Навигация
Серединно-океанічні хребти і рифтові зони Світового океану
130595
знаков
2
таблицы
6
изображений
2.1 Серединно-океанічні хребти і рифтові зони Світового океану
2.1.1 Між материками Європи і Африки на сході та Америки на заході лежить Атлантичний океан. У меридіональному напрямку він простягається від Арктики до Антарктиди. Площа його ‑ 93,6 млн. км2 (за іншими даними ‑ 91,14 млн. км2), середня глибина ‑ 3926 м. Береги океану ‑ це обламані та розмиті морем краї материків. Обриси африканського та південно-американського берегів Атлантичного океану дивовижно подібні [3].
Океан ніби виповнює тріщину між розламаними та розсунутими частинами суші, а місцем розсування слугує Серединно-Атлантичний хребет став відомий у своїй північній частині ще в 50-х роках минулого сторіччя, але докладне його вивчення, що заклало основи уявлення про єдину планетарну систему серединно-океанічних хребтів, було проведено лише в 1953-1963 р., у результаті чого він був описаний у роботах Б. Хейзена і його співробітників.
Потім радянськими дослідниками він був простежений до півночі від Ісландії.
Глибина океану над Серединним Атлантичним хребтом ‑ 2000 - 3000 м. Окремі частини його виступають над рівнем води, утворюючи океанічні острови. Середня ширина хребта ‑ понад 1000 км. На схід і захід від нього лежать глибокі улоговини дна Атлантичного океану: Норвежська, Європейсько-Африканська, Північно-Американська, Африканська, Бразильська і Антарктико-Атлантико-Індійська. В них глибина океану місцями перевищує 6000 ‑ 7000 м. До океанічних улоговин хребет знижується круто. На його схилах виявлено 2 ‑ 3 рівні підводних плато, поділених високими уступами [13].
Гребінь Серединного Атлантичного хребта має поздовжні розломи. По ньому проходить западина (грабен, або рифт), розміщена між розломами. Глибина рифту перевищує 2000 м, ширина його ‑ приблизно 30 км, схили його сильно розчленовані. Місцями вздовж нього розташовані вулкани. З продуктів вулканічних вивержень на рифті Серединного хребта, в Північній частині Атлантичного океану утворився острів Ісландія. Рифт іноді подвоюється або зникає. Змінюється також його глибина. За походженням рифт ‑ розрив земної кори, викликаний, на думку одних дослідників, її розтяганням, а інших ‑ стиском.
У структурі Серединного Атлантичного хребта важливе значення мають численні поперечні розломи. Деякі з них простягаються на велику відстань простежуються під материками. Поперечні розломи поділяють Серединний хребет на багато блоків та масивів. Удовж розломів розрізнені частини хребта часто пересунуті на значну віддаль, зокрема в екваторіальній частині Атлантичного океану ‑ на кілька сот кілометрів у західному напрямку.
Поперечні розломи часто з'єднують хребти з острівними дугами. Вони являють собою граничні утворення між такими глобальними деформаціями земної кори, як гірські кряжі, острівні дуги, рифти та блоки, що ніби вклинюють або трансформують їх одні в одні. Такі розломи мають назву трансформні.
Утворення поперечних, переважно широтних, розломів Серединного хребта ще не знайшло достатнього з'ясування. Гіпотеза острівного утворення та розростання материкової земної кори пояснює виникнення поперечних розломів широтного простягнення взаємодією сил полярного стиску та екваторіального розтягання земної кулі в процесі обертання її навколо осі. Розтягнення земної кори в екваторіальній зоні вважається також головною причиною зсувів блоків Серединного хребта у широтному напрямку.
Геологічна будова Серединного Атлантичного хребта, за даними геофізичних досліджень і буріння, виконаних в останні роки, характеризується такими особливостями. В осьовій частині цього підводного підняття осадовий шар відсутній або має дуже малу потужність (десятки метрів). Прихильники гіпотези розсування океанічного дна пояснюють це тим, що кора тут молода й осадки поверх неї не відкладалися. Однак відсутність осадового шару в приосьовій частині Атлантичного хребта пояснюється насамперед тим, що цей підводний хребет значно вилучений від джерел зносу. Осадки, що зносяться з континентів, накопичуються в глибоководних улоговинах і на хребет, що піднімається, не попадають. Відсутність осадків можна пояснити і тим, що осадові утворення поховані на хребті під лавами, що вилилися на них.
