Срединно океанические хребты тихого океана. Срединные океанические хребты рельефа океанической земной коры

Ложе океана, срединно-океанические хребты и переходные зоны

До сих пор существуют различные точки зрения на вопрос о времени образования Тихого океана в его современном виде, но, очевидно, к концу палеозойской эры на месте его котловины уже существовал обширный водоем, а также и древний праматерик Пангея, располагавшийся примерно симметрично по отношению к экватору. Тогда же началось формирование в виде огромного залива будущего океана Тетис, развитие которого и вторжение в Пангею привело в дальнейшем к распаду ее и формированию современных материков и океанов.

Ложе современного Тихого океана образовано системой литосферных плит, ограниченных со стороны океана срединно-океаническими хребтами, являющимися частью глобальной системы срединных хребтов Мирового океана. Это Восточно-Тихоокеанское поднятие и Южно-Тихоокеанский хребет, которые, достигая местами ширины до 2 тыс. км, в южной части океана соединяются между собой и продолжаются на запад, в пределы Индийского океана. Восточно-Тихоокеанский хребет, простираясь на северо-восток, к берегам Северной Америки, в районе Калифорнийского залива соединяется с системой континентальных рифтовых разломов Калифорнийской долины, Йосемитской впадины и разлома Сан-Андреас. Сами же срединные хребты Тихого океана в отличие от хребтов других океанов не имеют четко выраженной осевой рифтовой зоны, но характеризуются интенсивной сейсмичностью и вулканизмом с преобладанием выбросов ультраосновных пород, т. е. обладают чертами зоны интенсивного обновления океанической литосферы. На всем протяжении срединные хребты и прилегающие к ним участки плит пересечены глубокими поперечными разломами, для которых также характерно развитие современного и, особенно, древнего внутриплитового вулканизма. Расположенное между срединными хребтами и ограниченное глубоководными желобами и переходными зонами обширное ложе Тихого океана имеет сложно расчлененную поверхность, состоящую из большого числа котловин глубиной от 5000 до 7000 м и более, дно которых сложено океанической земной корой, покрытой глубоководными глинами, известняками и илами органического происхождения. Рельеф дна котловин по преимуществу холмистый. Наиболее глубокие котловины (около 7000 м или более): Центральная, Западно-Марианская, Филиппинская, Южная, Северо-Восточная, Восточно-Каролинская.

Котловины отделены друг от друга или пересечены сводовыми поднятиями или глыбовыми хребтами , на которые насажены вулканические постройки, в пределах межтропического пространства часто увенчанные коралловыми сооружениями. Вершины их выступают над водой в виде мелких островов, часто группирующихся в линейно вытянутые архипелаги. Некоторые из них до сих пор являются действующими вулканами, извергающими потоки базальтовой лавы. Но большей частью это уже потухшие вулканы, надстроенные коралловыми рифами. Часть таких вулканических гор находится на глубине от 200 до 2000 м. Вершины их выровнены абразией; положение глубоко под водой связано, очевидно, с опусканием дна. Образования такого типа называют гайотами.

Особый интерес среди архипелагов центральной части Тихого океана представляют собой Гавайские острова . Они образуют цепь протяженностью 2500 км, вытянутую к северу и югу от Северного тропика, и являются вершинами огромных вулканогенных массивов, поднимающихся со дна океана вдоль мощного глубинного разлома. Видимая их высота от 1000 до 4200 м, а подводная составляет примерно 5000 м. По своему происхождению, внутреннему строению и внешнему виду Гавайские острова - типичный пример океанического внутриплитового вулканизма.

Гавайские острова являются северной окраиной огромной островной группы центральной части Тихого океана, носящей общее название «Полинезия ». Продолжением этой группы примерно до 10° ю.ш. являются острова Центральной и Южной Полинезии (Самоа, Кука, Общества, Табуаи, Маркизские и др.). Эти архипелаги, как правило, вытянуты с северо-запада на юго-восток, вдоль линий трансформных разломов. Большинство из них вулканического происхождения и сложены толщами базальтовой лавы. Некоторые увенчаны широкими и пологими вулканическими конусами высотой 1000-2000 м. Самые мелкие острова в большинстве случаев - коралловые постройки. Сходные особенности имеют многочисленные скопления мелких островов, расположенных в основном к северу от экватора, в западной части Тихоокеанской литосферной плиты: острова Марианские, Каролинские, Маршалловы и Палау, а также архипелаг Гилберта, который частично заходит в южное полушарие. Эти группы мелких островов объединяются под общим названием Микронезия. Все они кораллового или вулканического происхождения, гористы и поднимаются на сотни метров над уровнем океана. Побережья окружены надводными и подводными коралловыми рифами, сильно затрудняющими судоходство. Многие мелкие острова представляют собой атоллы. Вблизи некоторых островов располагаются глубоководные океанские впадины, а к западу от Марианского архипелага проходит глубоководный желоб того же названия, принадлежащий к переходной зоне между океаном и материком Евразия.

В прилегающей к американским материкам части ложа Тихого океана разбросаны обычно мелкие единичные вулканические острова : Хуан-Фернандес, Кокос, Пасхи и др. Наиболее крупную и интересную группу представляют собой острова Галапагос, расположенные у экватора вблизи берегов Южной Америки. Это архипелаг из 16 крупных и множества мелких вулканических островов с вершинами потухших и действующих вулканов высотой до 1700 м.

Переходные от океана к материкам зоны отличаются строением дна океана и особенностями тектонических процессов как в геологическом прошлом, так и в настоящее время. Они опоясывают Тихий океан на западе, севере и востоке. В разных частях океана процессы формирования этих зон протекают неодинаково и приводят к различным результатам, но везде они отличаются большой активностью как в геологическом прошлом, так и в настоящее время.

Со стороны ложа океана переходные зоны ограничены дугами глубоководных желобов, в направлении которых происходит перемещение литосферных плит и погружение под континенты океанической литосферы. В пределах переходных зон в строении дна океана и окраинных морей преобладают переходные типы земной коры, и на смену океаническим типам вулканизма приходит смешанный эффузивно-эксплозивный вулканизм зон субдукции. Здесь речь идет о так называемом «Тихоокеанском огненном кольце», которое опоясывает Тихий океан и характеризуется высокой сейсмичностью, многочисленными проявлениями палеовулканизма и вулканогенными формами рельефа, а также - существованием в его пределах более 75 % ныне действующих вулканов планеты. В основном это смешанный эффузивно-эксплозивный вулканизм среднего состава.

Наиболее ярко все типичные черты переходной зоны выражены в пределах северной и западной окраин Тихого океана, т. е. у берегов Аляски, Евразии и Австралии. Эта широкая полоса между ложем океана и сушей, включая подводные окраины материков, уникальна по сложности строения и по соотношению между сушей и акваторией, ее отличают значительные колебания глубин и высот, интенсивность процессов, происходящих как в глубине земной коры, так и на водной поверхности.

Внешнюю окраину переходной зоны на севере Тихого океана образует Алеутский глубоководный желоб , простирающийся на 4000 км выпуклой к югу дугой от залива Аляска к берегам полуострова Камчатка, с максимальной глубиной 7855 м. Этот желоб, в сторону которого обращено перемещение литосферных плит северной части Тихого океана, с тыла окаймляет подводное подножие цепи Алеутских островов, большинство из них представляют собой вулканы эксплозивно-эффузивного типа. Около 25 из них - действующие.

