, l'épaisseur de la croûte augmente et, dans certains cas, une couche de densité accrue se trouve sous la couche de basalte typique et la surface du Moho n'est pas claire.
Il convient de noter la grande profondeur des bassins océaniques, qui indique avant tout la prédominance des mouvements verticaux négatifs dans ces zones de la surface terrestre. Si les continents, avec leurs mouvements positifs inhérents, sont majoritairement des zones de dénudation, alors les bassins océaniques servent de zones d'accumulation d'une grande variété de matériaux sédimentaires, provenant principalement de la terre ferme.
Les dorsales médio-océaniques représentent morphologiquement les plus grands renflements de la croûte terrestre, allongés dans la direction méridionale ou subméridionale, se formant pour ainsi dire. énorme(jusqu'à 2000 km de largeur et jusqu'à 6 km de hauteur relative) une voûte au relief complexe disséqué des talus et surtout de sa zone axiale, où se développent des crêtes asymétriques, séparées par des creux profonds et nettement définis (Fig. 31) avec un fond plat et des flancs abrupts, allongés conformément à la direction générale de la dorsale médio-océanique. Ces formes de relief sont le résultat de perturbations discontinues de la croûte terrestre telles que des failles, c'est pourquoi les zones axiales des crêtes médianes sont appelées zones de fracture.
Les dorsales médio-océaniques forment un seul système planétaire(Fig. 32). L’une des principales caractéristiques géologiques et géophysiques des dorsales médio-océaniques, qui leur est propre, est la grande vitesse des ondes élastiques dans la croûte terrestre. Une autre caractéristique géophysique importante est la valeur élevée du flux thermique. Les caractéristiques importantes comprennent également la forte sismicité des crêtes médianes et le confinement de nombreux volcans insulaires et océaniques sous-marins sur leurs crêtes et leurs pentes. Tout cela, ainsi que la dissection nette du relief, indiquent que les dorsales médio-océaniques sont des zones de tectogenèse moderne intense et, selon le concept de tectonique des plaques lithosphériques, représentent zones d'épandage.
La structure géologique des crêtes et des vallées de rift des dorsales médio-océaniques implique des roches ultramafiques, principalement diverses péridotites, qui composent souvent des blocs entiers formant des crêtes de rift individuelles. De grandes valeurs aberrantes et des stocks de roches ultrabasiques dans les zones de rift pénètrent dans la croûte terrestre depuis le manteau supérieur et se mélangent ici avec des blocs de roches basiques, formant ce qu'on appelle mélange. Cela augmente considérablement la densité globale de la croûte sous les zones de rift.
Données sur les morphostructures des zones de transition, des fonds océaniques et des dorsales médio-océaniques, données au chapitre. 10 et 11, peuvent être représentés sous la forme d'un profil généralisé du fond océanique montré sur la Fig. 33.
Relief du lit de l'océan Arctique. Crêtes moyennes et soulèvements arctiques. Il y a trente ans encore, sur les cartes physico-géographiques, le lit de l'océan Arctique (AO) au sein de son Bassin arctiqueétait représenté comme un seul bassin avec un fond plat et uniforme. La compréhension moderne de la structure du fond de cet océan, grâce à de nombreuses années de recherche soviétique et américaine, est complètement différente. Aujourd'hui, toute une série de crêtes et de collines sous-marines se sont établies, divisant le bassin arctique de l'océan Arctique en plusieurs bassins (Fig. 34).
Près du pôle, le bassin arctique traverse montée de Lomonossov, commençant dans le secteur américain près de l’île d’Ellesmere et adjacent au plateau sibérien au nord des îles de Nouvelle-Sibérie. Une autre élévation s'étend du plateau de l'île d'Ellesmere - Plateau alpha, qui entre dans L'ascension de Mendeleïev. Dans le secteur sibérien de l'océan, cette élévation est adjacente au plateau de la mer de Sibérie orientale.
Entre les soulèvements se trouvent des bassins à fond plat Makarova Et Tolya avec une profondeur maximale d'environ 4 km. Entre la colline de Mendeleev et le plateau de l'Alaska se trouve le plus grand bassin océanique - Beaufort, sa profondeur maximale est de 4680 m. La majeure partie du fond du bassin est occupée. plaine abyssale plate.
