14.3. Рельеф океанского дна

21 декабря 1872 г. в 10 ч. утра начались промеры глубины океана с океанографического экспедиционного судна «Челленджер», плавание которого продолжалось четыре года. Измерения велись канатом с гру­зом, и когда ряд промеров соединили линией, то получили рельеф оке­анского дна. Всего было сделано 500 промеров. В конце 30-х гг. про­шлого века, во время знаменитого дрейфа папанинцев на льдине в районе Северного полюса, измерения глубины Ледовитого океана проводили с помощью лебедки и троса с грузом.

Ситуация резко изменилась с изобретением эхолота (рис. 14.17). В 1925-1927 гг. с его помощью был открыт в Южной Атлантике Сре- динно-Атлантический хребет немецкой экспедицией на «Метеоре». Сотни тысяч промеров, профилей и т. д., сделанных со времени начала применения эхолота, позволили в 1963 г. Б. Хизену и М. Тарп соста­вить подробную карту рельефа Мирового океана.

Распределение площадей по высотным уровням земного шара дает гипсографическая кривая, из которой следует, что средняя высота суши всего 840 м, тогда как средняя глубина океана 3800 м. Из этой же кривой следует, что почти 21 % поверхности Земли занят сушей с высотами меньше 1000 м, а в океанах 53,5 % площади — это глубины от 3 тыс. до 6 тыс. м. Средний уровень рельефа континентов находится на 4600 м выше среднего уровня рельефа дна океанов, что отражает осо­бенности строения континентальной коры (рис. 14.18).

К основным формам рельефа океанского дна относятся: 1) средин- но-океанские хребты, 2) континентальные окраины и 3) глубоковод­ные, или абиссальные, котловины.

Срединно-океанские хребты (СОХ) имеют общую протяженность до 60 тыс. км, прослеживаются во всех океанах и обладают средней глубиной

2». ЧК4

около 2,5 км. Как правило, они располагаются в середине океанов, за ис­ключением Тихого, где хребет смещен к его восточной окраине (рис. 14.19).

Рис. 14.17.Принцип действия эхолота. Звуковой сигнал отражается от дна и прини­мается на корабле. Зная скорость звука в воде и разделив время прохождения звукового сигнала на 2, получаем глубину океана

Площадь поверхности Земли. 10⁶км'

Процент поверхиол*

Рис. 14.18.Распределение площадей по высотным уровням. Гипсографическая кривая поверхности Земли, построенная по гистограмме частоты встречаемости (слева), показывает долю (в %) поверхности, лежащей выше или ниже любого уровня (поW. A. Anikuchine, R. W. Sternberg, 1973)

Рис. 14.19. Обзорные профили рельефа срединно-океанических хребтов

Мирового океана

Хребты представляют собой хорошо выраженное пологое сводовое поднятие, возвышающееся над дном глубоководных котловин в среднем на 2 км, имеющее ширину до 1000 км. Обе стороны хребта симметричны и обладают умеренно расчлененным рельефом. Осадочный покров появ­ляется только на флангах хребта, и его мощность постепенно увеличива­ется в стороны от гребня. По простиранию рельеф хребтов может изме­няться, Восточно-Тихоокеанский хребет отличается от всех остальных своей шириной — до 4 тыс. км — и высотой 2-4 км над дном абиссаль­ных котловин, а кроме того, вдоль его оси отсутствует ярко выраженная у других хребтов щель, так называемая рифтовая долина. Например, в Срединно-Атлантическом хребте рифт выражен глубоким, в 1-2 км, ущельем шириной 20-40 км, впервые открытым Б. Хизеном из Ламонт- ской обсерватории США. Внутри главного рифта находится более уз­кий, всего в несколько километров рифт, в котором наблюдается холми­стый рельеф, образованный недавно излившимися лавами — базальтами. В редких местах, как, например, в Исландии, рифтовый хребет выходит на поверхность и его можно изучать обычными геологическими метода­ми. На дне узкого внутреннего рифта наблюдаются открытые молодые трещины — гьяры.

Еще одной замечательной особенностью срединно-океанических хребтов является огромное количество параллельных разломов, пере­секающих хребет перпендикулярно его оси и смещающих осевую риф- товую долину (рис. 14.20-14.22). Такие разломы называются транс­формными и нередко представляют собой глубокие ущелья с уступами, крутыми склонами, пересекающими не только сами хребты, но и дно прилегающих глубоководных котловин (рис. 14.22). Длина разломов достигает 3500 км, а амплитуда вертикального смещения — от несколь­ких сот метров до 4 км. Величина горизонтального смещения превыша­ет 3800-4000 км, за счет чего хребет изгибается наподобие буквы S.

20 10 0 км 10 2D 30

Рис. 14.20. Характерные профили рельефа рифтовой зоны срединно-океанических хребтов с различными скоростями спрединга. Неовулканическая зона ограничена символами V, а зона трещиноватости — F, отметки ГТТ определяют зону границы плиты.

