Общая геоморфология (стр. 22 )

Рис. 29. Схема эволюции переходных зон: А—Витязевский тип (имеется только глубоководный желоб); 5 —Марианский (желоб и островная дуга); В — Курильский (двойная дуга со значительными по размеру островами); Г—Японский (круп­ные островные и полуостровные массивы; Д—Индонезийский подтип—крупные островные массивы, серпообразно изогну­тые дуги; Е— Восточнотихоокеанский подтип (глубоковод­ные желоба примыкают непосредственно к молодым краевым поднятиям на континенте); Ж—Средиземноморский (господ­ствуют материковые структуры, имеются реликты глубоковод­ных желобов и «окна» коры субокеанического типа (7):

1 — внешний хребет; 2 ~- глубоководный желоб; 3 — островная дуга; 4—материковый склон; 5 —суша; 6~ подводные горы

Курильского типа. Земная кора под островны­ми массивами достигает значительной мощности (в Японии до 32 км) и имеет хорошо выраженный гранитный слой. Рельеф островов горный, характерны интенсивный вулканизм и отрица­тельные аномалии силы тяжести. Желоба имеют резко выражен­ные отрицательные аномалии.

Среди переходных областей Японского типа по морфологиче­ским особенностям можно выделить еще два подтипа: Восточно-тихоокеанский и Индонезийский. К первому относятся Гватемаль­ская и Перуанско-Чилийская области восточной окраины Тихого океана. Их отличительная особенность - отсутствие внутреннего бассейна (глубоководной котловины) и островной дуги.

Рис 30 Эллинский желоб (1) и Критское море (3) в Средиземноморье. Черным (2) показаны участки желоба глубиной более 5 км (по О. А. Ми­хайлову)

Вместо последней выступают передовые кайнозойские хребты окраины кон­тинента. При этих условиях в глубоководные желоба поступает особенно много осадочного материала. Это способствует их запол­нению и обмелению. По интенсивности вулканизма, вертикальных движений и по сейсмичности области данного типа не уступают Курильским или Японским.

К Индонезийскому подтипу относятся Индонезийская, Кариб­ская и Южноантильская переходные области. Они характеризу­ются наибольшей сложностью строения. Внутри каждой из них выделяется несколько котловин, глубоководных желобов и остров­ных дуг. В котловинах нередки крупные подводные хребты и воз­вышенности. Глубоководные желоба встречаются и с внутренней стороны островных дуг. Сами островные дуги имеют различный возраст и в большинстве случаев сильно изогнуты в плане. Вул­канизм и сейсмичность здесь так же значительны, как и в облас­тях, отнесенных к предыдущему подтипу.

Еще более сложно устроены переходные области Средиземно­морского типа, характеристика которых даны выше (см. гл. 9). Складчатые сооружения образуют здесь острова, полуострова, дис­лоцированные породы слагают обширные пространства материко­вых гор и равнин (рис. 30).

Большинство линейно ориентированных поднятий — Альпы, Апеннины и др.— крупные и широкие складчато-глыбовые системы, состоящие из ряда слившихся антиклинориев и горст-антиклинориев. Между ними не всегда расположены моря, нередко это пони­женные участки суши более или менее изометричных очертаний. Большинство исследователей-тектонистов считают их срединными массивами, т. е. участками древней складчатости, но не исключе­но, что некоторые из них сохранили еще под осадочным покровом субокеаническую кору. Примером может служить относительно небольшая мощность коры под Среднедунайской низменностью.

Одним из интересных тектонических процессов, характеризую­щих рассматриваемый тип переходной зоны, является «зараста­ние» молодыми покровными складками остаточных бассейнов с субокеанической корой. Этот процесс известен в Южном Каспии, где обнаружен ряд подводных хребтов-антиклиналей, являющихся результатом разрастания современных складок юго-восточной зо­ны Большого Кавказа и периферии Копетдага.

ГЛАВА 11. МЕГАРЕЛЬЕФ ЛОЖА ОКЕАНА И СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ

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 любого океана бросается в глаза ячеистость его мегарельефа. Гигантские котловины с относительно ровным или 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 повсеместно большая глубина оке­анических котловин, которая 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.