Dans le secteur océanique euro-sibérien, il y a Crête de Gakkel. La partie axiale de la crête, contrairement aux soulèvements de Lomonossov et de Mendeleev, a une topographie très disséquée : un certain nombre de crêtes courtes individuelles, séparées par de profondes vallées de rift, en échelon situé le long de l'axe de la crête. Entre la crête de Gakkel et la montée Lomonosov, il y a un bassin Amundsen(Le pôle Nord est situé dans ce bassin ; la profondeur de l'océan en dessous est de 4 316 m). Au sud de la crête de Gakkel se trouve un bassin Nansen. Sa profondeur maximale est d'environ 4 000 m.
Sauf Bassin arctique dans l'océan Arctique se démarque Bassin Norvège-Groenland. Ici bassins des mers du Groenland et de Norvège crêtes médio-océaniques séparées Knipovitcha, Mona Et Islandais. La profondeur maximale du bassin du Groenland est de 5 327 m, confinée à la vallée du rift de la crête de Knipovich. C'est la profondeur maximale de l'océan. La plus grande profondeur du bassin norvégien est d'environ 4 000 m. La topographie du fond des deux bassins est compliquée. monts sous-marins Et collines. Il existe également plusieurs petits des plaines plates, formé en raison de l’accumulation de sédiments des grands fonds. Sur la crête islandaise, il y a une activité volcanîles Jan Mayen.
Relief du lit de l'océan Atlantique. Dorsale médio-atlantique. L'élément orographique central du relief du fond de l'océan Atlantique est dorsale médio-atlantique, qui s'étend à l'intérieur de ses frontières depuis l'Islande au nord jusqu'à 65° sud. w. au Sud. L'orientation de la crête n'est pas constante, mais en général elle est proche du méridional, à l'exception de la section équatoriale, où elle devient sublatitudinale sur une certaine distance. La largeur de la crête atteint 2 500 km dans l'Atlantique Sud, mais au nord de l'Islande, elle diminue à 300 km.
La hauteur relative de la dorsale médio-atlantique peut atteindre 4 km. Morphologiquement, il serait plus correct de l'appeler, comme d'autres crêtes médio-océaniques, non pas une crête, mais un pays montagneux ou un plateau, car il se compose de crêtes individuelles, de chaînes de montagnes, de vallées longitudinales et de dépressions. Le relief le plus disséqué et le plus contrasté est caractéristique de la zone de rift de la crête, représentée par un système complexe de crêtes de horst et de grabens étroits.- les vallées du Rift, De plus, des profondeurs de l'ordre de 5 à 6 km sont souvent confinées à ces dernières. Les profondeurs maximales sont généralement caractérisées par d'étroites dépressions transversales associées à des zones de failles coupant la crête. Un exemple d'une telle dépression est Dépression romanche(7730m). Failles transversales compliquer encore davantage la topographie de la zone du rift et des flancs de la dorsale médio-atlantique.
Comme les autres dorsales médio-océaniques, la dorsale médio-atlantique la croûte terrestre est caractérisée par un type riftogène, caractérisé par une densité accrue et l’absence de limite Moho clairement définie. Avec les basaltes, les roches ultrabasiques - péridotites et dunites - sont courantes dans la zone de rift de la crête. La zone axiale et les flancs sont caractérisés par une alternance d’anomalies magnétiques positives et négatives, l’anomalie positive la plus prononcée étant notée dans la vallée du rift central. Les anomalies gravitationnelles dans la réduction de Bouguer (c'est-à-dire normalisée au niveau de la mer) au-dessus de la crête médiane sont généralement positives, mais pour les vallées du rift, elles sont souvent négatives.
Les épicentres des tremblements de terre sont situés dans la zone du rift. La plus grande concentration d'épicentres a été observée dans les sections de la crête recoupées par des failles transformées latitudinales et sublatitudinales. L'une de ces failles traverse la crête dans la région des Açores. Des manifestations actives du volcanisme moderne y sont associées. Un grand nombre de failles transversales parallèles entre elles sont constatées dans la partie équatoriale de la crête. Les segments individuels de la crête, coupés par ces failles, sont décalés les uns par rapport aux autres de plusieurs dizaines, voire centaines de kilomètres (voir Fig. 12). Ces déplacements déterminent l'extension sublatitudinale générale de la dorsale médio-atlantique sur son segment équatorial.
