№42 особенности рельефа СОХ
Срединно-океанические хребты представляют собой гигантские сводовые поднятия с суммарной амплитудой сбросов до 5км. Фланги хребтов имеют сильно расчлененный рельеф с множеством действующих вулканов, из кратеров которых изливаются низкокалиевые толеитовые базальты. Иногда рельеф вершинной части выположен, часто состоит из субпараллельных скалистых гребней и узких ложбин. В осевых зонах срединных хребтов обычно располагаются рифтовые долины - современные осевые рифты. Это узкие ложбины длиною в несколько десятков и глубиной 1-2км. В них фиксируются зияющие трещины, местами заполненные неоплейстоценовыми осадками. Вдоль рифтовых долин осуществляется интенсивная современная вулканическая и гидротермальная деятельность. Здесь преобладает трещинный тип излияний толеитовых базальтов. Гребни хребтов возвышаются над океаническими равнинами на высоту до 5км. Часто они поднимаются выше уровня океана в виде вулканических островов. Примером этого является Исландия, где в днище осевого Центрального грабена (рифтовой долины) наблюдаются многочисленные активные вулканические трещины (гьяры).
Система срединно-океанических хребтов опоясывает всю поверхность Земли от Калифорнийского залива до устья р. Лены в море Лаптевых. Например, хребет Гаккеля, «ныряющий» в устье Лены под молодые осадки, прослеживается через Евразийскую котловину Арктического глубоководного бассейна до Норвежско-Гренландского бассейна. Через систему хребтов, разломов и уступов он сложным образом соединяется с северной ветвью Срединно-Атлантического хребта. В Атлантике и в Евразийской котловине срединные хребты располагаются в океанических бассейнов симметрично материковым склонам.
От южной Атлантики мировая система этих хребтов протягивается на северо-восток к центру Индийского океана, где в точке тройного сочленения срединных хребтов она разветвляется. Одна ветвь в виде хребта Карлсберг продолжается на северо-запад к Аденскому заливу, где опять устанавливается точка тройного сочленения (Афарский треугольник). Одна из новых ветвей представляет собой Великий Африканский рифт, вторая - грабены Красного и Мертвого морей, а третья – соединяется с рифтовой системой Индийского океана. В Индийском океане ветвь хребтов протягивается на юго-восток (Центрально-Индийский хребет) и далее в Южный океан, между Австралией и Антарктидой.
В Тихом океане продолжением мировой системы срединно-океанических хребтов являются Южно- и Восточно-Тихоокеанские поднятия, отделенные друг от друга трансформной зоной разломов Элтанин. У побережья Северной Америки ось хребта входит в Калифорнийский залив и далее продолжается в виде внутриконтинентального рифта Провинции Хребтов и Бассейнов. Вновь отдельные участки его отмечаются у Аляскинского залива (хребты Горда и Хуан-де-Фука). Они смещены относительно Калифорнийского залива на расстояние около 1000км вдоль трансформного разлома – крупнейшего сдвига Сан-Андреас, прослеживающегося параллельно побережью Калифорнии. Срединно-океанические хребты часто смещены многочисленными субпараллельными право и левосторонними сдвигами - трансформными разломами.
Срединно-океанические хребты характеризуются сокращенными мощностями океанической коры (5-6км) с мантийными скоростями продольных сейсмических волн в 7,3-7,6км/с. Астеносфера под ними выражена наиболее отчетливо. Под их гребнями кровля ее поднимается почти до подошвы коры в виде гигантских «раздувов» астеносферы - так называемых астенолитов. Изостатическая компенсация срединных хребтов осуществляется через сокращение толщины литосферы, обусловленного подъемом горячего разуплотненного астеносферного вещества. Это может приводить к динамическому воздействию на литосферу и ее региональному смещению вверх относительно изостатически равновесного положения, что обуславливает положительные изостатические аномалии.
Тепловой поток недр в пределах срединных хребтов резко повышен, особенно в осевых зонах. На их флангах он резко падает, а далее в направлении от границ хребтов к океаническим котловинам становится нормальным.
Сейсмичность в пределах срединных хребтов весьма интенсивна. Все землетрясения являются мелкофокусными. Фокальные механизмы показывают образование разрывов типа нормальных сбросов. Наиболее сильные землетрясения с механизмами типа сдвигов регистрируются вдоль трансформных разломов.