Гребінь хребта складається з базальту. У центральній частині рифту вік його визначають від сучасного до 18 млн. років. Подекуди виявлені важкі ультраосновні породи — серпентизовані перидотити, які місцями чергуються з блоками габро та базальту і становлять, так званий другий сейсмічний шар у корі серединно-океанічних. У цьому переконують результати глибоководного буравлення. Однак до другого шару входять лежачі між шарами лав осадові породи. В другому шарі можуть бути і сильно серпентізовані ультра основні породи, що укладаються по фізичних властивостях в той інтервал швидкостей, що властивий другому шару океанічної кори.
Якими ж породами складний третій шар серединно-океанічних хребтів? Це, мабуть, саме складне питання. Дотепер залишається неясним, яка потужність третього шару під серединно-океанічними хребтами. Гравіметричний вимір показує, що серединно-океанічні хребти характеризуються мінімумом сили ваги в редукції Буге. Це може свідчити про те, що хребтам властиве потовщення кори. Деякі сейсмічні дані це підтверджують. Так, під островом Ісландія, розташованому на Атлантичному підвідному хребті, потужність кори досягає 40 км. Однак на деяких інших ділянках того ж підвідного хребта стовщення кори не виявлено.
Аналіз геологічної історії Північної Атлантики переконує, що серединно-океанічні хребти, хоча б частково, були закладені там, де раніше був геосинклінально-складчастий пояс. Отже, під другим шаром, що складається з перешаровування базальтів і осадових порід, повинні бути метаморфізовані породи древнього геосинклінального пояса [13].
У деяких випадках зразки таких порід, що виступають серед більш молодих утворень, виявлені на островах. У Серединно-Атлантичному хребті це найдавніші ультраосновні породи (перидотити) з островів Святого Петра і Святого Павла, метаморфізовані базальтоїди, зібрані в декількох місцях у гребневій зоні хребта, основні і кислі магматичні породи віку 1600-1500 млн. років із гребеня хребта на 45° пн.ш. Західніше, на східному схилі хребта з глибини 4255 м підняті глинисті сланці і кременисті вапняки кембрійського віку. Глинисті сланці, алевроліти палеозойського віку драговані "Академіком Курчатовим" з поверхні хребта до півночі від Ісландії. Геосинклінальний комплекс відкладів, що складає основу серединно-океанічного хребта, повинний досягати значної потужності (10-15 км і більш), і ним, можливо, складене все потовщення третього шару під підводним хребтом.
Крім характерної для океану кори океанічних улоговин і серединно-океанічних хребтів, поширені й інші типи кори, властиві островам, западинам, підводним плато, острівним, дугам, обмеженим глибоководними жолобами.
Потоки та покриви базальту, вивержені в сучасну епоху й недавно. Неодноразово на осі серединного хребта знаходили пліоценові і навіть міоценові відкладення, зцементовані базальтовою лавою На схилах Серединного Атлантичного хребта залягають базальтові маси вивержені раніше. Чим ближче до материка, тим вони старіші. Найдавніші базальти залягають біля материка Північної Америки. Вони вкриті осадочними відкладами середньоюрського віку.
Розсування або розростання океанічного дна почалося понад 165 млн. років тому. Швидкість його змінювалась від 0,3 до 6,0 см./ рік. Дно Атлантичного океану на 30° північної широти розростається з постійною швидкістю 2 см/рік.
Розростання океанічного дна, за уявленнями прибічників неомобілізму, є однією з причин дрейфу материків. Спрощено це замальовується так. Земна кора Атлантичного океану разом із Серединним хребтом пересувається на захід до Антильських островів. Ще далі на захід вона заглиблюється під материк Америки й зникає. Одночасно на схід від Серединного хребта земна кора Атлантичного океану впирається у материк Африку, зрушує його на схід. Виходить, що розростання дна океану відбувається лише на схід від Серединного хребта, який переміщується на захід.
