дна океанов - Геологический портал GeoKniga

МОРФОСТРУКТУРА
ДНА ОКЕАНОВ
В. М. Литвин
МОРФОСТРУКТУРА
ДНА ОКЕАНОВ
ЛЕНИНГРАД
«НЕДРА»
ЛЕНИНГРАДСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ
1987
УДК 5 51.462:551.24(26)
Л и тви н В. М. М о р ф о ст р у к ту р а д н а о к еан о в .— Л .: Н е д р а , 1987.— 275 с.
О бобщ ены м атер и ал ы геом орф ол оги чески х и геолого-геоф изи ческих иссле­
д ован и й , оп у б ли ко ван н ы е в р а б о т а х советски х и за р у б е ж н ы х учены х, р е зу л ь т а ­
ты глуб о к о во д н о го бурен и я и д р у ги е данны е. П ри ин терпретации м атери ал ов
применен м етод м о р ф о стр у к ту р н о го а н а л и за . О п исаны рельеф д н а океанов и
морей, рельеф и глубинн ое строен и е океан и ческого ф у н д ам е н т а, м ощ ность и
с тр у к т у р а осадоч н ого ч ех л а, а н о м ал ь н ы е геоф и зические пол я; вы явл ен ы в за и м о ­
связи м е ж д у ними. У стан ов л ен а р о л ь эн догенн ы х ф а к то р о в (в к л ю ч ая сейсм ич­
ность, в у л к ан и зм , го р и зо н тал ь н ы е и в ер ти к ал ьн ы е тектонические д в и ж е н и я и
в ы зы ваем ы е ими р а зр ы в н ы е и п л и к ати в н ы е н а р у ш ен и я) в ф орм и рован и и п о д ­
водн ого р ельеф а. Р а з р а б о т а н а схем а р а зв и т и я м орф о стр у к ту р ы д н а океанов в
глоб ал ьн ом м ас ш та б е на основе концепц ии тектон и ки л и тосф ерны х плит. П р и в е ­
дены рекон струкции д л я п о здн его м езо зо я и к ай н о зо я.
Д л я научн ы х р а б о тн и к о в — геол огов, геом орф ол огов, геоф и зиков, о к еан о л о ­
гов, за н я т ы х в обл асти м орской геологии и ин тересую щ и хся проблем ам и М и ро­
вого о к еа н а и глоб ал ьн ой тектон и ки Зем ли .
Т абл; 5, ил. 63, прил. 1, список лит. 80 назв.
Р е ц е н з е н т — д-р геол.-м и нерал,
л
9 0 -8 7
н аук А.
л о ги я ).
Н. Ласт очкин
©
(В Н И И О к е ан ге о -
И з д а т е л ь с т в о «Н едра», 1987
ВВЕДЕНИЕ
Изучение рельеф а и структуры дна океан а является одним из
важнейших средств познания закономерностей геологического
строения и разви тия океанической земной коры. В свою очередь
это позволяет целенаправленно, на научной основе подходить к
поискам, развед ке и освоению м инеральны х ресурсов Мирового
океана.
Рельеф дна океан а у ж е довольно д э е н о стал объектом геомор­
фологических и геолого-геофизических исследований. О д н ако а н а ­
лиз соотношения рельеф а дна с глубинным строением океаниче­
ского ф ундамента и с ан ом альн ы м и геофизическими полями, вы ­
явление роли различны х ф акто ро в в его формировании и
выяснение происхождения и эволюции морфоструктуры дна о к е а ­
на в свете тектоники литосферны х плит начали осущ ествляться
лишь в последнее время. Т а к а я раб о та б ы л а выполнена недавно,
для Атлантического океан а [27]. Н астоящ ее исследование пред­
ставляет собой продолж ение этой работы в глобальном масштабе.
Под морфоструктурой автором п одразум евается отраж ен ие в
подводном рельефе дна геологического строения и тектоники о к е а ­
нической земной коры. В качестве морфоструктур ка к конкретных
объектов рассм атриваю тся формы подводного рельеф а разл и ч н о ­
го м асш таба
(от план етарн ы х до л о к ал ь н ы х ), происхождение
которых обусловлено тектоническими д виж ениям и, вулканизмом
и геологическим строением дна океана.
В задачи настоящ ей работы входило: а) выявление связей
между формами подводного рельефа, строением океанического
фундамента, ан ом альн ы м и геофизическими полями, строением и
мощностью осадочного чехла; б) установление закономерностей
распределения и взаимоотнош ения основных морфоструктур дна
океана, особенностей их строения и расчлененности; в) оп ределе­
ние роли горизонтальны х и верти кальн ы х тектонических д в и ж е ­
ний, разломов, вул кан и зм а и осадконакоп лени я в формировании
морфоструктуры дна океана;
г) выяснение происхождения и
истории развития подводного р ельеф а и общей морфоструктуры
дна океана.
Методической основой работы послужил морфоструктурный
анализ, р азр аботан н ы й ранее при изучении р ельеф а суши [11] и
широко применяемый в настоящ ее врем я при исследованиях дна
I*
з
океана. Этот метод в клю чает в себя сопоставление, ан али з и
комплексную интерпретацию геоморфологических, геофизических
и геологических данны х д ля выявления взаимосвязей между под­
водным рельефом и глубинным строением земной коры, для оцен­
ки роли эндогенных факторов в его формировании и истории
развития. Теоретической основой работы яви лась концепция
новой глобальной тектоники, или тектоники литосферных плиг.
Эта концепция получила широкое распространение и позволяет
по-новому осм ы сливать у ж е имеющийся фактический материал н
ц еленаправленно п лан ировать дальнейш ие исследования. Н а с т о я ­
щ ая работа яв л яется по существу попыткой приложения тектони­
ки литосферных плит к изучению закономерностей строения и
развития рельефа дна океана, с одной стороны, и получения в
результате морфоструктурных исследований новых п одтверж де­
ний справедливости этой концепции, с другой стороны.
С огласно р азви ваем ы м в н астоящ ее время представлениям [10,
18, 29, 64 и др.] литосф ера Зем л и, в к л ю ч а ю щ ая земную кору и
верхнюю часть верхней мантии, р азд ел е н а на ряд относительно
жестких плит разм ером от нескольких сотен до нескольких тысяч
километров в поперечнике. Основу к аж д ой из плит составляют
континенты или части континентов, к которым ка к бы припаяны
прилегаю щ ие области океанического дна. Мощность литосферы
под океан ам и составл яет от 10 до 80 км, а под континентами д о­
стигает 200— 300 км. Г ран и цам и меж ду плитами с л у ж а т подвиж ­
ные тектонические зоны, четко фиксируемые поясами эпицентров
землетрясений. П од влиянием конвективных течений в мантии
Зем ли литосферны е плиты перем ещ аю тся в различны х н ап р ав л е­
ниях со скоростью п орядка нескольких сантиметров в год, что
приводит к дрейфу континентов.
Там, где плиты расходятся, возникаю т рифтовые зоны (конти­
нентальные или о кеанические). П о д ними н аблю даю тся восходя­
щие мантийные течения, которы е при достижении подошвы л и ­
тосферы расходятся в обе стороны, у в л е к а я за собой плиты.
В р езультате подъема по рифтовым разл о м а м разогретого глу­
бинного вещества, его ох л аж д ен и я и кр исталлизации формирует­
ся новая океан ическая кора (и л и т о с ф е р а ), которая нар ащ ивает
р азд вигаем ы е литосферны е плиты. По мере удал ен и я от рнфтовой
зоны части плит ещ е более о х л аж д аю тс я, уплотняются, изостати­
чески погруж аю тся и перекры ваю тся осадочным чехлом. Так
возникаю т крупнейшие океанические морфоструктуры: срединно­
океанические хребты, вдоль оси которых протягиваю тся рифтовые
зоны, и океанические котловины по обеим сторонам от хребтов.
Там, где литосферны е плиты сходятся, возникаю т глубоковод­
ные ж е ло б а, островные дуги и ск л а дч аты е пояса. Мантийные по­
токи здесь направлены вниз. П ри столкновении океанической и
континентальной плит океаническая, ка к более плотная, поддвигается под континентальную и ее вещество подвергается пер ера­
ботке различны ми физико-химическими процессами. В результате
формируется новая кон ти нентальн ая кора (и л и т о сф ер а ), которая
4
наращ ивает края континентальных плит. В зонах поддвига об­
разуются глубоководные ж елоба. Если океан ическая плита стал­
кивается непосредственно с континентальной, то глубоководный
желоб располагается вдоль континентального склона. Если же
поддвиг происходит на удалении от континентальной окраины, то
вдоль той стороны глубоководного ж елоб а, которая ближе к м а­
терику, образуется островная дуга, за которой формируются кот­
ловины краевых морей.
Районы сочленения океанической и континентальной литосфе­
ры в пределах одной плиты в процессе разви тия постепенно
отодвигаются от рифтовых зон и становятся тектонически пассив­
ными пли слабоактивны м и областями. В едущими процессами
здесь являю тся погружение окраинных частей континентов и
формирование мощного осадочного чехла. Т ак образую тся морфо­
структуры шельфов, континентальных склонов и прилегаю щих к
ним аккумулятивных ш лейфов континентальны х подножий.
Описанная схема бы ла в зята за основу при изучении законо­
мерностей строения и разви тия рельеф а дна океана. Исходными
материалами послужили в первую очередь данны е геоморфологи­
ческих и геолого-геофизических исследований, полученные в экс­
педициях Института океанологии им. П. П. Ш ирш ова АН С С С Р
на судах «А кадемик К урчатов», «А кадемик М стислав Келдыш»,
«Дмитрий М енделеев», «Витязь», в которых вместе с другими со­
трудниками института принимал участие и автор. Использованы
также м атериалы других советских и зар у б еж н ы х экспедиций.
Больш ая часть этих м атери ал ов оп убли кован а в многочисленных
региональных и частных раб о тах и в ряде обобщ аю щ их моно­
графий.
Н аибол ее полны ми по о х в а т у р а зн о о б р а зн ы х д ан н ы х и наи бол ее соврем ен ­
ными по м етодической и теорети ческой основе я в л я ю тс я книги « Г еол оги я о к е а ­
на» [8] и «Г ео ф и зи к а о к еан а» [101 из м ноготом ной серии «О кеан ологи я» под
общей редакц ией А. С. М онина. В опросы геом орф ологии, м о рф острук туры и
м орф отектоники д н а о кеа н о в освещ ены в об об щ аю щ и х р а б о т а х А. В. Ж и в а г о
[16, 4 0 ], А. В. И л ьи н а [2 0 ], В. Ф. К а н а е в а
[2 2 ], О. К. Л ео н ть ев а
[25],
В. М. Л и тви н а [2 7 ], Г. Б. У д и н ц ева [4 1 ], К. Э м ери и Е. У чупи [52] и др. Р е ­
зультаты
геол ого-геоф и зи чески х
иссл едован и й
о к еан о в излож ен ы в книгах
В. В. Б ел о у со в а [2 ], А. Г. Г ай н ан о в а [3 ], Р . М . Д ем ен и ц к ой [1 4 ], Ю. П . Непрочнова [3 0 ], Е. М. Р у д и ч а [3 8 ], С. А. У ш ак о в а с с о а в т о р а м и [1 3 ], а т а к ж е
в коллективны х м о н о гр аф и ях и сб орн и ках р аб о т, подготовл ен н ы х в И н ституте
океанологии, И н сти туте ф изики З е м л и и Г еологическом ин ституте АН С С С Р
[5—7, 9, 12, 17, 21, 28, 39, 40 и д р .], в Д а л ьн ев о сто ч н о м научном центре А Н
СССР [4, 3 3 ], В Н И И О к е ан ге о л о ги я [23, 3 2 ]. И з за р у б е ж н ы х обоб щ аю щ и х р а ­
бот сл едует в ы д ели ть кол л екти в н ы е м он ограф и и „T he S e a “ [7 2 ], „ G eo lo g y of
C o n tin e n ta l M a r g in s " [5 6 ], «O cean B a sin s a n d M a rg in s " [6 8 ], „ V o lcan o es and
T ecto n o sp h ere" [78].
Б ольш ой ф акти ч еск и й м ате р и ал обобщ ен на бати м етрических, гео м о р ф о л о ­
гических, тектонических и д р у ги х сп ец и альн ы х к а р т а х в т ак и х крупны х к а р т о ­
граф ических и зд ан и ях , к а к «Ф и зи ко-географ и чески й а т л а с М и ра» [1964 г .], «Ат­
лас А н тарктики » [1966 г .], «Г еол ого-геоф и зи чески й а тл а с И н дийского океана»
[197о], «А тлас ок еан ов», т. 1— 3 [1974, 1977, 1980 г .], а т а к ж е на бати м етри че­
ских и ф и зи ограф и чески х к а р т а х о тдел ьн ы х океан о в , п од готовленны х в И н сти ту­
те океанологии А Н С С С Р и издан н ы х в разн ы х м ас ш та б а х — от 1 : 1 0 000 000
до 1 : 25 000 000.
5
Р е зу л ь та ты исследований осадочной толщ и на д н е о кеа н о в и процессов ее
ф о р м и р о в ан и я излож ен ы в р а б о та х А. П. Л и си ц ы н а [2 6 ], Л . Э. Л ев и н а [24]
и д ругих спец иали стов. О собенно в а ж н о е зн ач ени е д л я изучен и я с троен и я дна
о к еан ов и истории его р а зв и ти я имею т м атер и ал ы глуб о к о во д н о го бурения на
судн е « Г л о м а р Ч е л л ен д ж ер » , пуб ли куем ы е в серии то м о в „ In itia l R e p o rts о[ the
D eep Sea D rillin g P ro je c t" [6 1 ]. В опросы тектон и ки д н а океан ов, континентов
и их окраи н освещ ены в о б об щ аю щ и х р а б о т а х В. В. Б е л о у со в а [2 ], Ю . М. П ущ ар о в ск о го [3 6 ], А. Г. Р о д н и к о в а [3 7 ], В. Е. Х ай н а [42— 44] и д руги х а в т о ­
ров, в р яд е к о л л екти вн ы х м онограф и й и сборн и к ов с татей советски х и з а р у б е ж ­
ны х учены х.
И спользование у ка зан н ы х обобщ аю щ их работ, как и многочис­
ленных региональны х и частны х статей в периодических изданиях,
наряду с обработкой и интерпретацией оригинального ф актическо­
го м а тери ал а значительно облегчило работу автора. Основные
нап равлен ия и методика морфоструктурных
исследований дна
океан а были в начале опробованы в процессе работ по Атлантике
и затем распространены на другие акватории Мирового океана.
В результате составлены новые карты дна океанов, такие как
морфоструктурная, рельеф а ф ун дам ен та и мощности осадочного
чехла, горизонтальны х и вертикальны х тектонических движений,
вулканических и вулкано-тектонических морфоструктур, палеоморфоструктурные схемы д ля различны х этапов разви тия в позднем
мезозое и кайнозое. Больш ое внимание уделено изучению морфометрии и расчлененности дна океан а и фундамента.
О б р аб о тка этих д ан ны х на Э В М велась совместно с М. В. Р у ­
денко. В качестве основы д л я п алеоморф оструктурны х схем ис­
пользовались палеогеодинамические реконструкции положения
литосферных плит, созданные с помощью ЭВ М Л . П. Зоненшайном и Л . А. Савостиным. В вопросах использования и интерпре­
тации геолого-геофизических м атер и ал о в большую помощь автору
о к а за л о научное общение с А. Г. Гапнановы м, А. М. Городницким,
А. В. Ж и в аго ,
Л. П. Зоненш айном,
Е. Г. Мирлиным,
Ю. П. Непрочновым, О. Г. Сорохтиным, В. Е. Хаиным, Г. С. Хариным и другими специалистами. В оформлении работы и подго­
товке ее к печати много помогла Т. И. Р а ж е в а . Всем им автор
в ы р а ж а е т свою искреннюю признательность.
Необходимо зам етить, что при чтении книги д ля лучшей о ри ­
ентации в морфоструктурной ситуации и в географических н а з в а ­
ниях форм подводного рельефа, континентальны х окраин и остро­
вов следует о б р ащ а тьс я к к а р там «А тласа океанов», т. 1— 3. Эти
карты н аряду с иллю страц иям и в книге являю тся наглядным
отображ ением положений, рассмотренных в тексте монографии.
Приблизительное располож ение структур дна показано на «Оро­
графической схеме М ирового о кеан а»
(см. приложение на
в к л ад к е).
Глава 1
Р Е Л Ь Е Ф Д Н А ОК Е АНОВ
Мировой океан зан и м ае т около 70 % поверхности Земли. П о ­
этому особенности строения его дна играют чрезвычайно важную
роль в общем морфоструктурном плане земной коры. Н аиболее
отчетливо это проявляется при рассмотрении строения литосф ер­
ных плит, в которых континентальные и океанические структуры
образую т'общ ий (хотя и слож ны й) каркас.
По традиции Мировой океан делится на четыре части: Тихий,
Атлантический, Индийский и Северный Л едовиты й океаны, кото­
рые р азд ел яю тся между собой континентами, цепями островов и
поднятиями подводного рельефа. Р а з м е р ы
океанов различны
(табл. 1). Самым крупным яв л яется Тихий, а самым маленьким —
Северный Ледовиты й. Хотя средние глубины океанов, за исклю ­
чением Северного Ледовитого, со ставляю т 3600— 3900 м, для
океанического л о ж а наиболее характерн ы глубины 4000— 5000 м.
Уменьшение средних глубин обусловлено наличием на дне о к е а ­
нов различны х поднятий в виде хребтов, возвышенностей и
валов, а т а к ж е относительно мелководных континентальных о к р а ­
ин, обрам л яю щ их океанические котловины вдоль берегов м атери ­
ков. Н аибольш ие глубины океанов, превыш аю щ ие 6000— 7000 м,
имеют локальн ое распространение и приурочены к глубоководным
желобам. М ак си м ал ь н а я глубина М ирового океана, измеренная
с Н И С «В итязь» в М ари ан ском желобе, составляет 11 022 м.
ТАБЛИЦА
1
Размеры океанов
Площадь
Объем
Средняя
глубина,
м
О к с ан
млн. кма
%
млн. км3
Тихим
А тлантический
И ндийский
Северный Л ед о ви ты й
178,7
91,6
76,2
14,8
49,4
25,4
21,1
4,1
710,4
329,7
282,6
18,1
М ировой
361,3
П рим еч ание.
Сведения даны
нятия. С пр а в о ч н ы е т а б л и ц ы » , 1980 г.
100
по п р и л о ж е н и ю
1340,8
к Атласу
52,9
24,7
21,1
1,3
100
океанов
3976
3597
3711
1225
3711
«Тер ми ны .
По­
7
ОБЩИИ МОРФОСТРУКТУРНЫЙ
ПЛАН Д Н А ОКЕАНОВ
В рельефе дна океанов в зависимости от разм еров можно
выделить морфоструктуры п лан етарн ы е (н азы ваем ы е т ак ж е геотек ту рам и ), региональны е и локальны е. К планетарны м относят­
ся крупнейшие морфоструктуры , имеющие всеобщее распро стр а­
нение и переходящ ие из одного океан а в другой вне зависимости
от местных условий. Это — континентальные окраины (вклю ч аю ­
щие шельф и континентальный ск лон ), переходные зоны (комп­
лексы островных дуг, глубоководных ж елобов и котловин краевых
морей), океаническое л ож е (дно океанических котловин), средин­
но-океанические хребты. К региональным м орф осгруктурам отно­
сятся отдельные области (или районы) континентальных окраин
со специфическими особенностями геологического строения, кон­
кретные островные дуги и ж ело б а, котловины краевых морей и
океанические котловины, хребты и возвышенности на дне котло­
вин, вулканические массивы, отдельны е звенья срединно-океани­
ческих' хребтов. Л о к а л ь н ы е структурны е формы представлены о т­
дельными тектоническими блокам и и вулканическими горами,
сбросовыми уступами и рифтовыми
трещ инами,
выходами
коренных пород, структурны ми террасам и.
Н аи б о л ее общим элементом в морфоструктуре дна океанов
(рис. 1, в к л а д к а ) яв л яется система срединно-океанических х реб ­
тов, п ро тяги ваю щ аяся более чем на 80 000 км и зан и м аю щ ая
свыше 1/5 его площ ади (табл. 2). Н ачи нается она в Евразийской
части Северного Л едовитого океан а в виде хр. Г аккеля, юго-вос­
точным продолжением которого яв л яе тся Момский континенталь­
ный рифт в Восточной Сибири. Н а ю го-западе срединно-океаниче­
ский хребет протягивается через Н орвеж ско-Г ренлан дски й басТАБЛИЦА 2
П лощ ади планетарных морфоструктур океанов
Океаны
М орфоструктуры
Тихни
К онти н ен тал ьн ы е окраи н ы
- 18,2
10,2
Атланти­
че ски й
Индий­
ский
Севе рн ый
Ледови­
тый
Ми ровой
17,0
18,5
13,0
17,1
10,4
70,2
58,6
16,2
33,0
П ереход н ы е зоны
24,0
13,4
7,2
7,8
1,8
2,3
Лож е
о к еа н а (дн о океан и ч е­
ских котл ови н )
111,5
62,4
43,5
47,5
48,5
63,7
3,9
26,4
207,;3
57,4
С рединн о-океанические
25,0
14,0
24,0
26,2
12,9
16,9
0,5
3,4
62,4
17,3
Пр имеч ание.
8
хребты
Ч и с л и т е л ь — м лн. км-, з н а м е н а т е л ь — %.