Срединно-океанические хребты крупнейшие формы рельефа дна мирового океана, образующие единую систему горных сооружений протяжённостью свыше 60 тыс. км, с относительными высотами 2—3 тыс.ми шириной 250—450км(на отдельных участках до 1000км). Морфологически представляют собой линейно ориентированные поднятия земной коры, с сильно расчленёнными гребнями и склонами; в Тихом и Северном Ледовитом океанах С. х. расположены в краевых частях океанов, в Атлантическом — посередине. С осевой зоной С. х. связаны рифты, возникающие вследствие растяжения земной коры. Кроме разломов, ориентированных вдоль С. х., характерны поперечные разломы, нередко простирающиеся в соседние части ложа океанов. В рифтах и зонах поперечных разломов обнажаются базальты, слагающие океаническую земную кору, а также ультраосновные породы (гарцбургиты, луниты, серпентиниты). С разломами связаны большая сейсмичность и повышенные значения идущего из недр Земли теплового потока; местами проявляется вулканизм, По составу продуктов извержении вулканы С. х. и ложа океанов сходны между собой и резко отличаются от вулканов переходных зон (современных геосинклинальных областей) отсутствием кислых и андезитовых лав и туфов. Вулканические острова, располагающиеся в осевой зоне С. х. (реже на их склонах), представляют собой вершины наиболее крупных подводных вулканов. Большинство вулканов этих островов бездействует; действующие имеются на Азорских островах, островах Тристан-да-Кунья и др. Наиболее значительные подводные вулканы приурочены, как и эпицентры землетрясений, к участкам пересечения поперечных разломов с осевой зоной С. х. Поперечные разломы разделяют С. х. на отдельные сегменты, обычно сдвинутые в латеральном (горизонтальном) направлении относительно друг друга до 500—600км. В гипотезе «новой глобальной тектоники» этим горизонтальным движениям придаётся важное значение; с. х. рассматриваются как зоны зарождения океанической земной коры, образующейся из материала, поступающего в рифтовые зоны из мантии, и разрастающейся отсюда в стороны. Согласно др. представлениям, С. х. являются складчатой структурой, а их неоген-антропогеновый этап развития — гомологом орогенного этапа развития складчатых систем материков с характерными для них поднятиями и растяжениями земной коры (А. В. Пейве, 1975). Существуют также представления: что образование С. х. связано с растяжением и вспучиванием земной коры, обусловленными притоком глубинного вещества из мантии и сопровождающими его явлениями серпентинизации .
Срединно-океанические хребты в рельефе представляют в целом пологие валы шириной от 1000 до 3000 км и высотой над соседними котловинами в 2-3 км. На склонах срединных хребтов были обнаружены невысокие – до сотни метров – уступы, которые мы можем истолковать как сбросы или взрезы. Сильно рассеченный рельеф типичен для осевой зоны почти всех срединных хребтов (за исключением Восточно-Тихоокеанского). Вдоль оси срединного хребта протягивается цепочка узких и длинных впадин, ширина которых достигает нескольких десятков километров, а дно опущено относительно окаймляющих зон хребта на 1,5-2 км. Склоны этих впадин очень круты. К впадинам по обе стороны примыкают наиболее высокие зоны хребта, которые характеризуются и наиболее сложным рельефом: они разделены на множество небольших по протяжению выпуклостей и впадин с резкими перепадами высот, измеряемыми сотнями метров. Все эти особенности строения осевой полосы срединных хребтов следует, очевидно, понимать как проявление интенсивной глыбовой тектоники, причем осевые впадины представляют собой грабены, а по обе стороны от них срединный хребет разрывами разбит на поднятые и опущенные глыбы.
Вся совокупность структурных особенностей, характеризующих срединно-океанические хребты, позволяет видеть в них аналоги материковых рифтовых поясов. Ширина сводов, их высота, ширина и глубина грабенов материковых рифтовых поясов близки к соответствующим размерам океанических срединных хребтов.
Связь срединно-океанического хребта с континентальным рифтовым поясом выражается не только в тектонической структуре, но и в вулканизме. Срединные океанические хребты сложены базальтами, и вдоль осевой их зоны во многих местах расположены вулканы, активные до сих пор, извергающие как толеитовые, так и щелочные базальты. Базальтовые излияния интенсивны и в континентальных рифтовых поясах, в которых, однако, щелочные базальты резко преобладают.