Серединний хребет Атлантичного океану вивчений найбільш детально. Він простягається вздовж осі на всю довжину океану і на півночі за материковим схилом з'єднується з підводним хребтом Північного Льодовитого океану. Звідти, вигинаючись, із заходу обходить острови Шпіцберген, простує до Ісландії й далі — до Азорських островів. Між ними та Ісландією виникає відгалуження Атлантичного Серединного хребта у напрямку Девісової протоки між Гренландією та Лабрадором. Воно тягнеться також у напрямку на Гібралтар центральній частині Атлантичного океану, між Азорськими островами та екватором (острів Сан-Паулу). Серединний хребет утворює велику дугу, опуклу на захід до Центральної Америки. У Південній частині Атлантичного океану він простягається в напрямку островів Вознесіння, Трістан-де-Кунья та Буве. В цьому районі є відгалуження хребта, що простежується до Південно-Антильських островів. Далі Атлантичний Серединний хребет повертає на схід, з півдня огинає Африку й з'єднується з Серединним Індійським хребтом.
По сучасних уявленнях, серединний хребет між Шпіцбергеном і Гренландією своїм східним схилом примикає до материкового підніжжя і простягається у вигляді вузького гребеня, розбитого поздовжніми дислокаціями типу рифтів і ускладненого підводними вулканічними піками. Зона хребта збігається з поясом епіцентрів землетрусів. Південніше Шпіцбергену простягання хребта міняється з меридіонального на субширотне.
Меридіональний північний відрізок хребта одержав найменування хребта Кніповича, субширотна ділянка ‑ хребет Мона. Цей хребет значно ширший, у зводі його чітко вимальовуються рифтові морфоструктури, хребет розбитий також декількома поперечними розломами. Найбільш значний з них ‑ розлом Ян-Маєн, він супроводжується підводними і надводними вулканами. Південніше о. Ян-Маєн розташована наступна ланка системи ‑ хребет Кольбейнсей. Він стикається із шельфом Ісландії і рифтова зона його продовжується на поверхні Ісландії у вигляді Великого Ісландського грабена, борти і дно якого засіяні вулканами.
Острів Ісландія утворився шляхом нарощування базальтового Серединного хребта продуктами вулканічних вивержень [1]. З них складається плоскогір'я, підняте на 400—600 м над рівнем моря. Над плоскогір'ям ступенями піднімаються базальтові покриви, увінчані щитовими та конусними вулканами. Окремі вершини висотою до 2000 м. Вулкани стоять рядами вздовж розломів земної кори. Найбільший з видимих розломів — Лакі — довжиною понад 30 км. Ступінчата будова базальтового масиву Ісландії тотожна з будовою прилеглих підводних частин Серединного Атлантичного хребта. Там і там цоколь і нижній ступінь складають базальти найстарішого віку. Ступені над ними — з базальтових покривів молодшого віку а наймолодші лави сучасних вивержень зосереджені вздовж рифту. Це приклад нарощування вулканічних хребтів шляхом послідовного накопичення вулканогенного матеріалу, а не розсування океанічного дна продуктами нових вулканічних вивержень, як твердять деякі сейсмологи. Осадкоутворення на острові відбувається дуже інтенсивно. Джерелом матеріалу для нових верств осадочних порід є величезні викиди крихкого вулканогенного матеріалу, який переробляють лід та льодовикові води.
Продовженням серединно-океанічної системи до півдня від Ісландії є хребет Рейк’янес. Серединно-океанічний хребет тут сильно розширюється. Уздовж розломів розташовані підводні вулкани, один з них викидався в 1963 р., у результаті чого тут утворився новий острів ‑ Сюртсей. Приблизно на широті Ірландії хребет розсічений поперечними розломами Рейк’янес і Гіббса, до останнього приурочена група підводних гір Фарадея. До півдня від них починається Північно-Атлантичний хребет, який до Азорських островів має майже меридіональне простягання. Азорський вулканічний масив розташований у зоні однойменного поперечного розлому, який прослідковується від підводної окраїни Північної Америки до Піренейського півострова. Південніше затоки Мейн із цією зоною розломів генетично пов'язаний ланцюг підводних вулканів Кельвін, потім до сходу від них ‑ вулканічний масив Корнер, а біля підводної окраїни Іберійського масиву ‑ група підводних вулканічних гір Горриндж і ін. У цілому це одна з найбільш активних вулканічних зон в Атлантиці. У 1957 р. тут відбулося велике підводне виверження, у результаті якого утворився новий вулкан Капеліньюш.