9,1
сейн, пересекает И сландию и продол ж ается затем через весь
Атлантический океан ка к Атлантический хребет примерно посре­
дине между берегами Северной и Ю жной Америки с одной сторо­
ны, Европы и Африки — с другой.
На юге он поворачивает к востоку и, огибая Африку, перехо­
дит затем в систему срединно-океанических хребтов Индийского
океана. Восточнее М а д а г а с к а р а , в районе о. Родригес, р ас п о л а­
гается узел сочленения трех ветвей срединно-океанических хреб­
тов этого океана. Ю го-зап ад н ая
ветвь
(Западно-И ндийский и
Африканско-Антарктический хребты)
протягивается до соедине­
ния с Атлантическим хребтом. С еверн ая ветвь (А равийско-И ндий­
ский хребет) постепенно п оворачивает к за п а д у и входит в Аден­
ский залив, достигая затем района А фар в Эфиопии, где сочле­
няется с рифтом
Красного моря и Восточно-Африканской
континентальной рифтовой системой. Ю го-восточная ветвь (Ц ент­
ральноиндийский хребет и А встрало-А нтарктическое
поднятие)
протягивается в сторону Тихого океан а меж ду Австралией и Ан­
тарктидой и п р о до л ж ается д ал ее в виде Ю жно-Тихоокеанского и
Восточно-Тихоокеанского поднятий.
На севере Восточно-Тихоокеанское поднятие п риб ли ж ается к
Американскому материку, входит в Калифорнийский зал и в и про­
должается д ал ее на суше. О д н ако севернее п арал л ел и 40° с. ш.
небольшая его ветвь в виде хребтов Горда и Хуан-де-Фука снова
появляется у зап ад н ого п обереж ья Северной Америки. Еще два
ответвления от Восточно-Тихоокеанского поднятия в сторону Ю ж ­
ной Америки наб лю д аю тся в районах островов Г ал ап аго с и
Пасхи.
Несмотря на местные разли чи я в высоте над поверхностью
дна океана, в ширине и расчлененности отдельных звеньев, все
срединно-океанические хребты имеют х ар актерн ы е общие черты.
Повсеместно вы деляю тся три основные морфоструктурные зоны:
осевая (рифтовая) и две ф ланговы е (склоны ). Ф орма хребтов
валообразная, с приподнятой осевой зоной, которая рассечена
рифтовой долиной, и со сн и ж аю щ им и ся в обе стороны флангами,
общий уклон которых постепенно уменьш ается с приближением
к внешним границам хребтов. Поверхность их имеет типичное
блоково-грядовое расчленение с преоб ладаю щ ей ориентировкой
гряд по простиранию хребтов. Во многих местах хребты рассече­
ны поперечными р азл ом ам и , которые в ы раж ен ы глубокими ж ело­
бами, протяженны ми уступам и и зонами интенсивного расчлене­
ния подводного рельеф а. Н аиб ол ее крупные из поперечных раз­
ломов р азд ел я ю т отдельны е звенья хребтов. Р иф товая зона
тектонически наиболее активна. Здесь происходят процессы раздвижения дна океан а и н ар ащ и в ан и я океанической коры в резуль­
тате подъема глубинного вещества.
С обеих сторон от срединно-океанических хребтов р а с п о л аг а­
ются обширные области океанических котловин, или собственно
ложа океанов. Океанические котловины зан и м аю т более полови­
ны всей площ ади Мирового океана. Д л я них хар актерн ы океани­
9
ческий тип строения земной коры, относительно большие глубины
и широкое распространение холмистых, волнистых и плоских
абиссальных равнин. Соотношение различны х типов равнин обус­
ловлено интенсивностью воздействия аккумулятивного вы равн и ­
вания в ходе о садконакопления, что зависит от возраста данного
участка дна океан а и от близости источников сноса осадочного
м атери ал а. Поэтому вблизи срединно-океанических хребтов р ас­
пространены преимущественно холмистые равнины, или зоны аб и с­
сальных холмов, а в ц ентральны х и периферийных частях о к е а ­
нов располож ены волнистые и плоские равнины. В Тихом океане,
ка к наиболее крупном, зн ач и тель н ая часть л о ж а, у д ален н ая от
материков, з ан я т а абиссальны м и холмами, тогда как в других
океанах их роль зам етн о меньше.
Эту довольно однообразную картину океанического л о ж а
ослож няю т многочисленные подводные горы, более редкие в у л к а ­
нические острова (в центральной и зап адн ой частях Тихого о к е а ­
на т а к ж е довольно многочисленные), вулканические массивы и
сводово-глыбовые поднятия возвышенностей и хребтов. Р а с п р е д е ­
ление их, на первый взгляд, хаотичное, но при более вни м атель­
ном рассмотрении вы явл яю тся определенные закономерности,
связанны е с происхождением и развитием этих морфоструктур на
дви ж ущ ихся литосферны х плитах.
Океанические котловины р азделены между собой подводными
порогами, хребтами, возвы ш енностями или приподнятыми зонами
абиссальны х холмов. В Северном Л едовитом океане котловины
сравнительно невелики по р азм ер ам и б ольш ая их часть располо­
ж ена в А меразийском бассейне. В Атлантическом океане н аб л ю ­
д ается наиболее четко вы раж ен н ое симметричное расположение
котловин по обеим сторонам от срединно-океанического хребта,
причем многим котловинам на зап адн ой стороне соответствуют
котловины на восточной стороне: например, Ирмингерова — И с­
л ан дская , С еверо-А м ериканская — К ан ар ск ая , Б р а зи л ь с к а я — Ан­
гольская, Аргентинская — К ап ская. Т а к а я же симметрия о тм еча­
ется для некоторых подводных поднятий соответственно на з а ­
падной и восточной стороне от хребта: возвышенности С еара
(Д ем е р ер а) и С ьерра-Л еоне, поднятие Риу-Гранди и Китовый
хребет.
В Индийском океане вы деляю тся три группы котловин, распо­
лож енны х симметрично относительно тройного у зл а сочленения
срединно-океанических хребтов в районе о. Родригес. В связи со
смещенным к зап ад у положением хребтов аф риканский сектор с
котловинами С омалийской, М ад ага ска р ско й , М озамбикской и
другими является наименьшим по площ ади, а ази атско-австр ал и й ­
ский с котловинами Аравийской, Ц ентральной, З а п а д н о -А в стр а­
лийской и другими — наибольшим. Среднее по разм ерам по лож е­
ние зан и м ае т антарктический сектор с котловинами Крозе, А ф ри­
канско-Антарктической и Австрало-Антарктической. Сводово-глы­
бовые поднятия и хребты на дне котловин не о б наруж и ваю т
какой-либо симметрии в своем расположении относительно срею
динно-океанических хребтов, за исключением, возможно, хребтов
Кергелен и Западно-А встралийского. Особо в ы д еляется вытяну­
тый на 5000 км Восточно-Индийский хребет, не имеющий себе
аналогов в других океанах.
Н аиб ол ьш ая диссимметрия наб лю д ается в расположении кот­
ловин Тихого океана. Более 2/3 его площ ади находится к северозападу от срединно-океанического хребта. Э та часть л о ж а Тихого
океана по особенностям подводного рельефа мож ет быть р азд ел е­
на еще на две области: восточную и западную . Восточная, примы­
кающая непосредственно к срединно-океаническому хребту и
включающая Ю ж ную и Северо-Восточную котловины, о тли чает­
ся широким распространением зон аби ссальн ы х холмов и н ал и ­
чием так назы ваемы х великих субширотных разломов, протяги ва­
ющихся на тысячи километров. З а п а д н а я область, вкл ю чаю щ ая
котловины С еверо-Зап адную , Ц ентральн ую , М еланезийскую и
другие, характери зуется большим количеством подводных глыбо­
вых и вулканических поднятий, хребтов и валов, вулканических
островов и подводных гор. К юго-востоку от срединно-океаниче­
ского хребта распол агаю тся котловины, которые разделены Г а л а ­
пагосским и Чилийским поднятиями на три сектора: Центральноамериканский, Ю ж но-А мериканский и Антарктический.
Вдоль побережий материков повсеместно протягиваю тся зоны
континентальных окраин, вклю чаю щ их в себя шельфы и конти­
нентальные склоны. Они зан и м аю т почти такую ж е площ адь дна
океана, ка к и срединно-океанические хребты. Д л я ш ельфов х а р а к ­
терен материковый тип земной коры, а в зоне континентального
склона происходят довольно резкое сокращ ение и выклинивание
материковой коры и зам ещ ени е ее в п редматернковы х прогибах
у подножия склона структурами океанической коры.
Выделяю тся активны е и пассивные континентальные окраины.
Вдоль активных окраин происходит поддвиг океанических плит
под континентальные; здесь распол агаю тся глубоководные ж е л о ­
ба, маркирую щ ие собой выходы на поверхность дна океана зон
Зава р и ц ко го — Б ен ьоф а. К активным относятся континентальные
окраины вдоль Тихоокеанского п обереж ья Ц ентральной и Южной
Америки. П ассивны е окраины тектонически стабильны или под­
вержены относительно слабы м нисходящим движ ениям . П асси в­
ный тип окраин широко распространен в Атлантическом, И н ­
дийском и Северном Л едовитом океанах. В отличие от активных
окраин с очень узкими ш ельф ам и и крутыми высокими склона­
ми, пассивным окраин ам свойственно большее разн оо б рази е мор­
фологических типов: среди них встречаю тся широкие и узкие
шельфы, менее высокие с различной крутизной и расчлененностью
склоны.
Н аиб олее широкие ш ельфы отмечаю тся на континентальных
окраинах Северного Л едовитого океана, на отдельных участках
в Атлантическом океан е и вдоль побереж ья Антарктиды. У под­
ножий континентальны х склонов пассивных окраин практически
повсеместно р аспо л агаю тся аккум уляти вны е шлейфы, выполняюII
гцие предматериковы е прогибы ф ундамента. Вследствие этого
здесь наблю дается инверсия подводного рельефа от прогибов к
пологонаклонным равнинам континентальных подножий. К ак п р а ­
вило, эти равнины плавно переходят в субгоризонтальны е поверх­
ности прилегающих океанических котловин.
Кроме активных континентальных окраин, где океанические
илиты непосредственно стал киваю тся с континентальными, более
широко распространены переходные зоны, в которых океаниче­
ские плиты поддвигаются под островные дуги, отделенные от
континентов котловинами краевы х морен. Последние, ка к п рави ­
ло, п редставляю т собой в структурном отношении либо реликты
океанического л о ж а, отш нурованны е островными дугами и в о вл е­
ченные в геосинклпнальный процесс развития, либо новообразо­
вания в тылу островных дуг в результате подъема мантийных
пород и местного р астяж ен и я континентальной коры. В зонах
островных дуг в процессе поддвига океанических плит и в заи м о ­
действия их с островодужным и структурам и происходит ф орм и ­
рование новой континентальной коры. О б щ а я площ адь переход­
ных зон со ставляет чуть меньше 1/10 площ ади океанов; распро ­
странены ж е они крайне неравномерно.
О сновная часть переходных зон распол агается по западной
периферии Тихого океана. З д есь имеются несколько м орфологи­
ческих типов, р азл и чаю щ и х ся положением
котловин краевых
морей: прим ы каю щ ие к континентам (моря Берингово, Охотское,
Японское, Ю ж но-К и тай ское и д р .); находящ иеся внутри остров­
ных архипелагов
(моря Сулу, Сулавеси, Б ан д а, Соломоново
и д р .); располож енн ы е по периферии океанического л о ж а и от­
деленные от него дугами вулканических островов (котловины
Ф илиппинская, З а п а д н о -М ар и ан ск ая , Ф и д ж и й ск ая ).
В Атлантическом океане есть две переходные зоны: К ари бская
и Ю ж но-А нтильская (морс С к о ш а ), а в Индийском океане —
только одна З о н д ск а я (И н д о н ези й с кая ). О д н ако по своему стру к­
турному положению эти зоны являю тся вторгнувшимися в п реде­
лы Атлантического и Индийского океанов краевыми частями
Тихоокеанского подвижного кольца; такие зоны не характерны
д ля общего морфоструктурного плана этих океанов. Тихий же
океан
практически повсеместно
(исклю чая континентальную
окраину А нтарктиды ) окруж ен переходными зон ам и и активными
континентальными окраин ам и, что резко отличает его от других
океанов.
Особое положение зан и м ае т внутри м атер и ковая Средиземном орская переходная зона, р ас п о л ож е н н ая в области столкновения
континентальных плит: Евразийской с одной стороны и А ф р и к а н ­
ской — с другой. Котловины Средиземного и Черного морей пред­
с тавл я ю т собой реликт древнего океан а Тетис, з а п а д н а я часть
которого ещ е не зак р ы л ас ь, а восточная, где в результате столкно­
вения плит и с ж а ти я сф орм ировали сь складч аты е структуры
Загр о с а (И р а н ) и Г им алаев, уж е исчезла.
12
Таким образом, д ля общего морфоструктурного плана дна
океанов характерн ы симметричное положение основных структур­
ных элементов относительно осей срединно-океанических хребтов
и циркумконтинентальная зональность морфоструктурных зон.
Симметрия лучше всего в ы р а ж е н а в Атлантическом океане, не­
сколько хуж е в Индийском, частично наруш ена в Северном Л е ­
довитом и значительно наруш ена в Тихом. О д н ако эта диссимметрпя вы звана в основном смещенным положением срединно-океа­
нических хребтов по отношению к центральны м частям океанов,
н поэтому она в ы р а ж ен а л иш ь в р азли чи ях р азм еров океанических
морфоструктур по обеим сторонам от хребтов и не противоречит
общим законом ерностям морфоструктурного плана.
В циркумконтинентальной зональности т а к ж е существуют р а з ­
личия между океанам и и отдельными их частями. Д л я А тлантиче­
ского, Индийского и Северного Л едовитого океанов характерны
пассивные континентальны е окраины , тогда ка к б ольш ая часть
Тихого океан а о кайм лена переходными зонам и и активными кон­
тинентальными окраинам и. Эти особенности морфоструктурного
плана дна океанов свидетельствуют, с одной стороны, о единых
процессах ф ормирования их л о ж а в течение последнего цикла
раздвижения литосферны х плит, а с другой стороны, о различиях
в первичном разделении на плиты в Тихоокеанском и остальных
сегментах Земли, что привело к созданию активных п пассивных
окраин и переходных зон.
ПАССИВНЫЕ КОНТИ Н ЕН ТАЛЬН Ы Е ОКРАИНЫ
К онтинентальные ш ельфы в морфоструктурно-тектонпческом
отношении п редставляю т собой непосредственное продолжение
под водой прибреж ны х участков суши, преимущественно п р и б р еж ­
ных равнин. Ф ундамент ш ельфов сл ага ю т континентальные гео­
логические структуры, практически повсеместно перекрытые о са­
дочным чехлом переменной мощности, маскирую щ им коренное
ложе, что обусловливает наб лю д аем ую значительную выровненность современного подводного рельефа. Кроме того, поверхность
шельфов в сравнительно недавнем геологическом прошлом почти
повсеместно нах од ил ась выш е уровня океан а и испытала субаэральные этапы развития. П оэтому глубинная структура здесь
практически не о т р а ж а е т с я в современном подводном рельефе,
тогда как неотектонические д ви ж ени я и дислокации, хотя и в
сглаженном виде, н аходят свое в ы раж ен и е на поверхности ш ель­
фов, особенно прилегаю щ их к омоложенны м прибреж ны м горным
районам суши.
Выделяю тся два основных типа шельфов: гляциальны е и нор­
мальные (рис. 2). Г л яц иал ьн ы е приурочены к областям развития
современных или четвертичных покровных оледенений и располо­
жены в Северном Л едовитом океане, северных частях А тлан ти че­
ского и Тихого океанов и в Антарктике. Х арактерны м и чертами
морфологии гляц иальн ы х ш ельфов являю тся расчлененность их
13
Ри с. 2. Т ипичны е п роф и­
ли
р ельеф а
континен­
тал ьн о го ш ельф а.
Ш ел ь ф :
I — гл яци аль ны й
(/ — прибрежное
мелко­
во д ье ; 2 — п р о д ол ьн ы й ж е ­
лоб;
3 — банка
в н еш н ег о
ш е л ь ф а ; 4 — в не ш ня я ч а с т ь
ш ельфа),
I I — нормал ьн ый
(зоны: I — п р и б р е ж н а я , 2 —
с р е д н я я , 3 — в н е ш н я я ), I I I —
с к о р а л л о в ы м и по ст р о й к а м и
( / — по в е р х н о с т ь
шельфа;
2 — к о р а л л о в ы е р иф ы ).
поверхности системами продольных и поперечных желобов на ряд
возвышенных участков — банок, наличие прибреж ного мелководья
с л едниково-экзарационны м рельефом, широкое распространение
ледниково-аккум улятивны х форм рельеф а в виде небольших хол­
мов н гряд. Расчлененность гляц иальн ы х ш ельфов обусловлена
в первую очередь гляциоизостатическими и неотектоническими
д виж ениям и и д ислокациям и, а т а к ж е воздействием ледниковых
покровов, проникавш их
в периоды
максимального
развития
вплоть до внешних границ шельфов.
Н о рм ал ьн ы е ш ельфы широко распространены в Антлантнческом и Индийском океанах, а т а к ж е в восточной части Северного
Л едовитого океана. Поверхность их выровнена аб р ази он н о -акк у­
мулятивными процессами при изменениях уровня океана в чет­
вертичное время. В их рельефе вы деляется обычно три зоны:
а) прибреж ное мелководье с глубинами до 20— 30 м, п одвергаю ­
щееся современному активному волновому воздействию; б) сред­
няя зона с глубинами 50— 80 м, отл и чаю щ аяся
наиболее
выровненной поверхностью, местами осложненной
подводными
долинами или песчаными грядам и; в) внеш няя зона с постепенно
увеличиваю щ имися уклонами, д ля которой характерн о наличие
подводных долин и террас. В тропических об ластях океанов при­
б р еж н ая и средняя зоны нормальны х ш ельфов часто бываю т
осложнены холмам и и грядам и причудливой формы, сложенными
коралловы ми постройками и их детритом.
Континентальные склоны морфологически вы раж ены либо в
виде огромного простого уступа, либо в виде серии уступов,
осложненных ступенями, тер расам и, глыбовыми формами расчле­
нения и подводными каньонами. Уклоны поверхности склона р а з ­
л и ч н ы — от 1— 2 до 10— 15°, а на отдельных уступах и зн ач итель­
но больше. На крутых участках склона, ка к правило, о б н аж аю тся
коренные осадочные или метаморфические породы, а более поло­
14
гие участки, особенно нижние части склона, покрыты чехлом ры х­
лых осадков. По своему генезису континентальны е склоны при­
урочены либо к сбросовым уступам, окайм ляю щ и м материковые
блоки, либо к флексурным изгибам континентальной коры перед
ложем океана, либо к денудпрованны м экзогенными процессами
внешним откосам акку м ул яти вны х террас, сложенны х толщ ами
осадков и осадочных пород.
О слож няю щ ие континентальный склон ступени имеют разл и ч ­
ные размеры и генезис. Крупные ступени, достигающ ие по ш ири­
не десятков и сотен километров, об разу ю т краевы е плато. С о гл а с­
но данным геолого-геофизических исследований они представляю т
собой погруженные блоки континентальных окраин, в зн ач итель­
ной степени перекрытые осадочным чехлом различной мощности.
Более узкие ступени, шириной до нескольких километров, я в л я ­
ются либо погруженными береговыми тер р а сам и (обычно до глу­
бин несколько сотен метров), либо структурны ми или тектониче­
скими ступенями. Подводные каньоны носят явные следы эро зи ­
онного воздействия мутьевых (суспензионных)
потоков на всем
их протяжении вплоть до своеобразны х ка н а л о в на поверхности
наклонных равнин континентальных подножий. Каньоны, как и
каналы, являю тся транзитны ми путями активного переноса о са­
дочного м а тер и ал а мутьевыми потоками с ш ельф а на л ож е
океана.
северн ы й
ледовиты й
океан
Вдоль северного побереж ья Е вразии протягивается наиболее
обширный шельф океана. В осточная его часть мелководна и от­
носительно слабо расчленена, поэтому мож ет быть отнесена к
типу нормального ш ельфа. В ы деляю тся слегка приподнятые блоки
с островами Новосибирскими и В рангеля, между которыми р а с ­
полагаются опущенные районы ш ельф а. В их пределах в стреча­
ются локальные, слабо вы раж ен н ы е в рельефе сводовые поднятия
н продольные прогибы, а т а к ж е различно ориентированные усту­
пы, среди которых п р еоб ладаю т циркум п олярны е (продольные),
свидетельствующие о тектонических нарушениях, связанны х с по­
гружением континентальной окраины [32].
З а п а д н а я часть ш ельф а (Б а р е н ц е в о -К а р с к а я ) имеет х а р а к т е р ­
ные гляциальны е черты строения, хотя п р и б реж н а я равнина к
востоку от Кольского полуострова с небольшими глубинами и
выровненным рельефом напоминает нормальный шельф. На
остальной поверхности ш ельф а глубины колеблю тся от 150— 200 м
на банках до 350— 500 м в ж е л о б ах и впадинах. В ы деляю тся при­
поднятые блоки с островами Ш пицберген, М едвежий, З е м л я
Ф ранца-И осифа, С еверн ая З е м л я и Н ов ая З е м л я (которые н а р я ­
ду со С кандинавией были в плейстоцене самостоятельны ми цент­
рами покровных оледенений), а т а к ж е возвышенности Ц е н т р а л ь ­
ная Б аренц ева и Ц е н т р а л ь н ая К арск ая. Они разделены желобам и,
наиболее крупные из которых (Западн ы й, Зю йдкапский, Франц15
Виктория, Св. Анны, Воронина и др.) распол агаю тся по перифе­
рии ш ельф а, расчл ен яя его край. Общий морфоструктурный план
Баренц ево-К арского ш ельф а свидетельствует о длительной исто­
рии его развития со сменой су б аэрал ь н ы х и субаквальн ы х усло­
вий, причем на неотектоническом этапе преоб ладает погружение
континентальной окраины [15].
