Костенко - Геоморфология (774632), страница 33
Текст из файла (страница 33)
В очертаниях абис- сальной равнины, окаймляющей хребты, в интервале изобат 4 — 5 км, устанавливаются линейно вытянутые поднятия дна океана, следующие от основания хребтов к подножию континентальных окраин. Зти поднятия повсеместно подразделяют абиссальные котловины и условно именуются отеетвлеиивви — своеобразными "отрогами". Они часто маркируются кораллово-вулканическими постройками, банками и островами. Глубинное строение ответвлений не изучено, и многими исследователями они рассматриваются только как вулканические или кораллово-вулканические образования.
Морфологическая выражен- ность ответвлений различна, но их геоморфологическая позиция везде характеризуется направлением — от основания срединного хребта к континентальному подножию. Иногда ответвления располагаются почти симметрично по обе стороны от срединного хребта, простираясь к склонам противоположных континентов (например, хр. Китовый и о-ва Мадейра, Зеленого Мыса). Подобное 155 расположение встречается и во многих других местах, преимущественно на участках огибания срединными хребтами континентов (юга Африки, Австралии и о.
Южный Новой Зеландии). Ответвления встречаются на участках осложнения срединных хребтов региональными разломами и изменениями их простирания (в Атлантическом океане — разлом Сан-Паулу, возвышенность Сьерра-Леоне, в Индийском — разлом Амстердам, возвышенность Кергелен, в Тихом океане — разлом Баллени, возвышенность Баллени и серия небольших подводных поднятий, объединяющих срединный хребет и о. Тасманию. Аналогичная геоморфологическэя позиция характерна для подводных поднятий, простирающихся от Восточно-Тихоокеанского хребта до континентального подножия Южной Америки, на участках замыкания глубоководных желобов (Чилийский отрог, система поднятий Салан-Гомес, Наска и др.).
В полеречлых сечениях срединные хребты (при хорошей сохранности) представляют сводово-глыбовые поднятия. Морфология свода и осевой зоны существенно различается в зависимости от развития поднятия и степени его осложнения разломами. Так, Срединно-Атлантический хребет на северном участке не всегда имеет хорошо выраженную осевую зону и центральную рифтовую впадину. Южнее эта впадина во всех сечениях присутствует, осложняя центральную часть свода (см. рис. 31, 32).
Геоморфологический анализ различных наклонов поверхности хребтов — поднятий позволяет выделить главнейшие системы мегаблогов, подразделенных продольными разломами. В отдельных поперечных сечениях наклоны мегаблоков закономерно изменяются, подчеркивая сводово-глыбовый характер общей деформации (см. рис. 31, 5, б). Часто к границам глыб приурочены крупные вулканические вершины с излияниями центрального типа. Рельеф поверхности Тихоокеанского поднятия менее контрастен (по сравнению со Срединно-Атлантическим), и центральная рифтовая долина далеко не везде выражена на своде (см. рис.
32, 1, 2). Там, где присутствует рифтовая долина, она залита лавами. Большим разнообразием характеризуется рельеф срединных Западно-Индийского и Аравийско-Индийского хребтов (см. рис. 31, 5 — 7). Наряду с мегаблоковым строением (5) в отдельных сечениях хорошо выделяются крутые (б) и пологие Я своды. В продольных сечениях срединно-океанских хребтов повсеместно устанавливаются поперечные нарушения. Их описание было дано И.А.Соловьевой (1981) в результате исследования большого количества геолого-геофизических и батиметрических данных.
В структурном отношении они представляют многоступенчатые грабены. По масштабам эти грабены — зоны поперечных прогиба- 156 ний — характеризуются шириной от первых десятков до нескольких сотен километров. Помимо относительно малых зон выделяется особый тип зон поперечных нарушений с шириной порядка первых тысяч километров. Масштаб таких гигантских зон позволяет считать их генезис связанным с глубинными процессами в верхней мантии при формировании срединных хребтов. Морфология зон поперечных нарушений разнообразна: 1) простые уступы, срезающие продольные структуры хребтов; 2) сложные уступы, где вдоль бортов протягиваются серии линейных хребтов и впадин (зона разлома Кангару и др.); 3) одиночные прогибы — многоступенчатые грабены, представляющие собой широкие пологие прогибы, осложненные множеством параллелъных хребтов и долин; иногда такой хребет сопровождается общими большими смещениями (разлом Чейн и др.); 4) сложные зоны с чередующимися системами впадин и хребтов, для которых выделяются три разновидности: а) двойная система "впадина — хребет" (зона разлома Оуэн), б) серия чередующихся хребтов и впадин с главной впадиной (разломы Элтанин и др.); в) осложненные поперечным поднятием в пределах впадины.
