Морфоструктуры дна Тихого и Атлантического океана

На шельфе процесс выравнивания идет при сочетании денудационного среза возвышенностей и заполнения впадин осадками (Рисунок 3).

 

 

Рисунок 3 Основные формы  рельефа

 

На материковом склоне совокупное действие денудационных  и аккумулятивных процессов имеет  тенденцию к выполаживанию ступенчатого склона за счет срезания бровок и накопления осадков в тыловых частях ступеней. Если материковый склон представлен уступом, то его выполаживание начинается снизу благодаря накоплению осадков, приносимых донными течениями, гравитационными процессами и осаждающихся в процессе нормальной седиментации у основания склона. По мере накопления материала шлейф растет, его верхняя кромка перемещается вверх по склону, а нижняя–вперед от основания склона. В обоих случаях материковый склон за счет выравнивания и выполаживания эволюционирует в наклонную равнину (Рисунок 4).

 

 

Рисунок 4 Рельеф океанического дна

 

Материковое подножие, как  геологическая структура, зачастую представляет собой заполненный  осадками прогиб или грабен. Обильное поступление осадочного материала  как из толщи воды, так и с  шельфа и материкового склона ведет  не только к заполнению исходной тектонической  депрессии, но и к образованию  широкого аккумулятивного шлейфа– наклонной равнины материкового подножия, постепенно продвигающейся своим передним краем в пределы ложа. Особенно велика в этом процессе роль конусов выноса подводных каньонов. Здесь благодаря аккумулятивным процессам возникают наиболее значительные несоответствия между тектоническими и геоморфологическими границами, т. е. наибольшие отклонения границ морфоструктур от границ тектонических структур. Своеобразно процесс аккумулятивного выравнивания проявляется в глубоководных желобах. Большая часть осадочного материала поступает со стороны островных дуг и значительно меньшая–со стороны океана. Неравенство поступления материала со стороны островной дуги и со стороны океана способствует более интенсивному накоплению материала у основания склона желоба, прилегающего к островной дуге. В результате на днищах желобов создается заметный уклон в сторону океана, и максимальные глубины желобов оказываются приуроченными к приокеанской части дна желоба. Закономерности аккумулятивного выравнивания в котловинах переходных зон по существу аналогичны тем, которые характерны для океанических котловин.

    Значение процесса  осадконакопления

Анализ процессов морского осадкообразования и типов морских  отложений позволяет сделать  заключение об их планетарном значении в развитии земной коры и эволюции рельефа земной поверхности. Сущность процесса заключается в перегруппировке  твердого вещества, мобилизуемого, перемещающегося  и накапливающегося в огромных объемах. Ежегодно на дне океана отлагается 22–25 млрд. т. твердого вещества, наращивающего  океаническую часть земной коры. Ежегодно с поверхности материков смывается  и сносится в океан колоссальный объем терригенного материала. Таким  образом, процесс морского осадкообразования, являющийся, в конечном счете, процессом  наращивания земной коры, сопровождается таким же планетарным процессом  срезания земной коры в пределах материковых  выступов.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2. Тихий океан

2.1 Морфоструктура

Тихий океан — самый  большой и самый древний из всех океанов. Его площадь составляет 178,6 млн. км². Ширина Тихого океана от Панамы до восточного побережья о.Минданао составляет 17 200 км, а протяженность с севера на юг, от Берингова пролива до Антарктиды — 15 450 км. Он простирается от западных берегов Северной и Южной Америки до восточных побережий Азии и Австралии.

Рельеф дна чрезвычайно  разнообразен. На востоке расположено  Восточно-Тихоокеанское поднятие, где  рельеф относительно ровный. В центре расположены котловины и глубоководные  желоба. Средняя глубина составляет 4 000 м., а местами превышая 7 км. Дно  центра океана покрывает продукты вулканической  деятельности с повышенным содержанием  меди, никеля и кобальта. Толщина  таких залежей на отдельных участках может составлять 3 км. Отсчет возраста этих пород начинается с юрского  и мелового периода.

На дне находятся несколько  длинных цепей подводных гор, образованные в результате действия вулканов: горы Императора, Луисвилл и Гавайских островов. В Тихом океане расположены около 25 000 островов. Это больше, чем во всех остальных океанах вместе взятых.

Самая глубокая точка на планете находится в Тихом  океане в Марианской впадине. Ее глубина превышает 11 км (Рисунок 5).

 

 

Рисунок 5 Марианская впадина

 

Самая высокая гора в мире находится на Гавайских островах. Она называется Муана-Кеа и представляет из себя потухший вулкан. Высота от основания до вершины около 10 000 м (Рисунок 6).

 

 

Рисунок 6 Мауна-Кеа с сезонной снеговой шапкой

 

На дне океана расположено  Тихоокеанское вулканическое огненное кольцо, представляющее из себя цепь вулканов, расположенных по периметру всего океана (Рисунок 7).

 

 

Рисунок 7 Тихоокеанское огненное кольцо

 

Зеркало Тихого океана составляет 32,4 % поверхности Земли и почти  половину поверхности Мирового океана.