До півдня від Азорських островів розташована група підводних вулканічних гір Грейт Метеор (гори Платона), що утворюють поперечний гребінь на східному фланзі серединного хребта. Рифтова зона тут до 18° пн. ш. має південно-західне простягання. Хребет перетинається декількома широтними розломами, з них найбільш велика зона розломів ‑ Атлантис. Південніше, до екватора, простягання хребта міняється на південно-східне. У районі екватора хребет січе цілий ряд розломів, по яких окремі сегменти серединно-океанічного хребта зрушені по відношенню один до одного в східному напрямку. З найбільшими з цих розломів пов'язані глибокі поперечні западини, наприклад Романш із глибиною до 7856 м. Інші великі розломи в приекваторіальній частині серединного хребта ‑ Віма Сан-Паулу, Чейн. З розломом Сан-Паулу пов'язаний однойменний острів, який являє собою самотню скелю перидотиту, що піднімається над рівнем моря на сотню метрів. Вік перидотитів на о. Сан-Паулу ‑ 835 млн. років
До півдня від екватора простягається Південно-Атлантичний хребет, що зберігає в цілому меридіональне простягання. Поперечних січних розломів тут значно менше, ніж у Північній півкулі. Хребет сильно розвинутий у ширину, займаючи більш 1/3 загальної площі дна океану. З великими поперечними розломами пов'язані осередки сучасного чи недавнього вулканізму (о-ва Вознесіння, Св. Олени, Тристан-да-Кунья).
У районі вулканічного острова Буве, приблизно на широті 55° пд.ш. простягання хребта міняється на субширотне, і Серединно-Атлантичний хребет переходить в Африкансько-Антарктичний, що відрізняється меншою висотою і шириною, але зберігає рифтову структуру гребеня. Він обгинає Південну Африку і простягається далі в Індійський океан.
Рифтова зона Серединно-Атлантичного хребта на всій його протяжності від Норвезького моря до о. Буве збігається з поясом епіцентрів землетрусів, що продовжується далі до півночі, вже в Північному Льодовитому океані, і до сходу від о. Буве, уздовж Африкансько-Антарктичного підняття. Серединно-Атлантичному хребту притаманні також лінійні магнітні аномалії, на думку більшості дослідників найбільш характерні для серединно-океанічних структур. Сейсмічні дослідження показують ненормально високі швидкості пружних хвиль під рифтовою зоною хребта, а геотермічні ‑ високі значення теплового потоку. Таким чином, Серединно-Атлантичний хребет має всі типові геофізичні особливості, властивими цьому типу планетарних морфоструктур. У результаті драгування в рифтових зонах були виявлені ультраосновні породи і габро. Аналогічні результати були отримані також і при драгуванні в западині Романш. За уявленнями І.Н. Єльнікова і Г.Н. Лунарського (1970), западина Романш являє собою досить древнє утворення, що сформувалося, можливо, ще до виникнення серединного хребта, на що, на їхню думку, вказує значна потужність осадового шару і, очевидно, "іншого" шару на дні цієї западини. Зсув окремих сегментів хребта по розломах, у тому числі і по розлому Романш, здавалося б, суперечить цьому уявленню, але цілком припустимо, що при дуже давньому закладенні розлом продовжує бути досить активним.
2.1.2 Тихий океан є найбільшим водним басейном на Землі. Він розміщений між материками Азії, Австралії та Америки. Його площа ‑179,68 млн. км2, середня глибина 3981 м. Він має округлі обриси, довша вісь його становить майже половину довжини земного екватора, коротша ‑ сягає 13000 км. Тихий океан має структурні береги, видовжені у напрямку простягання узбережних гір. Нерівності земної поверхні у ньому від западин дна до вершин прилеглих гір перевищують 14000 м [3].
