Určuje sa nielen vývoj, ale aj pôvod všeobecnej topografie dna oceánov. Rozlišujú sa tu dve skupiny: oceánska plošina ako fenomén prechodného typu stavby zemskej kôry a stredný chrbát s priepastnými rovinami a priekopami.

Pokusy o klasifikáciu

Aby sme zhrnuli informácie týkajúce sa štruktúry oceánskeho dna, bol vytvorený jednotný planetárny systém. Stredooceánske hrebene sa nachádzajú takmer uprostred hlavných oceánskych priestorov a rozdeľujú ich na rovnaké časti. Existuje niekoľko pokusov o klasifikáciu. Menard ich napríklad rozlišuje takto:

• široké podvodné hrebene s výraznou seizmicitou (napr. východný Pacifik);
• úzke podmorské chrbty so strmými svahmi a seizmickou aktivitou (napr. Stredoatlantický hrebeň);
• úzke a strmo naklonené, ale nie seizmicky aktívne, podvodné hrebene (napr. stredný Pacifik a Tuamotu).

Podľa G.B. Udintseva nemajú stredooceánske hrebene na súši obdobu. D. G. Panov pripisuje podmorské hrebene v Tichom oceáne rohy platformy - vnútorné a vonkajšie - a považuje ich za analógy kontinentálnych platforiem. Tektonická štruktúra stredného hrebeňa však nemôže byť klasifikovaná ako suchozemská tektonika. Amplitúda a grandiózny rozsah v porovnaní s kontinentálnymi - pozemnými štruktúrami sú príliš veľké.

Tvorenie

Jednou z najbežnejších foriem skalných útvarov v oceánoch sú oceánske vlny. Najviac ich reprezentuje Tichý oceán. Existujú dve odrody:

• antiklinálny typ výzdvihov s najstaršími horninami v jadre;
• oceánske vlnobitie so sopečnými kužeľmi vrátane vyhasnutých sopiek (guyotov).

Čas vzdelávania

Vek Sredinny Ridge je určený štruktúrou kôry - či už je kontinentálna alebo oceánska. O mnohých oblastiach možno uvažovať v súvislosti s vysokohorskými štruktúrami, ktoré sú značne členité a siahajú hlboko do oceánu. Napríklad oblasť susediaca s morom pri Fidži.

Stredooceánske chrbty antiklinálneho typu – mierne svahy, ojedinelé a skôr vzácne podvodné sopky – nie sú takmer rozčlenené. Ide o najnovšie vytvorené a najjednoduchšie oceánske podlahy vo forme fragmentácie platforiem a intenzívnej seizmicity a vulkanizmu. Ako viete, všetko to začalo počas kenozoika-štvrtohôr. Stále sa tvoria a rastú antiklinálne útvary – stredooceánske chrbty.

Druhý typ skalných útvarov v oceánoch - oceánske vlnobitia - sa vyznačujú väčšou výškou a rozsahom. Lineárne pretiahnuté vyvýšeniny s miernymi svahmi majú oveľa tenšiu kôru. Mnoho stredooceánskych chrbtov má túto štruktúru. Príklady: a iné.

Ide o starodávnejšie útvary, ktoré na nich vznikli v treťohorách a neskôr pokračoval vznik podmorských vrchov. Fragmentácia hlbinných zlomov sa viackrát opakovala.

Štruktúra stredného hrebeňa

Oceánske hrebene v drvivých zónach sú najzložitejším terénom. Najostrejšie rozdelenie štruktúry sa nachádza v tých miestach, kde sa tvoria stredooceánske hrebene, ako je Atlantický a Indický oceán, južný Tichý oceán, južný oceán z Afriky, zóna medzi Austráliou a Antarktídou.

Jednou z najcharakteristickejších čŕt tohto typu stavieb sú grabens (hlboké údolia) lemujúce sériu vysokých (až trojkilometrových) vrcholov, ktoré sú prešpikované ostro stúpajúcimi sopečnými kužeľmi. Je to trochu podobné alpínskemu charakteru štruktúry, ale je tu viac kontrastov, členenie je výraznejšie vyjadrené ako v kontinentálnej štruktúre horských pásov.

Pri absencii sekundárnej (a viac zlomkovej) disekcie, ktorú má stredný hrebeň a všetky jeho svahy, môžeme hovoriť o príznakoch recentného formovania reliéfu. V spodnej časti svahu sú potom hladké terasovité plochy so vzájomne oddelenými rímsami. Toto sú bývalé stupňovité chyby. Pozoruhodná je priekopová dolina, ktorá rozdeľuje stredný hrebeň na polovicu.

Miera, do akej sa rozprestiera planetárna oceánska trhlina, je určená veľkosťou zón drvenia. Ide o najvýraznejšiu formu prejavu tektoniky v posledných obdobiach veľkého geologického času. Tektonická štruktúra stredného hrebeňa môže byť odlišná. Napríklad Kamčatka je oblasťou aktívnych tektonických procesov, ktoré sú moderné a neustále. Litosférické dosky okhotského bloku recyklujú oceánsku kôru a tvoria kontinentálnu kôru a stredný hrebeň Kamčatky je predmetom neustáleho sledovania tohto procesu.

Poloha

Litosférické platne sú v pohybe a keď sa vzdialia (tzv. divergencia), ich oceánska kôra sa transformuje. Dno oceánov sa dvíha a vytvára stredooceánske hrebene. Boli zaradené v päťdesiatych rokoch dvadsiateho storočia do svetového systému za aktívnej účasti Sovietskeho zväzu.

Stredooceánske chrbty majú celkovú dĺžku viac ako šesťdesiattisíc kilometrov. Tu môžete začať od hrebeňa Gakkel v Severnom ľadovom oceáne - od mora Laptev až po Špicbergy. Potom pokračujte v jej línii na juh bez prerušenia. Tam sa Stredoatlantický hrebeň tiahne až k Bouvetovmu ostrovu.

Ďalej ukazovateľ vedie na západ - to je americko-antarktický hrebeň a na východ - pozdĺž afro-antarktického hrebeňa, ktorý pokračuje juhozápadným Indickým oceánom. Opäť je tu trojitá križovatka - arabsko-indický hrebeň sleduje poludník a hrebeň juhovýchodného Indického oceánu sa tiahne k austrálsko-antarktickému hrebeňu.

Toto nie je koniec radu. Pokračovanie pozdĺž South Pacific Rise, ktorý prechádza do East Pacific Rise, ktorý smeruje na sever do Kalifornie, do San Andreas Fault. Nasleduje stredný hrebeň Juan de Fuca – smerom na Kanadu.

Po obkolesení planéty viac ako raz čiary nakreslené ukazovateľom jasne ukazujú, kde sa tvoria stredooceánske hrebene. Sú všade.

Úľava

Stredooceánske chrbty sa na zemeguli tvoria ako obrovský náhrdelník široký až jeden a pol tisíc kilometrov a ich výška nad panvami môže byť tri alebo štyri kilometre. Niekedy skaly vyčnievajú z hlbín oceánu a vytvárajú ostrovy, najčastejšie vulkanické.

Aj samotný hrebeň hrebeňa dosahuje šírku sto kilometrov. Ostrá disekcia reliéfu a samotná štruktúra malých blokov dodávajú osobitnú krásu. Pozdĺž osi hrebeňa je zvyčajne šírka okolo tridsať kilometrov s osovou trhlinou (štyri až päť kilometrov široká štrbina vysoká mnoho stoviek metrov).

Na dne pukliny sú mladé sopky obklopené hydrotermami - horúcimi prameňmi, ktoré uvoľňujú sulfidy kovov (striebro, olovo, kadmium, železo, meď, zinok). Malé zemetrasenia sú tu neustále.

Pod axiálnymi puklinami sú magmatické komory spojené kilometer dlhým, teda dosť úzkym kanálom s centrálnymi erupciami na dne tejto štrbiny. Strany hrebeňov sú oveľa širšie ako hrebeň – stovky a stovky kilometrov. Sú pokryté vrstvami lávových sedimentov.