Les flancs de la crête présentent également un relief montagneux très accidenté et sont caractérisés par des manifestations de volcanisme moderne de type central. Les volcans actifs modernes les plus importants sur les ailes et dans la zone de rift de la crête sont volcans de la chaîne de Reykjanes(segment de la crête médiane adjacent à l'Islande), partie équatoriale Crête Tristan da Cunha. Dans la partie sud de l'océan, la dorsale médio-atlantique rejoint la dorsale sous-marine Afrique-Antarctique.
Le lit de l'océan Atlantique de part et d'autre de la dorsale médiane est composé d'une croûte de type océanique. L'épaisseur la plus fine de la croûte terrestre est observée sous les bassins océaniques, séparés par des collines et des crêtes sous-marines avec une épaisseur accrue de la croûte terrestre. Les noms de certains bassins et collines sont indiqués dans le schéma ci-joint (Fig. 35).
Considérons, à titre d'exemple, la structure de l'une des collines sous-marines du fond océanique - Plateau des Bermudes, situé dans la partie centrale Bassin nord-américain. Il a l'apparence d'un horst-antéclise avec des pentes abruptes vers le sud-est et douces vers le nord-ouest. La tectonique des failles est clairement évidente dans la structure du plateau. La pente raide est découpée par des creux profonds tels que des canyons sous-marins, qui sont d'étroits grabens ouverts vers le bassin. Tout un réseau de failles est également visible dans la topographie du plateau. Les volcans sous-marins s'élèvent aux intersections des failles. Un groupe des plus hauts volcans forme la fondation des Bermudes, composée de calcaires coralliens.
La structure de la topographie des fonds marins des bassins océaniques est assez monotone. Dans presque tous les bassins de l'océan Atlantique, il existe deux principaux types de relief. La majeure partie de la zone du fond du bassin a Un terrain vallonné avec une dissection verticale d'une moyenne de 250 à 600 m, dans certains cas jusqu'à 1000 m, ce type de relief est appelé. "relief des collines abyssales". Une plus petite partie du fond du bassin est presque parfaitement nivelée. Ces espaces complètement plats et aux pentes superficielles insignifiantes sont appelés plaines abyssales plates. Ils n'occupent généralement pas les parties les plus profondes des bassins, mais celles situées plus près du talus et du pied continentaux. Des études sismiques ont montré que dans les plaines, l'épaisseur de la couche sédimentaire atteint 1,5 km, et dans les collines abyssales, l'épaisseur de la couche sédimentaire se mesure en plusieurs centaines, voire dizaines de mètres.
L'origine des collines abyssales est associée à des processus volcaniques. Avec une très faible épaisseur de la croûte océanique, la formation d'un réseau de petites failles lors de sa subsidence, le long desquelles des manifestations volcaniques ont eu lieu, est autorisée. Après l'extinction du processus magmatique, les laccolithes ou volcans boucliers ont été partiellement enfouis sous une couche de sédiments de fond, les transformant en collines abyssales.
Relief du lit et des dorsales médianes de l'Océan Indien. Il existe plusieurs dorsales médio-océaniques dans l'océan Indien : Antilles, Indiens d'Arabie, Indiens du Centre, passant à l'est de l'île d'Amsterdam dans Australasie-Antarctique(Fig. 36). Toutes les dorsales, à l'exception de la dorsale australo-antarctique, sont relativement bien étudiées et présentent une grande similitude de structure avec la dorsale médio-atlantique. La dorsale australo-antarctique (soulèvement) a été moins étudiée. Il se distingue par un moindre démembrement des zones de flanc, une hauteur plus faible et une faible expression de la zone de rift.