Серединний хребет у Тихому океані знаходиться в східній частині його. Від Індійського хребта він тягнеться на схід, з півдня обходить Австралію, простягається на північний схід через о, Пасхи до Каліфорнії. Далі система підводних паралельних хребтів і жолобів простежується до Аляски. У Тихому океані планетарна система серединно-океанічних хребтів представлена Південно-Тихоокеанським і Східно-Тихоокеанським хребтами. Поділ на ці два хребти зовсім умовний. Власне кажучи це єдина структура, що характеризується зводоподібною будовою, з дуже великою шириною (до 2000 км), розбита січними розломами на ряд параллелепіпедальних сегментів, зміщених у латеральному напрямку відносно один одного. Рифтова структура осьової зони тут виражена слабкіше, ніж у Серединно-Атлантичному хребті, але інші характерні риси серединно-океанічних хребтів ‑ велика щільність земної кори під гребенем, сейсмічність, вулканізм високі значення теплового потоку, лінійні магнітні аномалії, розвиток ультраосновних порід у рифтовій зоні ‑ виявляються дуже яскраво. Цікава особливість Південно-Тихоокеанського хребта ‑ участь метаморфічних сланців у його геологічній будові.
Північніше екватора Східно-Тихоокеанський хребет помітно звужується. Чітко виражена рифтова структура хребта. У східній переважають великі глибоководні улоговини, які місцями прилягають до підніжжя материкового схилу Америки. Схили хребта мало виразні, тому його часто приймають за Східно-Тихоокеанське підняття. Тут виявлено систему поперечних розломів близько до широтного напрямку, розміщених між Алеутськими та Маркізькими островами. Найбільші розломи Кліппертон проходять в екваторіальній зоні океану. Простягаються від берегів Америки до центральної частини океану в напрямку островів Лайн. У районі цього архіпелагу розломи ложа вкриває вулканічний покрив, за межами якого на продовженні розломів розміщені глибокі жолоби. В районі острова Фенікс виявлений тектонічний уступ висотою понад 2000 м. По уявленнях американських учених (Менард, 1966;), у районі Каліфорнії серединно-океанічна структура поширюється на материк, захоплюючи гірський Далекий Захід США і західну частину Канади. З цим пов'язується утворення найбільшого активного розлома Сеіт-Аідреас, депресій Сакраменто і Йосемітської долини, брилових структур великого Басейну, Головного рифта Скелястих гір. З поширенням серединного хребта на материк, мабуть, пов'язане також утворення Каліфорнійського бордерленда. Північніше миса Аренас, частина серединного хребта знову виявляється розташованою в межах океану, утворюються підняття Горда і Хуан-де-Фука.
Крім серединно-океанічних хребтів в абісальній області Тихого океану є ряд інших найбільших гірських систем, але їх за будовою земної кори варто відносити до ложа океану.
2.1.3 Між Африкою, Південною Азією та Австралією лежить Індійський океан, його площа — 74,92 млн. км. У південній частині Індійський, Атлантичний і Тихий океани зливаються, утворюючи єдиний водний простір навколо земної кулі[3].
Серединний хребет Індійського океану є продовженням Атлантичного, з яким з'єднується в районі улоговини Атульяс на південь від Африки. В Індійському океані хребет простягається на північний схід у напрямку о. Родрігес, а на південь від нього — розгалужується: одна вітка тягнеться в напрямку о. Макуорі й далі в Тихий океан, друга (власне Серединний хребет Індійського океану) пролягає на північ до о. Чагос, потім — на північний захід в Аденську затоку і Червоне море. В цьому районі рифт Серединного хребта Індійського океану з'єднується з материковим рифтом або зоною Великих розломів Східної Африки. На північ від островів Чагос тягнеться Мальдійський хребет. У центральній частині Індійського океану від Серединного відходить Південно-Східний Індійський хребет. Серединний хребет поділяє Індійський океан на західну та східну частини, будова дна яких істотно різниться. В західній частині його вона подібна до структури дна східної частини Тихого океану. Серединний хребет Індійського океану, як і Атлантичного, розчленований поздовжніми та поперечними розломами. З рифтами пов'язані діяльність вулканів, виверження базальтів.
У геологічній будові дна Індійського океану, крім молодих базальтів, виявлені масиви давніх, сильно серпентинізованих перидотитів, габро та зеленокам'яних порід. На Сейшельських островах відомі інтрузії гранітоїдів. Знахідки стародавніх кристалічних порід на Дні Індійського океану розглядають, як свідчення того, що ніби на його місці існував материк, який пізніше був подрібнений і знищений у процесі дрейфу материків.
Основу орографічного каркаса дна Індійського океану утворює система серединно-океанічних хребтів. Вона починається на південному-заході Західно-Індійським хребтом, що має північно-східне простягання і характеризується усіма відмітними ознаками рифтогеналі ‑ високим ступенем сейсмічності, підводним вулканізмом океанічного типу і рифтовою структурою гребеня. На східному схилі цього хребта розташовані два великих вулканічних масиви, що виступають над водою. Їхньої вершини утворюють острова Принс-Едуард і Крозе.
На широті близько 20°, на схід о. Родрігес, цей серединний хребет змикається з Аравійсько-Індійським і Центральноіндійським хребтами. Аравійсько-Індійський хребет у даний час вивчений набагато краще інших серединно-океанічних хребтів. Тут чітко виражена рифтова структура гребньової зони, установлений лінійний розподіл магнітних аномалій, сейсмічність, виходи ультраосновних порід на дні, тобто всі характерні ознаки рифтогеналей.
Повинні бути згадані також розломи, з якими пов’язані вузькі глибокі западини - Вім (6237 м) і Витязь (6400 м). Ці розломи мають північно-східне простягання, а приурочені до них западини - "троги" - набагато різкіше виражені в рельєфі, ніж рифтові долини.
На схід від Сокотри серединний хребет перетинає зона розломів Оуен, що починається на дні Сомалійської улоговини і потім продовжується до півночі від серединного хребта. З нею пов'язаний підводний хребет Меррей, що на відміну від інших підняттів ложа океану, сейсмічний. Це зближає його з хребтами серединно-океанічної системи. Хребет Меррей прослідковується аж до шельфу Пакистану. По географічним даним розлом Оуэн продовжується і на шельфі, очевидно, змикаючись з зоною розломів Кветта, що відокремлює гори Белуджистана від Індо-Гангської депресії.
По розлому Оуен серединно-океанічний хребет зрушений до півночі. Далі Аравійсько-Індійський хребет приймає майже широтне простягання і змінюється рифтово-бриловими структурами дна Аденської затоки. У західній частині Аденської затоки система рифтів роздвоюється - південна гілка вторгається в межі Африканського материка у вигляді Східноноафриканських рифтів, а північну гілку утворюють рифти Червоного моря, затоки Акаба, Мертвого моря і Лівану.
В осьовому грабені Червоного моря були виявлені могутні виходи гарячих (до 70°) і надзвичайно солоних (до 300‰) ювенільних вод. Донні відклади Червоного моря тут просочені солями, що випали з цих концентрованих розсолів, що утворюють своєрідні породи типу евапоритів. Відзначається високий вміст рідкісних металів у цих відкладах, зокрема міді.
Наступною ланкою системи серединно-океанічних хребтів є Центральноіндійський хребет. Він простягається на південний схід від місця зчленування Західно-Індійського й Аравійсько-Індійського хребтів до району островів Амстердам і Сен-Поль, де Амстердамською зоною розломів відокремлюється від ще однієї ланки серединно-океанічної системи в Індійському океані ‑ Австрало-Антарктичного підняття. Центральноіндійський хребет має будову, подібну з Аравійсько-Індійським. Австрало-Антарктичне підняття морфологічно ближче до серединно-океанічних піднять Тихого океану. Це широке валоподібне підвищення океанічного дна, витягнуте з заходу на схід, з помірковано розчленованою поверхнею. Переважає низькогір’я і горбкуватий рельєф. На більшій частині підняття рифтові долини відсутні, але в східному сегменті підняття вони досить чітко виражені. Ця частина підняття розбита численними меридіональними розломами, по яких сегменти хребта, що утворилися, сильно зрушені до півдня один відносно одного, і в плановому зображенні додає всій цій частині хребта специфічний малюнок, що нагадує сходи. У середній частині підняття роздроблене широкою зоною меридіональних розломів [10].
У межах ложа Індійського океану є також ряд хребтів і підняттів. Серед них Мадагаскарські і Мозамбікські підняття, складені материковою корою, які відносяться до структур підводної окраїни материків, а також хребти Меррей і Мальдівський. У західній частині океану виділяються також Маскаренський і Амірантський хребти. Назва Маскаренський хребет не зовсім вдала, тому що з Маскаренських островів тільки один ‑ Маврикій - орографічно пов'язаний з ним. О. Реюньйон являє собою ізольований вулканічний конус, а о. Родрігес ‑ частина гребеня невеликого базальтового хребта широтного напрямку. Амірантський хребет по своїх контурах, а також по глибоку жолобу нагадує острівну дугу, але, як показують геофізичні дослідження, він складений базальтовою корою. Хребет сейсмічний. Самі Амірантські острова ‑ коралової будови, насаджені на вершини хребта. На його східному схилі розташований атол Дерош ‑ класичний підводний атол правильної кільцеподібної форми.