Nie všetky prepojenia v systéme sú rovnaké: niektoré stredooceánske chrbty sú širšie a plochejšie a namiesto riftového údolia majú výbežok oceánskej kôry. Napríklad východný Pacifik stúpa, rovnako ako južný Pacifik a niektoré ďalšie.

Každý stredný hrebeň je na mnohých miestach prerezaný transformačnými (to znamená priečnymi) zlommi. Pozdĺž týchto zlomov sa osi chrbtov posúvajú na vzdialenosť stoviek kilometrov. Miesta križovatiek sú erodované do zákopov, teda priehlbín, z ktorých niektoré sú hlboké až osem kilometrov.

Najdlhšie podmorské pohorie

Najdlhší stredooceánsky hrebeň sa nachádza na dne Atlantického oceánu. Oddeľuje Severoamerickú a Eurázijskú tektonickú dosku. Stredoatlantický hrebeň má dĺžku 18 000 kilometrov. Je súčasťou systému oceánskych chrbtov dlhých štyridsaťtisíc kilometrov.

Stredný hrebeň pod Atlantikom pozostáva z niekoľkých o niečo menších hrebeňov: Knipovich a Mona, Island-Janmayet a Reykjanes, ako aj veľmi veľké - viac ako osemtisíc kilometrov - Severoatlantický hrebeň a desať a pol tisíc kilometrov - juhoatlantický hrebeň.

Hory sú tu také vysoké, že vytvorili reťazce ostrovov: sú to Azory, Bermudy a dokonca Island, Ascension, Bouvet, Gough, Tristan da Cunha a mnohé menšie.

Geologické výpočty hovoria, že tento stredný hrebeň vznikol v období triasu. Priečne poruchy posúvajú os až o šesťsto kilometrov. Vrchný komplex hrebeňa tvoria tholeitické bazalty, spodný komplex amfibolity a ofiolity.

Globálny systém

Najvýraznejšou stavbou v oceáne sú Stredooceánske hrebene, ktoré sa tiahnu v dĺžke šesťdesiattisíc kilometrov. Rozdelili Atlantický oceán na dve takmer rovnaké polovice a Indický oceán na tri časti. V Tichom oceáne nás stredná cesta mierne sklamala: náhrdelník hrebeňov sa presunul na stranu, smerom k Južnej Amerike, potom do šije medzi kontinentmi, aby prešiel pod kontinent Severnej Ameriky.

Dokonca aj v malom Severnom ľadovom oceáne sa nachádza hrebeň Gakkel, kde je jasne viditeľná tektonická štruktúra stredného hrebeňa, čo sa rovná stredooceánskemu zdvihu.

Obrovské opuchy dna oceánu sú hranicami litosférických dosiek. Povrch Zeme je pokrytý platňami týchto platní, ktoré neležia na mieste: neustále sa na seba plížia, lámu okraje, uvoľňujú magmu a s jej pomocou rastú nové teleso. Severoamerická platňa tak svojim okrajom pokrývala dvoch susedov naraz a vytvorila tak hrebene Juan de Fuca a Gorda. Pri expanzii litosférická doska zvyčajne narúša a absorbuje oblasti susedných dosiek. Najviac tým trpia kontinenty. V tejto hre vyzerajú ako homole: oceánska kôra prechádza pod kontinent, dvíha ho, drví a láme.

Riftové zóny

Pod stredom každého úseku hrebeňov stúpajú prúdy magmy, ktoré naťahujú zemskú kôru a lámu jej okraje. Vyliatím na dno sa magma ochladzuje, čím sa zvyšuje hmotnosť hrebeňa. Potom sa nová časť taveniny plášťa rozbije a rozdrví novú základňu a všetko sa opakuje. Takto rastie zemská kôra v oceáne. Tento proces sa nazýva šírenie.

Rýchlosť šírenia (tvorba oceánskeho dna) určuje zmeny vo vzhľade hrebeňov z jednej oblasti do druhej. A toto je s rovnakou štruktúrou. Tam, kde sa rýchlosti líšia, sa úplne mení aj hrebeň v reliéfe.

Tam, kde je rýchlosť šírenia nízka (napríklad priekopa Tajura), vznikajú obrovské podvodné údolia s aktívnymi sopkami na dne. Ponárajú sa pod hrebeň asi o štyristo metrov, odkiaľ je postupné terasovité stúpanie stupňov po sto až stopäťdesiat metrov. Takáto trhlina existuje v Červenom mori a v mnohých častiach Stredoatlantického hrebeňa. Takéto oceánske hory rastú pomaly, niekoľko centimetrov za rok.

Pri vysokej rýchlosti šírenia vyzerajú hrebene (najmä v priereze) takto: centrálny výbežok je pol kilometra nad hlavným reliéfom a je tvorený reťazou sopiek. Ide napríklad o East Pacific Rise. Údolie tu nemá čas na vytvorenie a rýchlosť rastu zemskej kôry v oceáne môže byť veľmi vysoká - 18 - 20 centimetrov za rok. Týmto spôsobom možno určiť vek stredného hrebeňa.

Jedinečný fenomén - "čierni fajčiari"

Tektonická štruktúra stredného hrebeňa umožnila objavenie sa takého zaujímavého prírodného javu, akým je horúca láva zohrievajúca vodu oceánu na tristopäťdesiat stupňov. Voda by vyšla ako para, keby tam nebol taký neuveriteľný tlak z oceánu s hrúbkou mnohých kilometrov.

Láva nesie rôzne chemikálie, ktoré po rozpustení vo vode tvoria pri interakcii kyselinu sírovú. Kyselina sírová zase rozpúšťa mnohé minerály vo vyvretej láve, reaguje s nimi a vytvára zlúčeniny síry a kovov (sulfidy).

Sediment z nich vypadáva v kuželi vysokom asi sedemdesiat metrov, vo vnútri ktorého pokračujú všetky vyššie opísané reakcie. Horúce sulfidové roztoky stúpajú hore kužeľom a uvoľňujú sa do čiernych oblakov.

Veľmi pôsobivá podívaná. Je pravda, že priblížiť sa je nebezpečné. Najzaujímavejšie je, že skrytá a najaktívnejšie pracujúca časť každého kužeľa môže byť vysoká niekoľko stoviek metrov. A oveľa vyššie ako napríklad Ostankino Tower. Keď je šišiek veľa, zdá sa, že tam funguje podzemná (a podmorská) tajná továreň. Najčastejšie sa nachádzajú v celých skupinách.

Sredinský hrebeň Kamčatky

Krajina polostrova je jedinečná. Pohorie, ktoré je povodím pohoria Sredinny. Jeho dĺžka je 1200 kilometrov, vedie zo severu na juh a nesie obrovské množstvo sopiek – najčastejšie štítových a stratovulkánov. Nachádzajú sa tu lávové plošiny, samostatné pohoria, ale aj izolované štíty pokryté večnými ľadovcami. Najvýraznejšie vystupujú Bystrinský, Kozyrevský a Malkinský hrebeň.

Najvyšší bod je 3621 metrov, veľa sopiek je takmer na úrovni: Alnai, Khuvkhoytun, Shishel, Ostraya Sopka. Hrebeň pozostáva z dvadsiatich ôsmich priesmykov a jedenástich vrcholov, z ktorých väčšina je v severnej časti. Centrálna časť sa vyznačuje výraznými odstupmi medzi vrcholmi, v južnej časti je vysoká disekcia do asymetrických masívov.

Tektonická štruktúra Kamčatského pohoria Sredinny sa vytvorila počas dlhodobej interakcie najväčších litosférických dosiek - tichomorskej, kulskej, severoamerickej a euroázijskej dosky.