Следовательно, имеется достаточно оснований считать, что срединно-океанические хребты – это океанические рифтовые пояса.
Своды, на которых расположены грабены, входящие в состав Аравийско-Африканского пояса, формировались в конце мезозоя и палеогена. Грабены начали опускаться с конца палеогена, но главным образом в миоцене, а наиболее интенсивное их опускание происходило в конце плиоцена и в плейстоцене.
Срединно-океанические хребты и ложе океана
За андезитовой линией в Тихом и за внешней границей материкового подножия в других океанах простирается собственно дно океана, резко отличающееся по строению от переходных зон и тем более от подводных материковых окраин. Огромные пространства ложа занимают около 70% площади дна Мирового океана. Ложе океана отличается специфическими геофизическими особенностями и своеобразием не только земной коры, но и глубоких недр.
Дно океанов делится на два типа структур: 1) крупные, относительно стабильные и малосейсмичные области, имеющие очертания, близкие к изометрическим, и 2) подвижные вытянутые области, образующие пояса срединно-океанических хребтов. В тектонике за областями первого рода утвердилось название талассократонов,за вторыми –срединно-океанических подвижных поясовилирифтогеналей.В геоморфологии за совокупностью талассократоновых образований целесообразно сохранить емкий термин«ложе океана»,а за рифтогенальными поясами – названиепланетарной системы срединно-океанических хребтов.
Топография планетарной системы срединно-океанических хребтов.
Пространственное прослеживание системы срединно-океанических хребтов начнем с Северного Ледовитого океана, где в начале 60-х годов был выявлен узкий и невысокий хребет Гаккеля.Несмотря на скромные размеры, он обнаруживает все признаки срединно-океанических хребтов. У пролива, отделяющего Гренландию от Шпицбергена, простирание хребта меняется на 90° и далее на юг протягивается следующее звено планетарной системы срединно-океанических хребтов –хребет Книповича.В районе Норвежского моря под 10° в.д. и 74° с.ш. хребет вновь меняет простирание на субширотное. Это звено системы получило названиехребта Мона.Хребет в районе острова Ян-Майен осложнен зоной разломов, в результате чего следующее звено –хребет Кольбейнсей – сдвинут по горизонтали почти на 200 км. Хребет Кольбейнсей субмеридионального простирания. Он подходит вплотную к северному побережью Исландии и переходит затем вБольшой грабенИсландии.
Западное ответвление зоны рифтогенеза и вулканизма Исландии выходит к мысу Рейкьянес, где срединно-океанический хребет продолжается уже на юго-запад от Исландии под названием хребта Рейкьянес.Он прослеживается до поперечнойзоны разломов Гибса,где вновь отмечается значительное горизонтальное смещение осевой линии хребта примерно на 250 км в восточном направлении. От разлома Гибса на юг вплоть до экваториальногоразлома Романшпо медианной линии Атлантического океана протягиваетсяСевероатлантический хребет.Отрезок срединно-океанического хребта междувпадиной Романш,расположенной на экваторе, и подводнойгорой Капитан Шпис,находящейся на 55° ю. ш. и 0° долготы, называетсяЮжноатлантическим хребтом.
Между горой Капитан Шпис и островами Принс-Эдуард протягивается субширотный Африканско-Атлантический хребет,который у 40° в. д. сменяетсяЗападноиндийским хребтомстрого северо-восточного простирания. Он прослеживается до 70° в. д. и 35° с. ш.. В этом районе система срединно-океанических хребтов разветвляется. На север, сначала почти меридионально, а затем в северо-западном направлении простираетсяАравийски-Индийский хребет.Он протягивается до подступов к Аденскому заливу, где срезаетсязоной разломов Оуэн.На юго-восток простираетсяЦентрально-Индийский хребет,который заканчивается подводным платоСен-Пол-Амстердам.
От плато Сен-Пол-Амстердамначинается следующее звено системы срединно-океанических хребтов –Австрало-Антарктическое поднятие,которое протягивается почти в широтном направлении на восток до 138° в. д. и 50° ю. ш., где его простирание резко меняется на субмеридиональное.Зона разломов Баллени,пересекающая срединно-океанический хребет близ 155°, может рассматриваться как граница этого поднятия сЮжнотихоокеанским поднятием – следующим звеном рассматриваемой орографической системы.