До сходу від Мальдівського хребта, паралельно йому, розташований невеликий хребет Ланка, а ще на схід - величезної довжини (5 тис. км) Східно-Індійський хребет. В. Ф. Канаєв описує його як порівняно вузьке (до 100 миль) гірське підняття, з відносною висотою до 4 км, розбите подовжніми розломами. По своїй структурі він може бути віднесений до брилових хребтів і складений океанічною корою. Приблизно проти його середньої частини до сходу відходить підняття Кокосових островів, що складається з декількох вулканічних груп, розділених досить глибокими проходами. Вершини Кокосових островів увінчані кораловими атолами, а о.Різдва, також розташований на цьому хребті, являє собою піднятий древній атол, з абсолютною висотою 357 м.
На Сейшельській банці і однойменних островах, розташованих у північній частині цього хребта, є виходи гранодіоритів, вік яких 600 млн. років.
Від південного закінчення Східно-Індійського хребта майже під прямим кутом відходить на схід Західно-Австралійський хребет складного рельєфу, який складається з платоподібних піднять, що чергуються і різко виражених гряд, очевидно, тектонічного походження. За даними американських дослідників, цей хребет складений корою материкового типу потужністю близько 20 км, під осадовим шаром залягають породи з щільністю, що відповідає гранітам. На схилах хребта драгою підняті уламки долеритів, близьких за будовою до тих, що відомі в Тасманії. Потужність кори тут близько 12 км, кора звичайна базальтова. Що ж стосується долеритв, те вони характерні для океанічних структур.
У південній частині океану великими орографічними елементами є вулканічне плато Крозе й Амстердам і елементи підводної окраїни материка ‑ хребет Кергелен і Гуннерус.
2.1.4 Північний Льодовитий океан оточує Північний полюс. Він омиває північні береги Європи, Азії та Північної Америки й з'єднується звуженими протоками з Атлантичним і Тихим океанами. Площа Північного Льодовитого океану близько 13,1 млн. км2 [3].
Вузька улоговина ложа океану, що прилягає до Баренцевоморського і Карського шельфів, має назву улоговини Нансена. Максимальна глибина її 5449 м. Дно улоговини зайняте плоскою абісальною Баренцевою рівниною. З півночі її обгороджує серединно-океанічний хребет Гаккеля, що є північним продовженням Серединно-Атлантичного хребта. Для нього характерне кулісоподібне розташування рифтових гребенів і долин, з відносною глибиною розчленовування до 3000 м. Місцями піднімаються окремі вершини, вулканічного генезису. Хребет відрізняється малою шириною ‑ власне кажучи, він представлений тут тільки рифтовою зоною. Фланги хребта, подібні тим, що відзначені для серединних океанічних споруджень інших океанів, відсутні. У рельєфі дна хребет Гаккеля чітко виражений приблизно до 120° сх. д. Хребту Гаккеля властиві смугові магнітні аномалії, витягнуті по його простяганню, причому для осьової зони значення позитивних аномалій досягають 700 гам, що, очевидно, вказує на присутність виходів ультраосновних порід у рифтових тріщинах.
Подібний "зебровидний" малюнок аномальних полів відзначений і на дні улоговин, що підходять впритул до хребта Гаккеля, а також на продовженні східного закінчення хребта, з чого можна зробити припущення, що фланги хребта і його східне продовження занурені і поховані під товщами відкладів. Виміри теплового потоку в рифтовій зоні показали значення більше 3 мккал/см2 у рік.
До рифтової зони хребта Гаккеля приурочені епіцентри землетрусів. Цей сейсмічний пояс продовжується далі до сходу у вигляді системи Колимо-Алеутських розломів. Інше продовження цієї системи ‑ Верхоянські глибинні розломи, дислокації Алданського щита і Байкальської гірської країни.
Північніше хребта Гаккеля простягається улоговина Амундсена з максимальною глибиною близько 4490 м, У західній її частині рельєф абісально-горбистий, центральна ж і східна частини зайняті плоскою абісальною рівниною, що американськими дослідниками названа Полярною. Північний полюс розташований у межах цієї улоговини.
