Зоны разломов "сопрягаются" не только с подводными пропастями - желобами, но и с подводными поднятиями и хребтами. Одним из самых поразительных открытий нашего столетия, пожалуй, следует считать открытие планетарной системы подводных хребтов, опоясывающих нашу планету на протяжении около 60 000 километров. По самой середине Атлантического океана проходит Срединно-Атлантический хребет. Его южная оконечность "сцеплена" со Срединно-Индоокеанским хребтом, а тот, в районе Антарктических вод, спаян с западным окончанием Южно-Тихоокеанского хребта. Последний, как доказали недавние исследования геофизиков и океанографов, в свою очередь, переходит в Восточно-Тихоокеанский хребет, или, как его еще называют, поднятие (ибо размеры его по площади сопоставимы с материками, вроде Южной или Северной Америки!).
"Пока Восточно-Тихоокеанское поднятие не было геофизически исследовано, вопрос о существовании срединного хребта в Тихом океане оставался открытым, - пишет известный советский специалист по морской геологии профессор Олег Константинович Леонтьев. - В работах Ж. Буркара (1952), А. Гильшера (1954), в ранней работе автора этих строк (Леонтьев, 1955) нет никаких упоминаний о существовании срединного хребта в Тихом океане. Д. Вильсон (1959), О. К. Леонтьев (1963) предполагали позднее, что срединным хребтом Тихого океана является система горных цепей, протягивающаяся от Алеутского желоба до о. Пасхи. Однако уже в 1960 г. выходит в свет работа Г. Менарда об особенностях строения Восточно-Тихоокеанского поднятия. На основе рассмотрения новых данных Г. Менард приходит к выводу, что названное поднятие является одним из звеньев планетарной системы срединно-океанических хребтов".
Восточно-Тихоокеанское поднятие - это гигантская страна на дне океана, простирающаяся от Новой Зеландии до побережья Мексики. Высота ее колеблется от 1 до 3 километров над окружающими пространствами ложа океана. Ширина подводной страны превышает порой 2000 километров, а общая длина поднятия равна 15 000 километров.
Впрочем, это только длина его "подводной части", ибо в районе Калифорнийского залива его гребень выходит на сушу.
"Если Восточно-Тихоокеанское поднятие представляет собой продолжение системы подводных хребтов, опоясывающей земной шар, то нет оснований для того, чтобы оно кончалось у побережья Мексики, - пишет американский океанограф Уильям Кроми в книге "Тайны моря" ("Гидрометеоиздат", 1968). - Менард считает, что западный склон поднятия простирается до Аляски и что именно им обусловливается уклон морского дна между Калифорнией и Гавайями. Гребень же и восточный склон пересекают Мексику, и здесь местность изобилует вулканами и поднимается в виде высокого плато. Дальше на север Поднятие внедряется в Колорадское плато, и все западные штаты, от Калифорнии до Юты и от мексиканской границы до Орегона, расчленены на хребты высотой 6000 футов и на долины. Таким образом, топография этой части материка характеризуется выпуклостью примерно такой же величины, как и на дне океана: такие же нагорья типа плато существуют и в Восточной Африке".
Восточно-Тихоокеанское поднятие от Новой Зеландии до Мексики четко делится на три части: южная часть простирается от 60-й параллели южной широты до параллели острова Пасхи (27° южной широты), средняя - от параллели острова Пасхи до экватора и северная, называемая еще поднятием Альбатрос, - от экватора до мыса Корриентес, где начинается Калифорнийский залив. Неподалеку от острова Пасхи под 33-36 градусами южной широты к восточному склону хребта примыкает широкий подводный хребет - Западно-Чилийское поднятие, простирающееся на юго-восток, в сторону Антарктиды. А возле самого острова Пасхи к восточному склону хребта примыкает еще один хребет, узкий и вытянутый, названный хребтом острова Сала-и-Гомес, скал вулканического происхождения, уныло возвышающихся над океаническими водами.
Остров Сала-и-Гомес - это одна из вершин подводного хребта, поднявшихся над поверхностью Тихого океана. Такую же вершину, по сути дела, представляет собой и сам остров Пасхи. Быть может, не так давно не только эти два острова - Пасхи и Сала-и-Гомес, - но и другие, ныне погруженные под воду, части Восточно-Тихоокеанского поднятия выходили на поверхность? Если это так, то гипотеза о суше, затонувшей в районе острова Пасхи, получает подтверждение со стороны науки, которая и должна сказать решающее слово в давнем споре о Пацифиде.
