Общая геоморфология (стр. 23 )

РЕЛЬЕФ ЛОЖА СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА. АРКТИЧЕСКИЙ СРЕДИННЫЙ ХРЕБЕТ

Еще полтора десятка лет назад на физико-географических кар­тах ложе Северного Ледовитого океана 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 на несколько котловин (рис. 33).

Вблизи полюса Арктический бассейн пересекает хребет Ломоно­сова, начинающийся в американском секторе близ Земли Элсмира и примыкающий к сибирскому шельфу в районе Новосибирских ос­тровов. От шельфа острова Элсмир отходит другое поднятие — плато Альфа, которое переходит в хребет Менделеева. В сибирском секторе океана этот хребет примыкает к шельфу Восточно-Сибир­ского моря.

Между хребтами расположены плоскодонные котловины Мака­рова и Толля с максимальной глубиной около 4 км. Между хребтом Менделеева и шельфом Аляски располагается другая крупная кот­ловина — Бофорта, ее максимальная глубина 4680 м. Вблизи шель­фа Аляски обнаружено несколько небольших возвышенностей, в том числе хребет Бофорта с отметкой глубины 909 м. Осталь­ная часть дна котловины — плоская.

В Европейско-Сибирском секторе океана располагается хребет Гаккеля. Осевая часть хребта в отличие от хребтов Ломоносова и Менделеева имеет сильно расчлененный рельеф: ряд отдельных ко­ротких хребтов разделяется глубокими рифтовыми долинами, кулисообразно располагающимися вдоль оси хребта. В одной из долин была отмечена глубина 5335 м. Эта часть дна океана отличается также сосредоточением эпицентров землетрясений. Данные грави­метрической съемки, как и упомянутые другие особенности хребта, свидетельствуют о том, что хребет Гаккеля — самое северное звено системы срединно-океанических хребтов. Он прослеживается к югу от Шпицбергена и там переходит в срединный хребет Атлантиче­ского океана.

Между хребтом Ломоносова и Гаккеля расположена котловина Амундсена (северный полюс находится в пределах этой котловины, глубина на полюсе 4316 м). Другая котловина, лежащая к югу от хребта Гаккеля, получила название котловины Нансена. Глубина ее 5449 м. Рельеф дна обеих котловин плоский.

РЕЛЬЕФ ЛОЖА АТЛАНТИЧЕСКОГО ОКЕАНА. СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКИЙ ХРЕБЕТ

Стержневым орографическим элементом рельефа дна Атланти­ческого океана является Срединно-Атлантический хребет, который протягивается в его пределах от района Шпицбергена на севере до 65° ю. ш. на юге. Простирание хребта непостоянно, но в целом близ ко 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 это горное соору­жение, как и другие срединно-океанические хребты, не хребтом, а горной страной или нагорьем, так как оно состоит из

Рис. 33. Рельеф дна Север­ного Ледовитого океана: 1 — шельф; 2 —крупные депрес­сии на шельфе; 3 — материко­вый склон; 4— материковое подножье; 5 — краевое плато, 6— срединно-океанический хре­бет; 7 — котловины ложа оке­ана; 8 — хребты ложа океана, 9 — океаническое плато; 10 — подводные каньоны и долины

отдельных хребтов, горных массивов, продольных ложбин 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 узкая и глубокая впадина Романы (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 присущ рифтогенный тип земной коры, характери­зующийся высокой 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 нередки резкие отрицательные ано­малии.

К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений. Наи­большее сосредоточение эпицентров отмечено на участках хребта, пересекаемых широтными и субширотными 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. Этими сдвигами и обусловлено общее субширотное простирание Срединно-Атланти­ческого хребта на его 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), Тристан-да-Кунья, Ян-Майен.

Ложе Атлантического океана по обе стороны от Срединного хребта сложено земной корой океанического типа. Наименьшую мощность кора имеет под крупными океаническими котловинами, разделенными подводными возвышенностями и хребтами с несколь­ко повышенной толщиной земной коры. Эти котловины и возвышенности имеют собственные названия, которые приведены на прилага­емой схеме (рис. 34).

Ниже в качестве примера приводится строение одной из подвод­ных возвышенностей ложа океана — Бермудского плато, располо­женного в центральной части Североамериканской котловины. Бер­мудское плато имеет вид горста-антеклизы, с обрывистым юго-вос­точным и пологим

Рис. 34. Рельеф дна Атлантического океана:

/ — котловины ложа океана; 2 —поднятая ложа океана (Л— Бермуд­ское, Б —Демерера, В - Сиерра-Леоне, Г - Риу-Гранди, Д—Китовый хребет, Я —Внешний хребет); 3 - срединно-океаническне хребты; 4 — глубоководные желоба; 5 — зоны разломов

северо-западными склонами. В строении плато ярко проявляется трещинная тектоника. Крутой склон расчленен глубокими ложбинами типа подводных каньонов, представляющих собой, видимо, 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. Последние представ­ляют собой коралловые образования, насаженные на вершины под­водных вулканических гор.

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 интенсивностью вертикального расчленения 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 зна­чительны мощности осадочного слоя — до 1,5 км, тогда как в пре­делах абиссальных холмов толщина осадочного слоя измеряется не­сколькими сотнями или даже десятками метров.

Происхождение абиссальных холмов связывают с вулканиче­скими процессами. По мнению Г. Менарда, это частично погребен­ные под осадками мелкие формы вулканического происхождения типа лакколитов и щитовых вулканов. При очень малой мощности океанической коры вполне возможно образование при ее прогибании сети мелких разломов, по которым осуществляются вулканические проявления. После затухания магматического процесса происходит частичное погребение лакколита или щитового вулканического ап­парата под толщей донных осадков.

РЕЛЬЕФ ЛОЖА И СРЕДИННЫХ ХРЕБТОВ

ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА

В отличие от Северного Ледовитого и Атлантического океанов в Индийском океане имеется не один, а несколько срединно-океанических хребтов: Западноиндийский, Аравийско-Индийский, Цент-ральноиндийский, переходящий к востоку от острова Амстердам в Австрало-Антарктический (рис. 35). Все хребты, за исключением Австрало-Антарктического, сравнительно обстоятельно изучены и обнаруживают большое сходство в строении со Срединно-Атлантическим хребтом. Австрало-Антарктический хребет исследован сла­бее. Он, по-видимому, 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

Рис. 35. Рельеф дна Индийского океана:

/ — срединно-океанические хребты; 2 — подводные хребты и поднятия; 3 — подводные окраи­ны материков; 4 — гигантские конусы выноса мутьевых потоков; 5 — островные дуги и кот­ловины переходных зон; 6 — глубоководные желоба; 7 — океанические котловины