Ю.М. Пущаровський (1976) з посиланням на роботу Р.М. Деменицької і Ю.Г. Кисельова вказує, що під відкладами в улоговинах Нансена й Амундсена виявляється товща порід, де сейсмічні швидкості складають 5-6 км/с. З цього робиться висновок про присутність тут гранітного шару і про вторинне походження цих улоговин. Великий діапазон зазначених швидкостей може в однаковій мірі говорити і про присутність "другого", а не гранітного шару.
Звернений до Північної Америки край улоговини Амундсена примикає до наступного великого орографічного елементу дна Північного Льодовитого океану ‑ хребту Ломоносова. Мінімальна глибина над ним 489 м., відносна висота хребта ‑ до 3000 м. Цей хребет починається поблизу Землі Гранта і примикає до материкового схилу підводної окраїни Азіатського материка приблизно навпроти Новосибірських островів. Я.Я. Гаккель і ін. (1968) описують цей хребет як масивне брилове лінійно витягнуте спорудження з крутими схилами розчленованими підводними каньйонами, і вирівняною верховою поверхнею. Гребінь хребта покритий відкладами потужністю до 300 м. Серед уламків порід, зібраних з його поверхні поряд з базальтами і долеритами були виявлені також кристалічні вапняки, кварцити н ортогнейси, аналогічні архейсько-протерозойським і рифейським породам Землі Гранта. З цього був зроблений висновок про те, що хребет Ломоносова – складчасто-брилова система каледонського віку складена корою матерії нового типу. Сейсмічні дослідження, виконані з дрейфуючої станції Альфа, показали на всьому шляху його проходження океанічний тип кори. Ще раніше такий же висновок був зроблений Дж. Олівером, який спостерігав за поширенням поверхневих сейсмічних хвиль, хвилеводом для якого служить гранітний шар материкової кори. Виявилося, що хвилі цього типу не реєструються в області Арктичного басейну, хоча відмінно записуються на шельфі.
За хребтом Ломоносова розташована смуга ложа океану з дуже складним рельєфом. До материкового схилу Землі Гранта примикає плато Північ, з мінімальними глибинами 1500 м, з численними короткими гребенями, розділеними западинами й окремими конусоподібними вершинами (підводна гора Остенсо й ін.). Східним продовженням цієї морфоструктури служить плато Альфа, що має також брилове розчленовування. Південно-західний край плато Альфа піднімається по глибокому розломі й утворює бриловий хребет Менделєєва. Одним закінченням цей хребет приєднується до середнього відрізка хребта Ломоносова, а іншим ‑ до Чукотського аван-шельфу.
Похожие работы
... — Земля и Луна — обращаются вокруг центра масс системы. Отношение массы Луны к массе Земли — наибольшее среди всех планет и их спутников в Солнечной системе, поэтому систему Земля — Луна часто рассматривают как двойную планету. Земля имеет сложную форму, определяемую совместным действием гравитации, центробежных сил, вызванных осевым вращением Земли, а также совокупностью внутренних и внешних ...
... астрономического мира. Поводом для баталий послужили марсианские "каналы", которые наблюдал Скипарелли и Ловелл. Основная часть Факты и цифры Марс (Mars) - четвёртая по удалённости от Солнца планета Солнечной системы (большая полуось орбиты a=1.524 а. е.), ближайшая к Земле внешняя планета (минимальное удаление от Земли 0.37 а. е., максимальное - 2.67 а. е.). Физические характеристики: ...
... из этих космогонических теорий внесла свой вклад в дело выяснения сложного комплекса проблем, связанных с происхождением Земли. Все они рассматривают возникновение Земли и солнечной системы как закономерный результат развития звезд и вселенной в целом. Земля появилась одновременно с другими планетами, которые, как и она, вращаются вокруг Солнца и являются важнейшими элементами солнечной системы. ...
... Здесь изобилие кажущееся. Органика рассеивается по огромному пространству. И уже из-зз одного этого не обеспечивается хотя бы относительное постоянство среды, без которого не могла возникнуть жизнь. Ее низкомолекулярные органические предшественники должны были находиться в очень концентрированном состоянии, чтобы образовались биополимеры. И последних тоже должно быть достаточно много при ...
0 комментариев