Южно-тихоокеанское поднятие – субширотного простирания, с востока оно ограничено зоной разломов Элтанин.От этого разлома на северо-восток, а затем на север простирается один из крупнейших элементов планетарной системы срединно-океанических хребтов –Восточнотихо-океанское поднятие, которое прослеживается вплоть до Калифорнийского залива.
Кроме перечисленных звеньев системы есть еще несколько горных поднятий, которые предположительно относят к системе срединно-океанических хребтов. Все они находятся в Тихом океане. Это горы ГордаиХуан-де-Фука к западу от Орегонского побережья США;Чилийское поднятие – возможное ответвление системы срединно-океанических хребтов, протягивающееся от острова Пасхи к берегам Южного Чили;хребты КокосиКарнеги,вместе с дном Панамской котловины.Красное мореиАденский заливИндийского океана, как иКалифорнийский заливв Тихом океане, в геотектоническом отношении также должны быть отнесены к срединно-океаническим хребтам.
Морфология срединно-океанических хребтов
Морфологически срединные хребты – гигантские сводообразные линейно ориентированные поднятия или вздутия земной коры, протягивающиеся в виде сплошной цепи от Северного Ледовитого океана через Атлантический и Индийский в просторы Тихого океана. В срединно-океанических хребтах различают: а) осевую или рифтовую зону,для которой характерен резко расчлененный горный рельеф, обусловленный разломной тектоникой, и б) в меньшей степени расчлененныефланги хребтов.Ширина срединных хребтов от нескольких сотен до 2 тыс. км. По существу, это не хребты, а огромные нагорья, не имеющие по занимаемой площади и по протяженности равных среди горных систем суши.
В рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины, ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся относительно друг друга кулисообразно, а также узкие и асимметричные по поперечному профилю окаймляющие их гребни или небольшие хребты. Впадины обычно называют рифтовыми долинами,так как полагают, что они представляют собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т. е.рифты.Соответственно окаймляющие их хребты называютрифтовыми хребтами,а осевую зону в целом –рифтовой зоной.
Существенным элементом рельефа рифтовой зоны срединно-океанических хребтов являются крупные, резко очерченные узкие впадины, связанные с зонами поперечных разломов, рассекающих срединные хребты и именуемых трансформными. Узкие впадины в большинстве случаев значительно глубже рифтовых долин. Такие формы рельефа нередки и в пределах ложа океана, так как большинство трансформных разломов продолжается в океанических котловинах, по обе стороны от срединного хребта.
Проведены морфометрические исследования особенностей строения рельефа рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Они выделили широкий диапазон уклонов поверхности: от нулевых, соответствующих днищам рифтовых долин и поперечных желобов до 30° на склонах.
Рифтовые зоны с резко расчлененным рельефом, где колебания глубин достигают 7 км, по обе стороны окаймлены обычно значительно более широкими фланговыми зонами.Эти зоны также характеризуются сложным ложбинно-грядовым рельефом, однако интенсивность расчленения меньше, чем в рифтовых зонах, а средние глубины расчленения закономерно уменьшаются от рифтовых зон к внешним границам срединно-океанических хребтов.
Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы срединно-океанических хребтов далеко неодинаково. Так, в хребтах Гаккеля, Мона, Кольбейнсейпрактически присутствуют только рифтовые зоны. Хребты очень узкие, а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км. ВАравийско-ИндийскомиЦентральноиндийском хребтахтакже основную часть составляют рифтовые зоны, но они отличаются большей шириной и значительным вертикальным размахом рельефа (до 5 тыс. м), определяемым главным образом большой глубиной поперечных трогов.Западно-Индийский хребет отличается преимущественным развитием рифтовых долин при более слабом развитии зон поперечных разломов.
Наиболее типична для срединно-океанических хребтов морфология Срединно-Атлантического хребта,где широко развиты рифтовая и фланговая зоны, четко выражены рифтовая долина и хребты, не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с ними положительные и отрицательные формы рельефа.Австрало-Антарктическое, Южно-иВосточно-тихоокеанские поднятияотличаются от остальных звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон.