Срединно-океанические хребты

Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном или субме­ридиональном направлении вздутия земной коры, образующие огромный (шириной до 4000 км и относительной высотой до 4—5 км) свод со сложно расчлененным рельефом склонов и осо­бенно его осевой зоны, где развиты асимметричные хребты, раз­деленные глубокими, резко выраженными ложбинами (рис. 32) 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 протяженностью около 60 тыс. км и прослеживаются во всех океанах (рис. 33). Одной из основных геолого-геофизических особенностей срединно-океанических хребтов, присущей только им, является высокое значение скоростей упругих волн в земной

Рис. 31. Схема эволюции переходных зон: А — Витязевский тип (имеется только глубоководный желоб); Б — Марианский (же­лоб и островная дуга); В — Курильский (двойная дуга со значительными по размеру островами); Г — Яванский (крупные острова и полуостровные массивы); Д — Индо­незийский подтип (крупные островные массивы, серпообразно изогнутые дуги); Е — Восточно-Тихоокеанский подтип (глубоководные желоба примыкают непосредствен­но к молодым краевым поднятиям континентов); Ж — Средиземноморский подтип (господствуют материковые структуры, имеются реликты глубоководных желобов и "окна" коры субокеанического типа (7); / — внешний хребет; 2 — глубоководный желоб; 3 — островная дуга; 4 — материковый склон; 5 — суша; 6 — подводные горы

Sh

LLL-J3

И 4 \l

{по О К. Леонтьеву)

О

—500

- -1000_а g -1500 5 -2000 5-2500

Я 1500

8 юоо⁶

«500 О

Рис. 32. Поперечный профиль Аравийско-Индийского хребта (а) и Восточно-Аф- риканской рифтовой зоны (б). Крестиками показано положение рифтовых зон, треугольниками — рифтовых хребтов

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. Осадочный покров наблюдается только на флангах хребтов, его мощность увеличивается по мере удаления от их осевой зоны.

Несмотря на общие черты, срединно-океанические хребты разных океанов отличны по морфологии. В Северном Ледовитом океане срединно-океанический хребет представлен хр. Гаккеля (рис. 34). Осевая часть хребта сильно расчленена: ряд отдельных коротких хребтов разделяются глубокими рифтовыми долинами, кулисообразно располагающимися вдоль оси хребта.

Кроме Арктического бассейна в Северном Ледовитом океане выделяется Норвежско-Гренландский бассейн. Здесь котловины Гренландского и Норвежского морей разделяют срединно-океани- ческие хребты Книповича, Мона и Исландский. На Исландском хребте находится действующий вулкан на о. Ян-Майен.

 

Рис. 34. Геоморфологическая схема дна Северного Ледовитого океана: 1 — подводные окраины материков; 2 — плоские абиссальные равнины ложа океана; 3 — холмистые абиссальные равнины ложа океана; 4 — хребты и возвышенности; 5 — срединно-океанические хребты; 6 — океанические разломы; 7 — зона рифтов осевой части срединно-океанического хребта. Цифры и буквы на схеме: 1 — поднятие Ломоносова, 2 — плато Альфа, 3 — поднятие Менделеева; котловины: Б — Бофорта, М— Макарова, Т — Толля, А — Амундсена, Н — Нансена, Г — Гренландская, Hp — Норвежская. Срединно-океанические хребты: I — Кольбенсей, II — Мона, III — Кни- повича, IV — Гаккеля (по O.K. Леонтьеву)

 

Наиболее хорошо изучен Срединно-Атлантический хребет, яв­ляющийся стержневым орографическим элементом рельефа дна Атлантического океана. Он протягивается от о. Исландия на се­вере до 65° ю. ш. (рис. 35). Простирание хребта непостоянно, но в целом близко к меридиональному, за исключением экваториаль-

Рис. 33. Планетарная система срединно-океанических хребтов: а — подводная окраина материков; б — переходные зоны; в — ложе океана; г — сре­динно-океанические хребты. Цифры на карте, хребты 1 — Гаккеля; 2 — Книповича; 3 — Мона и Кольбенсей; 4 — Рейкьянес; 5 — Северо-Атлантический; 6 — Южно- Атлантический; 7 — Африкано-Антарктический; 8 — Западно-Индийский; 9 — Ара- вийско-Индийский; 10 — Центрально-Индийский; 11 — Австрало-Антарктический; 12 — Южно-Тихоокеанский; 13 — Восточно-Тихоокеанский; 14 — Горда и Хуан-де-Фука

{по O.K. Леонтьеву)

ного участка, где оно на некотором протяжении становится суб­широтным. Ширина хребта в южной Атлантике достигает 2500 км, но к северу от Исландии сокращается до 300 км.