Осевые зоны срединно-океанических хребтов обладают повышенной сейсмичностью, неглубоким расположением очагов землетрясений, а в трансформных разломах сейсмически активным оказывается отрезок меж­ду двумя смещенными участками рифтовой долины хребта (рис. 14.23).

Рис. 14.21. Общий профиль Срединно-Атлантического хребта. Точками показаны осадки

JII

VHM

I I I U

Рис. 14.22. Типичные профили осевой части рифтовой зоны. I — Атлантический хребет на 37° с. ш. (скорость раздвижения 2 см/год); II— Галапагосский рифт на 86° з. д. (7 см/год); III— Восточно-Тихоокеанское поднятие на 3°30 ю. ш. (15 см/год)

(В. М. Литвин, 1987)

1

Рис. 14.23. Трансформный разлом. 1 — рифтовая долина, 2 — трансформный разлом, 3 — эпицентры землетрясений, 4 — направление перемещения масс

Глубоководные котловины расположены между континентальны­ми окраинами и срединно-океаническими хребтами и подразделяются на три типа: 1) плоские и слабохолмистые равнины; 2) подводные воз­вышенности; 3) подводные одиночные горы и группы гор.

1. Плоские абиссальные равнины в глубоководных котловинах встречаются во многих океанах, они обладают очень ровным дном, шириной до 2 тыс. км, иногда со слабым уклоном, не превышающим 1 м, на сформированной за счет выноса материала с суши.

2. Котловины с подводными возвышенностями или холмами широко распространены в Тихом океане, где занимают до 85 % его площади, хотя встречаются и в других океанах. Дно таких котловин покрыто овальными холмами высотой до 1 км и диаметром 10-50 км, частично погребенными под осадочным чехлом. Холмы часто распола­гаются группами и реже поодиночке.

3. Подводные горы представлены, как правило, вулканами и распо­лагаются либо поодиночке, либо группами, обладают типичной для вулканов конусовидной формой. Основания вулканов погребены под осадочными толщами. Если вулканов много, они могут сливаться в протяженные хребты, как, например, Гавайский или Имераторский хребты в Тихом океане. Вулканические горы, поднимаясь выше уровня моря, постепенно разрушаются абразией, и на них формируется плато. В дальнейшем в связи с опусканием океанического дна они оказываются под поверхностью воды (рис. 14.24). Такие плосковершинные горы — гайоты были открыты в 1940 г. Хессом и особенно распространены в северо-западной части Тихого океана.

Континентальные окраины подразделяются на два главных типа. Один из них — это окраины атлантического типа, или пассивные, ок­раины, второй — окраины тихоокеанского типа, или активные. Разделе­ние на атлантический и тихоокеанский типы было предложено еще Э. Зюссом в 1883 г. Окраины первого типа — это непрерывно, с момен­та образования, погружающиеся края континентов, на которых накопи­лась мощная толща осадочных отложений, в основном за счет матери­ала, сносимого с суши. Вулканизм и сейсмичность отсутстсвуют.

Окраины второго типа характеризуются наличием расчлененного рельефа, присутствием глубоководных желобов, островных дуг с ак­тивным вулканизмом и высокой сейсмичностью, иногда окраинных морей, высокой тектонической активностью и присутствием наклонен­ной от глубоководного желоба под континент зоны гипоцентров (оча­гов) землетрясений до глубины 700 км.

Из вышеизложенного четко видна разница между двумя типами кон­тинентальных окраин. Одна действительно лишь пассивно опускается, вторая испытывает активные тектонические движения и вулканизм.

Рис. 14.24. Образование гайота. I — вулканический остров; II — срезание морской абразией вершины острова; III — опускание океанского дна

Окраины атлантического типа (пассивные) образовались в результате раскола древнего материка, расхождения в стороны его по­ловин и погружения отдельных краевых блоков континента ввиду ох­лаждения океанской коры, а накапливающиеся толщи осадков своим весом способствуют еще большему погружению (рис. 14.25). В морфо­логии таких окраин выделяется шельф, непосредственно примыкаю­щий к суше и представляющий собой очень мелкое (до 200 м) дно океана или моря (рис. 14.26). Ширина шельфа, как, например, в Северном Ледовитом океане, может достигать и более 1000 км. Иногда глубина так называемого высокого шельфа достигает 300-500 м. Внешняя гра­ница шельфа очерчена четким перегибом рельефа дна, или бровкой шель­фа (рис. 14.27). Во время ледниковых эпох большие участки мелковод­ного шельфа были сушей, и сейчас на шельфе прослеживаются древние долины рек, террасы, погребенные бары и другие формы рельефа. В районах недавних материковых оледенений на шельфе имеются мо­ренные гряды, а рядом с ними большие песчаные равнины — зандры (см. гл. 12). На Западно-Африканском шельфе во время низкого уров­ня океана в последнюю ледниковую эпоху реки глубоко врезались в шельф, вырабатывая долины, по которым материал выносился за пре­делы шельфа, иногда образуя дельтовые конусы.