Продолжением этой зоны у берегов Евразии является система глубоководных желобов , с которыми связаны самые глубокие участки Мирового океана и в то же время районы наиболее полного и разнообразного проявления вулканизма, как древнего, так и современного, как на островных дугах, так и на окраинах материка. В тылу Курило-Камчатского глубоководного желоба (максимальная глубина свыше 9700 м) находится п-ов Камчатка с его 160 вулканами, из которых 28 действующих, и дуга вулканических Курильских островов с 40 активно действующими вулканами. Курилы представляют собой вершины подводной горной цепи, которая поднимается над дном Охотского моря на 2000-3000 м, а максимальная глубина пролегающего со стороны Тихого океана Курило-Камчатского желоба превышает 10 500 м.

Система глубоководных желобов продолжается к югу Японским желобом, а вулканогенная зона - потухшими и действующими вулканами Японских островов. Вся система желобов, а также островных дуг, начиная от полуострова Камчатка, отделяет от материка Евразия мелководные шельфовые моря Охотское и Восточно-Китайское, а также расположенную между ними впадину Японского моря с максимальной глубиной 3720 м.

У южной части Японских островов переходная зона расширяется и усложняется, полоса глубоководных желобов разделяется на две ветви, окаймляя с двух сторон обширное Филиппинское море, впадина которого имеет сложное строение и максимальную глубину более 7000 м. Со стороны Тихого океана его ограничивают Марианский желоб с максимальной глубиной Мирового океана 11 022 м и дуга Марианских островов. Внутренняя ветвь, ограничивающая Филиппинское море с запада, образована желобом и островами Рюкю и продолжается далее Филиппинским желобом и дугой Филиппинских островов. Филиппинский желоб протягивается вдоль подножия одноименных островов более чем на 1300 км и имеет максимальную глубину 10 265 м. На островах насчитывается десять действующих и много потухших вулканов. Между островными дугами и Юго-Восточной Азией в пределах материковой отмели находятся Восточно-Китайское и большая часть Южно-Китайского моря (самого крупного в этом регионе). Только восточная часть Южно-Китайского моря и межостровные моря Малайского архипелага достигают глубин свыше 5000 м, и основанием их служит земная кора переходного типа.

Вдоль экватора переходная зона в пределах Зондского архипелага и его островных морей продолжается в сторону Индийского океана. На островах Индонезии насчитывается в общей сложности 500 вулканов, из них 170 - действующие.

Большой сложностью отличается южная область переходной зоны Тихого океана к северо-востоку от Австралии. Она простирается от Калимантана к Новой Гвинее и далее на юг к 20° ю.ш., окаймляя с севера Сохульско-Квинслендский шельф Австралии. Весь этот участок переходной зоны представляет собой сложное сочетание глубоководных желобов с глубинами 6000 м и более, подводных хребтов и островных дуг, разделенных котловинами или участками мелководья.

У восточного берега Австралии, между Новой Гвинеей и Новой Каледонией, расположено Коралловое море. С востока его ограничивает система глубоководных желобов и островных дуг (Новые Гебриды и др.). Глубины котловины Кораллового и других морей этой переходной области (моря Фиджи и особенно Тасманова) достигают 5000-9000 м, дно их сложено корой океанического или переходного типа.

Гидрологический режим северной части этой области благоприятствует развитию кораллов, которые особенно распространены в Коралловом море. Со стороны Австралии его ограничивает уникальное природное сооружение - Большой Барьерный риф, который вытянут вдоль материковой отмели на 2300 км и в южной части достигает ширины 150 км. Он состоит из отдельных островов и целых архипелагов, сложенных из кораллового известняка и окруженных подводными рифами из живых и отмерших коралловых полипов. Узкие каналы, пересекающие Большой Барьерный риф, ведут в так называемую Большую лагуну, глубина которой не превышает 50 м.

Со стороны Южной котловины ложа океана между островами Фиджи и Самоа простирается на юго-запад вторая, внешняя по отношению к океану, дуга желобов: Тонга (его глубина 10 882 м является максимальной глубиной Мирового океана в южном полушарии) и его продолжение Кермадек, максимальная глубина которого также превосходит 10 тыс. м. Со стороны моря Фиджи желоба Тонга и Кермадек ограничены подводными хребтами и дугами одноименных островов. В общей сложности они протягиваются на 2000 км до Северного острова Новой Зеландии. Архипелаг поднимается над служащим ему пьедесталом подводным плато. Это особый тип структур подводных окраин материков и переходных зон, получивших название микроконтинентов. Они различаются по размерам и представляют собой поднятия, сложенные материковой корой, увенчанные островами и окруженные со всех сторон котловинами с корой океанического типа в пределах Мирового океана.

Переходная зона восточной части Тихого океана, обращенной в сторону материков Северная и Южная Америка, существенно отличается от его западной окраины. Там нет ни окраинных морей, ни островных дуг. От юга Аляски до Центральной Америки тянется полоса неширокого шельфа с материковыми островами. Вдоль западного побережья Центральной Америки, а также от экватора вдоль окраины Южной Америки проходит система глубоководных желобов - Центральноамериканского, Перуанского и Чилийского (Атакамского) с максимальными глубинами соответственно более 6000 и 8000 м. Очевидно, процесс формирования этой части океана и соседних континентов протекал во взаимодействии существовавших в то время глубоководных желобов и континентальных литосферных плит. Северная Америка надвинулась на расположенные на ее пути к западу желоба и замкнула их, а Южно-Американская плита переместила Атакамский желоб к западу. В том и другом случае в результате взаимодействия океанических и континентальных структур произошло смятие в складки, поднятие окраинных частей обоих материков и образование мощных шовных зон - Североамериканских Кордильер и Анд Южной Америки. Для каждой из этих структурных зон характерны интенсивная сейсмичность и проявление смешанных типов вулканизма. О.К.Леонтьев счел возможным сопоставить их с подводными хребтами островных дуг западной переходной зоны Тихого океана.

Переходная зона

Подводные окраины материков

Геологическое строение и рельеф дна

Карта глубин Тихого океана

Подводные окраины материков занимают 10 % территории Тихого океана. На рельефе шельфа выражены черты трансгрессивных равнин с субаэральным реликтовым рельефом. Такие формы характерны для подводных речных долин на Яванском шельфе и для шельфа Берингова моря. На Корейском шельфе и шельфе Восточно-Китайского моря распространены грядовые формы рельефа, образованные приливными течениями. На шельфе экваториально-тропических вод распространены различные коралловые постройки. Большая часть Антарктического шельфа лежит на глубинах более 200 м, поверхность очень расчленена, подводные возвышенности тектонического характера чередуются с глубокими депрессиями - грабенами. Материковый склон Северной Америки сильно расчленён подводными каньонами. Крупные подводные каньоны известны на материковом склоне Берингова моря. Большой шириной, разнообразием и расчленённостью рельефа отличается материковый склон Антарктиды. Вдоль Северной Америки материковое подножие выделяется очень крупными конусами выноса мутьевых потоков, сливающимися в единую наклонную равнину, окаймляющую широкой полосой материковый склон.

Подводная окраина Новой Зеландии имеет своеобразную материковую структуру. Её площадь в 10 раз превышает площадь самих островов. Это подводное Новозеландское плато состоит из плосковершинных поднятий Кэмпбел и Чатам и впадины Баунки между ними. Со всех сторон оно ограничено материковым склоном, окаймляемым материковым подножьем. Сюда относят и позднемезозойский подводный хребет Лорд-Хау.