Относительная высота Срединно-Атлантического хребта не превышает 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-Ат- лантическому 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. 11). Этими сдвигами и обусловлено общее субширотное простирание Срединно-Атлантического хребта на его экваториальном отрезке.

Фланги хребта имеют также резко пересеченный горный рель­еф и характеризуются проявлениями современного вулканизма центрального типа. Наиболее значительными современными дей-

Рис. 35. Геоморфологическая схема дна Атлантического океана: 1 — подводные окраины материков; 2 — глубоководные желоба; 3 — островные дуги; 4 — котловины морей переходных зон; 5 — плоские абиссальные равнины ложа океа­на; 6 — холмистые абиссальные равнины ложа океана; 7 — хребты и возвышенности; 8 — срединно-океанические хребты; 9 — разломы; 10 — зона рифтов осевой части сре- динно-океанического хребта. Цифры и буквы на схеме. 1 — Угловое поднятие; 2 — Бер­мудское плато; 3 — возвышенность Демерара; 4 — возвышенность Риу-Гранди; 5 — Южно-Антильский хребет; 6 — возвышенность Сьерра-Леоне. Некоторые котловины ложа океана. Л — Лабрадорская, СА — Северо-Американская, Г — Гайянская, Б — Бразильская, Ар — Аргентинская, АА — Африканско-Антарктическая, Кп — Капская, ЗЕ — Западно-Европейская. Срединно-океанические хребты: I — Рейкьянес, II — Сре- динно-Атлантический, III — Африканско-Антарктический {по O.K. Леонтьеву)

 

ствующими вулканами на крыльях и в рифтовой зоне хребта яв­ляются вулканы хребта Рейкьянес (отрезок срединного хребта, примыкающий к Исландии), экваториальной части и в районе островов Тристан-да-Кунья. В южной части океана Срединно- Атлантический хребет переходит в Африканско-Антарктический подводный хребет.

В Индийском океане имеется несколько срединно-океаниче- ских хребтов: Западно-Индийский, Аравийско-Индийский, Цент­рально-Индийский, переходящий к востоку от о. Амстердам в Австрало-Антарктический (рис. 36). Все хребты, за исключением Австрало-Антарктического, сравнительно хорошо изучены и об­наруживают большое сходство в строении со Срединно-Атланти- ческим хребтом. Австрало-Антарктический хребет (поднятие) ис­следован недостаточно. 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-Индий- ского хребта, связана максимальная глубина Индийского океана — 6400 м, если не считать максимальную глубину Яванского глу­боководного желоба. Широкая зона тектонического дробления выявлена в средней части Австрало-Антарктического поднятия. Она выражена сложной системой коротких меридиональных гребней и впадин.

Срединные хребты Тихого океана (их два — Южно- и Восточно- Тихоокеанский) по строению напоминают Австрал о-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 ряд сегментов, сдвинутых относительно друг друга по латерали^[12]. Геофизические черты строения срединных хребтов Тихого океана аналогичны описанным для других срединно-океа- нических хребтов (рис. 37).

Рис. 36. Геоморфологическая схема дна Индийского океана: 1—10 см. рис. 35; 11 — гигантские конусы выноса мутьевых потоков. Цифры и буквы на схеме: Хребты: 1 — Чейн, 1а — Меррей, 2 — Маскаренский, 3 — Мальдивский, 4 — Восточно-Индийский. Поднятия. 5 — Кокосовое, 6 — Западно-Австралийское, 7 — плато Крозе и остров Принс-Эдуард. Котловины ложа океана; А — Аравийская, С — Сомалийская, М — Мадагаскарская, Кр — Крозе, Ц — Центральная, К — Коко­совая, ЗА — Западно-Австралийская, ЮА — Южно-Австралийская, АА — Австрало- Антарктическая. Срединно-океанические хребты: I — Аравийско-Индийский, II — 3а- падно-Индийский, III — Центрально-Индийский, IV — Австрало-Антарктическое поднятие (по O.K. Леонтьеву)

 

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. Следует отметить, что Восточно- и Южно-Тихоокеанские хребты, как и Австрал о-Антарктический в Индийском океане, а также Чилийский хребет, морфологически отличаются от остальных сре- динно-океанических хребтов большей шириной и сравнительно малой расчлененностью рифтовой зоны.

 

Рис. 37. Геоморфологическая схема дна Тихого океана: Штриховые обозначения. 1—10 си. на рис. 35. Цифры и буквы на схеме. 1 — хр. Витязя, 2 — Северо-Западный хребет, 3 — возвышенность Шатского, 4 — Гавайский хребет, 5 — Горы Маркус-Неккер, 6 — поднятие Маршалловых островов, 7 — поднятие Каро­линских островов, 8 — Эауриапик, 9 — поднятие островов Самоа 10 — плато Манихи- ки, И — поднятие островов Лайн, 12 — поднятие островов Туамоту, 11 — хр. Кокос, 14 — хр. Карнеги, 15 — поднятие Галапагос, 16 — хр. Сала и Гомес, 17 — хр. Наска. Котловины ложа океана: СЗ — Северо-Западная, СВ — Северо-Восточная, Ц — Цент­ральная, М — Меланезийская, Ю — Южная, Т — Тасманова, Б — Беллинсгаузена, Ч — Чилийская, П — Перуанская, Пн — Панамская, Г — Гватемальская. Срединно- океанические хребты и поднятия. I — Южно-Тихоокеанское поднятие, II — Восточно- Тихоокеанское поднятие, III — Чилийское поднятие, IV — Галапагосское поднятие. Глубоководные желоба: а — Алеутский, б — Курило-Камчатский, в — Японский, г — Нансей, д — Филиппинский, е — Бонинский и Волкано, ж — Марианский, з — Ян, и — Палау, к — Западно-Меланезийский, л — Восточно-Меланезийский, м — Витязь, н — Бугенвильский, о — Новогебридский, п — Тонга, р — Кермадек, с — Хьорт, т — Чилийский, у — Перуанский, ф — Центральноамериканский (по O.K. Леонтьеву)

Сторонники концепции тектоники литосферных плит связыва­ют эти черты с большой скоростью спрединга. Так, на гипсомет­рическом профиле Восточно-Тихоокеанского поднятия, в районе 18° ю.ш., рифтовая зона не выражена: скорость спрединга здесь превышает 15 см/год. Напротив, на гипсометрическом профиле Срединно-Атлантического хребта (в районе 38° с.ш.), где скорость спрединга едва превышает 2 см/год, рифтовая зона выражена от­четливо (рис. 38).

а

 

 

Рис. 38. Поперечные профили СОХ с различными скоростями (v) спрединга: а — Восточно-Тихоокеанское поднятие (v> 15 см/год), б — Срединно-Атлантический хребет (v«2 см/год). V—V — вулканическая зона; F — зоны трещиноватости; О — ось спрединга; ГП — границы плиты

 

Другие исследователи морфологические особенности средин­но-океанических хребтов связывают с их возрастом. Так, соглас­но данным, полученным в Акустическом Институте Российской Академии Наук по Срединно-Атлантическому хребту, ширина рифта хр. Рейкъянес, возраст которого около 60 млн лет, равна 2 км, высота склонов 180 м, а рифт тропической части Средин­но-Атлантического хребта, возраст которого около 180 млн лет, имеет ширину 3,5 км и высоту склонов более 350 м, т.е. параметры рифтов зависят от их возраста.

Из сказанного следует, что морфологические особенности сре- динно-океанических хребтов могут быть использованы для суж­дения об их возрасте, характере и интенсивности тектонических движений. Отсюда возникает задача дальнейшего изучения этих своеобразных, исключительно интересных образований, которые вместе с процессами и формами рельефа в пределах всего Миро­вого океана могут пролить свет на историю формирования Лика Земли в целом.

Выше уже говорилось о том, что рифтогенные зоны океанов имеют продолжения на материках и что причиной возникновения возрожденных (эпиплатформенных) гор является распространение процесса рифтогенеза, свойственного срединно-океаническим хребтам, на материки. В пользу этой точки зрения свидетельствует идентичность морфологии этих образований, что хорошо видно на рис. 32.

Возможно, что эти морфологические особенности говорят о молодости названных морфоструктур. Благодаря такой морфологи­ческой специфике, их обычно (на картах и в литературе) называют не хребтами, а поднятиями.

Рельеф ложа Мирового океана

Напомним, что ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся незначительной мощностью (5—10 км) и отсутствием гранитного слоя.

Ложе океана в структурном отношении соответствует океани­ческим платформам, или талассократонам. На батиметрической карте дна любого океана явно видна ячеистость мегарельефа. Ги­гантские котловины с относительно ровным или холмистым дном разделяются хребтами, валами и возвышенностями. Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин. На воз­вышенностях, как правило, мощность коры увеличивается, а в некоторых случаях здесь под типичным "базальтовым" слоем об­наруживается слой повышенной плотности, и поверхность Мохо выделяется нечетко.

Океаническим котловинам здесь свойственна большая глуби­на, что указывает 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, поступающего главным образом с суши. О погружении ложа океана свидетельствуют нахождение плосковершинных гор, 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 рифостроящие кораллы могут обитать на глубинах до 50 м. Собственные колебания уровня океана за счет таяния ледниковых покровов не превышают 120 м.

Геоморфологические схемы дна Северного Ледовитого, Атланти­ческого, Индийского и Тихого океанов представлены на рис. 34—37. Кроме срединно-океанических хребтов в пределах всех океанов встречаются отдельные горы, возвышенности, плато и горные хреб­ты, имеющие иной (отличный от СОХ) генезис.

Примером одной из подводных возвышенностей ложа океана может служить Бермудское плато, расположенное в центральной части Северо-Атлантической 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. 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.

Крупнейшими орографическими элементами Индийского океа­на являются плато Крозе, типичное океаническое вулканическое образование, и плато Кергелен, представляющее собой далеко вы­дающийся на север выступ Антарктической материковой плат­формы.

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 вблизи Центрально-Ин- дийского хребта. Эта огромная горная система (по протяженности больше Урала) была открыта в начале 60-х годов.

Рассмотрим еще два крупных глыбовых хребта — Мальдивский и Маскаренский, расположенных в западной части океана. Маска- ренский хребет в северной части (район Сейшельских островов) имеет материковый тип коры. По мнению одних исследователей, это обломок некогда единого материка южного полушария — Гонд- ваны, объединявшего еще в начале мезозоя все южные материки. 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.

В Тихом океане, кроме СОХ, также имеются другие линейно вытянутые орографические элементы, характеризующиеся океа­ническим типом земной коры. Они имеют вид крупных валов, на сводах которых насажены вулканы, нередко образующие вулка­нические цепи. Наиболее грандиозным из них по протяженности, высоте и проявлению вулканизма океанического типа является Га­вайский хребет, увенчанный одноименными островами. Как ука­зывалось выше, вулканы этих хребтов щитовые, извергающие лаву основного состава.

В Тихом океане особенно многочисленны плосковершинные подводные горы — гайоты (рис. 39), наиболее распространенные 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), что указывает на погружение дна океана, так как предполагать столь значительное понижение его уровня в прошлом нет оснований.

 

Многие океанические сводовые поднятия Тихого океана 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. 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 о. 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 — очень сложный рельеф центральной и северо-западной частей ложа Ти­хого океана. О масштабах вулканических процессов того времени свидетельствует общий объем выброшенного вулканического ма­териала. По подсчетам Г. Менарда, он 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 — специ­фический тип рельефа окраинных частей котловин ложа Тихого океана.

Строение рельефа дна океанических котловин довольно однооб­разно. Почти в каждой котловине океанов выделяется два основ­ных типа рельефа. Большая часть площади дна котловин холмис­того рельефа с вертикальным расчленением в среднем 250—600 м, в некоторых случаях — до 1000 м. Этот тип получил название рельефа абиссальных холмов, занимает 40% площади дна Мирового океана. Выявление ареалов распространения рельефа абиссальных холмов имеет не только научный, но и практический интерес, так как к ареалам их развития приурочены железо-марганцевые конкреции, объем которых только в Тихом океане превышает 200 млрд т. Меньшая часть площади дна котловин почти идеаль­но выровнена. Эти совершенно плоские пространства, с ничтож­ными уклонами поверхности называют плоскими абиссальными равнинами. Обычно они занимают не самые глубокие участки котловин, а только те, которые расположены ближе к материко­вому склону и подножию. 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 при ее прогибании допустимо образование 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.

Специфика ложа Тихого океана состоит в том, что почти всюду оно 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 Бел­
линсгаузена. Широкое развитие абиссальных равнин отмечается и в приантарктических котловинах Индийского и Атлантического океанов. Это связано со значительным привносом 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 также пересекают Восточно-Тихоокеанское и Южно-Тихоокеан­ское поднятия, причем отдельные сегменты этих поднятий сдви­нуты относительно друг друга на сотни километров, что является бесспорным признаком значительных латеральных движений зем­ной коры.

Подводя итог, можно констатировать, что ложе Мирового океана характеризуется разнообразием морфоструктур разного генезиса. Отчетливо выделяются два типа морфоструктур: вулканические горы, образованные на конструктивных границах литосферных плит, и горы, сформированные процессами внутриплитовой текто­ники и вулканизма, не связанные с рифтогенезом^ Это подтверж­дается тем, что такие горы, например, в Северной Атлантике, имеют собственную систему магнитных аномалий, не согласую­щуюся с системой магнитных аномалий Срединно-Атлантического хребта. Внутриплитовые деформации формируют более массив­ные вулканические сооружения по сравнению со структурами, образованными в рифтовых зонах СОХ.

км

О

б

Рис. 40. Обобщенный профиль дна Мирового океана (по О К. Леонтьеву)

Приведенные выше данные о морфоструктурах переходных зон, срединно-океанических хребтов и ложа океана (гл. 10, 11) можно представить в виде обобщенного профиля дна Мирового океана, изображенного на рис. 40.