Это полноразвитая океаническая суперструктура, включающая весь набор морфоструктурных и геологических элементов: срединно-океанические хребты, поздние и ранние океанические плиты, межплитную неспрединговую зону, океанские земли (оленды), микроконтиненты, вулканические пояса, трансформные разломы,

На западе располагается  Западно-Тихоокеанская транзиталь – активная переходная зона между океаном и двумя континентами, Азией и Австралией. Западно-Тихоокеанская транзиталь – самая крупная структура этого типа на планете. В нее входят окраинные и внутренние моря, осложненные поднятиями и архипелагами островов, глубоководными впадинами; островные дуги – простые и сдвоенные, окаймленные со стороны океана окраинными желобами. Некоторые из внутренних морей, отшнурованных от океанского ложа системой вулканических поясов и желобов, могут рассматриваться как самостоятельные океанические структуры. По аналогии с термином «микроконтинент» их можно назвать «микроокеанами». К числу таких тектонических структур можно отнести Филиппинское, Тасманово и Коралловое моря. Они сформировались в период проявления линейно упорядоченного спрединга в посткампанское – третичное время. В их строении четко выражены осевые дивергентные зоны с бисимметричной системой осей магнитных аномалий, утратившие в настоящее время свою активность.

Специфическое положение  в структурном плане Тихого океана занимает Филиппинская котловина –  океаническое образование на западном фланге Тихого океана. Она в равной степени может рассматриваться как элемент строения Тихоокеанского талассократона, так и Западно-Тихоокеанской транзитали, по возрасту одна из самых молодых среди абиссальных котловин Тихоокеанского бассейна.

В пределах ранней океанической плиты и межплитной переходной зоны, на северо-западе Тихого океана располагаются специфические океанические структуры – океанские земли (оленды). Это поднятия Шатского, Хесса, Онтонг-Джава, Манихики, Магеллана. Поднятие Купера, лежащее на границе переходной зоны и поздней океанической плиты, между разломами Кларион и Клиппертон, по своей природе также тяготеет к океанским землям. Оленды имеют достаточно мощную кору (до 20 км и более), в составе которой верхняя осадочная толща как по геологическим, так и по сейсмическим данным достигает мощности до 1,5 км и более. В разрезе возможен слой, аналогичный по физическим параметрам гранитному. Самая мощная кора (35–42 км) отмечается на поднятии Онтонг–Джава. На поднятии Манихики мощность коры 22,5–23,5 км. Оба поднятия близки по своим характеристикам к микроконтинентам.

Океанские земли отличаются структурно-тектонической особенностью строения и развития. В них отсутствуют  обычные для океана линейные магнитные аномалии. Вероятно, океанские земли возникли на месте тектонически инертных пятен неоднородности, существовавших в симатическом доокеаническом основании современной Мировой талассогенной системы. Южное звено Западно-Тихоокеанской активной транзитали рассматривается нами как переходная зона между Тихим океаном и Австрало-Новозеландским суперконтинентом, имеющим чрезвычайно сложное строение.

 

2.2 Основные черты рельефа ложа Тихого океана

На дне Тихого океана можно  различать три морфоструктурные области: 1) западную геосинклинальную, 2)центральную платформенную, 3) восточную  область. Первой из них свойственно  обрушение мезокайнозойских складчатых образований суши, на месте которой появились современные геосинклинальные моря. Наиболее приподнятые участки области обрушения с сохранившимися складчатыми структурами представляют острова и островные дуги, наиболее же глубоко опущенным частям былой суши отвечают морские впадины (Рисунок 8).

С юга на север опускания  становятся все более молодыми. Если Австралонезийскому поясу обрушений между Новой Зеландией и Новой Гвинеей свойственно раздробление и опускание в палеогене и начале неогена, то в архипелаге Индонезии опускания развивались в плиоцено- четвертичное время, далее же к северу (часть Берингова моря и других морей Дальнего Востока) опускания становятся еще более молодыми — от четвертичных до голоценовых. Важную черту морфологической структуры рассматриваемой области выражают молодые прогибы в виде современных абиссальных желобов.

Современное дно центральной  части океана сформировалось на погруженном  фундаменте Тихоокеанской платформы, имеющем в отдельных частях неодинаковый возраст. Характерной морфоструктурной чертой здесь является диагональная система океанических разломов СЗ—ЮВ, ЗСЗ—ВЮВ направлений.

 

 

Рисунок 8 Краткий обзор основных элементов Тихого океана

 

В северной части рассматриваемой  области наряду с системой диагональных линий морфоструктуры, связанных, как было указано, с разломами, выделяются еще линии широтного и меридионального направлений. Они отчетливо выражены поднятиями дна океана северо-западного простирания, а в северной части Гавайским хребтом. Сочетание системы ортогональных и диагональных линий разломов еще больше убеждает в принадлежности центральной части Тихого океана к платформенной морфоструктуре.