По западной окраине Тихого океана расположены переходные области от окраин материков к ложу океана: Алеутская, Курило-Камчатская, Японская, Восточно-Китайская, Индонезийско-Филиппинская, Бонинско-Марианская (с самой глубокой точкой океана - Марианским жёлобом, глубина 11 022 м), Меланезийская, Витязевская, Тонга-Кермадекская, Маккуори. Эти переходные области включают в себя глубоководные желоба, окраинные моря, ограниченные островными дугами. По восточной окраине расположены переходные области: Центрально-Американская и Перуанско-Чилийская. Они выражены только глубоководными жёлобами, а вместо островных дуг вдоль жёлобов протягиваются молодые скалистые горы Центральной и Южной Америки .

Всем переходным областям присущ вулканизм и высокая сейсмичность, они образуют окраинный Тихоокеанский пояс землетрясений и современного вулканизма. Переходные области на западной окраине Тихого океана располагаются в виде двух эшелонов, наиболее молодые по стадии развития области расположены на границе с ложем океана, а более зрелые отделяются от ложа океана островными дугами и островными массивами суши с материковой земной корой .

Фотография Тихого океана из космоса

11 % площади дна Тихого океана занимают срединно-океанические хребты, представленные Южно-Тихоокеанским и Восточно-Тихоокеанским поднятиями. Они представляют собой широкие, слабо расчленённые возвышенности. От основной системы отходят боковые ответвления в виде Чилийского поднятия и Галапагосской рифтовой зоны. К системе срединно-океанических хребтов Тихого океана также относятся хребты Горда, Хуан-де-Фука и Эксплорер на северо-востоке океана. Срединно-океанические хребты океана представляют собой сейсмичные пояса с частыми поверхностными землетрясениями и активной вулканической деятельностью. В рифтовой зоне обнаружены свежие лавы, металлоносные осадки, обычно связанные с гидротермами.

Система тихоокеанских поднятий делит ложе Тихого океана на две неравные части. Восточная часть менее сложно простроена и более мелководна. Здесь выделяют Чилийское поднятие (рифтовая зона) и хребты Наска, Сала-и-Гомес, Карнеги и Кокос. Эти хребты делят восточную часть ложа на Гватемальскую, Панамскую, Перуанскую и Чилийскую котловины. Все они характеризуются сложно расчленённым холмистым и гористым рельефом дна. В районе Галапагосских островов выделяют рифтовую зону.

Другая часть ложа, лежащая к западу от тихоокеанских поднятий, занимает примерно 3/4 всего ложа Тихого океана и имеет очень сложное строение рельефа. Десятки возвышенностей и подводных хребтов делят ложе океана на большое число котловин. Наиболее значимые хребты образуют систему дугообразных в плане поднятий, начинающихся на западе и заканчивающихся на юго-востоке. Первую такую дугу образует Гавайский хребет, параллельно ему следующую дугу образуют горы Картографов, Маркус-Неккер, подводный хребет островов Лайн, дуга заканчивается подводным основанием островов Туамоту. Следующая дуга состоит из подводных оснований островов Маршалловых, Кирибати, Тувалу и Самоа. Четвёртая дуга включает в себя Каролинские острова и подводную возвышенность Капингамаранги. Пятая дуга состоит из южной группы Каролинских островов и вала Эаурипик. Некоторые хребты и возвышенности отличаются по своему простиранию от перечисленных выше, это Императорский (Северо-Западный) хребет, возвышенности Шатского, Магеллана, Хесса, Манихики. Эти возвышенности отличаются выровненными вершинными поверхностями и сверху покрыты карбонатными отложениями повышенной мощности.

На Гавайских островах и архипелаге Самоа имеются действующие вулканы. По ложу Тихого океана рассеяно около 10 тысяч отдельных подводных гор, преимущественно вулканического происхождения. Многие из них представляют собой гайоты. Вершины некоторых гайотов находятся на глубине 2-2,5 тысяч м, средняя глубина над ними около 1,3 тысячи м. Подавляющее большинство островов центральной и западной частей Тихого океана имеет коралловое происхождение. Почти все вулканические острова окаймлены коралловыми постройками.

Для ложа и срединно-океанических хребтов Тихого океана характерны зоны разломов, обычно выраженные в рельефе в виде комплексов согласно и линейно ориентированных грабенов и горстов. Все зоны разломов имеют собственные названия: Сервейор, Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон и другие. Для котловин и поднятий ложа Тихого океана характерна земная кора океанического типа, с мощностью осадочного слоя от 1 км на северо-востоке до 3 км на возвышенности Шатского и с мощностью базальтового слоя от 5 км до 13 км. Срединно-океанические хребты имеют земную кору рифтогенального типа, отличающуюся повышенной плотностью. Здесь обнаруживаются ульстраосновные породы, а в зоне разлома Эльтанин были подняты кристаллические сланцы. Под островными дугами обнаружена субконтинентальная (Курильские острова) и континентальная кора(Японские острова).

Срединно-океанические хребты занимают 11 % площади дна Тихого океана и имеют свои специфические черты строения. Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия представляют собой широкие и сравнительно слабо расчлененные возвышенности. С зонами секущих поперечных разломов связаны крупные формы глубокого расчленения -- поперечные узкие депрессии или «океанические троги». Фланговые зоны срединно­океанических хребтов очень широкие, рифтовая зона лишь на отдельных участках достигает такой выразительности, как в хребтах Атлантического и Индийского океанов. Отличительной чертой срединно­океанических хребтов в Тихом океане являются также боковые ответвления от основной системы в виде так называемых Чилийского поднятия и Галапагосской рифтовой зоны. К системе срединно-океанических хребтов в Тихом океане относятся также подводные хребты Горда, Хуан-де-Фука и Эксплорер на северо-востоке Тихого океана.

Срединно-океанические хребты Тихого океана представляют собой сейсмичные пояса, однако в отличие от переходных зон землетрясения здесь только поверхностные.

Активная вулканическая деятельность осуществляется в основном в рифтовой зоне. Обнаружены свежие лавы (при подводном фотографировании), металлоносные осадки, обычно связанные с гидротермами, присущими районам современного вулканизма Тихого океана.

Система Южно-Тихоокеанского и Восточно-Тихоокеанского поднятий делит ложе Тихого океана на две неравные и сильно отличающиеся по строению части. Восточная часть более мелководная и менее сложно построенная. Боковые ответвления системы срединно-океанических хребтов -- Чилийское и Галапагосское -- расположены в этой части. Кроме Чилийского поднятия здесь выделяются хребты Наска, Сала-и-Гомес, Карнеги и Кокос. Эти подводные хребты делят юго-восточную часть ложа на Гватемальскую, Панамскую, Перуанскую и Чилийскую котловины. Все они характеризуются сложно расчлененным гористым и холмистым рельефом дна.

В районе островов Галапагос также выделяют рифтовую зону.

Остальная часть ложа океана, лежащая к западу от Восточно-Тихоокеанского поднятия и от подводной окраины Северной Америки и занимающая примерно площади ложа, имеет очень сложное строение рельефа. Десятки подводных хребтов и возвышенностей разделяют ложе океана на большое число котловин. Наиболее значительные хребты западной и центральной частей ложа Тихого океана имеют одну общую закономерность: они образуют систему дугообразных в плане поднятий, начинающихся на западе и заканчивающихся на юго-востоке. Первую такую дугу образует Гавайский хребет. Примерно параллельно ему протягивается следующая, самая крупная «дуга», начинающаяся Горами Картографов и включающая в себя далее горы Маркус-Неккер, подводный хребет островов Лайн и заканчивающаяся подводным основанием островов Туамоту.