Вдоль побереж ья Северной Америки шельф Арктического б а с ­
сейна значительно менее широкий. В море Б о ф о рта (у берегов
Аляски) он протягивается вдоль коренного берега материка, а
восточнее п родолж ается у северных берегов многочисленных
островов К ан адского Арктического арх и п ел ага, который в целом
можно р ассм атри в ать как сильно р аздробленную континенталь­
ную окраину. О строва п редставляю т собой поднятые блоки, а
проливы отвечают зонам линейных прогибов, ограниченных сбро­
сами. П р е о б л а д а ю т субмеридиональны е (поперечные) и субшпротные (продольные) простирания желобов-проливов. Выходящ ие
из проливов и крупных фиордов поперечные ж елоб а расчленяю т
внешний ш ельф на р яд банок с глубинами менее 200 м, тогда как
в ж ело б ах глубины достигаю т 300— 500 м.
К онтинентальный склон вокруг Арктического бассейна о б р а ­
зует, почти зам кнутое кольцо, прорванное только в относительно
узком проходе меж ду подводными окраин ам и Гренландии и
Ш пицбергена. Склон имеет в основном ступенчатое строение с
глыбовыми формами расчленения, обусловленными блоковой
структурой континентальной окраины. Н аиболее значительными
глыбовыми формами являю тся краевы е плато Е р м а ка и Ч у к о т­
ское, а т а к ж е выступы континентального склона, к которым при­
м ы каю т подводные хребты Л ом оносова и М енделеева. П одножие
склона достигает глубин 2500— 3000 м п окайм ляется хорошо р а з ­
витым аккум уляти вны м шлейфом.
Особое положение зан и м ае т море Б а ф ф и н а, котловина которою распол о ж ена меж ду континентальны ми окраин ам и К ан адского
Арктического архи п ел ага и Гренландии и отделена от А тл ан ти ­
ческого океана
Г рен л ан дско-К ан ад ским
подводным
порогом.
Ш ельф ы здесь имеют типичный гляциальны п рельеф, континен­
тальный склон — ступенчато-глыбовое строение, а дно котловины
с глубинами 2100— 2200 м — выровненную поверхность. Очевидно,
эта котловина яв л яется реликтом океанического л о ж а, обособив­
шимся в результате сб лиж ен ия К ан адского и Гренландского кон­
тинентальных блоков.
В Н орвеж ско-Г ренлан дском бассейне континентальные о к р а и ­
ны имеют сходные черты строения. П ри б реж н ое мелководье
окайм ляется продольными ж ело б ам и , а внешний шельф расчл е­
нен поперечными ж елоб ам и , находящ имися на продолжении
крупных фиордов побережья.
Глубины в ж елоб ах составляю т
300—500 м, а на б ан ках колеблю тся от 60 до 280 м. Континен­
тальный склон на большей части района представлен ступенча­
тым уступом, подножие которого р аспо л агается на глубинах от
2200 и 3200 м.
16
Однако севернее И сландии вдоль подножия континентального
склона протягивается Г ренландско-И сландский ж елоб с глубина­
ми 1200— 1700 м, отделяю щ ий срединно-океанический хр. Колбейнсей. Восточнее хребта р асп ол агается обширное Исландское
плато с глубинами 1500— 2200 м, которое по строению коры отно­
сится к субматериковой м орфоструктуре и поэтому мож ет р а с ­
см атриваться ка к краевое пЛато, отделенное от континентальной
окраины Г ренландии в р езультате процесса рифгогенеза. На про­
тивоположной стороне бассейна — в районе выходов к краю
шельфа ж елобов Зю й дкап ского и З а п а д н о г о — склон образован
огромным конусом выноса осадочного м а тер и ал а (конус П ерсея),
пологонаклонная поверхность которого плавно переходит в кон­
тинентальное подножие. В районе Средней
Норвегии склон
осложнен крупным краевы м плато Воринг (Н ор в еж ски м ). П о верх ­
ность-плато сл абохолм и стая, глубины 1200— 1400 м.
А ТЛ А Н ТИ Ч ЕС КИ Й ОКЕАН
Северная и Южная Америка. В доль юго-восточного и ю го-за­
падного побережий Гренландии протягивается узкий гляциальный
шельф, окаймленны й ступенчатым уступом континентального скло­
на. Только в Д атск ом и Д евисовом проливах шельф расширяется,
образуя выступы Г рен лан дско-И слан дского и Г рен л ан д с ко -К ан ад ­
ского порогов. Н а ш ельфе Гренландии отчетливо выделяются
прибрежное мелководье и система продольных и поперечных ж е ­
лобов, расчленяю щ их его на множ ество банок. Глубины на банках
составляют от 60— 150 м в ю го-западном районе до 200—250 м в
юго-восточном районе, а в ж е л о б ах достигаю т 300— 400 м. В ю ж ­
ном направлении рельеф ш ельф а Гренландии становится более
неровным, контрасты глубин, высота и крутизна континентально­
го склона возрастаю т. Глубина подножия склона увеличивается
от 2000 и 3000 м; формы глыбового расчленения сменяются более
сложным долинно-глыбовым расчленением. Все это можно о б ъ я с­
нить большей тектонической раздробленностью южной части кон­
тинентальной окраины Гренландии.
От Баф ф ин овой Зе м л и до Н ь ю ф ау н д лен д а и д ал ее вдоль по­
бережья Новой Ш отландии протягивается т а к ж е гляциальный
шельф. У зкая полоса прибреж ного мелководья с неровным р ель­
ефом отделяется от внешнего ш ельф а серией крутых уступов,
вдоль которых местами наб лю д аю тся продольные ж елоба. П оп е­
речные ж е ло б а повсеместно вы р аж ен ы достаточно хорошо и
расчленяют шельф на р яд банок. У побереж ья Л а б р а д о р а глуби­
ны на б ан ках составляю т 150— 300 м, а в ж е л о б а х — от 300 до
500 м. Ю го-западнее Н ью ф аун д лен д а шельф двум я крупными
ж елобам и, выходящ ими из зал и в о в Св. Л ав р ен ти я и М эн, делится
на три части; образую тся банки Б о л ь ш ая Н ью ф аун длендская,
Новош отландские и Д ж о р д ж е с -Б а н к , глубины на которых не пре­
вышают 100 м.
2
Зак.
1344
17
Ю ж нее Д ж о р д ж е с - Б а н к вплоть до п-ова Ф лорида простирает­
ся нормальный шельф, ширина которого постепенно сокращ ается,
а глубины внешнего края ум еньш аются от 90— 100 до 50—60 м.
Поверхность ш ельф а достаточно хорошо выровнена и осложнена
лишь песчаными грядам и и неглубокими лож б ин ам и, яв л яю щ и м и ­
с я реликтами затопленных речных долин, из которых наиболее
крупной является долина р. Гудзон с глубиной вреза в поверх­
ность ш ельфа до 20— 30 м. Ш ирокое распространение на шельфе
имеют подводные террасы , наиболее часто встречаю щ иеся на гл у ­
бинах 35— 40, 55— 60, 75— 80, 110— 120, 150— 160 м.
Континентальный склон вдоль подводной окраины Северной
Америки меняется от одного места к другому (рис. 3). В Девисовом проливе он осложнен выступом краевого плато с глубинами
от 400 до 800 м, который об разует наиболее глубокую часть
ГренДандско-К анадского порога. В доль ш ельфа Л а б р а д о р а про­
тягивается довольно однообразный, слабо расчлененный континен­
тальный склон, на глубинах более 2500 м плавно переходящий в
ра в н и н у аккум улятивного ш лейфа. Восточнее Большой Н ь ю ф аун д ­
лендской банки, отделенная от нее желобом с глубиной до 1200 м,
располагается б ан ка Ф лемиш -К ап, п р ед став л яю щ ая собой высоко
поднятое краевое плато. Глубины над банкой составляю т 150—
350 м; внешние склоны се круты и рассечены каньонами, особен­
но на южной стороне.
От банки Ф лемиш -К ап до района мыса Г аттерас (Хаттерас)
континентальный склон представлен классическим уступом вогну­
той формы (с крутой верхней и более пологой нижней ч астям и),
сильно расчлененным многочисленными каньонами. Подножие
с к л о н а распол агается на глубине от 2800 до 3500 м. Н и ж е про­
стирается ш ирокая н акл о н н а я равнина аккумулятивного шлейфа.
Каньоны своими вершинами рассекаю т внешний край шельфа,
со зд ав ая слож ную конфигурацию его бровки. Н аиболее крупные
из каньонов, такие как Гудзон, О ш енографер, Гулли, п р о д о л ж а ­
ются в виде кан ало в суспензионных потоков дал еко в пределы
аккумулятивного ш лей ф а [52].
Ю ж нее мыса Г аттерас континентальный склон осложнен круп­
ным краевым плато Блейк, поверхность которого слабо накл он е­
на в сторону океана, а глубины меняются от 900 до 1200 м. Внеш­
ний склон плато п редставляет собой крутой сбросовый уступ, а
подножие достигает глубин 4500— 5000 м. К юго-востоку от плато
Б л ей к р аспол агается район мелководных Б аг а м ск и х банок, сл о ­
женных коралловы м и известняками и, очевидно, насаж енны х на
погруженную поверхность краевого плато. В северо-западной
части района п реобладаю т обширные банки, разделенные относи­
тельно узкими ж елобам и, наиболее крупным из которых является
ж елоб Тонг-оф-Оушен с глубинами до 3000 м. В юго-восточной
части, наоборот, распространены небольшие банки, разделенные
широкими ж елоб ам и. Склоны их очень круты и почти не расчле­
нены.
18
Рис. 3. П ро ф и л и
р ельеф а
атл ан ти чески х кон ти н ен тал ьн ы х о краи н С еверной н
Ю ж ной А мерики.
2*
19
Особое. т\о.ложе\\\\е зан и м ает район М ексиканского зал и в а, кот­
лов и н а которого почти со всех сторон окру ж ен а континентальны­
ми структурами. Глубины на ш ельфе повсеместно не превышают
80— 100 м, поверхность его в основном выровнена и осложнена в
некоторых местах коралловы ми рифами и грядам и. Континен­
тальный склон зап ад н ее Ф лориды и в районе банки Кампече
у п-ова Ю катан об р азо ван крутыми ступенчатыми уступами сбро­
сового происхождения. Н а остальном протяжении склон более по­
логий, особенно к югу от дельты Миссисипи, где он представлен
огромным конусом выноса. З а п а д н е е этого конуса и в зал. К а м ­
пече на поверхности склона располож ены многочисленные округ­
лы е холмы высотой 100— 200 м, обусловленные наличием соляных
куполов. Выровненное дно котловины зал и в а, назы ваем о е аб и с­
сальной равниной Сигсби, располагается на глубинах 3750—
3770 м.
К юго-востоку от о. 1ринидад, вдоль побережий Г айаны , С ури ­
нама, Гвианы и Б рази л и и поверхность ш ельф а преимущественно
выровненная, полого наклоненная. М естами встречаются к о р а л л о ­
вые рифы и террасы , а на продолжении крупных рек видны слабо
вы раж ен н ы е подводные долины. Вдоль побереж ья Бразилии
шельф преимущественно узкий и об р азует лиш ь д ва выступа —
б анки Р о й а л -Ш а р л о тт и Аброльюс. Глубины внешнего кр ая ш ель­
ф а составляю т 50— 70 м; южнее шельф постепенно расш иряется,
а глубины внешнего кр ая увеличиваю тся до 180 м.
Континентальный склон Ю ж ной Америки т а к ж е меняется от
места к месту. От о. Тринидад до устья А м азонки он представлен
слабо расчлененным уступом, подножие которого р аспо л агается на
глубинах 3300—3500 м; ниже прослеж ивается хорошо развитый
аккум улятивны й шлейф. В двух местах склон осложнен вы ступа­
ми Гвианского и Амазонского краев ы х плато. Поверхность их
выровнена и наклонена в сторону океана, а глубины составляют
соответственно 1100— 1200 и 1400— 1600 м. Д а л е е вдоль побережья
Б р ази л и и континентальный склон о б разо в ан крутым ступенчатым
уступом с хорошо в ы раж ен н ы м и глыбовыми ф орм ам и расчлене­
ния, особенно четко п роявляю щ и м и ся в рай он ах банок Р о й а л - Ш а р ­
л о тт и Аброльюс. Н и ж н я я часть склона более пологая и на глу­
бинах 3500— 3800 м плавно переходит в равнину аккумулятивного
шлейфа. Ю ж нее Р и о-де-Ж ан ей р о распо л агается крупное краевое
плато С ан -П аулу, поверхность которого слегка наклонена в сторо­
ну океана, а глубины составляю т от 2200 до 2700 м.
Вдоль побережий У ругвая и Аргентины континентальный склон
представлен уступом вогнутой формы, сильно расчлененным под­
водными каньонами. Глубина подножия склона постепенно уве­
личивается к югу от 3500 до 5000 м, а зона аккумулятивного
ш лейф а все более суж ается. З а м ы к а е т континентальную окраину
Ю ж ной Америки вытянутое к востоку краевое плато Фолкленд,
имеющее ступенчато-глыбовое строение. В его средней части глу­
бины составляю т 2500— 2700 м, а в восточной, приподнятой в виде
крупного блока, ум еньш аю тся до 1300— 1500 м. Северный и юж£0
пый склоны плато об разован ы крутыми, почти прямолинейными
уступами, что свидетельствует о их сбросовой природе.
Европа и Африка, Обширный шельф располагается под в о д а ­
ми Северного и Балтийского морей, а т а к ж е вдоль зап ад н ы х бе­
регов Британских островов и И рлан д ии (рис. 4). Повсеместно
встречаются л едниково-аккум улятивны е и ледниково-экзарационные формы рельефа, свидетельствующие о распространении плей­
стоценовых ледников в пределы шельфа.
21
В Северном море вдоль побереж ья Норвегии протягивается
коры тообразный Н орвеж ский ж елоб с глубинами от 300 до 800 м,
а остальная часть дна представляет собой наклоненную к северу
равнину с глубинами от 30— 40 до 150— 180 м. Вдоль западных
берегов Ш отландии и И рлан д ии н аб лю д ается выровненный рель­
еф, где банки с глубинами менее 100 м чередуются с понижения­
ми дна до 200 м.
Ю ж нее Л а -М а н ш а простирается нормальны й ш ельф с глуби­
нами не более 150 м. Поверхность его вдоль побереж ья Франции
выровнена, лиш ь перед устьями крупных рек протягиваются под­
водные долины. У берегов Пиренейского полуострова, наоборот,
поверхность ш ельфа имеет значительное блоковое расчленение,
обусловленное неотектоническими д виж ениям и
континентальной
окраины. М елководны е участки здесь чередуются с погруженны ­
ми ступенями.
К северо-западу от Бри тан ски х островов р асполагается сл ож ­
ная глы бовая зона, куда входят Ф арерски е острова с их ш ель­
фом, подводные пороги У ай ви л л а Томсона и Ф ар ер ско -И сл ан д ­
ский, плато Р о ко л л и ж е л о б а И рлан дски й и Ф ар е р ск о -Ш е тл ан д ­
ский. Ф ормирование этого района обусловлено, очевидно, н ерав­
номерным погружением континентальных блоков по линиям р аз­
ломов преимущественно северо-восточного простирания в течение
неотектонического э тап а развития.
К оры тообразны е Ф ар ерско -Ш етл ан дски й и И рландский желоба
отделяют плато Р око л л и Ф арерски е острова от континентального
шельфа. Глубины в ж е л о б ах составляю т соответственно 1100—
1700 и 1600— 3100 м, а дно их выровнено. М еж ду собой они р аз­
деляются узким порогом У ай ви лла Томсона, глубины н ад которым
колеблю тся от 380 до 620 м. П л ато Р око л л в северной части пред­
ставляет собой широкий вал, поверхность которого поперечными
понижениями расчленена на р яд округлых
возвышенностей с
плоскими вершинами; глубины н ад ними увеличиваю тся к югу от
80 до 400— 500 м. Ю ж н а я часть плато более обш ирная, продоль­
ным понижением с глубинами до 1200 м она разд ел ена на возвы­
шенности Хаттон (глубины 600— 700 м) и Р окол л (150— 190 м).
Н а ш ельфе Ф арерских островов глубины составляю т 150—
190 м, а на Ф арерско-И сл ан д ском пороге — от 350 до 450 м, но в
центральной части встречаю тся небольш ие возвышенности с глу­
бинами менее 300 м. Склоны их об разован ы крутыми уступами
высотой 40— 80 м, которые являю тся, очевидно, погруженными
клифами.
З а п а д н ее И рлан д ии в зоне континентального склона распола­
гается бан ка Поркью пайн, которая мож ет рассм атриваться как
слабо погруженное краевое плато с глубинами от 200 до 350 м.
Ю ж нее континентальный склон представлен уступом вогнутой
формы, сильно расчлененным многочисленными подводными кань­
онами. Глубина вреза каньонов в поверхность склона достигает
300— 500 м. Н аиб ол ее крупные из них, так и е как каньоны КаиФерре и К ап-Бретон, находятся на продолжении устьев рек. Под­
22
ножие склона достигает глубин 4500— 4600 м и окайм ляется узкой
полосой аккумулятивного шлейфа.
Континентальный склон вдоль побереж ья Пиренейского полу­
острова имеет слож ное глыбовое расчленение. К рутизна его меня­
ется в широких пределах, а глубина подножия составляет от
4600 до 5000 м. У северо-западного п обереж ья полуострова р ас­
полагается И берийское краевое плато, холмистая поверхность ко­
торого имеет глубины 1500— 1700 м. Н а нем возвы ш аю тся неболь­
шие плосковерхие горы Галисия, Виго и Порто с минимальными
глубинами 500—600 м.
Африканский шельф, в отличие от европейского, почти на всем
протяжении узкий и мелководный. От Г и бр алтарского пролива до
Канарских островов глубины внешнего к р а я ш ельфа составляют
150— 190 м, а южнее, вплоть до К ейптауна, не превыш аю т 100—
110 м, лиш ь в отдельных местах (например, в районе зал. Уолфиш-Бей) увеличиваясь до 300— 400 м. Н а фоне выровненного
рельефа местами, особенно у выступаю щ их мысов, встречаются
небольшие гряды, вероятно структурного происхождения. Н а про­
должении крупных рек прослеж и ваю тся подводные долины с глу­
биной в р еза 15—20 м, а южнее А б и д ж ан а и от устья Конго про­
тягиваются долины, в резанны е в шельф на глубины соответствен­
но 400 и 800 м. М естам и встречаю тся террасы , приуроченные к
глубинам 35— 40, 50—60, 80— 90. 110— 120 м, с региональными
колебаниями, вызванными, очевидно, неравномерным неотектоническим погружением ш ельфа.
Континентальный склон от Г ибралтарского пролива до К а н а р ­
ских островов имеет достаточно сложное глыбовое расчленение,
обусловленное влиянием тектонических структур гор Атлас. Ю ж ­
нее континентальный склон более пологий, практически без при­
знаков глыбового расчленения. Н а относительно крутых участках
склона встречаются подводные каньоны, наиболее крупным из них
является К айяр. П одн ож и е склона достигает глубин 2600— 2800 м
и практически незаметно переходит в широкую равнину ак кум у­
лятивного шлейфа.
К югу от Зеленого мыса до дельты р. Нигер континентальный
склон более крутой и имеет четко в ы раж ен н ое ступенчато-глыбо­
вое строение. П одн ож и е его достигает глубин 3500—3800 м. М е­
стами встречаются подводные каньоны, из которых самым круп­
ным является Тру-Сан-Фон. З а п а д н е е Конакри склон осложнен
небольшим Гвинейским краевы м плато, поверхность которого с л а ­
бо наклонена в сторону океан а, а глубины со ставляю т от 600 до
1000 м.
Вблизи дельты р. Нигер континентальный склон, я в л яя сь а р е ­
ной интенсивного осадконакопления, представляет собой огромный
конус выноса, выдвинутый в сторону океана. Д а л е е к югу вплоть
до Кейптауна протягивается довольно простой по строению кон­
тинентальный склон, местами осложненный ф ормами глыбового
расчленения и подводными каньонами, из которых самым круп­
ным является Конго. Ю ж нее этого каньона протягивается узкая
23
т ерраса Ангольского краевого плато, внешний край которой на
глубинах 2000— 2500 м обры вается крутым уступом к подножию
континентального склона. В районе 20° ю. ш. верхняя часть скло­
на на глубинах 1300— 1400 м ослож нена террасой, к основанию
которой прим ы кает Китовый хребет. П одн ож и е континентального
склона распо л агается на глубине от 2500 м на севере до 3500 м
на юге и плавно переходит в хорошо развитую равнину ак к у м у л я­
тивного ш лейфа.