Les dorsales médianes de l'océan Indien, comme dans l'Atlantique, sont brisées non seulement par des failles longitudinales, qui confèrent à l'arc une structure de rift, mais également par des failles transversales. Cependant, les failles de direction méridionale ou (moins souvent) sublatitudinale, mais non latitudinale, prédominent. Avec une de ces failles sublatitudinales (défaut Vima), traversant la partie sud de la dorsale arabo-indienne, la profondeur maximale de l'océan Indien est associée - 6 400 m. Une large zone de fragmentation tectonique a été identifiée dans la partie médiane de la montée australo-antarctique. Elle s'exprime par un système complexe de courtes crêtes et dépressions méridionales.
Outre les dorsales médianes, l'océan Indien possède plusieurs grandes dorsales avec une structure crustale de type océanique et une structure en blocs de failles. Le plus grand d'entre eux est Crête des Indes orientales, commençant dans la partie sud de la baie du Bengale et se terminant près de la crête centrale de l'Inde. Cet immense système montagneux (plus étendu que l'Oural) a été découvert au début des années 60.
Mentionnons deux autres grandes crêtes en blocs - Maldivien Et Mascareignes, situé dans la partie occidentale de l'océan. La dorsale des Mascareignes dans la partie nord (région des Seychelles) présente une croûte de type continental. Selon certains chercheurs, il s'agit d'un fragment du continent autrefois uni de l'hémisphère sud - le Gondwana, qui unissait tous les continents méridionaux de notre planète au début du Mésozoïque. Selon d’autres, c’est un continent sous-développé. Madagascar, chaînes mozambicaines Et Colline des Aiguilles, situés dans la partie sud-ouest de l'océan, ils sont composés d'une croûte de type continental et doivent être considérés comme des éléments de la marge sous-marine du continent africain.
Parmi les plus grands éléments orographiques de l'Océan Indien, on mentionne également Plateau de Crozet- formation volcanique océanique typique, Plateau de Kerguelen, représentant une saillie de la plate-forme continentale de l'Antarctique s'étendant loin vers le nord.
Pour fonds de bassin océan Indien Le relief le plus caractéristique est celui des collines abyssales. Les plaines abyssales plates n'occupent qu'une petite zone du fond océanique.
Relief du lit et des dorsales médianes de l'océan Pacifique. 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 - Sud Et Pacifique Est) en termes de structure, ils ressemblent à l'Australasie-Antarctique : leurs larges flancs ont un relief relativement faiblement disséqué et la structure de rift de la zone axiale n'est pas aussi prononcée que dans les crêtes médio-atlantiques ou arabo-indiennes. Dans la structure des dorsales médianes de l'océan Pacifique, de puissantes zones de failles océaniques qui les coupent à travers la direction jouent un rôle important. Le long des failles, la crête médiane est divisée en un certain nombre de segments aux contours parallélépipédiques, décalés latéralement les uns par rapport aux autres 1 . Les caractéristiques géophysiques de la structure des dorsales médio-océaniques sont similaires à celles décrites pour d'autres dorsales médio-océaniques.
Entre 40 et 30° S. w. part de la crête du Pacifique Est vers le sud-est crête chilienne, ayant une structure de rift et caractérisé par la sismicité et le volcanisme, il peut donc être considéré comme une branche du système médio-océanique. Notez que les dorsales du Pacifique Est et Sud, comme la dorsale australo-antarctique dans l'océan Indien, ainsi que la dorsale chilienne, diffèrent morphologiquement des autres dorsales médio-océaniques par leur grande largeur et leur dissection relativement petite de la zone de rift. Les partisans du concept de tectonique des plaques associent ces caractéristiques à des taux de propagation élevés. Mais il est possible que ces caractéristiques morphologiques indiquent la jeunesse des morphostructures citées. En raison de cette spécificité morphologique, elles sont généralement (sur les cartes, dans la littérature) appelées non pas crêtes, mais soulèvements.
D'autres éléments orographiques linéairement allongés du fond de l'océan Pacifique (Fig. 37) 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 souvent des chaînes volcaniques entières. Les plus grandioses d'entre eux en termes de longueur, de hauteur et de violentes manifestations du volcanisme crête hawaïenne de type océanique, couronné par les îles du même nom. Les volcans de ces crêtes sont des volcans boucliers. Ils éclatent du magma mafique.
Dans l'océan Pacifique, les monts sous-marins au sommet plat sont particulièrement nombreux - les guyots(Fig. 38). Le plus courant sur Monts sous-marins Marcus Necker, qui s'étendent 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 2500 m (moyenne 1300 m). Comme indiqué ci-dessus, une telle profondeur indique évidemment l'affaissement du fond océanique, puisqu'il n'y a aucune raison de supposer une diminution aussi significative de son niveau dans le passé.
De nombreuses collines océaniques ont des sommets couronnés de structures coralliennes - récifs annulaires, ou atolls. Selon les recherches géophysiques et les forages, les montagnes qui constituent la base des récifs coralliens sont également des formations volcaniques. Il est intéressant de noter que la plupart des crêtes océaniques arquées avec des chaînes volcaniques, des guyots et des récifs coralliens sont confinées à une large bande traversant l'océan Pacifique du sud-est au nord-ouest, de la région de l'île de Pâques au bassin nord-ouest inclus. Selon G. Ménard, ces levées 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 produites le long de failles profondes, puis de grandes sections de la crête ont connu un affaissement. Un labyrinthe de bassins, de collines, de volcans, de guyots et d'atolls coralliens a émergé - une topographie extrêmement complexe des parties centrales et nord-ouest du fond de l'océan Pacifique. L'ampleur des processus volcaniques de cette époque est attestée par le volume total de matière volcanique éjectée. Selon les calculs de G. Ménard, il s'est avéré dix fois supérieur au volume total des effusifs qui composent les plateaux de lave - le Colombien et le Deccan. composé de matière volcanique les trains au pied des crêtes sous-marines (vestiges de la crête médiane). Ils ressemblent à plaines abyssales en pente, appelé "plumes de l'île" ou tablier. Les plaines en pente constituent l'un des types spécifiques de relief des parties marginales des bassins du fond de l'océan Pacifique.
Le lit de l'océan Pacifique est presque partout séparé des continents par des tranchées profondes, de sorte que l'apport de matière terrigène depuis la terre vers l'océan Pacifique est faible. De ce fait, l’épaisseur des sédiments dans les bassins de l’océan Pacifique est faible. Le secours domine partout collines abyssales. Disponible uniquement dans le golfe d'Alaska vaste plaine plate formés par de jeunes et anciens amateurs de courants de turbidité (voir chapitre 20). De nombreux guyots s'élèvent au-dessus de la plaine. La vaste plaine abyssale occupe la majeure partie du bassin Antarctique de l'océan Pacifique- Bassin de Bellingshausen. Le développement généralisé des plaines abyssales est également observé dans les bassins antarctiques des océans Indien et Atlantique. Cela est dû à l'apport important de matière terrigène par les glaces flottantes - les icebergs, formés par l'écoulement des glaces de la calotte glaciaire de l'Antarctique.
Pour le lit du Pacifique caractérisé par des zones de failles profondes de direction latitudinale, traçable sur plusieurs milliers de kilomètres. Ils s'expriment dans le relief du fond des bassins sous la forme d'étroites crêtes-horsts en blocs s'étendant d'ouest en est et accompagnant des creux-grabens. Des failles traversent également les montées du Pacifique Est et du Pacifique Sud, et des segments individuels de ces montées, comme déjà mentionné, sont décalés les uns par rapport aux autres de plusieurs centaines de kilomètres. Ainsi, dans les océans Pacifique et Atlantique, il existe des signes incontestables de mouvements latéraux importants de la croûte terrestre. Cependant, la principale importance dans le développement du mégarelief du fond des océans 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, les mouvements négatifs jouent un rôle majeur. En témoignent la présence de guyots à des profondeurs dix fois supérieures à l'amplitude possible des fluctuations du niveau des océans, ainsi que la grande épaisseur des calcaires coralliens qui composent les atolls océaniques. Des forages sur certains atolls de l'océan Pacifique ont montré que l'épaisseur totale des dépôts coralliens, à partir de l'Éocène, atteint 1 400 m, tandis que les coraux formant des récifs ne peuvent vivre qu'à des profondeurs allant jusqu'à 50 m. Fluctuations naturelles du niveau de l'océan dues aux fluctuations naturelles du niveau de l'océan. la fonte des calottes glaciaires ne dépasse pas 120 m. Les données des forages en haute mer 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.