Следующая дуга состоит из подводных оснований островов Маршалловых, Кирибати и Тувалу. Возможно, с ней же связаны острова Самоа. Четвертая дуга много короче предыдущих, она включает Каролинские острова и подводный вал или возвышенность Капингамаранги. Пятая дуга состоит из южной группы Каролинских островов и вала Эауриапик. Есть еще несколько подводных хребтов, также являющихся основаниями многочисленных островов, параллельно этой системе, но не входящих в нее (например, Феникс, Таити, Тубуаи). Некоторые хребты и возвышенности по своему простиранию резко выделяются. Это Императорский, или Северо-Западный, хребет, возвышенности Шатского, Магеллана, Хесса, Манихики. Последние отличаются выравненными вершинными поверхностями и обычно несут на себе «шапки» карбонатных отложений повышенной мощности.

На Гаваях и на Самоа имеются действующие вулканы, которые существенно отличаются по составу вулканических продуктов от вулканов переходных областей. По дну Тихого океана в пределах его ложа рассеяно огромное количество отдельных подводных гор, преимущественно также вулканического происхождения. Многие из них имеют уплощенные вершины -- это так называемые гайоты.

Вершины некоторых гайотов находятся на глубинах 2--2,5 тыс. м, средняя глубина над ними около 1,3 тыс. м. Предполагается, что вершины гайотов некогда были гораздо ближе к поверхности океана, возможно даже были островами, а затем после абразионного или денудационного выравнивания оказались погруженными на те глубины, на которых они сейчас находятся.

Подавляющее большинство островов западной и центральной частей Тихого океана коралловые. Если же это чисто вулканические острова, то они почти всегда окаймлены коралловыми постройками. Большая мощность коралловых известняков на современных коралловых атоллах также свидетельствует о значительных отрицательных движениях земной коры в пределах ложа Тихого океана в течение кайнозоя. Самые древние коралловые известняки, вскрытые бурением на атоллах, имеют эоценовый возраст. Они залегают на глубинах, близких к 1300 м от поверхности, тогда как рифообразующие кораллы могут обитать только на глубинах не более 50 м.

Очень яркой чертой рельефа и тектонического строения в пределах ложа океана и срединно-океанических хребтов являются зоны океанических разломов, обычно выраженные в рельефе в виде комплексов линейно и согласно ориентированных тектонических впадин (грабенов) и глыбовых хребтов (горстов). Все известные зоны разломов имеют собственные названия. Например, в северной части океана наиболее значительными по протяжению являются зоны разломов Сервейор, Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон.

Котловинам и поднятиям ложа Тихого океана характерна земная кора океанического типа, но она довольно различна. Например, в северо-восточной части ложа океана «второй» и «базальтовый» слои океанической коры малой мощности, соответственно менее 1 и менее 5 км, при средних значениях 1 и 7 км. На возвышенности Шатского отмечены максимальные мощности «второго» слоя вместе с осадочным -- до 3 км и базальтового - до 13 км.

Срединно-океанические хребты в Тихом океане имеют земную кору рифтогенального типа, отличающуюся общей повышенной плотностью (по сравнению с океанической). С помощью драговых работ, как и на других срединно-океанических хребтах, здесь обнаружены ультраосновные породы, а в зоне разлома Элтанин были подняты кристаллические сланцы.

Переходные области имеют очень пестрое, мозаичное строение земной коры. Наряду с субокеанической и даже океанической корой, характерной для глубоководных морских котловин и днищ глубоководных желобов, под островными дугами обнаружена субконтинентальная (Курильские острова) и даже континентальная кора (Японские острова). Именно эта мозаичность строения земной коры в переходных областях заставляет выделить развитую здесь земную кору в особый геосинклинальный тип земной коры (рис. 3).

До сих пор существуют различные точки зрения на вопрос о времени образования Тихого океана в его современном виде, но, очевидно, к концу палеозойской эры на месте его котловины уже существовал обширный водоем, а также и древний праматерик Пангея, располагавшийся примерно симметрично по отношению к экватору. Тогда же началось формирование в виде огромного залива будущего океана Тетис, развитие которого и вторжение в Пангею привело в дальнейшем к распаду ее и формированию современных материков и океанов.

Ложе современного Тихого океана образовано системой литосферных плит, ограниченных со стороны океана срединно-океаническими хребтами, являющимися частью глобальной системы срединных хребтов Мирового океана. Это Восточно-Тихоокеанское поднятие и Южно-Тихоокеанский хребет, которые, достигая местами ширины до 2 тыс. км, в южной части океана соединяются между собой и продолжаются на запад, в пределы Индийского океана. Восточно-Тихоокеанский хребет, простираясь на северо-восток, к берегам Северной Америки, в районе Калифорнийского залива соединяется с системой континентальных рифтовых разломов Калифорнийской долины, Йосемитской впадины и разлома Сан-Андреас. Сами же срединные хребты Тихого океана в отличие от хребтов других океанов не имеют четко выраженной осевой рифтовой зоны, но характеризуются интенсивной сейсмичностью и вулканизмом с преобладанием выбросов ультраосновных пород, т. е. обладают чертами зоны интенсивного обновления океанической литосферы. На всем протяжении срединные хребты и прилегающие к ним участки плит пересечены глубокими поперечными разломами, для которых также характерно развитие современного и, особенно, древнего внутриплитового вулканизма. Расположенное между срединными хребтами и ограниченное глубоководными желобами и переходными зонами обширное ложе Тихого океана имеет сложно расчлененную поверхность, состоящую из большого числа котловин глубиной от 5000 до 7000 м и более, дно которых сложено океанической земной корой, покрытой глубоководными глинами, известняками и илами органического происхождения. Рельеф дна котловин по преимуществу холмистый. Наиболее глубокие котловины (около 7000 м или более): Центральная, Западно-Марианская, Филиппинская, Южная, Северо-Восточная, Восточно-Каролинская.

Котловины отделены друг от друга или пересечены сводовыми поднятиями или глыбовыми хребтами , на которые насажены вулканические постройки, в пределах межтропического пространства часто увенчанные коралловыми сооружениями. Вершины их выступают над водой в виде мелких островов, часто группирующихся в линейно вытянутые архипелаги. Некоторые из них до сих пор являются действующими вулканами, извергающими потоки базальтовой лавы. Но большей частью это уже потухшие вулканы, надстроенные коралловыми рифами. Часть таких вулканических гор находится на глубине от 200 до 2000 м. Вершины их выровнены абразией; положение глубоко под водой связано, очевидно, с опусканием дна. Образования такого типа называют гайотами.

Особый интерес среди архипелагов центральной части Тихого океана представляют собой Гавайские острова . Они образуют цепь протяженностью 2500 км, вытянутую к северу и югу от Северного тропика, и являются вершинами огромных вулканогенных массивов, поднимающихся со дна океана вдоль мощного глубинного разлома. Видимая их высота от 1000 до 4200 м, а подводная составляет примерно 5000 м. По своему происхождению, внутреннему строению и внешнему виду Гавайские острова - типичный пример океанического внутриплитового вулканизма.