И Н Д И Й С К И Й ОКЕАН
Африка и Азия. У южной оконечности Африки шельф си л ь­
но расш иряется, о б разуя банку Агульяс. Поверхность его вы ров­
нена, глубины достигаю т 170— 180 м. О днако к северо-востоку
вплоть до М озам бикского пролива шельф имеет небольшую ши­
рину, а глубины не превы ш аю т 70— 110 м (рис. 5). Н а поверхно­
сти ш ельф а встречаю тся отдельные, слабо вы раж ен н ы е подводные
долины, а вдоль п обереж ья М о зам б и к а распространены к о р а л л о ­
вые рифы. Д а л е е к северу до входа в Аденский зал и в шельф т а к ­
же узкий, а глубины внешнего к р а я составляю т от 80 до 150 м.
Поверхность ш ельф а вдоль берегов Танзании и Кении осложнена
многочисленными коралловы м и рифами в виде гряд и м елковод­
ных банок; севернее количество рифов зам етно сокращ ается.
К онтинентальный склон в районе банки Агульяс имеет с л о ж ­
ное ступенчато-глыбовое строение, что свидетельствует о его тек­
тонической природе. Вблизи Д у р б а н а имеется несколько подвод­
ных каньонов, из которых наиболее крупным явл яется Тагела.
Глубина подножия склона к северо-востоку постепенно у м еньш а­
ется от 4500 до 3000 м. К югу от устья р. Л импопо кон ти ненталь­
ный склон осложнен М озам би кски м краевы м плато, имеющим
двухступенчатое строение. В ерхн яя ступень р аспол агается на глу­
бинах 800— 1000 м, н и ж н я я — на глубинах 2000— 2200 м. К ней
прим ы кает глыбовый М озам бикский хребет.
Д а л е е к северу континентальный склон представляет собой
простой уступ вогнутой формы, расчлененный редкими каньонами.
Глубина подножия его постепенно уменьш ается к северу и состав­
л яе т в наиболее узкой части М озам бикского пролива около 2000 м.
О днако вдоль побереж ья Тан зан и и и Кении в верхней части скло­
на на глубинах 500— 1000 м р асполагается узка я ступень краево­
го плато, наиболее р азв и тая вблизи островов З а н зи б а р и Пемба.
Д а л е е к северо-востоку, вдоль побереж ья Сомали, континенталь­
ный склон т а к ж е о б р азов ан уступом вогнутой формы, расчленен­
ным многочисленными каньонами. У подножия склона отмечаются
отдельные глыбовые поднятия и горы. Г лубина подножия посте­
пенно увеличивается в северо-восточном направлении, достигая
4000— 4500 м.
Остров М а д а г а с к а р , явл яю щ ий ся микроконтинентом, окружен
узким ш ельфом, поверхность которого ослож нена многочисленны­
ми коралловы м и рифами и небольшими островами. Глубина внеш-
Р и с. 5. П роф и л и р е л ь еф а и н доокеан ски х конти н ен тал ьн ы х о к ­
р аин А ф рики, А зии и А встралии.
него края составляет 40— 60 м. О кай м ляю щ и й остров склон имеет
зам етное долинно-глыбовое расчленение. П однож ие склона дости­
гает глубин от 2000 м на за п а д е до 4500 м на востоке.
В Аденском зал и в е континентальные окраины Африки и А р а­
вии имеют простое строение. П оверхность ш ельф а выровнена и
местами ослож нена коралл о вы м и рифами. Глубины внешнего края
не превыш аю т 40— 60 м. К онтинентальный склон о бразован про­
стым уступом, имеющим глыбовое расчленение, обусловленное
влиянием поперечных разлом ов Срединно-Аденского хребта. В з а ­
падной части Аденского за л и в а ш ельфы и континентальные скло­
ны Африки и Аравии почти см ыкаю тся; их р азд ел я ет только узкий
рифтовый ж елоб Т а д ж у р а , глубины которого постепенно у м еньш а­
ются к зап ад у от 1800 до 500 м. Аналогичное строение имеют
континентальные окраины Африки и Аравии в К расном море, где
они-р азд ел ен ы узким рифтовым ж елобом с глубинами от 1500 до
3000 м.
Ш ельф вдоль побережий Аравийского полуострова, И р а н а и
П аки стан а, как и в Персидском заливе, мелководный; глубины не
превыш ают 80— 100 м. П оверхность ш ельф а вдоль берегов О мана
и Саудовской Аравии ослож нена многочисленными коралловыми
рифами, а у берегов И р а н а и П ак и стан а она более выровненная.
К онтинентальный склон вдоль побереж ья О м ана представлен
простым уступом со слабы м долинно-глыбовым расчленением.
О днако у побережий И р а н а и П ак и стан а континентальный склон
имеет значительно более слож ное ступенчато-глыбовое строение.
П одн ож и е склона достигает глубин 3000— 3400 м, где граничит
с дном Аравийской котловины.
Вдоль побереж ья И н д остан а протягивается различной ширины
шельф, поверхность которого п р едставляет собой пологоволнистую
равнину, местами осложненную мелководными б ан кам и и г р я д а ­
ми, а вокруг о. Ш р и -Л а н к а — многочисленными коралловыми
рифами. Глубины внешнего края ш ельф а И ндостана составляют
у юго-западного побереж ья от 120 до 170 м, а у юго-восточного —
не более 80— 100 м, хотя местами (например, в районах К арачи и
М а д р а с а ) увеличиваю тся до 400 м.
В северной части Бенгальского з а л и в а шельф значительно рас­
ширяется. П оверхность его хорошо выровнена, но местами встре­
чаются холмы высотой до 150 м. Глубины внешнего края шельфа
составляю т 200— 240 м. Х арактерной формой рельеф а является
каньон р. Ганг, который пересекает шельф и континентальный
склон. П рямолинейность очертаний и совпадение простирания
каньона с разл ом а м и прилегаю щ ей суши свидетельствуют о его
первичном тектоническом залож ении.
Континентальный склон зап ад н ее К арач и об разует выступ,
ограниченный уступом высотой около 600 м, к которому примы­
кает подводный хр. М еррея. К юго-востоку склон имеет сложное
долинно-глыбовое расчленение — с чередованием уступов, ступе­
ней и каньонов, из которых наиболее крупным является каньон
р. Инд. Однако в районе К амбейского зал и в а и южнее склон ста­
26
новится менее расчлененным и представляет собой уступ вогнутой
формы, лиш ь местами осложненный глыбовыми формами. Г луби­
на подножия склона колеблется в пределах 2000— 3000 м, здесь
склон плавно переходит в равнину аккум улятивного шлейфа.
К онтинентальный склон вокруг о. Ш р и -Л а н к а отличается
большой крутизной и расчлененностью многочисленными каньо н а­
ми, из которых н аиболее крупным яв л яется Т ринкомали у восточ­
ного берега. Склон вдоль юго-восточного побереж ья Индостана,
так ж е ка к у побереж ья Бирмы, представлен довольно простым
уступом вогнутой формы, расчлененным в верхней части небольш и­
ми каньонами. Глубина поднож ия склона постепенно уменьшается
в северном направлении от 4000 до 2500 м. В северной части Бен ­
гальского за л и в а склон о б р азов ан огромным конусом выноса рек
Ганг и Б р ах м ап у тр а, пологая поверхность которого на глубинах
более '1 500 м плавно переходит в равнину аккумулятивного
шлейфа.
А встралия. Н аи б о л ее широко развит шельф вдоль северного
побережья Австралии, где он зан и м ае т все пространство до о. Н о ­
вая Гвинея, в том числе и Тиморское море. П рео б л ад аю щ и е глу­
бины составляю т от 50 до 100 м, а вблизи края ш ельф а увеличи­
ваются до 300— 400 м. Поверхность ш ельф а вблизи берегов о с л о ж ­
нена подводными ск ал ам и и коралл о вы м и рифами, а во внешней
зоне — округлы ми б ан кам и и небольшими островами. По н а з в а ­
нию одной из таких банок этот участок ш ельф а н азы вается Сахульским [22]. Д а л е е к ю го-западу ш ирина ш ельф а постепенно
сокращается, но характер его р ельеф а в целом сохраняется.
Вдоль зап ад н ого побереж ья А встралии шельф узкий, глубины
внешнего кр а я составляю т от 150 до 270 м. П оверхность его более
выровнена, ко ралл о вы е рифы практически исчезают. Та ж е к а р ­
тина н аблю дается и на зап ад н ом участке ш ельф а вдоль южного
побережья, где глубины внешнего к р а я колеблю тся от 110 до
140 м. Восточнее, в Б ольш ом А встралийском заливе, ширина
шельфа увеличивается и рельеф дна становится еще более вы ров­
ненным. Внешний край его расп о л ага ет ся на глубинах 160— 180 м.
Однако в восточной части за л и в а и в районе о. Т асм ан и я шельф
снова суж ается, а поверхность его вблизи берегов осложняется
многочисленными подводными ск ал ам и и грядам и, тогда как внеш­
няя зона остается выровненной.
Вдоль юго-восточного п обереж ья Австралии т а к ж е пр отяги ва­
ется очень узкий шельф с выровненной поверхностью. Севернее
о. Фрейзер ш ирина ш ельф а резко увеличивается, а затем вдоль
северо-восточного берега постепенно сокращ ается. Этот участок
отличается сплошным развитием кор алл овы х построек, о б р а зу ю ­
щих Большой Б ар ьерн ы й риф. Вершины рифов находятся вблизи
поверхности воды, а основания достигаю т глубин 100 м, что свиде­
тельствует о более низком уровне о кеан а в период н ач ал а роста
этих построек.
Континентальный склон вдоль северо-западного и западного
побережий Австралии имеет сл ож н ое ступенчато-блоковое строе­
27
ние. К зап ад у от Тиморского моря он осложнен краевым плато
Скотт, выпукло-волнистая поверхность которого располагается на
глубинах 2500— 2800 м. У северного края плато возвы ш ается под­
водная гора д ’Артаньян с минимальной глубиной 9 м. В районе
С еверо-Западного мыса р аспол агается краевое плато Эксмут, вы­
ровненная поверхность которого находится на глубинах 1000—
1200 м. И наконец, вблизи мыса Н ату р ал и с т а располагается еще
одно краевое плато — плато Н а турал и ста. Поверхность плато
имеет глубины 2000—2500 м, внешние склоны об разован ы очень
крутыми сбросовыми уступами. П одн ож и е континентального скло­
на на всем протяжении вдоль северо-западного и западного по­
береж ий достигает глубин 4500— 5200 м, где граничит со сл аб о ­
развитой равниной аккумулятивного шлейфа.
Континентальный склон вдоль южного побереж ья Австралии
о б разован уступом вогнутой формы, который в западной и восточ­
ной частях расчленен многочисленными каньонами, а в средней
части заметно более пологий и менее расчлененный. Вдоль восточ­
ного побереж ья А встралии склон т а к ж е имеет простое строение и
представлен уступом выпуклой формы, крутизна которого увели­
чивается книзу. П одн ож и е его достигает глубин 4500 м. Однако
вдоль Больш ого Барьерного рифа склон осложнен серией ступе­
ней, из которых са м а я крупная о б разу ет широкое краевое плато
К винсленд с глубинами около 1000 м. Н а поверхности плато воз­
выш аю тся банки, увенчанные коралловы м и риф ами и островами.
П одн ож и е склона распол агается здесь на глубинах более 3000 м.
Антарктида. М атерик окруж ен типичным гляциальны м шель­
фом, причем зн ачительн ая пло щ ад ь его покрыта краевыми частя­
ми ледникового щита. П оэтому внутренний шельф и продольный
ж елоб п рослеж и ваю тся д ал еко не везде, а местами д а ж е внешний
шельф, вплоть до его края, скрыт под выступаю щими язы ками
ледника.
В море У эдделла глубины внешнего края ш ельф а составляют
300—350 м. В ю го-западной и юго-восточной частях моря на ш ель­
фе прослеж иваю тся поперечные ж е л о б а с глубинами соответствен­
но .500— 600 и 1400— 1600 м, уходящ ие под шельфовый ледник.
Восточнее, вдоль З ем л и Королевы Мод, ш ельф становится зн ачи ­
тельно более узким. М естами прослеж иваю тся выходящ ие из-под
ледника устьевые части поперечных желобов, где глубины дости­
гают более 400 м. Н а остальной поверхности открытого шельфа
глубины составляю т 200— 300 м. П р е о б л ад ае т мелкохолмистый
рельеф. Т а к а я ж е картин а н аб лю д ается и д ал ее к востоку.
Полоса ш ельф а от моря С одр уж ества до моря Д ю р в и л я имеет
более широкую открытую часть, поэтому здесь почти везде видны
прибреж ны й шельф, глубокий продольный желоб и более выров­
ненный внешний шельф, расчлененный поперечными ж елоб ам и на
ряд банок. В отдельных отр езк ах продольного ж елоб а глубины
достигаю т 1000— 2000 м, на б ан ках внешнего ш ельф а глубины со­
ставл яю т от 60 до 200 м, а в поперечных ж е л о б ах — от 300 до
500 м. А налогичная картин а н аб лю д ается в морях Росса, Амунд­
28
сена и Беллинсгаузена; м еж д у этими морями протягивается п оло­
са узкого ш ельфа. Внешний ш ельф характери зуется холмистым
рельефом с глубинами от 300 до 450 м. М естами встречаются
понижения, связанны е с поперечными ж елоб ам и, где глубины пре­
вышают 500 м.
Континентальный склон вокруг А нтарктиды имеет явно в ы р а ­
женное ступенчато-глыбовое строение, хотя его крутизна и расчл е­
ненность ' меняются от места к месту. Только в морях Уэдделла,
Росса и Белли нсгаузен а склон представлен относительно простым
уступом, вогнутой формы, подножие которого распол агается на
глубинах от 3100 до 4000 м, где плавно переходит в равнину а к ­
кумулятивного ш лейфа. Н а остальном протяж ении склона много­
численные формы глыбового расчленения придаю т ему в плане
угловатый рисунок. Н аи б о л ее крупными выступами, осл ож н яю щ и ­
ми склон, явл яю тся хребет в море Л а з а р е в а и хр. Гуннерус в
районе п-ова Р исер-Л арсен , глубины над которыми составляю т
соответственно 1500— 3000 и 500— 1500 м. Глубина подножия скло­
на меняется в основном от 3800 до 4300 м, однако в море Д ейвиса,
где к склону п риб л и ж ается хр. Кергелен, и у побереж ья Земли
Виктории, где к склону подходит срединно-океанический хребет,
глубина его подножия уменьш ается до 2800— 3000 м.
АКТИВН Ы Е К О НТИ Н ЕН ТАЛ ЬН Ы Е ОКРАИНЫ
И П Е РЕ Х О Д Н Ы Е ЗОНЫ
Активные континентальные окраины находятся в зонах столк­
новения литосферны х плит. Д л я них характерн ы слабое развитие
шельфа, крутой континентальный склон и сопряж енный с ним
глубоководный ж елоб. В морфоструктурном отношении активные
окраины п редставляю т собой подводные части молодых с к л а д ч а ­
тых сооружений прилегаю щ ей суши, причем наб лю д ается соглас­
ное простирание структур, что свидетельствует об одновременном
и взаим освязанном их формировании. Ш ельф ы здесь являю тся
абразионно-аккумулятивны ми тер расам и, врезанным и в опущен­
ные кры лья ск ладч аты х зон, а континентальные склоны о б р а зо в а ­
ны этими кры льями, осложненными сбросовыми уступами или
лестницами уступов, которые ф ормирую тся при поддвиге океани­
ческих плит под континентальные.
П ротягиваю щ иеся вдоль континентальных склонов глубоковод­
ные ж е л о б а п редставляю т собой, по существу, морфологически
выраженные зоны стыка плит. Эти зоны являю тся следами выхо­
да на поверхность дна океана границ р азд ел а плит — зон З а в а рицкого— Беньофа, обычно наклоненных под континенты. Такие
активные континентальные окраины простираются вдоль з а п а д ­
ных берегов Ю ж ной и Ц ентральн ой Америки.
Значительно более сложны й морфоструктурный план имеют
переходные зоны, где осущ ествляется поддвиг океанических плит
под островные дуги, отделенные от континентов котловинами
29
краевы х морей. Переходные зоны распространены вдоль всей за­
падной периферии Тихого океана, а т а к ж е выходят в районах
морей К арибского и С кош а в пределы Атлантического океана и
в районе Зондской островной дуги в пределы Индийского океана.
В переходных зонах вдоль побережий континентов протягиваются
более или менее разви ты е ш ельфы и окай м ляю щ и е их склоны с
обычным для континентальных окраин строением.
К раевы е моря имеют изометричную или вытянутую вдоль ост­
ровных дуг форму, глубины их сопоставимы с глубинами океани­
ческих котловин (от 3000 до 5000 м ). Н а дне некоторых морей
возвы ш аю тся подводные плато, пороги и хребты, разделяю щ и е их
на р яд более мелких котловин. Эти поднятия, несомненно, явл я­
ются следствием дифф еренцированны х тектонических движений.
Сами котловины п редставляю т собой либо реликты океанического
л о ж а, отш нурованны е от океан а островными дугами, либо ново­
об р азо ван ны е морфоструктуры , возникш ие в результате подъема
мантийного д иапи ра в ты лу островных дуг, растяж ения земной
коры и,излияний б азал ь то в ы х лав.
Островные дуги — д у гообразно изогнутые хребты, на которых
возвы ш аю тся цепи вулканических островов, — п редставляю т собой
геоантиклинальны е гряды, либо целиком сложенны е вулканоген­
ными породами, либо имеющие в основании континентальные
складч аты е структуры. Н а островных дугах идут активные текто­
нические процессы, о чем свидетельствуют их высокая сейсмич­
ность и вулканизм. С опряж енны е с островными дугами и распо­
лож енны е с внешней стороны их изгиба глубоководные желоба
являю тся м орфоструктурам и, возникшими в процессе поддвига
океанических плит. Поэтому приостровные склоны желобов, как
правило, более крутые и значительно более высокие, чем противо­
полож ны е (океанические). Д л я них характерн о ступенчатое строе­
ние, обусловленное вертикальны ми тектоническими движениями и
сбросами. Глубины в ж е л о б ах почти в 1,5 р а за больше, чем в
океанических котловинах. Д н и щ а ж елобов большей частью плос­
кие, что ука зы в ае т на развитие процессов аккумулятивного вырав­
нивания, которое, однако, не компенсирует прогиба.
атла н ти чески й
океан
Карибская переходная зона. К арибское море ограничено с се­
вера и востока дугой Антильского хребта, на котором возвышают­
ся Б о л ьш и е Антильские острова (К уба, Гаити, П уэрто-Рико) и
восточная группа М ал ы х Антильских
(Н аветрен н ы е острова).
Ю ж н а я ветвь М ал ы х Антильских островов (П одветренны е остро­
ва) располагается на подводном хребте, протягиваю щ ем ся вдоль
п обереж ья Венесуэлы. С убш иротные ветви хребта (северная и
ю ж н ая ) слож ены мезо-кайнозойскими структурами и расчленены
косопоперечными р азл о м а м и на р я д блоков. Восточная дугообраз­
ная ветвь о б р азо в ан а массивны м в ал ом с выпуклой вершинной по­
верхностью (глубины 600— 700 м ), на которую н асаж ен ы многозо
численные вулканические острова. В северной части этой дуги с
внешней стороны протягивается вторая цепь небольших известня­
ковых островов, находящ ихся на вулканическом основании.
Ш ельф вдоль берегов Ц ентр альн о й и Ю жной Америки почти
на всем протяжении узкий и только к северо-востоку от Н и к а р а ­
гуа зам етно расш иряется, о б р азу я мелководную банку Москитос.
Глубины на ш ельфе составляю т 60— 80 м, а поверхность его изо­
билует коралловы м и рифами и мелкими островами. Континен­
тальный склон почти на всем протяж ении п редставлен крутым
ступенчатым уступом, осложненным глыбовыми ф орм ам и расчл е­
нения. От банки М оскитос в северо-восточном направлении до
о. Гаити протягивается подводный порог Н и к а р а гу а , имеющиц
ступенчато-блоковое строение. Н а приподнятых ступенях р ас п о л а­
гаются мелководные банки Росалин, П едро и о. Я м айка; в се д л о ­
винах м еж д у ними глубины составляю т от 500 до 1300 м.
В К арйбском море имеется несколько котловин, разделенных
хребтами и порогами; эти котловины р азл и чаю тся своими р а з м е р а ­
ми и глубинами. Н а и б о л ее глубокие части дна котловин выровне­
ны, а приподнятые участки характери зую тся холмисто-глыбовым
рельефом. В Ю катан ской котловине глубины достигаю т 4500—
4700 м, в К олумбийской — до 4200 м, в Венесуэльской — более
5000 м, в Г ренадской — около 3000 м. С убш иротный хр. К ай м ан
находится на продолж ении гор С ьер р а-М а эстр а (К уба) и пред ­
ставляет собой массивный в ал ступенчато-глыбового строения, на
котором располагаю тся острова Больш ой и М алы й К ай м ан и б а н ­
ка Мистерьоса. С опряж енны й с хребтом ж елоб К ай м ан имеет
прямолинейное простирание; он о б р азов ан цепью узких впадин с
плоским дном, из которых самы ми крупными являю тся Б артл етт
(7065 м) и Орьенте (6795 м ). В средней части ж е л о б а подводны­
ми исследованиями выявлены рифтовые гряды и лож бины субмеридионального простирания, которые, очевидно, свидетельствуют
о наличии здесь местной зоны р азд виж ен ия, для которой желоб
является трансф орм ны м разлом ом [73].