Je vhodné zvážiť megareliéf dvoch planetárnych tvarov Zeme - dno oceánov (thalassocratons) a stredooceánske hrebene - spoločne. Je to hlavne kvôli zvláštnostiam orografie každého z oceánov a svetového oceánu ako celku.

Pripomeňme, že oceánske dno je charakteristické oceánskym typom zemskej kôry, charakteristickým nízkou hrúbkou (5-10 km) a absenciou žulovej vrstvy. Stredooceánske chrbty sa vyznačujú zvláštnym typom štruktúry zemskej kôry – riftogénnou, na základe čoho sa rozlišujú ako špeciálna planetárna forma.

Oceánske dno štrukturálne zodpovedá oceánskym platformám alebo thalassokratonom. Pri pohľade na batymetrickú mapu dna akéhokoľvek oceánu je pozoruhodná celularita jeho megareliéfu. Obrovské kotliny s relatívne plochým, často kopcovitým dnom sú oddelené veľkými hrebeňmi, valmi a pahorkami. Najtypickejšia oceánska kôra sa nachádza na dne panví. Vo vyšších polohách sa hrúbka kôry spravidla zväčšuje a v niektorých prípadoch sa pod typickou čadičovou vrstvou nachádza vrstva so zvýšenou hustotou a povrch Moho je nejasný.

Pozoruhodná je veľká hĺbka oceánskych panví, čo poukazuje predovšetkým na prevahu negatívnych vertikálnych pohybov v týchto oblastiach zemského povrchu. Ak sú kontinenty so svojimi prirodzenými pozitívnymi pohybmi prevažne oblasťami denudácie, potom oceánske panvy slúžia ako oblasti akumulácie širokej škály sedimentárneho materiálu pochádzajúceho najmä z pevniny.

Stredooceánske chrbty morfologicky predstavujú najväčšie vydutia zemskej kôry, pretiahnuté v poludníkovom alebo submeridiálnom smere, tvoriace sa takpovediac. obrovský(do 2000 km šírky a do 6 km relatívnej výšky) klenba s komplexne členitým reliéfom svahov a najmä jej osovej zóny, kde sú vyvinuté asymetrické hrebene, oddelené hlbokými, ostro ohraničenými korytami (obr. 31) s plochým dnom a strmými bokmi, predĺženými v súlade s generálnym štrajkom stredooceánskeho chrbta. Tieto reliéfne formy sú výsledkom nesúvislých porúch zemskej kôry ako sú trhliny, preto sú axiálne zóny stredných chrbtov tzv. trhlinové zóny.

Stredooceánske chrbty tvoria jeden planetárny systém(Obr. 32). Jednou z hlavných geologických a geofyzikálnych čŕt stredooceánskych chrbtov, ktorá je pre ne jedinečná, je vysoká rýchlosť pružných vĺn v zemskej kôre. Ďalšou významnou geofyzikálnou vlastnosťou je vysoká hodnota tepelného toku. Medzi dôležité vlastnosti patrí aj vysoká seizmicita stredných chrbtov a uzavretie mnohých ostrovných a podvodných oceánskych sopiek na ich hrebene a svahy. To všetko, ako aj ostrá disekcia reliéfu naznačuje, že stredooceánske chrbty sú oblasťami intenzívnej modernej tektogenézy a podľa koncepcie tektoniky litosférických dosiek predstavujú zóny šírenia.

Geologická stavba chrbtov a riftových údolí stredooceánskych chrbtov zahŕňa ultramafické horniny, najmä rôzne peridotity, ktoré často tvoria celé bloky tvoriace jednotlivé riftové hrebene. Veľké odľahlé oblasti a zásoby ultrabázických hornín v riftových zónach prenikajú do zemskej kôry z vrchného plášťa a miešajú sa tu s blokmi bázických hornín, tvoriac tzv. melanž. To výrazne zvyšuje celkovú hustotu kôry pod riftovými zónami.

Údaje o morfoštruktúrach prechodových zón, oceánskeho dna a stredooceánskych chrbtov, uvedené v kap. 10 a 11, možno znázorniť vo forme zovšeobecneného profilu dna oceánu znázorneného na obr. 33.

Reliéf dna Severného ľadového oceánu. Arktické stredné hrebene a vyvýšeniny. Ešte pred tridsiatimi rokmi sa na fyzicko-geografických mapách nachádzalo dno Severného ľadového oceánu (AO). Arktická panva bola znázornená ako jedna nádrž s plochým, jednotným dnom. Moderné chápanie štruktúry dna tohto oceánu je vďaka dlhoročnému sovietskemu a americkému výskumu úplne iné. Teraz sa vytvoril celý rad podvodných hrebeňov a kopcov, ktoré rozdeľujú arktické povodie Severného ľadového oceánu na niekoľko povodí (obr. 34).

V blízkosti pólu prechádza Arktická panva vzostup Lomonosova, začína v americkom sektore pri Ellesmerovom ostrove a susedí so sibírskym šelfom severne od Novosibírskych ostrovov. Ďalší vzostup siaha od šelfu Ellesmere Island - Alfa plošina, ktorý ide do Mendelejevov vzostup. V sibírskom sektore oceánu tento vzostup susedí s šelfom Východosibírskeho mora.

Medzi vyvýšeninami sa nachádzajú kotliny s plochým dnom Makarova A Tollya s maximálnou hĺbkou asi 4 km. Medzi Mendeleevovým vzostupom a Aljašským šelfom je najväčšia panva oceánu - Beaufort, jeho maximálna hĺbka je 4680 m Väčšina dna kotliny je obsadená plochá priepasťová rovina.

V európsko-sibírskom sektore oceánu je Gakkelský hrebeň. Osová časť hrebeňa má na rozdiel od Lomonosovových a Mendelejevových stúpaní značne členitú topografiu: množstvo jednotlivých krátkych hrebeňov oddelených hlbokými riftovými údoliami, en echelon, umiestnenými pozdĺž osi hrebeňa. Medzi Gakkelským hrebeňom a Lomonosovským výbežkom sa nachádza kotlina Amundsen(Severný pól sa nachádza v tejto panve; hĺbka oceánu pod ním je 4316 m). Južne od hrebeňa Gakkel leží kotlina Nansen. Jeho maximálna hĺbka je asi 4000 m.

Okrem Arktická panva v Severnom ľadovom oceáne vyniká Nórsko-grónska panva. Tu povodia Grónskeho a Nórskeho mora samostatné stredooceánske hrebene Knipoviča, Mona A islandský. Maximálna hĺbka Grónskej panvy je 5327 m, obmedzená na priekopové údolie Knipovichovho hrebeňa. Toto je maximálna hĺbka oceánu. Najväčšia hĺbka Nórskej kotliny je asi 4000 m. Topografia dna oboch kotlín je komplikovaná podmorské hory A kopcoch. Existuje aj niekoľko malých rovinaté pláne, vznikol v dôsledku akumulácie hlbokomorských sedimentov. Na islandskom hrebeni je aktívna sopka ostrovy Jan Mayen.

Reliéf dna Atlantického oceánu. Stredoatlantický hrebeň. Hlavným orografickým prvkom reliéfu dna Atlantického oceánu je Stredoatlantický hrebeň, ktorý sa tiahne v jeho hraniciach od Islandu na severe až po 65° juhu. w. na juhu. Náraz hrebeňa nie je konštantný, ale vo všeobecnosti je blízko poludníka, s výnimkou rovníkovej časti, kde sa na určitú vzdialenosť stáva sublatitudinálnym. Šírka hrebeňa dosahuje v južnom Atlantiku 2500 km, no severne od Islandu klesá na 300 km.

Relatívna výška Stredoatlantického hrebeňa je až 4 km. Morfologicky by bolo správnejšie nazvať ho podobne ako ostatné stredooceánske chrbty nie hrebeňom, ale hornatou krajinou alebo vrchovinou, keďže pozostáva z jednotlivých chrbtov, pohorí, pozdĺžnych údolí a zníženín. Najčlenitejší a najkontrastnejší reliéf je charakteristický pre puklinovú zónu hrebeňa, ktorú predstavuje zložitý systém horstových chrbtov a úzkych žľabov.- rift valleys, Navyše hĺbky rádovo 5 až 6 km sa často obmedzujú na tie druhé. Maximálne hĺbky sú zvyčajne charakterizované úzkymi priečnymi depresiami spojenými s zlomovými zónami pretínajúcimi hrebeň. Príkladom takejto depresie je Romanche depresia(7730 m). Priečne chybyďalej komplikujú topografiu riftovej zóny a bokov Stredoatlantického hrebeňa.

Rovnako ako ostatné stredooceánske hrebene, Stredoatlantický hrebeň zemská kôra sa vyznačuje riftogénnym typom, charakterizované zvýšenou hustotou a absenciou jasne definovanej Moho hranice. Spolu s bazaltmi sú v riftovej zóne hrebeňa bežné ultramafické horniny - peridotity a dunity. Axiálna zóna a boky sú charakterizované striedaním pozitívnych a negatívnych magnetických anomálií, pričom najvýraznejšia pozitívna anomália je zaznamenaná v centrálnej riftovej doline. Gravitačné anomálie v Bouguerovej redukcii (t.j. normalizované na hladinu mora) nad stredným hrebeňom sú zvyčajne pozitívne, ale pre riftové údolia sú často negatívne.

Epicentrá zemetrasení sa nachádzajú v riftovej zóne. Najväčšia koncentrácia epicentier bola zaznamenaná v úsekoch hrebeňa, ktoré pretínali šírkové a subšírkové transformačné zlomy. Jeden z týchto zlomov pretína hrebeň v oblasti Azorských ostrovov. Spájajú sa s ňou aktívne prejavy moderného vulkanizmu. V rovníkovej časti hrebeňa je zaznamenaný veľký počet vzájomne rovnobežných priečnych zlomov. Jednotlivé segmenty hrebeňa, odrezané týmito zlomami, sú voči sebe posunuté o mnoho desiatok, ba až stoviek kilometrov (pozri obr. 12). Tieto posuny určujú všeobecný sublatitudinálny rozsah Stredoatlantického hrebeňa na jeho rovníkovej časti.

Aj boky hrebeňa majú výrazne členitý hornatý terén a vyznačujú sa prejavmi novovekého vulkanizmu centrálneho typu. Najvýraznejšie sú moderné aktívne sopky na krídlach a v puklinovej zóne hrebeňa sopky pohoria Reykjanes(úsek stredného hrebeňa susediaceho s Islandom), rovníková časť Hrebeň Tristan da Cunha. V južnej časti oceánu prechádza Stredoatlantický hrebeň do afro-antarktického podmorského hrebeňa.

Koryto Atlantického oceánu na oboch stranách stredného hrebeňa pozostáva z kôry oceánskeho typu. Najtenšia hrúbka zemskej kôry sa pozoruje pod oceánskymi panvami, oddelenými podmorskými kopcami a hrebeňmi so zväčšenou hrúbkou zemskej kôry. Názvy niektorých kotlín a vrchov sú uvedené v priloženej schéme (obr. 35).

Uvažujme ako príklad štruktúru jedného z podmorských kopcov oceánskeho dna - Bermudská náhorná plošina, umiestnený v centrálnej časti Severoamerická panva. Má vzhľad horst-anteklízy so strmými juhovýchodnými a miernymi severozápadnými svahmi. V štruktúre plošiny je zreteľne zrejmá zlomová tektonika. Strmý svah je členený hlbokými priehlbinami, ako sú podmorské kaňony, čo sú úzke žľaby otvorené smerom k panve. V topografii planiny je zrejmá aj celá sieť zlomov. Podmorské sopky stúpajú na križovatkách zlomov. Skupina najvyšších sopiek tvorí základ Bermud zložený z koralových vápencov.

Štruktúra topografie dna oceánskych panví je dosť monotónna. Takmer v každej panve Atlantického oceánu existujú dva hlavné typy reliéfu. Väčšina oblasti dna povodia má kopcovitom teréne s vertikálnou disekciou v priemere 250-600 m, v niektorých prípadoch - až 1000 m Tento typ reliéfu sa nazýva „reliéf priepastných vrchov“. Menšia časť plochy dna nádrže je takmer dokonale vyrovnaná. Tieto úplne rovné priestory s nevýznamnými sklonmi povrchu sa nazývajú ploché priepasťové pláne. Zvyčajne nezaberajú najhlbšie časti kotlín, ale tie, ktoré sa nachádzajú bližšie k kontinentálnemu svahu a úpätiu. Seizmické štúdie ukázali, že na rovinách dosahuje hrúbka sedimentárnej vrstvy 1,5 km a v priepastných kopcoch sa hrúbka sedimentárnej vrstvy meria v niekoľkých stovkách alebo dokonca desiatkach metrov.

Vznik priepastných vrchov súvisí s vulkanickými procesmi. Pri veľmi nízkej hrúbke oceánskej kôry je prípustný vznik siete drobných zlomov pri jej poklese, pozdĺž ktorých prebiehali vulkanické prejavy. Po zániku magmatického procesu boli lakolity alebo štítové sopky čiastočne pochované pod vrstvou spodných sedimentov a premenili ich na priepasťové kopce.

Reliéf lôžka a stredných chrbtov Indického oceánu. V Indickom oceáne je niekoľko stredooceánskych hrebeňov: západoindický, arabský, stredoindický, prechádza východne od Amsterdamského ostrova do Austrálska-antarktická(obr. 36). Všetky hrebene, s výnimkou austrálsko-antarktického hrebeňa, sú pomerne dobre preštudované a vykazujú veľkú podobnosť v štruktúre so stredoatlantickým hrebeňom. Austrálsko-antarktický hrebeň (výzdvih) bol prebádaný menej. Vyznačuje sa menšou členitosťou bokových zón, nižšou výškou a slabým výrazom riftovej zóny.

Stredné hrebene Indického oceánu sú podobne ako v Atlantiku porušené nielen pozdĺžnymi zlomami, ktoré dávajú oblúku puklinovú štruktúru, ale aj priečnymi zlommi. Prevládajú však chyby meridionálneho alebo (menej často) sublatitudinálneho, ale nie zemepisného úderu. S jednou z týchto sublatitudinálnych porúch (chyba Vima), pretínajúca južnú časť arabsko-indického hrebeňa je spojená maximálna hĺbka Indického oceánu - 6400 m V strednej časti austrálsko-antarktického vzostupu bola identifikovaná široká zóna tektonickej fragmentácie. Vyjadruje ju zložitý systém krátkych poludníkových hrebeňov a priehlbín.

Spolu so strednými hrebeňmi má Indický oceán niekoľko veľkých chrbtov s oceánskym typom kôrovej štruktúry a štruktúrou zlomových blokov. Najväčší z nich je East Indian Ridge, začínajúce v južnej časti Bengálskeho zálivu a končiace neďaleko Stredoindického hrebeňa. Tento obrovský horský systém (rozsiahlejší ako Ural) bol objavený začiatkom 60. rokov.

Spomeňme ešte dva veľké blokové hrebene - maldivský A maskaréna, nachádza sa v západnej časti oceánu. Maskarénsky hrebeň v severnej časti (región Seychely) má kontinentálny typ kôry. Podľa niektorých bádateľov ide o fragment kedysi zjednoteného kontinentu južnej pologule – Gondwany, ktorý na začiatku druhohôr spájal všetky južné kontinenty našej planéty. Podľa iných ide o málo rozvinutý kontinent. Madagaskar, Mozambik rozsahy A Agulhas Hill, nachádzajú sa v juhozápadnej časti oceánu, pozostávajú z kôry kontinentálneho typu a mali by sa považovať za prvky podmorského okraja afrického kontinentu.

Z najväčších orografických prvkov Indického oceánu uvádzame aj Plošina Crozet- typický oceánsky vulkanický útvar, náhorná plošina Kerguelen, predstavujúci výbežok antarktickej kontinentálnej platformy vyčnievajúci ďaleko na sever.

Pre dna umývadiel Indický oceán Najcharakteristickejším reliéfom sú priepastné vrchy. Ploché priepastné pláne zaberajú iba malú oblasť dna oceánu.

Reliéf lôžka a stredných hrebeňov Tichého oceánu. Najväčšiu rozmanitosť posteľového megareliéfu má Tichý oceán, ktorého rozloha tvorí takmer polovicu celého Svetového oceánu. Stredné hrebene Tichého oceánu (sú dva - Juh A východný Pacifik)štruktúrou pripomínajú austrálsko-antarktídu: ich široké boky majú relatívne slabo členitý reliéf a riftová štruktúra axiálnej zóny nie je taká výrazná ako v stredoatlantickom alebo arabsko-indickom hrebeni. V štruktúre stredných chrbtov Tichého oceánu zohrávajú významnú úlohu silné zóny oceánskych zlomov, ktoré ich pretínajú cez štrajk. Pozdĺž zlomov sa stredný hrebeň člení na množstvo segmentov s rovnobežnostennými obrysmi, navzájom bočne posunutými 1 . Geofyzikálne vlastnosti štruktúry stredopacifických chrbtov sú podobné tým, ktoré sú opísané pre iné stredooceánske chrbty.

Medzi 40 a 30 ° S. w. odchádza z East Pacific Ridge na juhovýchod Čilský hrebeň, majúci riftovú štruktúru a vyznačuje sa seizmicitou a vulkanizmom, preto ho možno považovať za vetvu stredooceánskeho systému. Všimnite si, že chrbty východného a južného Pacifiku, podobne ako austrálsko-antarktický hrebeň v Indickom oceáne, ako aj hrebeň Čile, sa morfologicky líšia od ostatných stredooceánskych chrbtov svojou veľkou šírkou a relatívne malou disekciou riftovej zóny. Zástancovia konceptu doskovej tektoniky spájajú tieto vlastnosti s vysokou rýchlosťou šírenia. Je však možné, že tieto morfologické znaky naznačujú mladosť menovaných morfoštruktúr. Pre túto morfologickú špecifickosť sa zvyčajne (na mapách, v literatúre) nazývajú nie hrebene, ale pozdvihnutia.

Ostatné lineárne pretiahnuté orografické prvky dna Tichého oceánu (obr. 37) sa vyznačujú oceánskym typom zemskej kôry. Vyzerajú ako veľké šachty, na oblúkoch ktorých sú vysadené sopky často tvoriace celé vulkanické reťazce. Najgrandióznejšie z nich z hľadiska dĺžky, výšky a násilných prejavov vulkanizmu Havajský hrebeň oceánskeho typu, korunované rovnomennými ostrovmi. Sopky týchto hrebeňov sú štítové sopky. Vytryskujú mafickú magmu.

V Tichom oceáne sú podmorské hory s plochým vrcholom obzvlášť početné - chlapi(Obr. 38). Najčastejšie na Marcus Necker Seamounts, ktoré sa tiahnu v zemepisnom smere od južnej časti Havajských ostrovov na západ k ostrovom Benin a Volcano. Hĺbka nad vrcholmi mnohých guyotov dosahuje 2500 m (priemerne 1300 m). Ako je uvedené vyššie, takáto hĺbka zjavne naznačuje klesanie oceánskeho dna, pretože nie je dôvod predpokladať taký výrazný pokles jeho hladiny v minulosti.

Mnohé oceánske klenuté vyvýšeniny majú horské vrcholy korunované koralovými štruktúrami - prstencové útesy, alebo atoly. Podľa geofyzikálnych výskumov a vrtov sú hory, ktoré tvoria základ koralových útesov, tiež sopečnými útvarmi. Je zaujímavé, že väčšina oceánskych klenutých chrbtov so sopečnými reťazami, guyotmi a koralovými útesmi je obmedzená na široký pás pretínajúci Tichý oceán od juhovýchodu na severozápad, od oblasti Veľkonočného ostrova po severozápadnú panvu vrátane. Podľa G. Menarda sú tieto oceánske výbežky pozostatkom dávneho stredooceánskeho hrebeňa, ktorý bol na konci kriedy - začiatku paleogénu zničený v dôsledku mocných tektonických procesov. Prudké sopečné erupcie sa vyskytli pozdĺž hlbokých zlomov a potom veľké časti hrebeňa zaznamenali pokles. Vznikol labyrint kotlín, pohorí, sopiek, guyotov a koralových atolov - mimoriadne zložitá topografia centrálnej a severozápadnej časti dna Tichého oceánu. O rozsahu vtedajších vulkanických procesov svedčí celkový objem vyvrhnutého sopečného materiálu. Tá sa podľa výpočtov G. Menarda ukázala byť desaťkrát väčšia ako celkový objem výlevov, ktoré tvoria lávové plošiny – Columbia a Deccan. zložené zo sopečného materiálu vlakov na úpätí podvodných hrebeňov (zvyšky stredného hrebeňa). Vyzerajú ako svahovité priepastné pláne, volal "ostrovné vlečky" alebo zástera. Svažité pláne sú jedným zo špecifických typov reliéfu okrajových častí panví dna Tichého oceánu.

Koryto Tichého oceánu je takmer všade oddelené od kontinentov hlbokomorskými priekopami, takže tok pozemského materiálu z pevniny do Tichého oceánu je malý. V dôsledku toho je hrúbka sedimentov v povodiach Tichého oceánu nízka. Všade dominuje úľava priepastné vrchy. Dostupné iba v Aljašskom zálive rozľahlá plochá pláň tvorené mladými a dávnymi fanúšikmi zákalových prúdov (pozri kapitolu 20). Nad pláňou sa týčia početní chlapi. Rozľahlá priepasťová nížina zaberá väčšinu antarktického povodia Tichého oceánu- Bellingshausenská panva. Rozsiahly rozvoj priepastných plání sa pozoruje aj v antarktických panvách Indického a Atlantického oceánu. Je to spôsobené značným prísunom terigénneho materiálu plávajúcim ľadom - ľadovcom, ktorý vzniká vďaka prúdeniu ľadu z antarktického ľadovca.

Pre posteľ Pacifiku charakterizované zónami hlbokých zlomov zemepisnej šírky, vysledovateľné na niekoľko tisíc kilometrov. Vyjadrujú sa v reliéfe dna kotlín vo forme úzkych blokových chrbtov-horsov tiahnucich sa od západu na východ a sprievodných žľabov-grabénov. Zlomy pretínajú aj východopacifické a južné pacifické stúpania a jednotlivé segmenty týchto stúpaní sú, ako už bolo spomenuté, voči sebe posunuté o stovky kilometrov. V Tichom oceáne a v Atlantickom oceáne sú teda nesporné známky významných bočných pohybov zemskej kôry. Hlavný význam vo vývoji megareliéfu dna oceánov všeobecne a najmä Tichého oceánu však zjavne patrí vertikálnym pohybom zemskej kôry. Pre stredné hrebene zohrávajú hlavnú úlohu pozitívne a pre dno oceánu negatívne pohyby. Dôkazom toho je prítomnosť guyotov v hĺbkach desaťkrát väčších, než je možný rozsah kolísania hladiny oceánu, a veľká hrúbka koralových vápencov, ktoré tvoria oceánske atoly. Vŕtanie na niektorých atoloch Tichého oceánu ukázalo, že celková hrúbka koralových nánosov počnúc eocénom dosahuje 1400 m, zatiaľ čo koraly tvoriace útesy môžu žiť iba v hĺbkach do 50 m v dôsledku prirodzeného kolísania hladiny mora topiace sa ľadové štíty nepresahujú 120 m Údaje z hlbokomorských vrtov naznačujú aj výrazné vertikálne pohyby (väčšinou negatívne) oceánskeho dna. Zdá sa, že počas kenozoika bol priemerný pokles dna oceánu asi 1 km.