Гавайские острова являются северной окраиной огромной островной группы центральной части Тихого океана, носящей общее название «Полинезия ». Продолжением этой группы примерно до 10° ю.ш. являются острова Центральной и Южной Полинезии (Самоа, Кука, Общества, Табуаи, Маркизские и др.). Эти архипелаги, как правило, вытянуты с северо-запада на юго-восток, вдоль линий трансформных разломов. Большинство из них вулканического происхождения и сложены толщами базальтовой лавы. Некоторые увенчаны широкими и пологими вулканическими конусами высотой 1000-2000 м. Самые мелкие острова в большинстве случаев - коралловые постройки. Сходные особенности имеют многочисленные скопления мелких островов, расположенных в основном к северу от экватора, в западной части Тихоокеанской литосферной плиты: острова Марианские, Каролинские, Маршалловы и Палау, а также архипелаг Гилберта, который частично заходит в южное полушарие. Эти группы мелких островов объединяются под общим названием Микронезия. Все они кораллового или вулканического происхождения, гористы и поднимаются на сотни метров над уровнем океана. Побережья окружены надводными и подводными коралловыми рифами, сильно затрудняющими судоходство. Многие мелкие острова представляют собой атоллы. Вблизи некоторых островов располагаются глубоководные океанские впадины, а к западу от Марианского архипелага проходит глубоководный желоб того же названия, принадлежащий к переходной зоне между океаном и материком Евразия.

В прилегающей к американским материкам части ложа Тихого океана разбросаны обычно мелкие единичные вулканические острова : Хуан-Фернандес, Кокос, Пасхи и др. Наиболее крупную и интересную группу представляют собой острова Галапагос, расположенные у экватора вблизи берегов Южной Америки. Это архипелаг из 16 крупных и множества мелких вулканических островов с вершинами потухших и действующих вулканов высотой до 1700 м.

Переходные от океана к материкам зоны отличаются строением дна океана и особенностями тектонических процессов как в геологическом прошлом, так и в настоящее время. Они опоясывают Тихий океан на западе, севере и востоке. В разных частях океана процессы формирования этих зон протекают неодинаково и приводят к различным результатам, но везде они отличаются большой активностью как в геологическом прошлом, так и в настоящее время.

Со стороны ложа океана переходные зоны ограничены дугами глубоководных желобов, в направлении которых происходит перемещение литосферных плит и погружение под континенты океанической литосферы. В пределах переходных зон в строении дна океана и окраинных морей преобладают переходные типы земной коры, и на смену океаническим типам вулканизма приходит смешанный эффузивно-эксплозивный вулканизм зон субдукции. Здесь речь идет о так называемом «Тихоокеанском огненном кольце», которое опоясывает Тихий океан и характеризуется высокой сейсмичностью, многочисленными проявлениями палеовулканизма и вулканогенными формами рельефа, а также - существованием в его пределах более 75 % ныне действующих вулканов планеты. В основном это смешанный эффузивно-эксплозивный вулканизм среднего состава.

Наиболее ярко все типичные черты переходной зоны выражены в пределах северной и западной окраин Тихого океана, т. е. у берегов Аляски, Евразии и Австралии. Эта широкая полоса между ложем океана и сушей, включая подводные окраины материков, уникальна по сложности строения и по соотношению между сушей и акваторией, ее отличают значительные колебания глубин и высот, интенсивность процессов, происходящих как в глубине земной коры, так и на водной поверхности.

Внешнюю окраину переходной зоны на севере Тихого океана образует Алеутский глубоководный желоб , простирающийся на 4000 км выпуклой к югу дугой от залива Аляска к берегам полуострова Камчатка, с максимальной глубиной 7855 м. Этот желоб, в сторону которого обращено перемещение литосферных плит северной части Тихого океана, с тыла окаймляет подводное подножие цепи Алеутских островов, большинство из них представляют собой вулканы эксплозивно-эффузивного типа. Около 25 из них - действующие.

Продолжением этой зоны у берегов Евразии является система глубоководных желобов , с которыми связаны самые глубокие участки Мирового океана и в то же время районы наиболее полного и разнообразного проявления вулканизма, как древнего, так и современного, как на островных дугах, так и на окраинах материка. В тылу Курило-Камчатского глубоководного желоба (максимальная глубина свыше 9700 м) находится п-ов Камчатка с его 160 вулканами, из которых 28 действующих, и дуга вулканических Курильских островов с 40 активно действующими вулканами. Курилы представляют собой вершины подводной горной цепи, которая поднимается над дном Охотского моря на 2000-3000 м, а максимальная глубина пролегающего со стороны Тихого океана Курило-Камчатского желоба превышает 10 500 м.

Система глубоководных желобов продолжается к югу Японским желобом, а вулканогенная зона - потухшими и действующими вулканами Японских островов. Вся система желобов, а также островных дуг, начиная от полуострова Камчатка, отделяет от материка Евразия мелководные шельфовые моря Охотское и Восточно-Китайское, а также расположенную между ними впадину Японского моря с максимальной глубиной 3720 м.

У южной части Японских островов переходная зона расширяется и усложняется, полоса глубоководных желобов разделяется на две ветви, окаймляя с двух сторон обширное Филиппинское море, впадина которого имеет сложное строение и максимальную глубину более 7000 м. Со стороны Тихого океана его ограничивают Марианский желоб с максимальной глубиной Мирового океана 11 022 м и дуга Марианских островов. Внутренняя ветвь, ограничивающая Филиппинское море с запада, образована желобом и островами Рюкю и продолжается далее Филиппинским желобом и дугой Филиппинских островов. Филиппинский желоб протягивается вдоль подножия одноименных островов более чем на 1300 км и имеет максимальную глубину 10 265 м. На островах насчитывается десять действующих и много потухших вулканов. Между островными дугами и Юго-Восточной Азией в пределах материковой отмели находятся Восточно-Китайское и большая часть Южно-Китайского моря (самого крупного в этом регионе). Только восточная часть Южно-Китайского моря и межостровные моря Малайского архипелага достигают глубин свыше 5000 м, и основанием их служит земная кора переходного типа.

Вдоль экватора переходная зона в пределах Зондского архипелага и его островных морей продолжается в сторону Индийского океана. На островах Индонезии насчитывается в общей сложности 500 вулканов, из них 170 - действующие.

Большой сложностью отличается южная область переходной зоны Тихого океана к северо-востоку от Австралии. Она простирается от Калимантана к Новой Гвинее и далее на юг к 20° ю.ш., окаймляя с севера Сохульско-Квинслендский шельф Австралии. Весь этот участок переходной зоны представляет собой сложное сочетание глубоководных желобов с глубинами 6000 м и более, подводных хребтов и островных дуг, разделенных котловинами или участками мелководья.

У восточного берега Австралии, между Новой Гвинеей и Новой Каледонией, расположено Коралловое море. С востока его ограничивает система глубоководных желобов и островных дуг (Новые Гебриды и др.). Глубины котловины Кораллового и других морей этой переходной области (моря Фиджи и особенно Тасманова) достигают 5000-9000 м, дно их сложено корой океанического или переходного типа.

Гидрологический режим северной части этой области благоприятствует развитию кораллов, которые особенно распространены в Коралловом море. Со стороны Австралии его ограничивает уникальное природное сооружение - Большой Барьерный риф, который вытянут вдоль материковой отмели на 2300 км и в южной части достигает ширины 150 км. Он состоит из отдельных островов и целых архипелагов, сложенных из кораллового известняка и окруженных подводными рифами из живых и отмерших коралловых полипов. Узкие каналы, пересекающие Большой Барьерный риф, ведут в так называемую Большую лагуну, глубина которой не превышает 50 м.