От о. Гаити на юг протягивается хр. Б еа та, представляю щ ий
собой узкий вал с выпуклой вершинной поверхностью и слабо
расчлененными склонами, глубины н ад которым составляю т от
1500 до 2200 м. В ты лу дуги М ал ы х Антильских островов распо­
лагается хр. Авес с глубинами 1000— 1200 м, являю щ ийся, вер о ят­
но, более древней, ныне отмершей островной дугой.
С внешней стороны Антильского хребта протягивается глубоко­
водный ж елоб П уэрто-Рико, м а к си м ал ь н ая глубина которого д о ­
стигает 8742 м. Д н о его об р азо в ан о цепью узких впадин с плос­
ким рельефом, разд еленн ы х пологими порогами. Склоны ж елоба
крутые, ослож ненны е ступенями и короткими боковыми гребнями,
что свидетельствует о тектонических нарушениях. Ю ж нее о. Г в а ­
делупа ж елоб вы кли н и вается и сменяется массивным Б а р б а д о с ­
ским хребтом, на котором возвы ш ается одноименный остров. От
дуги М ал ы х Антильских островов хребет отделен небольшой кот­
ловиной Тобаго с глубинам и до 2579 м.
зг
Южно-Антильская переходная зона. Основным элементом ее
я в л яется Ю ж но-Антильский хребет, образую щ ий огромную петлю,
внутри которой находится море Скоша. С еверная и ю ж ная субширотные ветви хребта имеют глыбовое строение. Седловидными
понижениями с глубинами 2500— 3000 м, залож енны м и, очевидно,
по линиям косопоперечных разломов, хребты разд еляю тся на ряд
блоков, на которых располагаю тся б ан к а Бёрдвуд, острова Юж­
ная Георгия, Ю ж ны е Оркнейские и Ю ж ны е Ш етландские. Вдоль
подножий субширотных ветвей хребта в п ределах моря Скоша
протягиваются узкие коры тообразн ы е ж е л о б а с глубинами более
5000 м, зал о ж енн ы е, вероятно, по линиям продольных разломов.
Восточная, дугообразно изогнутая ветвь Южно-Антильского
хребта об р азо в ан а валом с выпуклой вершинной поверхностью,
где глубины составляю т 1800— 2000 м; на этот вал н асаж ен ы вул­
канические Ю ж ны е Сандвичевы острова. Вдоль подножия внеш­
него склона протягивается Ю ж но-С андвичев глубоководный же­
лоб, м а кси м ал ьн ая глубина которого достигает 8428 м. Н а юге
желоб срезается широтным разломом , вы раж енны м серией сопря­
женных уступов и лож бин, которые протягиваю тся к востоку —
в сторону Атлантического срединно-океанического хребта.
В восточной части дна моря С кош а п р еоб ладаю т формы под­
водного рельеф а субмеридионального простирания, выраженные
слабоизогнутыми в а л а м и высотой от 500 до 1300 м, находящимися
в ты лу дуги Ю ж ны х С андвичевы х островов. В зап ад н о й части
моря дно п редставляет собой мелкохолмистую равнину с глуби­
н ами около 4000 м, вдоль средней части которой на северо-восток
протягивается зона относительно невысоких рифтовых гряд и по­
перечных глубоких желобов. К одному из ж елобов приурочена
м а кси м ал ь н ая глубина моря С кош а — 7756 м.
ТИХИЙ ОКЕАН
Континентальные окраины Южной и Северной Америки. Вдоль
п обереж ья Ю ж ной Америки протягивается полоса узкого шель­
фа, представляю щ его собой абрази о н но-аккум ул яти вну ю террасу,
которая в р езан а в зап ад н ы й склон горной цепи Анд, п родолж аю ­
щийся под водой в виде континентального склона. Поверхность
ш ельфа в прибреж ной зоне м елкохолм истая, а во внешней части
ш ельф а более выровненная. Глубины внешнего кр ая составляют
50—80 м, увели чи ваясь на отдельных погруженных ступенях до
150— 200 м.
Континентальный склон повсеместно об р азо ван ступенчатым
уступом, крутизна и расчлененность которого меняются вдоль по­
б ереж ья (рис. 6). Д л я южного участка хар а кт ер н о долинно-глыбо­
вое расчленение. У его подножия протягивается Огнеземельский
желоб, где глубины не превы ш аю т 4500 м. Севернее континенталь­
ный склон имеет более простое строение и характерн ы й выпуклый
профиль с постепенно увеличиваю щ ейся книзу крутизной. Распо:
ложенные вдоль подножия склона Чилийский и Перуанский глу32
Р и с. 6. П р о ф и л и р е л ь еф а т и х о о к еан ск и х акти в н ы х континен­
т ал ьн ы х о к р аи н С еверной и Ю ж н о й А м ерики.
боководные ж е ло б а образую т наиболее протяженную в океане
единую морфоструктуру. Д н о их узкое и большей частью плоское.
М аксимальны е глубины достигаю т в Чилийском ж елобе 8069 м, в
Перуанском 6601 м.
Сходное строение континентальной окраины н аблю дается д алее
к северу — вдоль побережий Колумбии и П анам ы . Поверхность
шельфа о слож н ен а коралловы м и рифами, а глубины внешнего
края не превыш аю т 100 м. Континентальный склон имеет ступен­
чатое строение и значительную крутизну. Его подножие в районе
Панамской котловины достигает 3500— 3700 м, а севернее вдоль
подножия протягивается Ц ен тральн о ам ери к ан ски й глубоководный
желоб с м акси м альн ой глубиной 6489 м.
В К алифорнийском заливе, куда зах од и т северное окончание
Восточно-Тихоокеанского срединно-океанического поднятия, шельф
и континентальный склон о б разо в ан ы погруженными кры льями
складчатых структур суши, которые обрам лены сбросовыми усту­
пами, спускаю щ имися к дну зал и в а. Глубины на ш ельфе колеб­
лются в пределах 100— 200 м, поверхность его ослож нена струк­
турными поднятиями и грядам и, а т а к ж е коралловы м и рифами.
3
З а к . 1344
33
В доль западного п обереж ья п-ова К али ф орни я шельф имеет
аналогичное строение, но севернее о. Седрос он заметно сужает­
ся; здесь его поверхность выровнена и ослож нена лишь отдель­
ными подводными долинами. Глубины внешнего кр ая ш ельфа в
основном составляю т менее 100 м. А от о. В анкувер вдоль побе­
реж ий К ан ад ы и Аляски простирается гляциальны й шельф с ти­
пичными продольными и поперечными ж елоб ам и, банкам и и с
прибреж ны м мелководьем. Глубины на б ан ках составляю т менее
150 м, в ж е л о б ах достигают 250— 300 м.
Континентальный склон вдоль п-ова К али ф орни я образован
крутым ступенчатым уступом с ф орм ам и глыбового расчленения.
П однож ие его достигает глубин 3500— 4500 м. В северной части
вдоль склона протягивается небольшой ж елоб с максимальной
глубиной более 6000 м. Севернее о. Седрос континентальный склон
п редставляет собой сложную глыбовую зону, н азы ваем ую К али­
форнийским бордерлендом [41]. Здесь наб лю д ается чередование
вытянутых по простиранию склона поднятых и опущенных блоков
(горстов и граб ен ов), постепенно п огруж аю щ ихся в сторону океа­
на. К олебан ия глубин составляю т 500— 1000 м. С внешней сторо­
ны эта глы бовая зона окайм лена крутым уступом, подножие ко­
торого достигает глубин 3200— 3600 м, где граничит с равниной
аккум улятивного ш лейфа.
Д а л е е к северу, вплоть до Аляски, континентальный склон
имеет более простое строение, п ред став л яя собой ступенчатый
уступ, подножие которого находится на глубинах 3000— 3500 м.
Только в районах мыса М ендосино и северной части о. Ванкувер,
где к склону п рим ы каю т срединно-океанические хребты Горда и
Хуан-де-Фука, он осложнен глыбовыми выступами и гребнями.
Переходные зоны северо-западной части Тихого океана. Здесь
протягивается серия переходных зон, вклю чаю щ их моря Беринго­
во, Охотское, Японское, Ж е л т о е и Восточно-Китайское, островные
дуги которых о б р ам л я ю т восточную окраину Евразии. Особняком
стоит переходная зона Филиппинского моря, где протягивается
второй р яд островных дуг — внешний относительно первого.
В Беринговом море ш ельф очень широкий в северо-восточной
части и узкий в .северо-западной, что обусловливает асимметрию
в рельефе дна. П оверхность ш ельф а в основном выровнена, лишь
местами п рослеж и ваю тся слабо вы р аж ен н ы е подводные долины.
П р е о б л ад аю щ и е глубины составляю т 60— 90 м, но у внешнего края
достигаю т 120— 140 м. Континентальный склон об разован доволь­
но крутым, ступенчатым уступом с интенсивным долинно-глыбо­
вым расчленением. Его подножие достигает глубин 3000— 3300 м,
где плавно переходит в плоское дно Алеутской и Командорской
котловин с глубинами 3700— 4000 м, разделенн ы х между собой
глыбовым хр. Ш ирш о ва высотой до 3000 м (рис. 7).
А леутская островная дуга распо л агается на подводном хребте,
отделенном от К ам ч атк и глубоким (более 4000 м) Камчатским
проливом. Д в у м я значительными проливами (Бли ж н и м и Амчитк а ), залож енн ы м и , очевидно, по линиям поперечных разломов.
34
Рис. 7. П р о ф и л и р е л ь еф а п ереход н ы х зон с ев е р о -зап ад н о й части Т ихого океана.
хребет делится на три крупных блока: зап ад н ы й с К ом ан д ор ски ­
ми островами, средний с островам и Б ли ж н им и и Крысьими, во­
сточный с островам и А ндреяновскими и Л исьими. Большинство
островов располагается вдоль основного гребня хребта, глубины
над которым составляю т 300— 800 м. В восточной части хребта с
внешней стороны п ро слеж и вается второй гребень, на котором т а к ­
же возвы ш аю тся отдельные острова. Склоны Алеутского хребта
имеют сложное ступенчато-глыбовое строение, с многочисленными
боковыми гребнями и каньонами. Алеутский ж елоб протягивается
ь обе стороны д ал ьш е, чем островн ая дуга, дости гая континенталь­
ных склонов К ам ч атк и и Аляски. Д н о ж е л о б а обр азован о цепью
3*
35
узких впадин с плоским дном. Н аи б ол ьш и е глубины приурочены
к его средней части (м акси м а л ьн ая глубина 7822 м).
В Охотском море выделяю тся две зоны ш ельфа: прибрежная
м елководная (глубины до 120— 150 м) и цен тральная погружен­
ная, зан и м аю щ ая большую часть дна. В середине центральной
зоны р аспо л агается впади н а Д ерю гин а с м аксимальны ми глуби­
нами более 1700 м, а в ю жной части зоны находятся возвышенно­
сти Института океанологии и А кадемии наук с глубинами менее
1000 м. Н а юге погруженный край ш ельф а ограничен ступенчато­
глыбовым уступом континентального склона, подножие которого
достигает плоского дна Курильской котловины, где глубины со­
ставляю т от 3000 до 3500 м.
К ур ил ьская островная дуга протягивается от о. Хоккайдо к
п-ову К ам ч ат к а, с горными хребтам и которых она структурно свя­
зана. Почти все К урильские острова располагаю тся вдоль основ­
ного гребня подводного хребта этой дуги, глубины над которым
составляю т в основном 100— 300 м. С внешней стороны протяги­
вается второй, более погруженный хр. Витязя, р азор зан н ы й в
средней части дуги. Склоны хребта имеют явно в ы раж ен н ое сту­
пенчато-глыбовое строение. Плоское дно К урило-К амчатского ж е ­
лоба состоит из непрерывной цепи относительно широких и уз­
ких участков с глубинами более 7000 м. М ак си м ал ь н а я глубина
9717 м приурочена к ю го-западной части ж елоба.
Д л я Японского моря х арактер н о наличие узкого ш ельф а вдоль
побережий П риморья, Кореи и Японии, поверхность которого с
глубинами до 120— 150 м достаточно хорошо выровнена, исключая
прибреж ную полосу, особенно вдоль берега Японии, где она
осложнена многочисленными подводными ск ал ам и и небольшими
островами. К онтинентальный склон в южной части Татарского
пролива пологий и почти нерасчлененный, а вдоль побережья При­
морья и Кореи он о б разо в ан крутым ступенчатым уступом, под­
ножие которого достигает глубин более 3000 м. Восточнее Кореи
распол агается краевое плато с глубинами 1000— 1200 м, на кото­
ром в озвы ш ается небольшой о. Уллындо. От южной части о. Хон­
сю на север протягивается глыбовый хребет, достигаю щий центра
моря, где он расш иряется, о б р азуя возвышенность Ямато, глубины
над которой колеблю тся от 300 до 1000 м. Д н о котловины Япон­
ского моря п ред став л яет собой хорошо выровненную, слегка на­
клоненную к северу поверхность, осложненную отдельными под­
водными горами. Глубины в северной части котловины составля­
ют более 3600 м, а на юге ум еньш аю тся до 2600— 2800 м.
Японские острова пред ставл яю т собой островную дугу с раз­
витыми континентальными структурами. С океанической стороны
острова о кайм ляю тся узким ш ельфом с глубинами менее 100 м,
который плавны м перегибом переходит в склон к глубоководному
желобу. П роф и ль склона выпуклый, крутизна его постепенно уве­
личивается книзу. Ю ж нее Токио к склону прим ы кает подводный
хребет островной дуги Н ампо, который р азд е л я е т ж елоба Япон­
ский и Кюсю. Д н о Японского ж е л о б а плоское, м акси м ал ь н ая глу­
36
бина 8412 м. Ж е л о б Кюсю вы раж ен менее четко, глубины в нем
составляют более 5000 м.
Восточно-Китайское море отличается от других сильно р а зв и ­
тым шельфом, который зан и м ае т большую часть его дна. Ш ельф
распространяется т а к ж е и на Ж е л т о е море. Поверхность ш ельфа
хорошо выровнена, глубины составляю т в основном 60— 90 м, но
у внешнего края местами увеличиваю тся до 100— 120 м. В юговосточной части моря вдоль островной дуги Н ансей (Рю кю ) про­
тягивается относительно у зк а я котловина О кинава, глубины в ко ­
торой постепенно увеличиваю тся к югу от 800 до 2900 м. О стров­
ная дуга Н ансей р асп ол агается на подводном хребте, глубины
над которым составляю т 500— 1000 м, а склоны имеют выпуклый
профиль и ступенчатое строение. Вдоль подножия внешнего склон­
на протягивается глубоководный ж елоб Нансей с м аксимальной
глубиной 7790 м.
Филиппинское море ограничено с востока цепью островных дуг
(Нампо, М арианской, Яп, П а л а у ) и сопряж енны х с ними глубоко­
водных желобов. О днако по рельефу дно этого моря можно от­
нести к л о ж у океана [6]. П одводными хребтам и оно разделено на
котловины Филиппинскую, Н ам п о и З ап адн о-М ари ан ск у ю . В п ер­
вой преоб ладаю щ и е глубины составляю т 5500— 5800 м, в двух
других — от 4800 до 5200 м, хотя отдельные понижения дна дости­
гают более значительных глубин. Р ел ьеф дна здесь, в отличие от
котловин краевы х морей, сильно расчлененный, холмисто-глядовый, с ам плитудами глубин от 100 до 500— 700 м. Ориентировка
гряд преимущественно суб м ерид н ональн ая и северо-зап адн ая, со­
ответствующая простиранию крупных морфоструктур.
В северной и зап ад н ой частях Филиппинской котловины р ас­
полагаются глыбовые возвышенности Бородино и Ансон высотой
до 4000 м, имею щие крупноглы бовое расчленение. От района
о. Тайвань на юго-восток через всю котловину протягивается р а з ­
лом Т ай в ан ь-П ал ау , вы раж ен н ы й узкой лож биной с глубинами
6400—6700 м. Н а востоке Ф илиппинская котловина ограничивает­
ся субмеридиональным, слегка выгнутым к востоку хр. КюсюПалау, представляю щ им собой цепь остроконечных гор с крутыми
склонами высотой от 2000 до 5000 м. Восточное ответвление этого
хребта р азд ел я ет котловины Н а м п о и За падн о-М ари ан скую .
Островная дуга Н ам п о в северной части об р азо в ан а м ассив­
ным хребтом, на котором возвы ш ается о. И дзуми, а в южной
части дуга состоит из двух п ар ал л ел ь н ы х хребтов, разделенны х
ложбиной с глубинами более 4000 м. Н а внешнем хребте возвы ­
шаются острова Бонин, на внутреннем — острова Волкано. Эта си­
стема п родол ж ается д а л е е к югу в виде выгнутой к востоку двой ­
ной дуги, на внешнем хребте которой располагаю тся М арианские
острова, а на внутреннем — мелководные подводные горы с мини­
мальными глубинами 15— 20 м. Н а ю го-западе оба хребта сли­
ваются и д ал ее переходят в кулисообразно располож енны е хреб ­
ты с возвы ш аю щ имися на них островами Яп и П алау. Вся эта
система хребтов имеет типичное д ля островных дуг строение,
37
пред ставляя собой валы с выпуклыми, ступенчатыми склонами,
нижние части которых более крутые, чем верхние. Вдоль подно­
жий внешних склонов практически непрерывной цепью протяги­
ваются глубоководные ж е ло б а, разделенны е невысокими порога­
ми. Д но ж елобов, ка к правило, плоское и узкое, а максимальные
глубины составляют: в И дзу-Бонинском ж ело б е 9810 м, Волкано
9156 м, М ар и ан ск ом 11 022 м, Яп 8850 м, П а л а у 8069 м.
Переходные зоны западной части Тихого океана. Сюда входит
очень слож но р асчлененная область островных дуг и массивов,
мелководных ш ельфов и глубоких котловин, хребтов и желобов,
р ас п о л аг а ю щ ая ся м еж д у Юго-Восточной Азией и Австралией,
вклю чая Филиппинские острова и Зондскую дугу, которая прони­
кает в пределы Индийского океана.
В Ю ж но-К и тай ском море шельф имеет значительную ширину в
северной и южной частях и зам етно со к р ащ а ется вдоль побережья
В ьетнама. П р е о б л ад аю щ и е глубины со ставляю т от 60 до 100 м, а
меж ду островами — менее 50 м. П оверхность ш ельф а большей
частью выровнена, лиш ь в прибреж ны х зонах и вокруг небольших
островов ослож нена многочисленными коралловы м и рифами.
Континентальный склон в Ю ж но-К итайском море имеет слож­
ное ступенчато-глыбовое строение, спускаясь своеобразной лест­
ницей к дну котловины, зан и м аю щ ей центральную часть моря. На
севере, за п а д е и юге склон осложнен краевым и плато, на которых
возвы ш аю тся соответственно риф Д ун ш ан ьд ао , острова Парасельские и Н а н ь ш а с о кр у ж аю щ и м и их коралловы м и рифами. Особен­
но слож ное строение подводного рел ьеф а н аблю дается на плато
Н аньш а, где проливы м еж д у островам и и рифами образованы
крутостенными ж е л о б а м и с глубинами до 1700— 2000 м. Н а дне
котловины Ю ж но-К и тай ского моря, где глубины составляют
4200— 4400 м (а вблизи Филиппинских островов — более 5000 м),
на фоне выровненной поверхности возвы ш аю тся, особенно в севе­
ро-восточной части, подводные годы высотой до 3000— 4000 м.
В Индонезийском арх и п ел аге меж ду вытянутыми островами и
островными группами северо-восточного и субширотного направле­
ний, таким и ка к П а л а в а н , Сулу, С улавеси, С ула, Серам, Флорес
и другие, распол агаю тся округлы е котловины морей Сулу (глу­
бины 5000— 5500 м ), С улавеси
(5000— 5800 м), Молуккского
(3500— 3900 м ), Б а н д а (4800— 5200 м) и Ф лорес (более 5000 м).
Н аиб ол ее глубокие части этих морей имеют выровненное, места­
ми д а ж е плоское дно, тогда к а к краевы е части котловин, склоны
разд ел я ю щ и х их хребтов и порогов ослож нены ступенями, гребня­
ми и подводными горами. Особенно сложны й рельеф наблюдается
в северной части моря Сулу и море Б ан д а, в восточной части ко­
торого распол агается выгнутый к востоку широкий ж елоб с мак­
симальной глубиной 7440 м.
К югу от о. Т ай ван ь протягивается почти прямолинейный мас­
сивный хребет, на котором располагаю тся Филиппинские и Мо­
луккские острова. Р ел ьеф хребта очень сложный, образованный
системой су б п ар ал л ел ь н ы х гребней и лож бин, рассеченных попе38
речными депрессиями, что хорошо видно в расположении Филип­
пинских островов и проливов, в которых глубины превышают
1000 м. В районе М олуккских островов п рослеж и вается серия
кулисообразно сочленяю щ ихся субмеридиональны х подводно-над­
водных хребтов, постепенно см ещ аю щ ихся к югу по мере продви­
жения на юго-восток. В л о ж б и н ах м еж д у хребтам и глубины пре­
вышают 2000—3000 м. Подводны е склоны Филиппинско-М олукк­
ского хребта имеют крутые ступенчатые склоны с явно вы р аж ен ­
ными ф орм ам и крупноглыбового расчленения. Восточный склон
книзу становится круче, и вдоль его поднож ия протягивается Фи­
липпинский глубоководный ж елоб с максим альной глубиной
10 235 м.