Но такова уж, видно, особенность человеческого познания - последние данные, полученные при изучении Тихого океана и его дна, - факты геофизики, глубинного бурения, эхолотирования и т. д., - вопроса о затонувшей суше не решили. Наоборот, они вызвали новую оживленную дискуссию о Пацифиде. Правда, велась она уже на гораздо более высоком уровне. Ибо в распоряжении ученых были не только смутные легенды островитян, загадочные знаки иероглифического письма и не менее таинственные статуи, но и точные показания приборов, данные промеров глубин и т. п.
Каким бы ни был точным прибор, его данные нуждаются в интерпретации, истолковании исследователя. Точки же зрения ученых на одно и то же явление, один и тот же факт могут быть различны. Дискуссия о Пацифиде убедительнейшим образом доказывает это.
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.
В Тихом океане планетная система средиземноморских рифов представляет южную часть Тихого океана и восточную часть Тихого океана.
Это одна структура, характеризующаяся купольной структурой шириной до 2000 км и длиной в тысячи километров. Структура оси осевой зоны менее выражена, чем в Среднеатлантическом хребте. Но очень ярко проявляются такие характеристики трещин, как плотность земной коры под хребтом, сейсмичность, вулканизм, высокие значения теплового потока, развитие сверхнизкой породы.
К северу от экватора Восточно-Тихоокеанский подъем уже существует. Здесь четко выражена структура раскола.
По словам американского ученого Менарда в Калифорнийском регионе, средиземноморская структура простирается на континент и захватывает горный запад Соединенных Штатов и западной Канады.
Это связано с возникновением крупного активного расстройства Сан-Адреаса, депрессии Сакраменто и долины Йосемити, блока Великой Бассейновой структуры, но крупных тектонических камней.
Формирование калифорнийской границы явно связано с распространением хребта Среднего океана на континенте. На геоморфологической карте Тихого океана существует явная разница в структуре дна западной и восточной части океана. В восточной части есть обширные бассейны с плоским или холмистым рельефом, хребтом Среднего океана и субкавровскими разломами. Для запада и юго-запада существует постоянный обмен подводными рифами, глубоководными желобами, отдельными горами, относительно небольшими бассейнами и многочисленными островными группами.
Нижний осадок.
Учитывая преобладание глубин более 5000 м больших площадей, океанский пол покрыт глубокой красной глиной, приподнятым дном (подводные рифы, шахты) — песчаным илом и грязевым песком.
В северном полушарии развитие последних ограничено горизонтальными поверхностями хребтов, где большая часть состава этих брызговиков образована нижними фораминиферами. В коралловом море есть несколько областей применения птероподы.
Я был бы признателен, если вы разделите статью о социальных сетях:
Средне-океанические рифы Тихоокеанского Википедии
Поиск на этом сайте:
В Тихом океане планетная система средиземноморских рифов представляет южную часть Тихого океана и восточную часть Тихого океана. Это одна структура, характеризующаяся купольной структурой шириной до 2000 км и длиной в тысячи километров.
Структура оси осевой зоны менее выражена, чем в Среднеатлантическом хребте. Но очень ярко проявляются такие характеристики трещин, как плотность земной коры под хребтом, сейсмичность, вулканизм, высокие значения теплового потока, развитие сверхнизкой породы.
К северу от экватора Восточно-Тихоокеанский подъем уже существует.
Здесь четко выражена структура раскола. По словам американского ученого Менарда в Калифорнийском регионе, средиземноморская структура простирается на континент и захватывает горный запад Соединенных Штатов и западной Канады.
С этим осуществляет связь появление самой большой активной вины Сан-Адрес, депрессии Сакраменто и долины Йосемити, структура Большого Бассейна, основные Скалистые горы. Формирование калифорнийской границы явно связано с распространением хребта Среднего океана на континенте.
На геоморфологической карте Тихого океана существует явная разница в структуре дна западной и восточной части океана. В восточной части есть большие комнаты с равнинной или холмистый рельеф, центральный океанский риф, ошибки подзаголовков.
Тихий океан
Для запада и юго-запада существует постоянный обмен подводными рифами, глубоководными желобами, отдельными горами, относительно небольшими бассейнами и многочисленными островными группами.
Нижний осадок. Учитывая преобладание глубин более 5000 м больших площадей, океанский пол покрыт глубокой красной глиной, приподнятым дном (подводные рифы, шахты) — песчаным илом и грязевым песком.
На высоких широтах обоих полушарий широко распространены диатомовые грязи, к югу от экватора — преимущественно фораминированные силы.