Со стороны Южной котловины ложа океана между островами Фиджи и Самоа простирается на юго-запад вторая, внешняя по отношению к океану, дуга желобов: Тонга (его глубина 10 882 м является максимальной глубиной Мирового океана в южном полушарии) и его продолжение Кермадек, максимальная глубина которого также превосходит 10 тыс. м. Со стороны моря Фиджи желоба Тонга и Кермадек ограничены подводными хребтами и дугами одноименных островов. В общей сложности они протягиваются на 2000 км до Северного острова Новой Зеландии. Архипелаг поднимается над служащим ему пьедесталом подводным плато. Это особый тип структур подводных окраин материков и переходных зон, получивших название микроконтинентов. Они различаются по размерам и представляют собой поднятия, сложенные материковой корой, увенчанные островами и окруженные со всех сторон котловинами с корой океанического типа в пределах Мирового океана.

Переходная зона восточной части Тихого океана, обращенной в сторону материков Северная и Южная Америка, существенно отличается от его западной окраины. Там нет ни окраинных морей, ни островных дуг. От юга Аляски до Центральной Америки тянется полоса неширокого шельфа с материковыми островами. Вдоль западного побережья Центральной Америки, а также от экватора вдоль окраины Южной Америки проходит система глубоководных желобов - Центральноамериканского, Перуанского и Чилийского (Атакамского) с максимальными глубинами соответственно более 6000 и 8000 м. Очевидно, процесс формирования этой части океана и соседних континентов протекал во взаимодействии существовавших в то время глубоководных желобов и континентальных литосферных плит. Северная Америка надвинулась на расположенные на ее пути к западу желоба и замкнула их, а Южно-Американская плита переместила Атакамский желоб к западу. В том и другом случае в результате взаимодействия океанических и континентальных структур произошло смятие в складки, поднятие окраинных частей обоих материков и образование мощных шовных зон - Североамериканских Кордильер и Анд Южной Америки. Для каждой из этих структурных зон характерны интенсивная сейсмичность и проявление смешанных типов вулканизма. О.К.Леонтьев счел возможным сопоставить их с подводными хребтами островных дуг западной переходной зоны Тихого океана.

Мегарельеф двух планетарных форм рельефа Зем­ли - ложа океанов (талассократонов) и срединных океанических хребтов - целесообразно рассматривать совместно. Это связано главным образом с особенностями орографии каждого из океанов и Мирового океана в целом.

Напомним, что ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5-10 км) и отсутствием гранитного слоя. Срединно-океанические хребты характеризуются особым типом строения земной коры - рифтогенным, на основа­нии чего они и выделяются в качестве особой планетарной формы.

Ложе океана соответствует в структурном отношении океани­ческим платформам, или талассократонам. При взгляде на бати­метрическую карту дна любого океана бросается в глаза ячеистость его мегарельефа. Гигантские котловины с относительно ров­ным, чаще холмистым дном отделяются крупнейшими хребтами, валами, возвышенностями. Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин. На возвышенностях, как правило, мощность коры увеличивается, а в некоторых случаях под типич­ным базальтовым слоем обнаруживается слой повышенной плот­ности и поверхность Мохо выделяется нечетко.

Обращает на себя внимание большая глубина океанических котловин, что указывает прежде всего на преобладание отрица­тельных вертикальных движений на этих участках земной поверх­ности. Если материки со свойственными им положительными движениями являются преимущественно областями денудации, то океанические бассейны служат областями аккумуляции самого разнообразного осадочного материала, главным образом поступа­ющего с суши.

Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном или субмеридио­нальном направлении вздутия земной коры, образующие как бы. огромный (до 2000 км в ширину и до 6 км относительной высоты) свод со сложно расчлененным рельефом склонов и особенно его осевой зоны, где развиты асимметричные хребты, разделенные глубокими, резко выраженными ложбинами (рис. 31) с плоским дном и крутыми бортами, вытянутыми в соответствии с общим простиранием срединно-океанического хребта. Эти формы релье­фа- результат разрывных нарушений земной коры типа рифта, поэтому осевые зоны срединных хребтов получили наименование рифтовых зон.

Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему (рис. 32). Одной из основных геолого-геофизических осо­бенностей срединно-океанических хребтов, присущей только им, является высокое значение скоростей упругих волн в земной коре. Другая существенная геофизическая особенность - высокое зна­чение теплового потока. К числу важных черт следует отнести также высокую сейсмичность срединных хребтов и приуроченность многочисленных островных и подводных океанических вулканов к их гребням и склонам. Все это, как и резкая расчлененность рельефа, указывает на то, что срединно-океанические хребты представляют собой области интенсивного современного тектогенеза и, согласно концепции тектоники литосферных плит, пред­ставляют собой зоны спрединга.

В геологическом строении хребтов и рифтовых долин срединно-океанических хребтов участвуют ультраосновные породы, глав­ным образом различные перидотиты, которыми нередко сложены целые блоки, образующие отдельные рифтовые хребты. Крупные отторженцы и штоки ультраосновных пород в рифтовых зонах проникают в земную кору из верхней мантии, смешиваются здесь с блоками основных пород, образуя так называемый меланж. Благодаря этому значительно увеличивается общая плотность ко­ры под рифтовыми зонами.

Данные о морфоструктурах переходных зон, ложа океана и срединно-океанических хребтов, приведенные в гл. 10 и 11, можно изобразить в виде обобщенного профиля дна океана, изображен­ного на рис. 33.

Рельеф ложа Северного Ледовитого океана. Арктические сре­динные хребты и поднятия. Еще тридцать лет назад на физико-географических картах ложе Северного Ледовитого океана (СЛО) в пределах его Арктического бассейна изображалось как единая котловина с плоским однообразным дном. Современное представ­ление о строении рельефа дна этого океана благодаря многолет­ним советским и американским исследованиям совершенно иное. Теперь установлен целый ряд подводных хребтов и возвышенно­стей, разделяющих Арктический бассейн Северного Ледовитого океана на несколько котловин (рис. 34).

Вблизи полюса Арктический бассейн пересекает поднятие Ло­моносова, начинающееся в американском секторе близ острова Элсмир и примыкающий к сибирскому шельфу севернее Новоси­бирских островов. От шельфа острова Элсмир отходит другое под­нятие - плато Альфа, которое переходит в поднятие Менделеева. В сибирском секторе океана это поднятие примыкает к шельфу Восточно-Сибирского моря.

Между поднятиями расположены плоскодонные котловины Макарова и Толля с максимальной глубиной около 4 км. Между поднятием Менделеева и шельфом Аляски располагается самая крупная котловина океана - Бофорта, ее максимальная глубина 4680 м. Большая часть дна котловины занята плоской абиссаль­ной равниной.

В Европейско-Сибирском секторе океана располагается хребет Гаккеля. Осевая часть хребта в отличие от поднятий Ломоносова и Менделеева имеет сильно расчлененный рельеф: ряд отдельных коротких хребтов, разделяется глубокими рифтовыми долинами, кулисообразно располагающимися вдоль оси хребта. Между хреб­том Гаккеля и поднятием Ломоносова расположена котловина Амундсена (Северный полюс находится в пределах этой котлови­ны, глубина океана под ним равна 4316 м). К югу от хребта Гак­келя лежит котловина Нансена. Ее максимальная глубина около 4000 м.

Кроме Арктического бассейна в Северном Ледовитом океане выделяется Норвежско-Гренландский бассейн. Здесь котловины Гренландского и Норвежского морей разделяют срединно-океанические хребты Книповича, Мона и Исландский. Максимальная глубина Гренландской котловины 5327 м, приурочена к рифтовой долине хребта Книповича. Это максимальная глубина океана. Наибольшая глубина Норвежской котловины - около 4000 м. Рельеф дна обеих котловин осложнен подводными горами и хол­мами. Имеется также несколько небольших плоских равнин, образовавшихся благодаря накоплению толщ глубоководных осадков. На Исландском хребте выделяется действующий вулкан острова Ян-Майен.