На ю го-западе рассм атриваем ы й район зам ы к ается Зондской
островной Дугой. В тылу северо-западной части дуги р ас п ол ага ет­
ся А ндаманское море с широким ш ельфом на востоке и овальной
котловиной на зап ад е. Глубины на ш ельф е составляю т не более
100 м; дно котловины расчленено субмеридиональным и вал ам и
на ряд лож бин, причем в зап ад н ой из них глубины превыш аю т
4000 м. Хребет островной дуги здесь о б р азов ан массивным валом
со ступенчатыми склонами, на котором возвы ш аю тся острова Ан­
даманские и Н икобарские. Д а л е е к юго-востоку, вплоть до Новой
Гвинеи, четко п ро слеж и вается двой н ая дуга, внутренний хребет
которой увенчан островами С ум атра, Ява, С ум б ава, Ф лорес и д р у ­
гими, а на внешнем хребте, значительно более узком, в западной
части возвы ш аю тся небольш ие острова Н и ас и М ентавай, в вос­
точной—-острова С умба, Тимор, Т ан и м б ар и Серам. Хребты р а з ­
деляются продольной ложбиной, состоящей из последовательно
расположенных узких депрессий, глубины в которых постепенно
увеличиваются с северо -зап ад а на юго-восток от 1000— 1500 м до
3700—4000 м.
Внешний склон Зондской дуги имеет характерн ы й выпуклый
профиль и ступенчатое строение. Зондский ж ело б протягивается
вдоль его поднож ия от А н дам ан ских островов до о. Тимор. Глуби­
ны плоского дна ж е л о б а постепенно увеличиваю тся с северо-за­
пада от 3000 до 6000 м, а м а к си м ал ь н ая глубина составляет
7209 м. Д а л е е к востоку протягивается короткий Тиморский ж е ­
лоб (3310 м)., который порогом отделяется от следующего ж е л о ­
ба Кай (3680 м).
Переходные зоны юго-западной части Тихого океана. Сюда
входит окраин н ая часть океана от Новой Гвинеи до Новой З е ­
ландии, вклю чая островные дуги, ж ело б а, меж дуговы е котловины,
хребты и плато. Этот район также имеет сложное строение под­
водного рельефа.
Вдоль северного п обереж ья Н овой Гвинеи протягивается очень
узкш / ш ельф с глуоттами менее /ОО м. окайм ленны й крутым ост­
ровным склоном, у поднож ия которого прослеж ивается относи­
тельно неглубокий Новогвинейский ж е л о б (м ак си м а л ьн ая глубича 5050 м ). Восточнее располагается петлеобразная островная
:уга, на северном кры ле которой возвы ш аю тся острова А д м и р а л ­
39
тейства и Н о в ая И р л ан д и я , а на южном — о. Н ов ая Британия и
р яд более мелких островов. Внутри этой петли находится Ново­
гвинейское море, дно которого имеет глубины от 1800 до 2200 м
и осложнено отдельными подводными горами. Вдоль подножия
склонов островной дуги протягиваю тся глубоководные желоба:
на севере — Западн о-М ел анезий ский
(м акси м а л ьн ая
глубина
6887 м ), на юге — Н овобританский (8320 м).
Д а л е е к юго-востоку р аспол агается двойная дуга Соломоновых
островов, р азд ел ен н ая продольной ложбиной с глубинами более
1700 м. Внешние склоны островной дуги крутые и имеют х а р а к ­
терное ступенчатое строение. В доль подножия северного склона
протягивается восточное продолж ение Западно-М еланезийского
ж е л о б а с глубинами более 3000 м, а у подножия южного склона
дуги п ро слеж и вается ж елоб
Бугенвиль (м акси м ал ьн ая глубина
9103 м).
От юго-восточной оконечности Новой Гвинеи протягивается
узкий субширотный подводный хребет, на котором возвышаются
небольшие острова Л у и зи а д а . Хребет ограничивает с юга Соломо­
ново море, котловина которого другим субширотным хребтом с
островами д ’А н тркаста р азд ел е н а на две части: в северной глубины
составляю т 4500— 5000 м, в южной — около 3500 м. Рел ьеф дна
здесь неровный, изобилует глыбовыми поднятиями, уступами и
подводными горами.
С лож ное строение дна присуще т а к ж е дну К ораллового моря.
Только в его зап ад н ой части н аб лю д ается выровненный рельеф с
глубинами 4500— 4700 м. В средней и ю жной частях моря поверх­
ность дна приподнята (глубины 2500— 3000 м) и расчленена усту­
пами, грядам и и подводными горами, наиболее высокие вершины
которых увенчаны коралловы м и рифами. В восточной части моря
глубины снова увеличиваю тся до 4500 м, но рельеф дна остается
таким ж е слож ны м, причем отдельные приподнятые блоки имеют
глубины менее 1500 м. В доль восточного к р а я моря протягивается
Новогебридский глубоководный ж елоб (м ак си м а л ьн ая глубина
9174 м) и сопряж енны й с ним хребет островов Н овы е Гебриды.
В южной части К ораллового моря распо л агается серия череду­
ющихся поднятий юго-восточного и субмеридионального простира­
ний. Они вклю чаю т узкие хребты с островами Л у ай о те и Новая
Каледония, разделенны е продольным желобом с глубинами более
2200 м, и несколько глыбовых возвышенностей, на мелководных
верш инах которых располагаю тся
многочисленные коралловые
рифы и острова. Н аи б о л ее крупной является возвышенность Честерфилд, от которой к югу протягивается массивный подводный
хр. Л орд-Х ау, достигающ ий Новой Зеландии. Глубины в средней
части хребта составляю т 1200— 1400 м, а на юго-востоке уменьша­
ются до 700— 800 м. Вдоль зап ад н ого края хребта встречаются
отдельные подводные горы, на верш инах которых располагаются
ко ралл овы е рифы и вулканические острова Л орд -Х ау и Болс-Пнрамид.
40
От о. Н о в ая К ал ед он ия к югу, п ар ал л ел ь н о хр. Лорд-Хау, про­
тягивается более узкий хр. Н орф олк, состоящий из серии остроко­
нечных гребней и подводных гор, вклю чая небольшой о. Н орфолк.
Глубины над хребтом составляю т 1000— 1500 м. М еж ду хребтами
Лорд-Хау и Н о р ф о л к протягивается Н о в о ка ле до н ск ая котловина,
где глубины достигают 3500— 3700 м. Д н о ее большей частью в ы ­
ровнено и осложнено отдельными подводными горами.
Еще восточнее р ас п о л агается хр. К ором ан дель-Л уай оте; он
четко в ы р а ж ен на севере (вблизи островов Л уай оте) и на
юге (на продолжении п-ова К оромандель, Н о в ая З е л а н д и я ), а в
средней части представлен цепью подводных гор и гряд. Х олми­
сто-грядовый рельеф н аб лю д ается т а к ж е в котловине м еж д у х р еб ­
тами Н о рф ол к и К ор ом ан д ел ь-Л уай о те, где глубины составляю т
от 3000 до 4000 м. Н есколько более простой рельеф характерен
для Ю ж но-Ф идж ийской котловины. П оверхность ее дна слегка
наклонена к северу, глубины составляю т от 4000 до 4500 м.
На Северо-Ф иджийском плато, которое иногда н азы ваю т кот­
ловиной, п р еоб ладаю т глубины 2500— 3000 м, а восточнее остро­
вов Ф идж и — д а ж е менее 2500 м. Р ел ьеф поверхности плато хол ­
мисто-грядовый, с наличием отдельных более высоких подводных
гор и узких небольших ложбин. Вдоль зап ад н ого края плато про­
тягивается хребет островов С ан та-К рус и Н овы е Гебриды, а
вдоль южного кр ая — хр. Хантер, т а к ж е увенчанный небольшими
островами и рифами. В юго-восточной части плато располагается
обширная возвышенность, на которой находятся вулканические
острова Ф идж и и многочисленные к о р алл ов ы е рифы. Вдоль под­
ножия северного склона плато протягивается ж елоб Витязя с м а к ­
симальной глубиной 6150 м.
От восточного к р а я С еверо-Ф иджийского плато к Новой З е л а н ­
дии протягивается двойной хребет, з а п а д н а я часть которого пред­
ставлена хр. К ол ви л л -Л ау , а восточная — Т он га-К ерм адек, на к о ­
тором возвы ш аю тся одноименные вулканические острова. Оба
хребта имеют форму узких валов, вершины которых рас п о л ага ю т­
ся на глубинах 1000— 1500 м, и ослож нены глыбовыми и в у л к а ­
ническими горами. Хребты разделены узкой ложбиной, н а зы в а е ­
мой желобом Гавр, где глубины достигаю т 2500— 3000 м. Восточ­
ный склон хр. Т о н га-К ерм ад ек имеет выпуклый профиль и ступен­
чатое строение. Вдоль его поднож ия протягиваю тся глубоковод­
ные ж елоб а Тонга (м ак си м а л ьн ая глубина 10882 м) и К ерм адек
(10 047 м ), наиболее глубокие участки дна которых выровнены.
На южном продолжении ж е л о б а К ермадек, вдоль восточного
берега Северного острова (Н о в а я З е л а н д и я ), протягивается ж е ­
лоб Хикуранги с широким плоским дном, выровненным, очевидно,
благодаря интенсивному накоплению осадков. Глубины в нем
постепенно уменьш аю тся к югу от 3500 до 2000 м.
Н овая З е л а н д и я вместе с одноименным плато представляет
собой микроконтинент с развиты м и континентальными стру к ту р а­
ми, которые сочленяю тся здесь со структурам и островной дуги
Тонга-Кермадек. Обширное Н ов озелан дское плато субширотным
41
прогибом, глубины в котором с за п а д а на восток увеличиваются
от 1500 до 3500 м, разделено на две части: плато Чатем и плато
Кэмпбелл. П ервое вытянуто с за п а д а на восток, глубины составля­
ют 400— 600 м. Второе имеет более значительные размеры, глуби­
ны меняются от 350—500 м в северной и центральной частях до
1200 м в южной части. Поверхность Н овозеландского плато пре­
имущественно выровнена, за исключением прибреж ны х зон Новом
З еланд и и и островов Ч атем , Кэмпбелл, Баунтн и Антиподов, где
н аблю дается холмисто-грядовый рельеф.
С Р Е Д И ЗЕ М Н О Е М О РЕ
Средиземноморская переходная зона. Эта зона вклю чает в себя
серию котловин Средиземного и Черного морей, разделенны х по­
рогами, островами и полуостровами. Котловины различаю тся по
глубинам, р азм ер ам и степени расчленения основных морфоструктур. З а п а д н а я часть Средиземного моря (Алжиро-Прован­
ский бассейн) пред ставл яет собой своего рода погруженный сре­
динный массив, охваченный со всех сторон кайнозойскими склад­
чатыми сооруж ениями суши, а восточная часть располагается в
зоне сочленения и поддвига А фриканской плиты под Евразийскую,
в . резул ьтате чего сф орм ировались К рито-Родосская островная
дуга и Эллинский глубоководный ж елоб [17].
Д л я А лж и р о-П ров анского бассейна хар актерен узкий шельф с
глубинами до 100— 130 м и крутой, сильно расчлененный подвод­
ными каньонами, ступенчато-глыбовый
континентальный склон.
Д но котловин пред ставл яет собой равнину предельной аккумуля­
ции, глубины составляю т: в Альборанской котловине — до 1600 м,
в А лж и ро -П р ованской — около 2800 м.
Котловина Тирренского моря имеет более сложное строение.
Н аиб ол ее гл у бо кая ее часть с глубинами 3550— 3650 м выровне­
на, а на остальном пространстве встречаю тся субмеридиональные
гряды и многочисленные подводные горы, а т а к ж е вулканические
острова (Л и п а р ски е). От А лж и ро-П рованской котловины Тиррен­
ское море отделено порогами, причем на северном из них глубины
не превы ш аю т 250 м, а на южном имеется субширотный канал,
где глубины достигаю т 1600— 1800 м. Ш ельф ы вокруг моря узкие
и мелководные, а континентальный и островной склоны довольно
пологие и расчленены каньонами, холмам и и грядами.
В рельефе Африкано-Сицилийского порога выделяются при­
бреж ны е мелководья Сицилии и Туниса с глубинами менее 100 м
и ц ен трал ьная часть, осл о ж н ен н ая трем я парал л ел ьны м и ложби­
нами северо-западного простирания, где глубины превышают
1000 м (м акси м а л ьн ая 1730 м ). Н а гр яд ах меж ду ложбинами
возвы ш аю тся острова М ал ьта, П антеллерия, Пелагские. Северозападны й склон порога пологий и осложнен небольшими холмами
и грядам и, а восточный склон об р азован крутым ' ступенчатым
уступом сбросового происхождения (М альтийский эскарп).
В восточной части Средиземного моря шельф значительно раз­
вит в зал. Сидра, районе дельты р. Нил и зал. Искендерон, а так­
42
же в Адриатическом море. Н а остальном протяжении шельф узкий
и мелководный, особенно вдоль побережий Л и в а н а , Сирии и Тур­
ции. К онтинентальный склон вдоль широких участков шельфа
пологий и почти нерасчлененный; в районе дельты Н и ла склон об­
разован огромным конусом выноса этой реки. Н а других участках
склон преимущественно крутой и разделен многочисленными кань­
онами, а у побереж ья Турции — ф ор м ам и глыбового расчленения.
На дне котловин Средиземного моря вы деляется Ц ентральны й
Средиземноморский вал, дугой протягиваю щ ийся от Ионических
островов до о. Кипр. Р ел ье ф поверхности в ал а холмисто-грядо­
вый, глубины составляю т от 1200— 1400 м на Срединном и Ликийском плато до 2000— 2500 м на остальной его части. Выдвинутое
к югу Срединное плато делит дно восточной части моря на кот­
ловины Ц ентральн ую и Л евантийскую . В Ц ентральной, охв аты ва­
ющей Ионическое море, глубины составляю т до 4000— 4100 м, а
в Левантийской не превы ш аю т 3000— 3100 м. Н аиб о л ее глубокие
участки их дна выровнены, а на остальном пространстве встреча­
ются х о л м й и гряды.
К рито-Родосская островная дуга протягивается от Ионических
островов, з а х в а т ы в а я п-ов Пелопоннес, через острова Крит, К арпатос, Р одос и д ал ее вдоль южного побереж ья Турции. Внешний
(южный) склон дуги отличается значительной крутизной и сл о ж ­
ным ступенчато-глыбовым
расчленением.
Вдоль его подножия
протягивается система кулисообразно располож енны х узких де­
прессий, составляю щ их в целом Эллинский желоб. П р е о б л ад аю ­
щие глубины в них 3500— 4500 м, а м а к си м ал ь н ая 5121 м.
Дно Эгейского моря, расположенного в тылу Крито-Родосской
дуги, отличается очень слож ны м блоковым расчленением. Н а при­
поднятых б локах с крутыми подводными склонами располагаю тся
многочисленные острова, м еж д у которыми р азм ещ аю тся изометричные депрессии и вытянутые субширотные ж елоб а, о б р азо в ан ­
ные, очевидно, вдоль системы разломов. Н аиб о л ее хорошо в ы р а ­
жены ж е л о б а в северной (глубины более 1200 м) и южной (глу­
бины до 1500 м) частях моря.
Д л я северо-западной и северо-восточной частей Черного моря
(включая Азовское) х а р а к тер н о наличие широкого мелководного
шельфа и пологого, почти нерасчлененного континентального скло­
на. Н а остальном протяжении ш ельф узкий, а континентальный
склон крутой и расчлененный подводными каньонами и ступенча­
то-глыбовыми формами. Д н о котловины Черного моря представ­
ляет собой почти идеальную плоскую равнину с глубинами
2000— 2200 м.
Л О Ж Е ОКЕАНОВ
Океаническое л ож е, вклю чаю щ ее дно котловин и располож ен ­
ные в их п ределах глыбовые хребты, возвышенности, плато, валы
и подводные горы, характери зу ется океанической земной корой,
43
резко отличаю щ ейся от континентальной, что свидетельствует о
различны х процессах их возникновения и развития.
Д н о океанических котловин в зависимости от интенсивности
аккумулятивного в ы равн и вани я делится на плоские абиссальные
равнины и зоны абиссальны х холмов. Поверхность дна абиссаль­
ных равнин практически горизонтальная или субгоризонтальная
с очень малы ми уклонами. Зоны абиссальных холмов представ­
ляю т собой поля сплошного распространения чередующихся хол­
мов и гряд высотой 300— 500 м, местами до 1000 м. Холмы обыч­
но имеют вытянутую форму, асимметричный поперечный профиль;
крутизна склонов составляет 8 — 12°. М еж гряд о вы е ложбины, как
правило, выровнены в результате накопления рыхлых осадков.
К ак свидетельствую т м атер и ал ы сейсмопрофилирования [72],
выровненность дна аби ссальн ы х равнин, ка к и аккумулятивных
шлейфов, обусловлена длительным и процессами накопления оса­
дочного м атери ал а, об разо в ав ш его слоистую толщу, мощность
котррой в общем ум еньш ается от континентальных окраин к сре­
динно-океаническим хребтам . П од осадочным чехлом погребен
неровный, холмисто-грядовы й рельеф поверхности океанического
фундам ента, который в зон ах аби ссальн ы х холмов либо выходит
на поверхность дна океана, либо прикрыт облекаю щ им слоем
осадков.
В озвы ш аю щ и еся на дне котловин различны е поднятия явля­
ются в основном следствием воздействия эндогенных факторов —
тектонических д виж ений и вулканических процессов. В результа­
те тектонических д виж ений создаю тся массивные морфоструктуры
в виде глыбовых хребтов (Л омоносова, Китовый, Восточно-Ин­
д ийский), сводовых валов (Ю жно-Антильский, Зондский, Зенке­
вича, Э а у ри п и к), п латооб разн ы х возвышенностей (Бермудская,
Р иу-Гранди, Ш атского, Х есса). В ал ы имеют обычно выпуклую,
сводообразную форму с пологими склонами; они образованы , оче­
видно, ш ирокими ск л а д к а м и земной коры. Глыбовые хребты
ограничены крутыми ступенчатыми склонам и — системами сбро­
сов, а их вершины относительно выровнены и осложнены уступа­
ми и л окальн ы м и блоковыми поднятиями. С ходная структура на­
б лю д ается у п латооб разн ы х возвышенностей, только, в отличие от
линейно вытянутых хребтов, они имеют в плане округлые или
изометричные очертания. Их вершины часто бываю т осложнены
вулканическими подводными горами. В целом хребты и возвы­
шенности могут быть отнесены к сводово-глыбовым морфоструктурам [27].
К особому типу крупных поднятий на дне океанических кот­
ловин относятся т а к н азы ваем ы е аккум уляти вны е хребты, создан­
ные огромными скоплениями осадочного м а тер и ал а в результате
длительного воздействия придонных течений, ответственных за его
разнос и переотложение. Н аиб олее х арактер н ы м и и лучше всего
изученными явл яю тся Б л ей к -Б агам с к и й и Н ью фаундлендский ак­
кум улятивны е хребты в Атлантическом океане.
44
С Е В Е Р Н Ы Й Л Е Д О В И Т Ы Й ОКЕА Н
В Арктическом бассейне имеется несколько котловин, р а зд е ­
ленных су б п ар ал л ел ь н ы м и подводными хребтами, протянувш им и­
ся от К ан адского Арктического арх и п ел ага до континентальной
окраины Северо-В.осточной Азии.
Н аиб олее крупным является
глыбовый хр. Л омоносова высотой до 3000 м, который делит А р к ­
тический бассейн на Еврази й ски й и А м еразийский суббассейны.
Глубины над хребтом составляю т 1500— 1600 м (м иним альная глу­
бина 945 .м ), склоны его круты е и имеют глыбовое расчленение.
По простиранию хребет д ел ает несколько угловаты х изгибов,
обусловленных его блоковой структурой и наличием секущих
разломов. В А меразийском суббассейне протягивается хр. М ен д ел е­
ева (приамериканский участок которого н азы вается хр. А л ьф а).
Он значительно ниже (высота не более 2000 м) и шире хр. Л о м о ­
носова. Рел ьеф его сложный, образован ны й системой разновы сот­
ных блоков и гряд, разделенны х косопоперечными разломами.
Наиболее крупной в этом суббассейне яв л яется К а н а д с к а я котло­
вина (Б о ф о р т а ). Больш ую часть ее дна зан и м ае т аби ссальн ая
равнина с глубинами около 3800 м. Вблизи хр. М ен делеева про­
тягивается зона холмистого рельеф а с отдельны ми подводными
горами.
М еж ду хребтам и М енделеева и Л ом оносова располагаю тся
котловины Т олля (П одводников) и М ак ар о в а, разделенны е невы­
соким порогом. К отловина Т олля отличается выровненным дном,
слегка наклоненным к северу, где оно достигает глубин более
2800 м. К отловина М а к а р о в а зан и м ае т околополюсное простран­
ство. Ее наиболее глубокая часть (3800— 3900 м) имеет вы ров­
ненное дно, а периферийные части х ар актери зую тся рас ч л е­
ненным, холмисто-гористым рельефом.
В Е вразийском суббассейне по обе стороны от хр. Г акк ел я
располагаю тся котловины Амундсена и Н ансен а с глубинами со­
ответственно 4300—4500 и менее 4000 м. Только в самой з а п а д ­
ной части котловины
Н ансен а в л окальн ом
ж елоб е отмечена
макси м альн ая глубина Арктического бассейна — 5440 м. Д н о кот­
ловин преимущественно выровнено, а вблизи хр. Г ак к ел я о с л о ж ­
нено холмами, гр яд ам и и отдельны ми подводными горами.