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)

Рис. 31. Поперечный профиль Аравийско-Индийского хребта (а) и Восточноафриканской рифтовой зоны (б). Крестиками показано положение рифтовых долин, треугольниками — рифтовых хребтов

свод со сложно расчлененным рельефом склонов и особенно его осевой зоны. В осевой зоне 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. Было дока­зано, что эти образования — 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 чрезмерно высокое значение скоростей упругих волн в риф­товых зонах. Другая существенная геофизическая особенность зон — высокое значение теплового потока (от 3 до 10 мккал/см2-с). К числу важных черт, характерных для рифтовых зон, следует отнести также высокую сейсмичность срединных хребтов и приурочен­ность многочисленных островных и подводных океанических вул­канов к гребням и склонам этих хребтов. Все это, а также резкая расчлененность рельефа, указывают на то, что срединно-океанические хребты представляют собой области интенсивного современного горообразования, которые, однако, существенно отличаются по про­текающим в них процессам от геосинклинальных областей. Это, ви­димо, принципиально иной тип горообразования, хотя в последнее время тектонистами предпринимался ряд попыток связать

Рис. 32. Планетарная система срединно-океанических хребтов:

а — подводная окраина материков; б — переходные зоны; в ~ ложе океана; г — срединно-океанические хребты. Цифры на карте; 1 — хр. Гаккеля. 2 — хр. Книповича, 3 — хр. Мона и Кольнбейсей, 4 — хр. Рейкьянес, 5 — Североатлантический хребет, 6 — Южноатлантическнй. 7 — Африкано-Антарктический, 8 — Западноиндийский, 0 — Аравийско-Индинский, 10 — Центральноиндийский, 11 — Австрало-Антарктический. 12 — Южнотнхоокеанский, 13 — Восточнотихоокеанский, 14 — хребты Горда и Хуан-де-фука

воедино горообразование в геосинклинальных областях и в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. Анализ образцов коренных пород с хребтов и из рифтовых долин срединно-океанических хребтов показал, что здесь в изобилии пред­ставлены ультраосновные породы, главным образом различные перидотиты, которыми нередко сложены целые блоки, образующие отдельные рифтовые хребты. Отсюда следует, что крупные отторженцы, а возможно и штоки ультраосновных пород в рифтовых зо­нах проникают в земную кору, смешиваются с базальтовой корой, образуя так называемый меланж. Благодаря этому значительно увеличивается общая плотность коры под рифтовыми зонами.

Обращает на себя внимание обилие серпентинитов в образцах, собранных в рифтовых зонах. Значительное и можно сказать обя­зательное присутствие серпентинитов говорит в пользу гипотезы, высказанной американским геофизиком X. Хессом еще в 1955 г. Образование серпентина сопровождается выделением тепла и увели­чением объема масс на 25—30%. Вполне вероятно, что увеличение объема и возрастание температуры могут вызвать деформации зем­ной коры, ее прорыв и внедрение ультраосновных пород в базальто­вый слой. Вполне возможно также, что к таким участкам, где про­исходит серпентинизация, а, следовательно, и разуплотнение породы, осуществляется подток материала из нижележащей разуплотнен­ной, но все же более плотной зоны мантии. Это создает дополни­тельные источники давления, направленного вверх, повышения тем­пературы, возможности прорыва ультраосновных масс в верхние слои земной коры и на ее поверхность.

Таким образом, в зонах срединных хребтов, как и в геосинкли­нальных областях, идет интенсивный процесс горообразования, процесс перестройки структуры земной коры, однако ход его и при­чины совершенно иные. В геосинклиналях происходят складчатость и гранитизация осадочных пород, которые, как известно, завершают­ся инверсией рельефа, образованием гигантских горных сооруже­ний на месте бывшего геосинклинального бассейна. Этот процесс каким-то образом связан со сверхглубинными разломами. В риф­товых зонах срединно-океанических хребтов происходит общее вспу­чивание, а затем и взламывание земной коры, внедрение в нее ультраосновных пород, образование рифтовых структур. Вероятно, рифтогенезу не свойственно складкообразование. Однако некото­рые исследователи, например , убеждены в том, что срединно-океанические хребты являются складчатыми структурами.