Stredooceánske chrbty zaberajú 11 % podlahovej plochy Tichého oceánu a majú svoje špecifické štrukturálne črty. Vyvýšeniny južného a východného Pacifiku sú široké a relatívne slabo členité. Veľké formy hlbokej disekcie – priečne úzke depresie alebo „oceánske žľaby“ – sú spojené so zónami rezných priečnych zlomov. Bočné zóny stredooceánskych chrbtov sú veľmi široké, len v určitých oblastiach dosahuje riftová zóna takú výraznosť ako v chrbtoch Atlantického a Indického oceánu. Charakteristickým znakom stredooceánskych chrbtov v Tichom oceáne sú aj bočné vetvy z hlavného systému v podobe takzvaného čílskeho vzostupu a Galapágskej prielomovej zóny. Do sústavy stredooceánskych chrbtov v Tichom oceáne patria aj hrebene Gorda, Juan de Fuca a Explorer na severovýchode Tichého oceánu.

Stredooceánske hrebene Tichého oceánu sú seizmické pásy, no na rozdiel od prechodových zón sú tu zemetrasenia len povrchové.

Aktívna vulkanická činnosť sa vyskytuje najmä v riftovej zóne. Boli objavené čerstvé lávy (pri fotografovaní pod vodou), sedimenty s kovmi, zvyčajne spojené s hydrotermami, ktoré sú vlastné oblastiam moderného vulkanizmu v Tichom oceáne.

Systém južného Pacifiku a východného Pacifiku rozdeľuje dno Tichého oceánu na dve nerovnaké časti, ktoré sa značne líšia štruktúrou. Východná časť je plytšia a menej zložito zastavaná. V tejto časti sa nachádzajú bočné vetvy stredooceánskeho chrbtového systému - Čile a Galapágy. Okrem čilského pozdvihnutia tu vynikajú pohoria Nazca, Sala y Gomez, Carnegie a Cocos. Tieto podvodné hrebene rozdeľujú juhovýchodnú časť koryta na povodie Guatemaly, Panamy, Peru a Čile. Všetky sa vyznačujú komplexne členitým hornatým a kopcovitým dnom.

Trhlinová zóna je identifikovaná aj v oblasti Galapágskych ostrovov.

Zvyšok dna oceánu, ktorý leží na západ od východného Pacifiku a od podmorského okraja Severnej Ameriky a zaberá približne plochu dna, má veľmi zložitú reliéfnu štruktúru. Desiatky podmorských hrebeňov a kopcov rozdeľujú dno oceánu na veľké množstvo nádrží. Najvýznamnejšie hrebene západnej a strednej časti dna Tichého oceánu majú jeden spoločný vzor: tvoria sústavu oblúkových vyvýšenín, začínajúcich na západe a končiacich na juhovýchode. Prvý takýto oblúk tvorí Havajský hrebeň. Približne rovnobežne s ním sa tiahne ďalší, najväčší „oblúk“, počnúc pohorím Cartographer Mountains a ďalej vrátane pohoria Marcus Necker, podmorského hrebeňa ostrovov Line a končiac podvodnou základňou ostrovov Tuamotu.

Ďalší oblúk tvoria podvodné základy Marshallových ostrovov, Kiribati a Tuvalu. Možno sú s tým spojené Samojské ostrovy. Štvrtý oblúk je oveľa kratší ako predchádzajúce, zahŕňa Karolínske ostrovy a podmorskú šachtu Kapingamarangi alebo stúpanie. Piaty oblúk tvorí južná skupina Karolínskych ostrovov a Eauriapické vlnobitie. Existuje niekoľko ďalších podvodných hrebeňov, ktoré sú tiež základňami mnohých ostrovov, paralelných s týmto systémom, ale nie sú v ňom zahrnuté (napríklad Phoenix, Tahiti, Tubuai). Niektoré hrebene a pahorky ostro vystupujú svojím rozsahom. Toto je imperiálny alebo severozápadný hrebeň, výšiny Shatsky, Magellan, Hess, Manihiki. Tieto sa vyznačujú zarovnanými hornými povrchmi a zvyčajne nesú „čiapky“ karbonátových usadenín so zväčšenou hrúbkou.

Havaj a Samoa majú aktívne sopky, ktoré sa výrazne líšia v zložení sopečných produktov od sopiek prechodových oblastí. Na dne Tichého oceánu v jeho dne je roztrúsené obrovské množstvo jednotlivých podmorských vrchov, väčšinou tiež sopečného pôvodu. Mnohé z nich majú sploštené topy – ide o takzvané guyoty.

Vrcholy niektorých guyotov sa nachádzajú v hĺbkach 2-2,5 tisíc m, priemerná hĺbka nad nimi je asi 1,3 tisíc m. Predpokladá sa, že vrcholy guyotov boli kedysi oveľa bližšie k hladine oceánu, možno to boli aj ostrovy. a potom po obrusovaní alebo denudácii sa ukázalo, že zarovnanie je ponorené do hĺbok, v ktorých sa teraz nachádzajú.

Prevažná väčšina ostrovov západného a stredného Tichého oceánu je koralová. Ak ide o čisto vulkanické ostrovy, potom sú takmer vždy ohraničené koralovými štruktúrami. Veľká hrúbka koralových vápencov na moderných koralových atoloch tiež naznačuje významné negatívne pohyby kôry v rámci dna Tichého oceánu počas kenozoika. Najstaršie koralové vápence objavené vŕtaním na atoloch sú eocénneho veku. Vyskytujú sa v hĺbkach takmer 1300 m od povrchu, zatiaľ čo koraly tvoriace útesy môžu žiť iba v hĺbkach nie väčších ako 50 m.

Veľmi výraznou črtou reliéfu a tektonickej štruktúry v rámci oceánskeho dna a stredooceánskych chrbtov sú zóny oceánskych zlomov, zvyčajne vyjadrené v reliéfe vo forme komplexov lineárne a konformne orientovaných tektonických depresií (grabens) a blokových chrbtov (horstov). . Všetky známe poruchové zóny majú svoje vlastné názvy. Napríklad v severnej časti oceánu sú rozsahom najvýznamnejšie zlomové zóny Surveyor, Mendocino, Murray, Clarion a Clipperton.

Povodia a výbežky dna Tichého oceánu sa vyznačujú kôrou oceánskeho typu, ale tá je celkom iná. Napríklad v severovýchodnej časti oceánskeho dna sú „druhé“ a „čadičové“ vrstvy oceánskej kôry tenké, respektíve menšie ako 1 a menej ako 5 km, s priemernými hodnotami 1 a 7 km. Na Shatsky Upland je zaznamenaná maximálna hrúbka „druhej“ vrstvy spolu so sedimentárnou vrstvou - do 3 km a bazaltovou vrstvou - do 13 km.

Stredooceánske chrbty v Tichom oceáne majú kôru riftového typu, ktorá sa vyznačuje celkovo zvýšenou hustotou (v porovnaní s oceánskou kôrou). Pomocou bagrovania tu boli, podobne ako na iných stredooceánskych chrbtoch, objavené ultramafické horniny a v zlomovej zóne Eltaninu boli vyzdvihnuté kryštalické bridlice.

Prechodné oblasti majú veľmi pestrú, mozaikovitú štruktúru zemskej kôry. Spolu so suboceánskou a dokonca oceánskou kôrou, charakteristickou pre hlbokomorské panvy a dná hlbokomorských priekop, bola pod ostrovnými oblúkmi objavená aj subkontinentálna (Kurilské ostrovy) a dokonca aj kontinentálna kôra (Japonské ostrovy). Práve táto mozaikovitá štruktúra zemskej kôry v prechodných oblastiach umožňuje rozlíšiť tu vyvinutú zemskú kôru na špeciálny geosynklinálny typ zemskej kôry (obr. 3).