В Н орвеж ско-Г ренл ан д ско м бассейне имеются три котловины:
Гренландская, Н о р в е ж с к а я и Л оф отен ск ая. Г р ен л ан д с кая отро ­
гом срединно-океанического хребта дел ится на северную и ю ж ­
ную части с глубинами соответственно около 3200 и 3600— 3800 м.
Дно их выровнено, но вдоль срединно-океанического хребта про­
тягивается зона аби ссальн ы х холмов и отдельных подводных гор.
В Норвеж ской котловине глубины составляю т в основном 3600—
3700 м, а в отдельны х понижениях дна — до 3900 м. Н а фоне
выровненного дна вы деляю тся многочисленные подводные горы
высотой 1000— 2000 м, протянувш иеся полосой с юга на север.
По данны м сейсмопрофилирования эти горы являю тся в ер ш и н а­
ми полупогребённого под о садк ам и древнего рифтового хр. Эгир.
Дно Лофотенской котловины пред ставл яет собой слегка н акл о­
ненную к за п а д у равнину с глубинами от 2900 до 3250 м, яв л яю ­
щуюся продолжением хорошо развитого аккумулятивного шлейфа
у подножия континентального склона Б ар е н ц ев а моря.
А ТЛ А Н ТИ Ч ЕС К И Й ОКЕАН
З а п а д н ы й ряд котловин океан а начинает с севера небольшая
Ирмингерова котловина, которая п р едставляет собой наклонен­
ную к ю го-западу равнину с глубинами от 2400 до 3000 м. По пе­
риферии она ослож нена небольшими горами и грядами.
Д н о Л аб р ад о р ск о й котловины т а к ж е образо ван о наклоненной
к юго-востоку равниной с глубинами от 3000 до 4500 м. В юговосточной ее части от Атлантического срединно-океанического
хребта протягивается зона подводных гор, высота которых к се­
в еро-западу постепенно уменьш ается. По данны м сейсмопрофнл ировани я эти горы п редставляю т собой вершины погребенного
под осадкам и С ред ин н о -Л аб р ад орск о го хребта. В северо-восточ­
ной части котловины от континентального склона Гренландии на
юг протягивается небольшой аккум уляти вны й хр. Эрика высотой
до 300 м.
Поверхность дна Н ью ф аун д ленд ской котловины наклонена к
югу, глубины составляю т от 4500 до 5000 м. З а п а д н а я ее часть
за н я т а абиссальной равниной, на востоке ж е простирается зона
абиссальны х холмов, где встречаю тся крупные подводные горы,
такие как Гаусс, Милн и другие, высотой более 3000 м. От кон­
тинентального склона Больш ой Н ью фаундлендской банки на юговосток протягивается аккум уляти вны й Нью фаундлендский хребет,
высота которого над дном котловины постепенно сн и ж ается от
1500 до 500 м.
С еверо-А м ери кан ская котловина является одной из самых
крупных в океане. В центре ее расп о л ага ет ся обширное Берм уд ­
ское плато с п реобладаю щ и м и глубинами 4600— 4800 м, на по­
верхности которого возвы ш аю тся
отдельные
подводные горы
(рис. 8). Н аиб ол ее крупной яв л яе тся массивная гора высотой
более 4000 м, на срезанной вершине которой находятся известня­
ковые Берм удские острова. П оверхность плато на зап ад е и в
центре выровнена, а на востоке имеет четко вы раж енны й холмието-грядовый рельеф, осложненный сериями уступов высотой
500— 1000 м. В доль северного к р а я плато протягивается Новоан­
глийская цепь подводных гор высотой до 2000— 3000 м. Наиболее
крупные из них — горы Келвин, С ан -П абл о, Рехобос, Михаэл,
Н эш вилл с м иним альны ми отметкам и глубин от 900 до 1600 м [52].
Севернее, зап ад н ее и южнее Берм удского плато располагаю т­
ся абиссальные равнины Сом, Г аттерас и Нарес, где глубины
составляю т от 5300 до 6000 м. В доль всей восточной-периферии
Северо-А мериканской котловины протягивается ш ирокая зона
абиссальных холмов, образую щ их гряды, ориентированные на се­
веро-восток. В северной части этой зоны возвы ш ается группа под46
Рис. 8. П ро ф и л и р е л ь еф а океан и чески х п од н яти й А тлан тического океан а.
водных гор Углового поднятия, из которых наиболее крупными
являются Я кутат и Р оккевей высотой до 4000 м.
В ю го-западной части котловины от континентального склона
на юго-восток протягивается аккум уляти вны й
Б л ей к-Б агам ски й
хребет, глубины над которым постепенно увеличиваю тся от 3500
до 5000 м. Глубоководный ж е л о б П у эрто-Р ико окайм ляется ш и­
роким Антильским внешним в алом с относительной высотой до
800 м, поверхность которого ослож н ен а холмам и и грядами. От
его юго-восточной оконечности в направлении к Атлантическому
хребту вдоль р азл о м а Б а р р а к у д а простирается субш иротная цепь
глыбовых гор, уступов и сопряж енны х с ними узких ложбин.
Здесь, очевидно, проходит граница меж ду Северо-Американской
и Ю ж но-А мериканской плитами.
С еверо -западн ая и юго-восточная части Гвианской котловины
заняты абиссальны м и равнинам и Д е м е р е р а и С еара. В первой
дно наклонено к северу и глубины составляю т от 4500 до 5000 м,
а во второй дно практически горизонтально с глубинами около
4500 м. Р авнины р азделены возвышенностью С еар а (Д е м е р е р а ),
представляющей собой приподнятое на 200— 500 м ступенчатое
плато, ограниченное по к р а я м круты ми уступами. Поверхность
плато ослож нена отдельны ми подводными горами высотой до
2500— 3000 м. В юго-восточной части котловины, кроме того, р ас­
полагается большое число крупных подводных гор в виде в ы т я ­
нутых от континентального склона субширотных цепей. Н а двух
самых высоких горах возвы ш аю тся небольшие вулканические
острова Р о к ас и Ф ернанду-ди-Н оронья.
Вдоль зап ад н ой периферии Б р ази л ь ск о й котловины протяги­
вается цепь относительно небольших абиссальных равнин, р а з ­
деленных зонами пологоволнистого рельефа. Н аиб олее крупной
является равнина П е р н ам бук у с глубинами 5200— 5600 м. Восточ­
ная часть котловины целиком з а н я т а широкой зоной абиссальных
холмов, вытянутых в виде гряд субмеридионального простирания.
Встречаются т а к ж е довольно много подводных гор, часть из ко­
47
торых разб росаны хаотично, но большинство сосредоточены вдоль
широтных зон по п а р а л л е л я м 8° 30' и 13° ю. ш. и на продолжении
северного и южного склонов банки Аброльюс. В двух последних
цепях, наиболее крупными являю тся плосковерхие горы Роджерс,
Морган, Хотспер, Витория, Ж а з ё р , Д ей ви с с минимальными от­
метками глубин 35— 45 м. Н а б л ю д аетс я т а к ж е крупное поднятие
в центре котловины, на котором возвы ш аю тся вулканические
острова Трпнидади и М артин-В ас.
Возвышенность Р иу-Гранди состоит из двух частей, объеди­
ненных общим цоколем с глубинами менее 4000 м. За п а дн ая
часть пред ставл яет собой ступенчато-глыбовое плато, поверхность
которого с глубинами 2500— 2900 м ослож нена грядам и и подвод­
ными горами, достигаю щ ими высоты
1500— 2000 м. Восточнее
р аспо л агается субмеридиональный глыбовый хребет, отделенный
от йлато седловиной с глубинами до 3500 м.
Д н о Аргентинской котловины наклонено к югу, глубины посте­
пенно увеличиваю тся от 4800 до 6000 м. Вдоль западного ее края
протягивается н еш ирокая
аб и сса л ь н ая
равнина,
центральная
часть котловины за н я т а обширной пологоволнистой равниной, а
восточная пред ставл яет собой зону абиссальны х холмов, ориенти­
рованных по простиранию Атлантического хребта. Н а юге котло­
вины простирается субширотный глыбовый хребет (на продолже­
нии плато Ф о л кл ен д ), раздробленны й на р яд блоков различной
высоты, который зал о ж е н , очевидно, вдоль зоны трансформного
разл ом а, рассекаю щ его Атлантический хребет и проникающего в
соседние котловины.
В доль Ю ж но-С анд вич ева глубоководного ж ело б а протягивает­
ся Ю жно-Антильский внешний вал, поднятый над дном котлови­
ны примерно на 500 м. Ю ж н а я оконечность в ал а и прилегающая
зона абиссальны х холмов рассечены серией субширотных, ступен­
чато см ещ аю щ ихся к северо-востоку уступов и узких ложбин, до­
стигающих рифтовой зоны Атлантического хребта в районе о. Бу­
ве. З д есь проходит граница меж ду Ю ж но-А мериканской и Ан­
тарктической плитами.
Восточный ряд котловин Атлантического океана начинается с
севера И сландской котловиной, дно которой выровнено и накло­
нено к югу, так что глубины увеличиваю тся от 2200 до 3000 м. На
юге ее сменяет зона абиссальны х холмов с многочисленными под­
водными горами.
Больш ую часть дна Западн о-Е вроп ей ской котловины занимает
Б и ск а й с к ая аб и сса ль н ая равнина, где глубины составляю т 4500—
4800 м. На за п а д е она о кай м ля ется относительно узкой зоной
абиссальных холмов, в пределах которой встречаю тся отдельные
подводные горы. Ю ж нее находится И б ери й ская котловина, почти
все дно которой зан ято абиссальной равниной с глубинами 5100—
5200 м, в ее пределах т а к ж е н аблю даю тся от д ел ьн ы е холмы н
подводные горы. Н а юго-восток протягивается цепь более круп­
ных гор, отд ел яю щ а я небольшую котловину Тахо с глубинами
около 5000 м.
48
З а п а д н е е Г и бр алтарского пролива возвы ш ается подковообраз­
н ая цепь крупных подводных гор, н азы ваем ы х поднятием Хорсшу.
В нее входят горы Горриндж, Ж озеф и н , Ампер и другие, высота
которых достигает более 4500 м, а плоские вершины находятся
на глубинах от 40 до 170 м. Ю го-западнее р аспо л агаю тся в у л к а ­
нические острова М ад ей ра, подводная гора Сен и ряд других гор,
а к северу от поднятия протягивается ц ел ая цепь крупных гор,
н азы ва ем а я Иберийским хребтом. В направлении к Азорским
островам простирается невысокий А зоро-Ги бралтарски й порог,
приподнятый относительно дна котловин на 400— 500 м. Его се­
верный и южный склоны об р азо ван ы круты ми уступами и со­
пряженны ми с ними лож б ин ам и, зал о ж ен н ы м и по разл ом ам , пз
которы х.н аиболее крупным яв л яе тся разлом Глория.
Вдоль континентальной окраины З а п а д н о й Африки протяги­
вается широкий аккум уляти вны й шлейф, в пределах которого воз­
выш аю тся вулканические К ан ар ск и е острова и острова Зеленого
Мыса, а т а к ж е довольно крупные подводные горы, такие как
Вендекрейс, Тропик и др. Высоты К ан ар ск и х островов достигают
более 2000 м, подножия их подводных склонов находятся на глу­
бинах 3200— 3500 м, а в седловинах м еж д у островами глубины
не превы ш аю т 2200 м. Высоты островов Зеленого Мыса сос тав л я­
ют 1000— 2000 м, глубины их подводных подножий достигаю т
3000— 3500 м, тогда как в проливах они колеблю тся от 200 до
2800 м.
Восточная часть крупной К ан арск о й котловины за н я т а абис­
сальной равниной, имеющей уклон к югу, т а к что глубины посте­
пенно увеличиваю тся от 5000 до 6000 м. З а п а д н а я часть ко тл о ­
вины пред ставл яет собой широкую зону абиссальных холмов, со­
ставляю щ их гряды субмеридионального простирания. А налогич­
ная картин а наб лю д ается в относительно небольшой котловине
Зеленого М ыса, где глубины равны 5000— 5500 м.
Возвышенность С ьерра-Л еоне, н а х о д ящ а яся почти симметрич­
но относительно возвышенности С еара по другую сторону А т л а н ­
тического хребта, п ред став л яет собой ступенчатое плато с глуби­
нами над ним 3500— 4000 м. В северной части плато возвы ш ается
группа подводных гор высотой 1500— 2000 м. Склоны плато о б р а ­
зованы уступами, из которых наиболее четко в ы раж ен северный,
находящийся на продолж ении Гвинейского разл о м а п рилегаю ­
щей суши.
Б о л ь ш ая часть д н а котловины С ьерр а-Л еоне з ан я та аб и сса ль ­
ной равниной Г ам бия с глубинами 4800— 5200 м. Вдоль южной
периферии протягивается н еш и рокая полоса абиссальны х холмов
и отдельных подводных гор. Н а востоке эта зона расш иряется,
образуя естественную границу с Гвинейской котловиной. Эта кот­
ловина почти целиком яв л яется абиссальной равниной с глуби н а­
ми 5000— 5100 м и за н и м а е т зап ад н у ю часть Гвинейского залива.
В восточной части зал и в а р асп о л ага ется обширный конус выноса
и обрамляю щ ий его ак кум уляти вны й ш лейф р. Нигер. В пределах
этого ш лейфа на ю го-запад от К амерунского р азл о м а суши про4
За к.
1344
49
"
тяги в аетс я цепь вулканических островов Ф ернандо-По, Принсипи,
С ан-Томе и Аннобон, а т а к ж е р яд подводных гор.
А нгольская котловина, к а к и С еверо-А мериканская, является
одной из самы х крупных в Атлантическом океане. Б о л ь ш ая часть
ее дна представлена абиссальной равниной, поверхность которой
имеет слабы й уклон к зап ад у , глубины увеличиваю тся от 4800 до
5600 м. По западной периферии простирается зона абиссальных
холмов, ориентированных по простиранию Атлантического хребта.
В стречаются отдельные подводные горы, зн ач ительн ая часть ко­
торых сосредоточена вдоль линии, соединяющей о. Св. Елены с
К амерунским разломом . Среди них — горы Ш ирш ова, В Н И Р О и
другие высотой более 5000 м.
Китовый хребет пред ставл яет собой самое значительное глы­
бовое сооруж ение на дне океана. Седловидными понижениями с
глубинами более 3000 м он делится на три крупных блока со
ступенчатыми боковыми склонами. Северный блок, примыкающий
к континентальному склону Африки, находится на глубинах
2300— 2400 м. Средний блок р асп ол агается на глубинах 2000—
2500 м, но в его центральной части в озвы ш ается поднятие с минимальной глубиной 216 м, н азы ваем ое банкой В альдивия. Юж­
ный блок п редставлен узким валом, глубины над которым со­
ст а в л я ю т от 900 до 2000 м. От ю жной оконечности хребта к ост­
ровам Три сган -да-К ун ья протягивается цепь глыбовых и вулкани­
ческих гор высотой 2000— 3000 м, из которых наиболее крупном
яв л яе тся гора Вюст.
В Капской котловине аб и сса л ь н ая равнина с глубинами от
4600 до 5200 м невелика. Больш ую часть дна котловины занима­
ют абиссальны е холмы, среди которых встречается много подвод­
ных гор. С амы ми крупными являю тся горы Вима, Дисковери,
Хердмен, Ш митт-Отт, Метеор высотой более 4000 м.
В обширной А фриканско-А нтарктической котловине глубины
постепенно увеличиваю тся от моря У эдделла к востоку — от 4800
до 5400 м. Севернее З ем л и Королевы Мод в пределах аккумуля­
тивного ш лейф а р асп о л ага ется н еб ольш ая гл ы б овая возвышен­
ность Мод, приподнятая на 500 м над дном котловины.
И Н Д И Й С К И Й ОКЕАН
В котловине А гульяс глубины составляю т от 4000 до 5500 м.
Вблизи континентального склона дно ее представлено волнистой
равниной, а о стал ьн ая часть з а н я т а обширной зоной абиссальных
холмов, вытянутых в гряды субширотного простирания, причем в
отдельных м еж грядовы х л о ж б и н ах глубины достигаю т более
6000 м. В центре котловины р асп о л ага ется п л а то о б р азн ая возвы­
шенность Агульяс, поверхность которой ослож н ен а небольшими
глыбовыми поднятиями и грядам и, а глубины составляю т 2500—
3000 м.
С убм еридиональны й М озам бикский хребет в средней части об­
р азо в ан массивным ступенчатым плато с глубинами 1200— 2000 м,
50
которое отделяется от континентальной окраины Африки седло­
виной с глубиной до 2500 м. Ю ж н а я часть хребта представляет
собой довольно узкий вал высотой до 1500 м, на продолжении ко­
торого п ро слеж и вается цепь подводных гор.
Д н о М озам бикской котловины наклонено к югу, т а к что глу­
бины постепенно увеличиваю тся от 3000 до 5800 м. Н а д порогом,
ограничиваю щ им ее с севера, в н аиболее узкой части М о зам б и к­
ского пролива глубины не превы ш аю т 2500 м. Б о л ь ш а я часть дна
котловины з а н я т а волнистой равниной, переходящ ей на юге в
плоскую абиссальную равнину. В стречаю тся отдельные подвод­
ные горы высотой до 3000 м.
М ад ага ск а р ск и й хребет п р едставляет собой глыбовое сооруж е­
ние с крутыми ступенчатыми склонами. Ю ж н а я его часть о б р а зо ­
вана приподнятым плато с глубинами около 1000 м, на котором
в озвы ш аю тся отдельны е горы, с а м а я зн ач ительн ая из которых —
банка Уолтерс — имеет минимальную отметку глубины 20 м. С е­
верная часть хребта погружена до глубин около 2500 м и о б р а зу ­
ет, по существу, седловину м еж д у ю ж ны м плато п подводной
окраиной о. М ад аг а ск а р .
В М ад аг а ск а р ск о й котловине глубины составляю т от 5000 до
5500 м. В ее северо-западной части н аб лю д ается выровненное
дно, а остальное пространство зан и м ае т холмисто-грядовый рель­
еф северо-восточного
простирания — п ар ал л ел ь н о
структурам
срединно-океанического хребта. В доль юго-восточного подножия
подводного склона о. М аврикий п ротяги вается серия узких глу­
боких лож бин и сопряж енны х с ними гряд, образован ны х по л и ­
нии трансф орм ного разл ом а.
Д н о М аскаренской котловины, охваченной с востока дугой
М аскаренского хребта, слегка наклонено к югу, глубины посте­
пенно увеличиваю тся от 4500 до 5100 м. В ее западной части пре­
о б ладаю т абиссальны е равнины, в восточной — волнистые р авн и ­
ны, разделенны е уступами высотой 100— 150 м. В стречаются от­
дельные подводные горы высотой до 3000—4000 м.
М аскар енски й хребет вкл ю чает в себя цепь массивных плато,
вулканических островов и подводных гор, соединенных узкими
перешейками (рис. 9). С ев ерн ая его часть об разован а Сейш ель­
ской банкой с одноименными островами, сложенны ми гранитами
докембрийского возраста [72]. П оверхность банки выровнена, глу­
бины составляю т 40— 60 м, склоны ее крутые. Возможно, банка
представляет собой облом ок микроконтинента, оставш егося здесь
при распаде Гондваны. Юго-восточнее протягивается вал с глуби­
нами над ним около 2000 м, который затем соединяется с цепью
мелководных банок С ая-де-М ал ь я, Н а з а р е т и К аргад ос-К арахос.
Поверхность их выровнена и местами ослож нена коралловы ми
рифами. Ещ е юго-восточнее п ро сл еж и в ается цепь крупных подвод­
ных гор и вулканические острова М аврикий и Реюньон, причем
о. Реюньон при высоте над уровнем моря 2070 м и глубине осно­
вания до 4000 м явл яется самы м крупным вулканическим соору­
жением океана. Ю го-западнее Сейш ельской банки расположен
4*
51
Мальдивский'
Восточно ■'Индийский
короткий субмеридиональный Амирантский хребет, увенчанный
коралловы м и островами. В доль его подножия прослеживается
Амирантский ж ело б с глубинами до 5477 м.
Севернее и северо-западнее М а д а г а с к а р а находятся несколько
групп крупных гор, образую щ их вулканические массивы и увен­
чанных коралловы м и островами Ф ар к у ар , Провиденс, Сен-Пьер,
Космоледо, А л ьдабра, а т а к ж е вулканическими Коморскими ост­
ровами. Высота К оморских островов над уровнем океан а состав­
л яе т от 600 до 2400 м, тогда к а к глубина подножия достигает
3000 м. Ю ж нее простирается н ебольш ая К ом орская котловина,
дно которой представлено абиссальной равниной с глубинами
3500— 3550 м.
В обширной Сомалийской котловине значительную ее часть
зан и м ае т аб и сса ль н ая р авнина с глубинами около 5200 м, кото­
р а я на востоке сменяется зоной абиссальны х холмов, вытянутых
в гряды северо-восточного простирания. Встречаю тся т а к ж е от­
дельные подводные горы высотой до 3000— 4000 м. В северной
части котловины на ю го-западном продолжении р азл ом а Оуэн,
рассекаю щ его А равийско-Индийский хребет, протягивается не­
большой глыбовый хр. Чейн высотой до 2000 м.
52
Д н о Аравийской котловины наклонено к югу, поэтому глубины
постепенно увеличиваю тся от 3000 до 4800 м. Поверхность дна
выровнена и ослож нена лиш ь к а н а л а м и суспензионных потоков,
расходящ ихся веером от устья р. Инд. В северо-западной части
котловины от континентального склона к р азл ом у Оуэн протяги­
вается глыбовый хр. М еррея высотой до 2000 м. Он отделяет не­
большую О манскую котловину, плоское дно которой имеет глуби­
ны около 3300 м.