Рис. 14.25. Пассивная континентальная окраина: 1 — суша, 2 — океан, 3 — шельф, 4 — континентальный склон, 5 — континентальное поднятие, 6 — морские осадки, 7 — континентальные осадки, 8 — базальты, 9 — каменная соль, 10 — рифтовый массив, 11 — направление смещения блоков, 12 — листрические сбросы, 13 — континентальная кора

От бровки шельфа начинается континентальный склон, представ­ляющий собой участок морского дна, обладающий наклоном до 7-8° и даже 10-15°, относительно неширокий и прослеживающийся до днищ глубоководных котловин, т. е. 3-5 тыс. м. Выполаживающаяся ниж­няя часть склона называется подножием континентального склона. Не­редко континентальный склон изрезан глубокими, до 1 км, каньона­ми, выработанными против устьев крупных рек, впадающих в океан. Другие каньоны — это результат донной эрозии мутьевыми потоками, периодически сходящими наподобие лавин со склонов и благодаря большей плотности прорезающими осадочные породы континенталь­ного склона.

Значительная мощность (до 10-15 км) осадочных отложений на пассивных окраинах, кроме обильного выноса материала с суши, связа­на еще с явлениями оползания и мутьевыми потоками.

Окраины тихоокеанского типа (активные) распространены пре­имущественно по периферии Тихого океана, в восточной части Индий­ского океана и характеризуются прежде всего сильно расчлененным рельефом (рис. 14.28). Если провести профиль в широтном направле­нии в западной части Тихого океана, через Японию, то начиная с ров­ного глубоководного ложа океана через небольшой вал мы пересекаем

Рис. 14.26. Профили рельефа атлантических континентальных окраин Северной и Южной Америк (В. М. Литвин, 1987)

глубоководный желоб, наиболее глубокую структуру всех океанов глу­биной от 7 до 11 км (рис. 14.29). Самая большая глубина, измеренная с корабля «Витязь» в Марианском желобе, составляет 11022 м и в желобе Тонга — 10 800 м. Желоба обладают асимметричной структурой с бо­лее пологим и низким океаническим бортом и крутым и высоким — у островной дуги или континентальной окраины. В желобах иногда на­блюдается узкое горизонтальное днище, а внутренний склон осложня­ется уступами.

Рис. 14.27. Типичные профили рельефа континентального шельфа (В. М. Литвин,

1987). Шельф: I — гляциальный (1 — прибрежное мелководье; 2 — продольный желоб; 3 — банка внешнего шельфа; 4 — внешняя часть шельфа), И — нормальный (зоны: 1 — прибрежная, 2 — средняя, 3 — внешняя), III — с коралловыми постройками (1 — поверхность шельфа; 2 — коралловые рифы)

Далее в сторону континента активные окраины обладают рельефом двух типов. В одном из них за желобом, имеющим в плане дугообраз­ную форму, выпуклую в сторону океана, располагается островная дуга, усеянная действующими вулканами и обладающая расчлененным го­ристым рельефом. Хорошо известны такие островные дуги, как Але­утская, Курильская, Японская, Марианская, Антильская, Зондская и др. За островной дугой располагается так называемое окраинное море, отделяющее островную дугу от континента. Примерами таких морей являются: Берингово, Охотское, Японское, Филиппинское, Коралло­вое, Южно-Фиджийское и др., находящиеся на западе Пацифики. Глу-

@©

^v у- /

' / ^{4 s} ,' / ^^—r - -ч ' ч Г- V

⁴ V-ч- ' А > ⁴ * /

г

Рис. 14.28. Активная континентальная окраина: 1 — континентальная кора, 2 — океаническая кора, 3 — литосфера, 4 — астеносфера, 5 — аккреционный клин, 6 — островная дуга, 7 — окраинное море, 8 — первичный магматический очаг, 9 — суша континента, 10 — глубоководный желоб

Рис. 14.29. Профили рельефа переходных зон северо-западной части Тихого океана

(В. М. Литвин, 1987)

бина окраинных морей может достигать 3 км, и все особенности их строения свидетельствуют о том, что они образовались в условиях тектонического растяжения.

Второй тип представлен активными окраинами без окраинных мо­рей. На востоке Тихого океана, вблизи Центральной и Южной Америк, находятся глубоководные желоба, и сразу же за ними на окраине конти­нента поднимаются горные хребты с действующими вулканами. Таковы Анды, простирающиеся вдоль западного края Южной Америки. В этих случаях окраинные моря отсутствуют. Помимо вулканизма, активные континентальные окраины характеризуются высокой сейсмичностью, вызванной уходящей наклонно в сторону континента так называемой сейсмофокальной зоной Беньофа, достигающей глубин 600-700 км. На­личие такой зоны не случайно и связано, как мы увидим в дальнейшем, с погружением — субдукцией океанической коры под континентальную.

Рельеф дна Мирового океана очень ярко отражает особенности его геологического строения и развития. Ни один элемент рельефа не яв­ляется случайным и полностью вписывается в современную геологи­ческую теорию — тектонику литосферных плит.