В северном полушарии развитие последних ограничено горизонтальными поверхностями хребтов, где большая часть состава этих брызговиков образована нижними фораминиферами. В Коралловом море есть несколько частей диффузия птероподные отложения.
Срединно-океанические хребты Тихого океана
В Тихом океане планетарная система срединно-океанических хребтов представлена Южно-Тихоокеанским и Восточно-Тихоокеанским поднятиями. Это единая структура, отличающаяся сводообразным строением шириной до 2000 км и протяженностью несколько тысяч километров. Рифтовая структура осевой зоны выражена слабее, чем в Срединно-Атлантическом хребте. Но такие черты рифтовых зон, как плотность земной коры под гребнем, сейсмичность. вулканизм.
высокие значения теплового потока, развитие ультраосновных пород. проявляются очень ярко.
Севернее экватора Восточно-Тихоокеанское поднятие становится уже. Здесь четко выражена рифтовая структура. По мнению американского ученого Менарда, в районе Калифорнии срединно-океаническая структура распространяется на материк, захватывая горный Запад США и западную часть Канады.
С этим связывается образование крупнейшего активного разлома Сан-Адреас, депрессий Сакраменто и Йосемитской долины, глыбовых структур Большого Бассейна, главного рифта Скалистых гор. С распространением срединно-океанического хребта на материк, очевидно, связано образование калифорнийского бордерленда. На геоморфологической карте Тихого океана отчетливо видна существенная разница в строении дна западной и восточной частей океана.
Тихий океан, общая информация
В восточной части типичны обширные котловины с равнинным или холмистым рельефом. срединно-океанический хребет, субширотные разломы. Для запада и юго-запада характерно сплошное чередование подводных хребтов, глубоководных желобов. отдельных гор, относительно небольших котловин, многочисленных островных групп.
Донные отложения. В связи с преобладанием глубин более 5000 м большие площади дна океана покрыты глубоководной красной глиной, возвышенные участки дна (подводные хребты, валы) - песчанистым илом и илистым песком.
В высоких широтах обоих полушарий значительно распространен диатомовый ил, к югу от экватора - главным образом фораминиферовые илы.
В Северном полушарии развитие последних ограничивается вершинными поверхностями хребтов, где большую часть состава этих илов образуют донные фораминиферы. В Коралловом море имеется несколько участков распространения птероподовых отложений.
Океаны как структурный элемент высшего порядка
Срединно-океанические поднятия (хребты), их строение
океан магматизм хребет желоб СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ (а.
mid-ocean ridges; н. mittelozeanische Gebirgsrucken; ф. dorsales oceaniques mediannes; и…
3.1.1 Океанические рифты — «зияющие трещины к мантии Земли»
Рифтами называют удивительные структуры, известные и на континентах и в океане.
Назовите срединно-океанические хребты Тихого океана.
Если сравнить нашу планету с живым организмом, то тогда рифты уподобятся гигантским рубцам на ней, способным кровоточить…
Подводный вулканизм, его особенности и распространение
3.1.3 Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах
С помощью обитаемых подводных аппаратов к настоящему времени подробно изучен целый ряд отрезков рифтовых зон океана.
Начало этим работам положила франко-американская программа FAMOUS, по которой в 1974-1975 гг…
Рельеф областей океанического вулканизма и факторы, обеспечившие его формирование
ГЛАВА 2. СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ, ИХ МОРФОСТРУКТУРА И ОСОБЕННОСТИ ВУЛКАНИЗМА.
НЕОВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
Срединно-океанические хребты (СОХ) являются крупнейшим линейным комплексом мегарельефа в мире, и одновременно поясом сосредоточения активных центров неовулканизма. Вулканизм СОХ занимает важную нишу, составляя, наравне с плюмовым вулканизмом…
Срединно-океанические хребты: строение, состав
1.
Что же такое «срединно-океанический хребет»
Одной из важнейших форм рельефа дна Мирового океана являются срединно-океанические хребты (далее СОХ) Северного Ледовитого, Атлантического, Индийского и Тихого океанов.
Их цепь протягивается более чем на 60 тыс. км…
Тектоника дна мирового океана
1. Срединно-океанические хребты
Сеть хребтов, расположенных в центральных частях всех океанов называются срединно-океаническими хребтами. Они образуют единую горную систему общей протяжённостью более 64 тыс. км…
Тектоника дна мирового океана
2. Океанические платформы
талаплен рельеф океан материковый Океанические платформы (талассократоны) с корой океанического типа встречены, бесспорно, только в трех океанах: Тихом, Атлантическом и Индийском…