Najdôležitejším reliéfnym znakom oceánskej kôry je Stredooceánske hrebene, čo sú planetárne formy povrchu zemegule. Ide o podlhovasté vyvýšeniny oceánskeho dna, komplikované početnými zlomami, zaberajúce centrálne časti Atlantického a Indického oceánu a možno ich vystopovať aj v juhovýchodnej polovici Tichého oceánu.

Existuje množstvo údajov o Stredooceánskych hrebeňoch a súvisiacich trhlinách, ktorých posledné súhrny boli publikované v monografii „Reliéf Zeme“ (1967) a knihách L. Knigu (1967), G. W. Menarda (1966) , a zbierka „Continental Drift“ v úprave S. K. Runcorna (1966), preložená do ruštiny atď.

Najviac študovaný je Atlantický stredný hrebeň. Dá sa vystopovať od Severného ľadového oceánu až po Antarktídu. Na juh Afriky sa stáča na východ, severovýchod a zasahuje do Indického oceánu. Hrebeň sa nachádza uprostred oceánu medzi Európou, Afrikou a Amerikou. Po celej dĺžke sa atlantický podvodný hrebeň tiahne rovnobežne s brehmi kontinentov, ktoré ho ohraničujú. Samotné to vyzerá ako vidlicovitý vzostup dna oceánu. Medzi hrebeňom a priľahlými kontinentmi sa nachádzajú hlboké kotliny s plochým dnom. Vo východnej časti Atlantického oceánu sa od severu na juh nachádzajú povodia (Kráľ, 1967): Nórska, Severozápadný Atlantik, Kapverdy a Juhovýchodný Atlantik. Cape, Agulhas a atlanticko-indická antarktická panva. V západnej časti Atlantického oceánu sa v rovnakom poradí nachádzajú Grónska, Severozápadný Atlantik, Nares, Venezuela, Brazília a Arktída. Medzi kotlinami sa často sústreďujú nízke zaoblené kopce.

Stredooceánsky hrebeň má podľa B.K. Heezena (1966) vždy presne vymedzený hrebeň. Svahy hrebeňa postupne klesajú a nebadane splývajú s povrchom priľahlých kotlín. Celý hrebeň je prerezaný pozdĺžnymi roklinami a vyznačuje sa prudkým kolísaním výšok.

V klenutej časti Stredoatlantického hrebeňa, podobne ako v klenutých častiach iných Stredoatlantických hrebeňov, je pozdĺžny žľab alebo puklina, ktorá je súvislou depresiou alebo pozostáva z echelónových priekop. Drapák je obmedzený chybami. Paralelne s úderom týchto zlomov sú na dne pukliny pozorované tektonické trhliny. Celý Stredoatlantický hrebeň je porušený priečnymi (šírkovými) zlomami. Pozdĺž zlomov sú pozorované výrazné posuny blokov západným smerom. Strike-slip zlomy sú výrazné najmä v rovníkovej časti Atlantického oceánu. Veľké poruchy tohto typu boli zistené aj na juhu a severe Islandu (Hiesen, 1966). V štruktúre stredoatlantických a iných oceánskych chrbtov dominuje štrajkujúci sklz, normálne zlomy a vo všeobecnosti poklesy. Vznik pozdĺžneho grabenu je podľa väčšiny výskumníkov spôsobený predĺžením. Niektorí vedci však naznačujú, že hrebeň vznikol v dôsledku kompresie.

Celá oblasť Stredoatlantického hrebeňa, ako aj ďalšie oceánske hrebene, je tektonicky aktívna. S tým sú spojené zemetrasenia a početné sopky.

Stredoindický hrebeň zaujíma strednú polohu v planetárnej deformácii oceánskej kôry. Od svojho spojenia s Atlantickým hrebeňom v oblasti Agulhas Rise and Basin (Cape Agulhas, Južná Afrika) sa Indický stredný hrebeň tiahne severovýchodne k Rodrigues Island, južne od ktorého sa rozdeľuje. Na juhovýchod sa hrebeň tiahne smerom k ostrovu Macquarie a ďalej do Tichého oceánu. Druhá línia ide najprv na sever a od súostrovia Chagos na severozápad, smerom k Adenskému zálivu a Červenému moru. Od súostrovia Chagos na sever, smerom k ostrovom Lackadivy, sa tiahne pohorie Maledivy, ktoré tiež predstavuje vetvu Stredného pohoria. V strednej časti Indického oceánu asi 30° j. w. S pohorím Sredinny susedí pohorie juhovýchodnej Indie, ktoré sa rozprestiera takmer v zemepisnej šírke.

Stredný hrebeň rozdeľuje Indický oceán na západnú a východnú časť. Štrukturálna topografia dna týchto častí je výrazne odlišná. Západná časť Indického oceánu má mimoriadne zložitú štruktúru dna. Vlastnosti jeho štruktúry v mnohom pripomínajú štruktúru západnej časti dna Tichého oceánu.

V západnej časti Indického oceánu sú rozoklané vyvýšeniny a podmorské hrebene, na ktorých sa nachádzajú oceánske ostrovy a často aj sopky. Väčšina vyvýšenín dna sa rozprestiera v smere blízkom poludníku. Ich konfigurácia do určitej miery odráža obrysy Stredoindického hrebeňa a východného pobrežia Afriky, medzi ktorými sa nachádzajú predmetné vyvýšeniny. Z výzdvihov dna v západnom Indickom oceáne je najvýznamnejší Madagaskarský hrebeň a na ňom ležiaci ostrov Madagaskar. Tento hrebeň sa rozprestiera v takmer poludníkovom smere medzi 10-30° S. w. Rovnako ako mnoho iných výzdvihov oceánskej kôry je obmedzený hlbokými zlommi, s ktorými sú spojené sopečné útvary. Madagaskarský hrebeň je od Africkej platformy oddelený Natalskou a Mozambickou panvou (5778 m), Komorskou kotlinou a na severe Komorským podvodným hrebeňom.

Štrukturálna a geomorfologická analýza západného Indického oceánu ukazuje, že Madagaskar je samostatný ostrovný útvar kontinentálnej kôry v Indickom oceáne a počas geologickej histórie nebol neoddeliteľnou súčasťou africkej pevniny.

Večnými štruktúrnymi a geomorfologickými útvarmi západnej časti Indického oceánu sú povodia: Arabská, Somálska, Maskarénska, Maurícijská, Kerguelenská a atlanticko-indicko-antarktická. Podmorské šachty, ktoré ich oddeľujú, zakončené súostroviami ostrovov, predstavujú samostatné ostrovné oblúky. Patria sem Maskarénsky hrebeň so Seychelskými ostrovmi - Maurícius a Réunion, Maldivský hrebeň s Lakadivami, ostrovmi Maledivy a Chagos, hrebeň Kerguelen atď. Morské priehlbiny, podmorské hrebene, ktoré ich oddeľujú, a ostrovné oblúky západnej časti Indický oceán sú útvary identické s ostrovnými oblúkmi západných častí Tichého oceánu. V oboch prípadoch má oceánska kôra v zónach susediacich s kontinentálnymi masívmi štruktúru swell-basin. Kotliny majú oválny obrys a vo väčšine prípadov sa blížia k poludníku.

Východná časť Indického oceánu sa líši od západnej časti tým, že má sploštenejšiu topografiu dna. Jeho obrovské podvodné pláne pripomínajú topografiu dna západného Tichého oceánu.

Stredný hrebeň v Tichom oceáne prebieha vo východnej časti povodia. Od Indian Ridge sa tiahne na východ, obchádza Austráliu z juhu a potom severovýchodným smerom prechádza cez ostrov. Veľká noc do Kalifornie. Zdá sa, že pozdĺž západného pobrežia Severnej Ameriky, vrátane zlomov San Andreas, pokračuje deformácia tichomorskej oblasti stredného pásma. Ďalej, systém paralelných hrebeňov a zákopov možno vysledovať do Lynn Bay na Aljaške (Heesen, 1966).