Все зоны поперечных нарушений, особенно часто встречающиеся в условиях низких широт, представляют деформации, обусловленные растяжением с различными направлениями пространственного расположения зон (меридиональные, широтные, северо-западные и северо-восточные). В формировании собственно срединно-океанских хребтов (как положительных форм рельефа океанского дна), по-видимому, существенное значение имели вертикальные положительные движения. Но вопрос об их происхождении и о соотношении с трансформнымн разломами, требует дальнейшего изучения. Положение срединных хребтов во впадинах океанов различно: в Атлантической — в центре впадины, причем хребет повторяет изгибы ее континентального обрамления, в Индийской — основная система поднятий имеет диагональные — северо-западные и северо-восточные простирания, в Тихоокеанской — срединный хребет располагается в восточной части впадины, постепенно сближаясь с континентом Северной Америки.
Пересекая впадины океанов, поднятия срединных хребтов сопрягаются с периконтинентальнымн горными сооружениями и продолжают свое развитие в условиях континентальной коры в виде горных систем рифтогенного и более сложного строения. Так, Восточно-Тихоокеанское поднятие сопрягается с Кордильерами (Северной Америки), Аравийско-Индийский хребет — с Восточно-Африканской рифтовой горной системой и Северо-Атлантический — с горным сооружением Исландии. 157 Геолого-геофизическая характеристика свидетельствует о существенных различиях строения и современного развития срединных хребтов и сопредельных абиссальных равнин и котловин. К срединным хребтам приурочены повышенные значения теплового потока, достигающие в отдельных участках максимальных значений от 70 до 100 мккал ем~/с в области Тихоокеанского поднятия и 70 — 80 — в срединных хребтах Атлантического и Индийского океанов.
Данные регионы характеризуются повышенной сейсмичностью и проявлениями вулканизма. В их пределах наблюдается зеброидное магнитное поле линейных магнитных аномалий переменного знака. В срединных хребтах земная кора обладает повышенной мощностью (15 — 20 км), главный образом за счет слоя со скоростями выше, чем в базальтах, но ниже, чем в мантии.
В центральной части срединных хребтов предполагается особое состояние верхней мантии вследствие подтока мантийного вещества снизу вверх — в область рифтовых зон. Положение последних не всегда является центральным, и их морфологическая выраженность различна. Механизм поступления мантийного вещества еще не ясен, и существуют различные представления о процессе проникновения ультраосновных пород в центральные части океанских поднятий. На склонах срединных хребтов осадочный слой практически отсутствует или маломощен, а осевые части сложены преимущественно ультраосновными породами типа перидотитов. Возраст одного из них, отобранного на о.
Са. Павла (Берингово море), около 4,5 млрд. лет, т.е. древнее известных пород, слагающих континенты. Это указывает на возможность присутствия отгорженцев пород верхней мантии в строении рифтовых зон. Возраст базальтов (по данным полосовых магнитных аномалий) в срединных хребтах и сопредельных регионах ложа океанов свидетельствует об омоложении этих пород в направлении к осевой части поднятий (от юрского до современного). Так как буровые скважины в большинстве случаев не вскрывают кровли П (базальтового) слоя, данные магнитных аномалий пока еще не всегда объясняются с необходимой степенью достоверности.
Приведенные характеристики отражают активный п роцесс рифтогенного горообразования в условиях океанской коры. Обобщенная конфигурация (в плане и вертикальных сечениях) срединных хребтов позволяет предполагать, что зти поднятия развивались в условиях общего преобладания прогибания и растяжения' дна океанских впадин. ' К сожалению, ва мнопи хаетпх океэвов срединные хребты изображены только в виде линий (осевоа эоны) с секущими трансформными рээломами. Подводные и надводные возвышенности. Помимо срединных хребтов и отрогов ложе океана осложняют многочисленные поднятия, в числе которых можно указать следующие.
Микроконгяиненты представляют поднятия в океанах, сложенные корой континентального типа, преимущественно подводные. Они отделены от континентов обширными абиссальными равнинами с корой океанского типа. К таким поднятиям в Тихом океане относятся подводные плато Кемпбелл и Чатем. Возможно, они представляют значительно опущенную (1000 м и более) восточную часть о. Южный Новой Зеландии, ограниченную системами широтных и северо-восточных разломов. Более скромные размеры имеет Сейшельская подводная банка с одноименным островом на северной окраине подводного Маскаренского хребта в северозападной части Индийского океана. В центральной части последнего находится Австралийский подводный хребет.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