Рельеф ложа Атлантического океана. Срединно-Атлантический хребет. Стержневым орографическим элементом рельефа дна Атлантического океана является Срединно-Атлантический хребет, который протягивается в его пределах от Исландии на севере до 65° ю. ш. на юге. Простирание хребта непостоянно, но в целом близко к меридиональному, за исключением экваториального участка, где оно на некотором протяжении становится субширот­ным. Ширина хребта достигает 2500 км в южной Атлантике, но к северу от Исландии сокращается до 300 км.

Относительная высота Срединно-Атлантического хребта до 4 км. Морфологически было бы правильнее называть его, как и другие срединно-океанические хребты, не хребтом, а горной стра­ной или нагорьем, так как он состоит из отдельных хребтов, горных массивов, продольных долин и понижений. Наиболее рас­члененный и контрастный рельеф свойствен рифтовой зоне хреб­та, представленной сложной системой горстовых хребтов и узких грабенов - рифтовых долин, причем к последним нередко бывают приурочены глубины порядка 5-6 км. Максимальные глубины характеризуют обычно узкие поперечные впадины, связанные с секущими хребет зонами разломов. Примером такой впадины является впадина Романш (7730 м).Поперечные разломы еще больше усложняют рельеф как рифтовой зоны, так и флангов Срединно-Атлантического хребта.

Как и другим срединно-океаническим хребтам, Срединно-Атлантическому хребту присуща земная кора рифтогенного типа, характеризующаяся повышенной плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо. В рифтовой зоне хребта распростра­нены наряду с базальтами ультраосновные породы - перидотиты, дуниты. Для осевой зоны и флангов характерно чередование по­ложительных и отрицательных магнитных аномалий, причем наи­более резко выраженная положительная аномалия отмечена в центральной рифтовой долине. Гравитационные аномалии в редук­ции Буге (т. е. приведенные к уровню моря) над срединным хребтом обычно положительные, но для рифтовых долин нередко отрицательные.

К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений. Наи­большее сосредоточение эпицентров отмечено на участках хребта, пересекаемых широтными и субширотными трансформными раз­ломами. Один из таких разломов пересекает хребет в районе Азорских островов. С ним связаны активные проявления совре­менного вулканизма. Большое число параллельных друг другу поперечных разломов отмечено в приэкваториальной части хребта. Отдельные сегменты хребта, отсекаемые этими разломами, сдви­нуты относительно друг друга на многие десятки и даже сотни километров (см. рис. 12). Этими сдвигами и обусловлено общее субширотное простирание Срединно-Атлантического хребта на eгo экваториальном отрезке.

Фланги хребта имеют также резко пересеченный горный рель­еф и характеризуются проявлениями современного вулканизма центрального типа. Наиболее значительными современными дейст­вующими вулканами на крыльях и в рифтовой зоне хребта явля­ются вулканы хребта Рейкьянес (отрезок срединного хребта, при­мыкающий к Исландии), экваториальной части хребта Тристан-да-Кунья. В южной части океана Срединно-Атлантический хребет переходит в Африканско-Антарктический подводный хребет.

Ложе Атлантического океана по обе стороны от срединного хребта сложено земной корой океанического типа. Наименьшая толщина земной коры отмечается под океаническими котловинами, разделенными подводными возвышенностями и хребтами, имею­щими повышенную мощность земной коры. Названия некоторых котловин и возвышенностей приведены на прилагаемой схеме (рис. 35).

Рассмотрим в качестве примера строение одной из подводных возвышенностей ложа океана - Бермудского плато, расположен­ного в центральной части Северо-Американской котловины. Оно имеет вид горста-антеклизы с обрывистым юго-восточным и поло­гим северо-западным склонами. В строении плато ярко проявля­ется разломная тектоника. Крутой склон расчленен глубокими ложбинами типа подводных каньонов, представляющих собой узкие грабены, открытые в сторону котловины. Целая сеть разло­мов проявляется и в рельефе поверхности плато. На пересечениях разломов возвышаются подводные вулканы. Группа наиболее вы­соких вулканов образует фундамент Бермудских островов, сло­женных коралловыми известняками.

Строение рельефа дна океанических котловин довольно одно­образно. Почти в каждой котловине Атлантического океана вы­деляется два основных типа рельефа. Большая часть площади дна котловины имеет холмистый рельеф с вертикальным расчленением в среднем 250-600 м, в некоторых случаях - до 1000 м. Этот тип рельефа получил название «рельефа абиссальных холмов». Мень­шая часть площади дна котловины почти идеально выровнена. Эти совершенно плоские пространства с ничтожными уклонами поверхности получили наименование плоских абиссальных равнин. Они обычно занимают не самые глубокие участки котловин, а те, которые расположены ближе к материковому склону и подножью. Сейсмические исследования показали, что на равнинах мощность осадочного слоя достигает 1,5 км, а в пределах абиссальных хол­мов толщина осадочного слоя измеряется несколькими сотнями или даже десятками метров.

Происхождение абиссальных холмов связывают с вулканиче­скими процессами. При очень малой мощности океанической коры допустимо образование при ее прогибании сети мелких разломов, по которым осуществлялись вулканические проявления. После затухания магматического процесса происходило частичное погре­бение лакколитов или щитовых вулканов под толщей донных осадков, преобразование их в абиссальные холмы.

Рельеф ложа и срединных хребтов Индийского океана. В Ин­дийском океане имеется несколько срединно-океанических хреб­тов: Западно-Индийский, Аравийско-Индийский, Центрально-Ин­дийский, переходящий к востоку от острова Амстердам в Австрало-Антарктический (рис. 36). Все хребты, за исключением Австрало-Антарктического, сравнительно хорошо изучены и обна­руживают большое сходство в строении со Срединно-Атлантиче­ским хребтом. Австрало-Антарктический хребет (поднятие) иссле­дован слабее. Он отличается меньшим расчленением фланговых зон, меньшей высотой и слабой выраженностью рифтовой зоны.

Срединные хребты Индийского океана, как и в Атлантике, раз­биты не только продольными разломами, придающими своду рифтовую структуру, но и поперечными. Однако преобладают разломы меридионального или (реже) субширотного, но не ши­ротного простирания. С одним из таких субширотных разломов (разлом Вима), рассекающего южную часть Аравийско-Индийско-го хребта, связана максимальная глубина Индийского океана - 6400 м. Широкая зона тектонического дробления выявлена в средней части Австрало-Антарктического поднятия. Она выражена сложной системой коротких меридиональных гребней и впадин.

Наряду со срединными хребтами в Индийском океане имеется несколько крупных хребтов с океаническим типом строения земной коры и сбросово-глыбовой структурой. Самый крупный из них - Восточно-Индийский хребет, начинающийся в южной части Бен­гальского залива и заканчивающийся близ Центральноиндийского хребта. Эта огромная горная система (по протяжению больше Урала) была открыта в начале 60-х годов.