Poloha a rozsah Stredooceánskeho hrebeňa ho charakterizuje ako najdôležitejší znak oceánskej kôry. Proti nemu stoja kontinentálne masívy, ktoré vypĺňajú depresie v podkôrovom podloží. Stredné hrebene a subkontinentálne depresie oceánskej kôry predstavujú primárne tektoorogénne formy našej planéty. Ich vývoj počas geologického času bol konjugovaný.

Oceánske dno medzi hrebeňom Sredinny a kontinentálnymi masívmi si zachováva primárne črty reliéfu planéty, málo tektonicky deformované a úplne nedotknuté denudáciou. Následný vývoj reliéfu tektonosféry sa prejavil v štruktúre hlavných oblúkov a skladaných horských štruktúr, najmä v západných častiach Indického a Tichého oceánu, ako aj na východnom pobreží Ázie a Austrálie.

V kontinentálnej oblasti sú známe aj pozostatky oceánskej kôry bez sialického obalu. Sú to depresie Stredozemného, ​​Čierneho a Kaspického mora. Podľa moderných morfoštrukturálnych znakov tieto oblasti predstavujú útvary podobné podvodným hrebeňom dna oceánov. Stredomorské výzdvihy oceánskej kôry sú ohraničené zvrásnenými horskými štruktúrami, posúvajúcimi sa smerom ku kontinentom. V oblasti Čierneho mora je tento jav typicky vyjadrený na príklade Krymských a Pontských hôr. Vo vzťahu k nim predstavuje hlboké vzdúvanie bazaltovej kôry čiernomorského dna stredný masív, historicky ohraničujúci zvrásnené štruktúry lemovania priľahlých kontinentálnych platforiem.

V kontakte s

Prechodová zóna

Pozdĺž západného okraja Tichého oceánu sa nachádzajú prechodné oblasti od okrajov kontinentov k morskému dnu: Aleutsko, Kurilsko-Kamčatka, Japonsko, Východná Čína, Indonézsko-Filipíny, Bonin-Mariana (s najhlbším bodom oceánu - Mariánska priekopa, hĺbka 11 022 m), Melanézska, Vityazevskaja, Tonga-Kermadec, Macquarie. Tieto prechodné regióny zahŕňajú hlbokomorské priekopy, okrajové moria a ostrovné oblúky. Pozdĺž východného okraja sa nachádzajú prechodné regióny: stredoamerický a peruánsko-čílsky. Vyjadrujú ich len hlbokomorské priekopy a namiesto ostrovných oblúkov sa pozdĺž priekop tiahnu mladé skalnaté pohoria Strednej a Južnej Ameriky.

Všetky prechodné oblasti sa vyznačujú vulkanizmom a vysokou seizmicitou tvoria okrajový tichomorský pás zemetrasení a moderného vulkanizmu. Prechodné oblasti na západnom okraji Tichého oceánu sa nachádzajú v dvoch vrstvách, najmladšie oblasti z hľadiska vývojového štádia sa nachádzajú na hranici s oceánskym dnom a vyspelejšie oblasti sú od oceánskeho dna oddelené ostrovnými oblúkmi a ostrovmi. pevniny s kontinentálnou kôrou.

Stredooceánske hrebene a oceánske dno

11 % rozlohy Tichého oceánu zaberajú stredooceánske chrbty, ktoré predstavujú vzostup južného Pacifiku a východného Pacifiku. Sú to široké, slabo členité kopce. Bočné vetvy sa tiahnu z hlavného systému v podobe čílskeho výzdvihu a galapágskej riftovej zóny. Tichomorský stredooceánsky chrbtový systém zahŕňa aj chrbty Gorda, Juan de Fuca a Explorer na severovýchode oceánu. Stredooceánske hrebene oceánu sú seizmické pásy s častými povrchovými zemetraseniami a aktívnou sopečnou činnosťou. V riftovej zóne sa našli čerstvé lávy a kovonosné sedimenty, zvyčajne spojené s hydrotermami.

Systém tichomorských výzdvihov rozdeľuje dno Tichého oceánu na dve nerovnaké časti. Východná časť je menej zložito vybudovaná a plytšia. Rozlišuje sa tu čílsky výzdvih (rift zóna) a pohoria Nazca, Sala y Gomez, Carnegie a Cocos. Tieto hrebene rozdeľujú východnú časť koryta na povodie Guatemaly, Panamy, Peru a Čile. Všetky sa vyznačujú komplexne členitou topografiou kopcovitého a hornatého dna. V oblasti Galapágskych ostrovov sa nachádza trhlinová zóna.

Druhá časť koryta, ležiaca na západ od Tichého oceánu, zaberá približne 3/4 celého dna Tichého oceánu a má veľmi zložitú reliéfnu štruktúru. Desiatky kopcov a podmorských hrebeňov rozdeľujú dno oceánu na veľké množstvo panví. Najvýraznejšie vyvýšeniny tvoria sústavu oblúkovitých vyvýšenín, začínajúcich na západe a končiacich na juhovýchode. Prvý takýto oblúk tvorí Havajský hrebeň, rovnobežne s ním ďalší oblúk tvoria pohorie Cartographer Mountains, Marcus Necker Mountains, podvodný hrebeň Line Islands, oblúk končí podvodnou základňou ostrovov Tuamotu. Ďalší oblúk tvoria podmorské základy Marshallových ostrovov, Kiribati, Tuvalu a Samoa. Štvrtý oblúk zahŕňa Karolínske ostrovy a pohorie Kapingamarangi. Piaty oblúk tvorí južná skupina Karolínskych ostrovov a vzdúvanie Euripik. Niektoré hrebene a pahorky sa svojím rozsahom líšia od tých, ktoré sú uvedené vyššie, ide o imperiálny (severozápadný) hrebeň, vrchy Shatsky, Magellan, Hess, Manihiki. Tieto kopce sa vyznačujú zarovnanými vrcholovými povrchmi a na vrchu sú pokryté karbonátovými nánosmi zväčšenej hrúbky.

Na Havajských ostrovoch a na samojskom súostroví sú aktívne sopky. Na dne Tichého oceánu je roztrúsených asi 10 tisíc jednotlivých podmorských vrchov, väčšinou sopečného pôvodu. Mnohí z nich sú frajeri. Vrcholy niektorých guyotov sú v hĺbke 2-2,5 tisíc m, priemerná hĺbka nad nimi je asi 1,3 tisíc m Veľká väčšina ostrovov strednej a západnej časti Tichého oceánu je koralového pôvodu. Takmer všetky vulkanické ostrovy sú lemované koralovými štruktúrami.

Podlahové a stredooceánske hrebene Tichého oceánu sú charakterizované zlomovými zónami, zvyčajne vyjadrenými reliéfom vo forme komplexov konformne a lineárne orientovaných grabenov a horstov. Všetky poruchové zóny majú svoje názvy: Surveyor, Mendocino, Murray, Clarion, Clipperton a ďalšie. Povodia a vyvýšeniny dna Tichého oceánu sú charakterizované kôrou oceánskeho typu s hrúbkou sedimentárnej vrstvy od 1 km na severovýchode do 3 km na Shatsky Rise a hrúbkou čadičovej vrstvy od 5 km do 13 km. Stredooceánske hrebene majú kôru typu rift, ktorá sa vyznačuje zvýšenou hustotou. Nachádzajú sa tu ultramafické horniny a v eltanínskej zlomovej zóne boli vyzdvihnuté kryštalické bridlice. Pod ostrovnými oblúkmi bola objavená subkontinentálna (Kurilské ostrovy) a kontinentálna kôra (Japonské ostrovy).