В восточной морфоструктурной области океана различаются северная и южная части. Первая из них отличается системой разломов, протягивающихся  почти по параллели от берегов  Северной Америки к Гавайскому и срединным хребтам. Ей свойственны: сложный рельеф, резко расчлененный по линиям разломов и распространение молодых четвертичных вулканов (гайотов – Рисунок 10).

Существенно отличается характер морфоструктуры дна южной половины рассматриваемой части океана. Южнее экватора планетарные океанические разломы неизвестны, общий характер морфоструктуры становится очень сходным с Атлантическим. Действительно, через юго-восточную часть океана протягивается Южно-Тихоокеанский подводный хребет, сменяющийся на севере хребтом Восточно-Тихоокеанским. Самым северным звеном этой океанической горной цепи служит подводный хребет Кокос.

Океанические котловины  по отношению к названным подводным  хребтам юго-восточной части океана располагаются симметрично и, более  того, отделяются отрогами срединного хребта, что в большой мере увеличивает  сходство с дном Атлантического океана. Подобно северной Атлантике здесь  срединный хребет на севере заканчивается  обширным океаническим подводным плато  Альбатрос.

 При резком увеличении  толщины коры в юго-восточной  части океана морфологическое  сходство этой части Тихого  океана с Атлантическим усиливается  отличием глубинного строения  коры в этой части океана  от других его частей. Таким  образом, теперь можно довольно  обоснованно говорить об атлантическом  типе морфоструктуры юго-восточной части Тихого океана. Эта морфоструктура связана,  вероятно, с раздроблением и опусканием более молодых платформенных структур. Не исключено, что платформенные структуры юго-восточной части Тихого океана моложе таковых в Атлантике.

Подводные окраины материков  занимают 10 % территории Тихого океана. На рельефе шельфа выражены черты трансгрессивных равнин с субаэральным реликтовым рельефом. Такие формы характерны для подводных речных долин на Яванском шельфе и для шельфа Берингова моря. На Корейском шельфе и шельфе Восточно-Китайского моря распространены грядовые формы рельефа, образованные приливными течениями. На шельфе экваториально-тропических вод распространены различные коралловые постройки. Большая часть Антарктического шельфа лежит на глубинах более 200 м, поверхность очень расчленена, подводные возвышенности тектонического характера чередуются с глубокими депрессиями — грабенами. Материковый склон Северной Америки сильно расчленён подводными каньонами. Крупные подводные каньоны известны на материковом склоне Берингова моря. Большой шириной, разнообразием и расчленённостью рельефа отличается материковый склон Антарктиды. Вдоль Северной Америки материковое подножие выделяется очень крупными конусами выноса мутьевых потоков, сливающимися в единую наклонную равнину, окаймляющую широкой полосой материковый склон.

Подводная окраина Новой  Зеландии имеет своеобразную материковую  структуру. Её площадь в 10 раз превышает  площадь самих островов. Это подводное  Новозеландское плато состоит из плосковершинных поднятий Кэмпбел и Чатам и впадины Баунки между ними. Со всех сторон оно ограничено материковым склоном, окаймляемым материковым подножьем. Сюда относят и позднемезозойский подводный хребет Лорд-Хау.

Несколько горных систем (подводные  основания островов Общества, Тубуаи, Южных островов Кука) не входят в упомянутые выше системы и располагаются параллельно им. Некоторые подводные хребты и возвышенности имеют совершенно иное простирание. Резко выделяется своими очертаниями плато Манихики с Северными островами Кука, расположенными на его приподнятой периферии.

Важнейшие орографические и  тектонические элементы ложа Тихого океана – зоны разломов огромной протяженности  и преимущественно широтного  и субширотного простирания. Большинство их приурочено к самой крупной Северо-Восточной котловине Тихого океана: примерно параллельно друг другу следуют (с севера на юг) зоны разломов Чинук, Сервейер, Мендо-сино, Пайонир, зона разломов Маркизских, островов. Они четко выражены в рельефе в виде комплексов специфических положительных и отрицательных форм рельефа (Рисунок 8). Горные поднятия разделяют северную и центральную части ложа Тихого океана на ряд котловин. Самая крупная – Северо-Восточная – ограничена с запада и юго-запада Императорскими горами, хребтами Гавайским и Лайн-Туамоту, а на юго-востоке – Восточно-тихоокеанским поднятием. К западу от Императорских гор лежит Северо-западная котловина, в средней части которой расположена возвышенность Шатского. С юга котловина ограничена горами Маркус-Неккер. Для обеих котловин характерен преимущественно холмистый рельеф. В северной части Северо-Восточной котловины значительные площади заняты Алеутской, Аляскинской и Тафтской плоскими абиссальными равнинами, много гайотов, выделяется несколько зон разломов, не совпадающих по простиранию с широтными разломами (Императорская зона разломов и меридиональные разломы Амлиа и Адак).Обе котловины входят в число наиболее глубоких котловин Мирового океана: максимальная глубина Северо-Восточной котловины – 6741 м, Северо-Западной – 6671 м.