Упомянем еще о двух крупных глыбовых хребтах - Мальдив­ском и Маскаренском, расположенных в западной части океана. Маскаренский хребет в северной части (район Сейшельских остро­вов) имеет материковый тип коры. По мнению одних исследователей, это обломок некогда единого материка южного полуша­рия - Гондваны, объединявшего еще в начале мезозоя все южные материки нашей планеты. По мнению других, это недоразвивший­ся материк. Мадагаскарский , Мозамбикский хребты и возвышен­ность Агульяс, расположенные в юго-западной части океана, сло­жены земной корой материкового типа и должны рассматриваться как элементы подводной окраины Африканского материка.

Из крупнейших орографических элементов Индийского океана упомянем также плато Крозе - типичное океаническое вулканическое образование, плато Кергелен, представляющее собой дале­ко выдающийся на север выступ Антарктической материковой платформы.

Для днищ котловин Индийского океана наиболее характерен рельеф абиссальных холмов. Плоские абиссальные равнины зани­мают лишь небольшую площадь ложа океана.

Рельеф ложа и срединных хребтов Тихого океана. В Тихом океане, площадь которого составляет почти половину всего Миро­вого океана, отмечается наибольшее разнообразие мегарельефа ложа. Срединные хребты Тихого океана (их два - Южно- и Вос­точно-Тихоокеанский) по строению напоминают Австрало-Антарк­тический: их широкие фланги имеют сравнительно слабо расчле­ненный рельеф, а рифтовая структура осевой зоны не так ярко проявляется, как в Срединно-Атлантическом или Аравийско-Ин-дийском хребтах. В строении срединных хребтов Тихого океана существенную роль играют секущие их вкрест простирания мощ­ные зоны океанических разломов. По разломам срединный хребет разбит на целый ряд сегментов параллелепипедальных очертаний, сдвинутых относительно друг друга по латерали 1 . Геофизические черты строения срединных хребтов Тихого океана аналогичны опи­санным для других срединно-океанических хребтов.

Между 40 и 30° ю. ш. от Восточно-Тихоокеанского хребта на юго-восток отходит Чилийский хребет, имеющий рифтовую струк­туру и отличающийся сейсмичностью и вулканизмом, поэтому его можно считать ответвлением срединно-океанической системы. Заметим, что Восточно- и Южно-Тихоокеанские хребты, как и Австрало-Антарктический хребет в Индийском океане, а также Чилийский хребет, морфологически отличаются от остальных сре­динно-океанических хребтов большой шириной и сравнительно малой расчлененностью рифтовой зоны. Сторонники концепции тектоники литосферных плит связывают эти черты с большой скоростью спрединга. Но возможно, что эти морфологические особенности говорят о молодости названныхморфоструктур. Благодаря такой морфологической специфике, их обычно (на кар­тах, в литературе) называют не хребтами, а поднятиями.

Другие линейно вытянутые орографические элементы дна Ти­хого океана (рис. 37) характеризуются океаническим типом зем­ной коры. Они имеют вид крупных валов, на сводах которых насажены вулканы, нередко образующие целые вулканические цепи. Наиболее грандиозен из них по протяженности, высоте и бурным проявлениям вулканизма океанического типа Гавайский хребет, увенчанный одноименными островами. Вулканы этих хреб­тов щитовые. Они извергают магму основного состава.

В Тихом океане особенно многочисленны плосковершинные подводные горы - гайоты (рис. 38). Наиболее распространены на подводных горах Маркус-Неккер, которые протягиваются в широтном направлении от южной части Гавайских островов на запад к островам Бенин и Волькано. Глубина над вершинами мно­гих гайотов достигает 2500 м (в среднем 1300 м). Как отмечалось выше, такая глубина, очевидно, указывает на погружение дна океана, так как предполагать столь значительное понижение его уровня в прошлом нет оснований.

Многие океанические сводовые поднятия имеют горные верши­ны, увенчанные коралловыми постройками - кольцевыми рифами, или атоллами. По данным геофизических исследований и бурения, горы, послужившие основаниями для коралловых рифов, также являются вулканическими образованиями. Интересно, что большая часть океанических сводовых хребтов и с вулканическими цепями, и с гайотами, и с коралловыми рифами приурочена к широкой полосе, пересекающей Тихий океан с юго-востока на северо-запад, от района острова Пасхи до Северо-Западной котловины включи­тельно. По мнению Г. Менарда, эти океанические поднятия явля­ются остатками древнего срединно-океанического хребта, который в конце мела - начале палеогена подвергся разрушению в резуль­тате мощных тектонических процессов. По глубоким разломам происходили бурные вулканические извержения, а затем крупные участки хребта испытали погружение. Возник лабиринт котловин, горных поднятий, вулканов, гайотов и коралловых атоллов - ис­ключительно сложный рельеф центральной и северо-западной частей ложа Тихого океана. О масштабах вулканических процес­сов того времени свидетельствует общий объем выброшенного вулканического материала. Он, по подсчетам Г. Менарда, оказался в десятки раз больше, чем суммарный объем эффузивов, слагаю­щих лавовые плато - Колумбийское и Декан. Вулканическим материалом сложены шлейфы у подножий подводных хребтов (остатки срединного хребта). Они имеют вид наклонных абис­сальных равнин, получивших название «островных шлейфов» или апронов. Наклонные равнины - один из специфических типов рельефа окраинных частей котловин ложа Тихого океана.

Ложе Тихого океана почти всюду отделено от материков глу­боководными желобами, поэтому поступление терригенного мате­риала с суши в Тихий океан невелико. В результате в котловинах Тихого океана мощность осадков небольшая. Всюду преобладает рельеф абиссальных холмов. Только в пределах залива Аляски имеется обширная плоская равнина, образованная молодыми и древними конусами выноса мутьевых потоков (см. гл. 20). Над равниной возвышаются многочисленные гайоты. Обширная абиссальная равнина занимает большую часть приантарктической котловины Тихого океана - котловины Беллинсгаузена. Широкое развитие абиссальных равнин отмечается и в приантарктических котловинах Индийского и Атлантического океанов. Это связано со значительным приносом терригенного материала плавучими льдами - айсбергами, образующимися благодаря стеканию льда с Антарктического ледникового щита.

Для ложа Тихого океана характерны зоны глубинных разло­мов широтного простирания, прослеживающиеся на протяжении нескольких тысяч километров. Они выражены в рельефе дна кот­ловин в виде вытянутых с запада на восток узких глыбовых хреб­тов-горстов и сопровождающих их ложбин-грабенов. Разломы пересекают также Восточно-Тихоокеанское и Южно-Тихоокеан­ское поднятия, причем отдельные сегменты этих поднятий, как уже упоминалось, сдвинуты относительно друг друга на сотни кило­метров. Таким образом, в Тихом и в Атлантическом океанах имеются бесспорные признаки значительных латеральных движе­нии земной коры. Однако главное значение в развитии мегарельефа дна океанов вообще и Тихого в частности принадлежит, по-видимому, вертикальным движениям земной коры. Для срединных хребтов основную роль играют положительные, а для ложа океа­на-отрицательные движения. Об этом свидетельствует нахожде­ние гайотов на глубинах, в десятки раз превышающих возможный размах колебаний уровня океана, и большая мощность коралло­вых известняков, слагающих океанические атоллы. Бурение на некоторых атоллах Тихого океана показало, что общая мощность коралловых отложений, начиная с эоцена, достигает 1400 м тогда как рифообразующие кораллы могут обитать лишь на глубинах до 50 м. Собственные колебания уровня океана за счет таяния ледниковых покровов не превышают 120 м Данные глубоководного бурения также свидетельствуют о значительных вертикальных движениях (преимущественно отрицательных) дна океана. По-видимому, за кайнозой средняя величина погружения дна океана составила около 1 км.