От континентального склона И н достан а на юг протягивается
массивный глыбовый М альди вски й хребет, об разованны й серией
мелководных банок, на которых р асп о л агаю тся коралловы е остро­
ва Л ак кад и в с ки е, М альди вски е и Чагос. Склоны хребта крутые и
слабо расчлененные. Высота его меняется в зависимости от глу­
бины поднож ия от 2000 до 4000 м.
СаМой обширной в Индийском океане явл яется Ц е н тра ль н ая
котловина. В ее северной части дно о б разов ан о наклонной р а в ­
ниной ак кум уляти вного ш лей ф а с глубинами от 2500 до 5000 м,
на поверхности которой п рослеж и ваю тся расходящ иеся веером
к а н а л ы суспензионных потоков. Д а л е е к югу следует субгоризонт а л ь н а я поверхность с глубинами 5000— 5300 м, где распространен
холмисто-грядовый рельеф, причем в отдельных л ож б и н ах глуби­
на мож ет достигать более 6000 м. Встречаю тся отдельные подвод­
ные горы, из которых наиболее крупной является гора А фанасия
Н икитина высотой 3500 м.
Уникальной морфоструктурой на дне океан а яв л яется субмериднональный, практически прямолинейный глыбовый Восточно-Ин­
дийский хребет [7]. Высота его над дном котловины достигает
4000 м, а глубины над приподнятыми блокам и составляю т 2000—
2500 м, тогда к а к в седловинах — более 3500 м. Ю ж н а я часть
хребта более монолитная и ослож нена отдельными небольшими
горами с м иним альны ми отметкам и глубин от 500 до 1600 м. От
южной оконечности Восточно-Индийского хребта на восток отхо­
дит субширотный Западн о-А встрал ий ский хребет (Брокен) высо­
той до 4500 м. Он имеет ярко в ы раж ен н ое асимметричное строе­
ние с пологим ступенчатым северным склоном и очень крутым,
почти нерасчлененным ю жным. М иним альны е глубины над греб­
нем хребта со ставляю т от 600 до 1500 м.
Вдоль Зондского глубоководного ж ело б а протягивается З о н д ­
ский внешний вал высотой в несколько сотен метров, разделенный
седловиной на две части. Н а его выпуклой поверхности в о звы ш а­
ются глыбовые поднятия и отдельны е подводные горы высотой
2000— 3000 м.
В Кокосовой котловине, б о ль ш а я часть дна которой п р ед став ­
ляет собой наклоненную к югу равнину с глубинами 4000—5000 м,
встречаются отдельны е пологие холмы и небольшие горы. Однако
на ее южной периферии, где глубины увеличиваю тся до 5200—
5500 м, наб лю д ается расчлененный холмисто-грядовый рельеф,
осложненный более многочисленными подводными горами и ж е ­
лобами. Здесь п ро слеж и вается т а к ж е субширотный Кокосовый
53
вал высотой около 500 м, на котором возвы ш аю тся горы, увенчан­
ные коралловы м и островами Р о ж д ест в а и Кокосовыми.
В средней части Западн о-А встралий ской котловины глубины
п ревыш аю т 6000 м, но на за п а д е и востоке уменьш аю тся до
5000— 5500 м. С а м а я восточная ее часть о б разов ан а абиссальной
равниной, тогда к а к на остальном пространстве дна р аспростра­
нен холмисто-грядовый рельеф с ам пли тудам и глубин от 500 до
1500 м. По южной периферии котловины встречаю тся крупные
подводные горы высотой до 3000 м. Н а юго-востоке рас п о л ага ю т­
ся куп ол о образн ая возвышенность Зени т высотой до 3500 м и более
сл ож н ая , ступенчато-глы бовая возвышенность Кювье высотой
около 2000 м.
В котловине Н а ту р ал и с т а глубины составляю т от 5000 до
5500 м^ Д н о ее в восточной части о б разов ан о волнистой равниной,
а на з а п а д е п рео б ла д а ет холмисто-грядовый рельеф. Ю ж нее рас­
п олагается в ы тянутая котловина А мстердам с преобладаю щ ими
глубинами 4500— 5000 м. Б о л ь ш а я часть ее дна з ан я та грядами
абиссальных холмов, ориентированными по простиранию средни> но-океанического хребта, но вблизи континентальной окраины
Австралии н аб лю д аю тся небольшие волнистые равнины. Вдоль
поднож ия Западн о-А встр ал ий ского хребта про сл еж и вается желоб
Оби с м аксимальной глубиной 5761 м, юго-восточнее которого,
сочленяясь с ним кулисообразно, простирается ж елоб Д иам ан ти на, где м а к си м ал ь н ая глубина достигает 7102 м.
С еверная часть Ю ж но-А встралийской котловины з а н я т а абис­
сальной равниной с глубинами 5600— 5800 м. Ю ж нее п ростирает­
ся ш и ро кая зона аб иссальны х холмов, гряды которых на западе
и востоке ориентированы в субширотном направлении, а в преде­
л ах м еж д у 120 и 128° в. д. — в субмеридиональном, что связано
с влиянием А встрало-А нтарктической зоны поперечных наруш е­
ний. Ю ж нее Тасмании р ас п о л ага ет ся возвышенность М илл, глу­
бины над которой составляю т около 1000 м. Склоны ее крутые и
малорасчлененные.
В обширной А встрало-А нтарктической котловине вдоль кон­
тинентального склона протягивается аб и сса ль н ая равнина с глу­
бинами 4500— 4700 м. В зап ад н ой части котловины встречаются
небольшие локал ьн ы е впадины и ж е л о б а, где глубины достигают
5000— 6000 м. По северной периферии протягивается зона абис­
сальных холмов, вытянутых в гряды субширотного простирания.
В пределах А фриканско-А нтарктической котловины юго-вос­
точнее островов П р и н с-Э дуар д в озвы ш ается группа крупных подводых гор (Обь, Л е н а и д р .), объединенных общим цоколем с
глубинами около 3500 м. П л оские вершины гор н аходятся на глу­
бинах 300— 400 м, а отдельны е пики поднимаются еще выше. Во­
сточнее островов П рин с-Э дуард р ас п о л ага ет ся вытянутое в суб­
широтном направлении глыбовое поднятие, которое расчленено на
три массива с глубинами менее 2000 м. Н а восточном из них воз­
вы ш аю тся вулканические острова Крозе.
54
В котловине К розе большую часть ее дна зан и м аю т гряды
.абиссальных холмов двух простираний: северо-западного и севе­
ро-восточного — в соответствии с нап р авл ен иям и двух ветвей сре­
динно-океанических хребтов этого района. Н а юге котловины р ас­
пространены волнистые равнины с глубинами более 5000 м.
Крупным сооружением на л о ж е океан а является глыбовый
хребет (поднятие) Кергелен, вытянутый в юго-восточном н ап р ав ­
лении. Он разделен седловинами на ряд п латооб разн ы х участков
с глубинами от 200 до 2000 м. Н а наиболее крупном из них воз­
выш аю тся вулканические острова Кергелен и Херд. Склоны хребта
об разован ы крутыми ступенчатыми уступами, причем восточный
склон круче зап ад н ого [60].
ТИХИИ ОКЕАН
Д н о Тасмановой котловины об р азо в ан о наклоненной к югу
абиссальной равниной с глубинами 4800— 5000 м, но в локальных
понижениях глубины достигаю т более 5500 м. В северной части
котловины про сл еж и вает ся м ерид и ональн ая цепь подводных гор
высотой до 3000— 4000 м. В юго-восточной части на продолжении
структур Новой З е л а н д и и протягивается узкий глыбовый хр. Маккуори с возвы ш аю щ и м и ся на нем одноименными вулканическими
островами. Зд есь горные гряды с глубинами менее 1000 м соп ря­
гаю тся с ж елоб ам и, где глубины достигаю т 5100— 5500 м. Вдоль
этой зоны проходит граница меж ду А встралийской и Тихоокеан­
ской плитами [18].
О б ш и р н ая Ю ж н а я котловина пред ставл яет собой холмистую
равнину, слегка наклоненную к зап ад у, так что глубины постепен­
но увеличиваю тся от 4000 до 5700 м. Б о л ь ш а я часть дна зан ята
грядам и абиссальны х холмов, ориентированным и в основном в
северо-восточном направлении. Вдоль ж елобов Тонга и К ерм адек
протягивается невысокий (до 100 м ), но достаточно широкий
внешний вал, на поверхности которого встречаю тся отдельные
подводные горы.. П римечательной чертой рельеф а дна котловины
являю тся зоны разломов, имеющие вид вытянутых цепей гряд,
подводных гор и лож бин, которые находятся на продолжении
трансф орм ны х разл о м ов срединно-океанического хребта. Н а и б о ­
лее значительный из них — разлом Элтанин, достигаю щий на з а ­
паде внешнего в а л а ж е л о б а К ермадек.
Н а дне Ю ж ной котловины, кроме того, встречается много
сводовых валов, увенчанных многочисленными подводными гора­
ми и атоллам и. В средней части котловины протягивается мери­
д и о н ал ьн ая цепь крупных гор, в которую входят коралловы е рифы
Эрнест-Л егуве и М ари я-Т ереза. По северной периферии котлови­
ны п рослеж и ваю тся несколько валов северо-западного простира­
ния. Первы й из них в клю чает острова Р аротон га, МангДиа и ряд
подводных гор высотой от 1500 до 4500 м. Следующ ий к северовостоку вал вклю чает острова Тубуаи, южную группу островов
Кука и атолл П алм ерстон. Третий вал объединяет острова О б­
55
щества. И наконец, самым крупным яв л яется вал островов Туамоту, который в озвы ш ается на 1500— 3000 м над лож ем океана.
Почти все острова, венчаю щие этот вал, представляю т собой
к оралловы е атоллы.
Северо-восточнее в ал а Туамоту р аспол агается небольш ая груп­
па вулканических М аркизски х островов, насаж ен н ы х на общий
цоколь с глубинами менее 4000 м. С еверо-западнее в ал а протя­
гивается д ли н н ая цепь подводных гор и островов Л ай н , имеющих
общее основание. С редняя часть цепи об р азо в ан а глыбовым хреб­
том высотой 1500— 2000 м, на котором возвы ш аю тся коралловые
острова Р о ж д еств а, Фаннинг, Ваш ингтон и др. С еверн ая и южная
ветви пред ставл яю т собой слабо приподнятые валы , причем на
северной п р еоб ладаю т подводные горы, а на южной — атоллы.
З а п а д н е е в а л а Туам оту расп о л ага ет ся возвышенность Манихики; п р ед ст ав л яю щ ая собой ступенчатое плато с глубинами
над ним от 4000 до 5000 м, на поверхности которого возвышаются
подводные горы и кор алл овы е острова Н ассау, Суворова, Манихики, Р а к а х а н г а . З а п а д н е е и северо-западнее
прослеживаются
несколько групп островов и подводных гор, образую щ их неболь­
шие хребты, валы и плато. К ним относятся хребет островов
С амоа, гряд а Х ауленд — Суэйне, плато островов Феникс и другие
поднятия.
Ц е н тр а л ь н а я котловина п ред став л яет собой преимущественно
холмистую равнину с глубинами 5500— 5800 м. Отдельные неболь­
шие поднятия (например, возвышенность М а г е л л ан а в центре
котловины) имеют глубины менее 5000 м, а в л о кал ьн ы х желобах
на дне котловины глубины достигаю т более 6000 м. Самым значи­
тельным яв л яется субширотный ж е л о б вдоль р азл о м а Нова-Кантон в южной части котловины.
Крупным поднятием дна океан а явл яется в ал У оллис— Гилбер­
т а — М а р ш а л л а , п ро тягиваю щ ийся в северо-западном
направле­
нии. С еверн ая его часть о б р азо в ан а двум я сводовыми поднятиями
с глубинами менее 4500 м, на которых возвы ш аю тся многочислен­
ные плосковерхие подводные горы и атоллы , составляющие
М ар ш ал л о вы острова. Н а средней, более высокой части в ал а рас­
п о лагаю тся острова Гилберта, а на южной, менее высокой — атол­
лы Уоллис. З а п а д н е е М ар ш а л л о в ы х островов протягивается суб­
широтный К аролинский вал, относительная высота которого со­
ставл яет 2000— 2500 м. В ал рассечен продольными и поперечными
ж е ло б ам и и осложнен многочисленными грядам и и горами, часть
из которых образую т вулканические острова Трук, Понапе, Кусаие, а т а к ж е атоллы.
Ю ж нее К аролинского в ал а р асп о л агаю тся относительно не­
большие З а п а д н о -К а р о л и н с к а я и В осточно-К аролинская котлови­
ны, разделенны е субмеридиональны м валом Эаурипик. В ал пред­
ста вл я ет собой сводовое поднятие высотой до 2000 м, поверхность
которого выровнена. В котловинах глубины колеблю тся от 4000
до 5500 м, причем п р еоб ла д а ет холмистый рельеф. Вдоль подно­
ж и я К аролинского в ал а прослеж и ваю тся узкие ж елоб а, свидетель­
56
ствующие о наличии разломов. Н аиб олее значительным из них
явл яется разлом Сорол-Айанте, рассекаю щ ий западную часть
в а л а и выходящ ий на юго-востоке в пределы Восточно-Каролинской котловины.
От восточной оконечности К аролинского в а л а на юг протяги­
вается широкий в ал К ап и н гам ар ан ги , сходный по строению с в а ­
лом Эаурипик. Восточнее расп о л ага ется М ел ан ези й ская котлови­
на, дно которой разделено широтным порогом на две части. В се­
верной глубины составл яю т менее 4500 м, а в южной — более
5000 м. Поверхность дна относительно выровнена и осложнена
отдельными грядам и и горами, н аиболее крупные из которых
об разу ю т острова Н ауру, Ошен и др.
В В осточно-М арианской котловине п рео б ладаю т глубины
5500— 6000 м, но в отдельны х понижениях дна они достигают
6300^-6400 м. Ц е н тр а л ь н а я и ю ж н а я части котловины представ­
л яю т собой волнистую равнину, на которой встречаются желоба
северо-восточного простирания; северная часть ослож нена много­
численными подводными горами (например, гора Зуб о в а высотой
5000 м) и глыбовыми поднятиями, особенно распространенными
на северо-западе. Вдоль М ари ан ского глубоководного ж е ло б а про­
тяги вается внешний вал, отдельны е блоки которого подняты на
высоту до 2000 м над дном котловины, тогда как превышение
остальной его части составляет около 500 м.
Одним из н аиболее крупных поднятий на дне океана является
вал М ар к у с-Н еккер (рис. 10), который иногда р азд ел я ю т на две
части — валы М аркус-У эй к и У эйк-Н еккер. В ал М аркус-Уэйк
представляет собой широкое и невысокое поднятие, рассеченное
поперечными депрессиями. Н а нем возвы ш аю тся многочисленные
подводные горы высотой 3000— 4000 м и атоллы М аркус и Уэйк.
Вал У эйк-Н еккер имеет вид нескольких п арал л ел ьны х гряд и
гребней высотой 2000— 3000 м. О д н ако на востоке вал заметно
су ж ается и переходит в единый глыбовый хребет, назы ваемы й
иногда хр. Неккер.
К рупным поднятием яв л яется т а к ж е Гавайский вал, широкий
с в о д . которого увенчан вулканическими островами Гавайи, Мауи,
Оаху, К ауаи и другими. Высота в а л а над дном котловины со­
ставляет около 500 м, тогда к а к острова и подводные горы подни­
маются значительно выше. Они объединены в несколько групп,
разделенных глубокими седловинами (глубины до 3000—4000 м).
Вдоль подножий склонов вулканических гряд и массивов п ротя­
гиваются краевы е прогибы, где глубины достигаю т 4500—5000 м.
Склоны вулканических сооруж ений крутые, а поверхность вала
выровнена, что обусловлено
накоплением
аккумулятивного
шлейфа.
От северо-западного окончания Гавайского в а л а на север
протягивается С ев еро-З ап ад н ы й (И м ператорский ) хребет, состо­
ящий из цепи плосковерхих подводных гор, частично обособлен­
ных, частично объединенных общими основаниями в группы. Н а и ­
более крупными явл яю тся горы М илуоки (м ин и м альная глубина
57
Гавайский вал
7777777/ '
ЮЗ
о. Гавайи сд
W
Императорский хребет
-
/:У77777777772
вал Зенкевича
1 1 м ) , Кинмей (18 м), О дж и н (1554 м ), Нинтоку (949 м ), Суйко
(1240 м ), П ап ан и и а (1586 м ). Склоны их крутые и слабо расчле­
ненные. В доль подножий гор по обеим сторонам хребта протяги­
ваю тся краевы е ложбины , где глубины превы ш аю т 6000 м. На
севере И мператорский хребет прим ы кает к возвышенности Обру­
чева, представляю щ ей собой плато с глубинами над ним 3000—
3500 м.
В С еверо-Зап адной котловине п р еоб ладаю т глубины 5500—
6000 м, но в отдельных субширотных ж елоб ах, связанны х с раз­
ломами, они достигаю т 5500— 6900 м. Вдоль глубоководных жело­
бов К урило-К амчатского, Японского н Идзу-Бонинского протяги­
ваю тся широкие сводовые валы Зенкевича, Японский и Идзу-Бонинский с относительной высотой от 400 до 800 м. Почти в цент­
58
ре котловины р асп о л агается в ы тянутая в северо-восточном н а­
п равлении возвышенность Ш атского, расчлененная поперечными
понижениями на три массива, из которых самым крупным я в л я ­
ется ю го-западный с глубинами менее 3000 м. Н а д другими м а с­
сивами глубины составляю т 3200— 4000 м. П оверхность возвы ш ен­
ности в основном выровнена, склоны ее пологие. Н а остальном
пространстве дно С еверо-Зап адной котловины п редставляет собой
пологоволнистую равнину, которая лиш ь в южной части имеет
холмисто-грядовый рельеф, осложненный субширотными ж е л о б а ­
ми. Встречаю тся отдельны е подводные горы, наиболее крупные из
которых достигаю т высоты более 4000 м (например, горы И с а к о ­
ва и М а к а р о в а ).
Самой большой депрессией в Мировом океане яв л яется Севе­
ро-Восточная котловина. Поверхность ее дна слабо наклонена к
зап аду, т а к что глубины постепенно увеличиваю тся от 3500—
4000 до 5000—5500 м, а в северо-западной части котловины — до
6000 м. П римечательной особенностью котловины являю тся огром­
ные по протяженности субш иротные разломы , вы раж ен н ы е в рель­
ефе узкими глубокими ж е л о б а м и и сопряж енны ми с ними усту­
пами и грядам и, причем один из бортов каж д ого ж елоба, как
правило, приподнят относительно другого на 500— 1000 м. Н а и б о ­
лее крупные из разлом ов — Мендосино, Пионер, Меррей, М оло­
каи, К ларион, Клиппертон, Г алап агос, М аркизский. Кроме того,
в северо-западной части котловины имеются другие, менее протя­
женные ж е л о б а-р азл о м ы субширотного простирания — Чинук и
Сервейер, а т а к ж е разлом северо-западного простирания — И м п е­
раторский, который был детал ьн о изучен на полигоне в районе
его максимальной глубины (рис. 11).
С еверная часть Северо-Восточной котловины отличается н аи ­
более выровненным дном. З д есь распол агаю тся абиссальные р а в ­
нины Аляскинская, А леутская и Т аф та с глубинами от 3000 до
4800 м. В пределах Аляскинской равнины отмечается зн ач и тель­
ное число подводных гор, о бразую щ и х три цепи юго-восточного
простирания. С ам ы е крупные горы — Сервейер, П ратт, Уэлкер,
Браун, П аттон — достигаю т высоты более 3000 м.
Вдоль Алеутского глубоководного ж е л о б а протягивается внеш­
ний вал с относительной высотой от 400 до 1000 м, расчлененный
седловинами на ряд блоков. Ю ж нее находится возвышенность
Хесса, п р ед став л яю щ ая собой ступенчатое плато с глубинами над
ним менее 4000 м. М и н и м аль н ая глубина 117 м приурочена к под­
водной горе М еллиш. Склоны плато пологие, за исключением
южного, об разую щ его крутой уступ вдоль р азл ом а Сервейер.
О стальное пространство дна Северо-Восточной котловины з а ­
нято грядам и аби ссальн ы х холмов, ориентированных в субмеридиональном направлении, т. е. по простиранию срединно-океаниче­
ского хребта. Высоты холмов и гряд к за п а д у постепенно умень­
шаются, а формы р ельеф а становятся более сглаж енны ми, что сви­
детельствует о в о зр астаю щ ей роли аккумулятивного в ы р а в н и в а­
ния. Встречаю тся т а к ж е подводные горы, которые в западной
59
Р и с.
11. Б а ти м е т р и ч е ск а я к а р т а
Изобаты
полигона
на рис.
в р ай он е И м п ер ато р ск о го разлома.
11, 14— 17 д а н ы в м е т р а х .
части котловины сосредоточены в нескольких группах. Самой
крупной из них яв л яе тся группа гор М узы кантов высотой 2000—
3000 м севернее Г авайских островов. В доль субширотных р азл о­
мов возвы ш аю тся отдельные крупные горы, такие к а к Файберлинг и Эрбен (разлом М ерр ей ), Хендерсон (разлом М олокаи).
М еж ду этими р а зл о м а м и р асп ол агается группа Б езлунны х гор
(Скриппса, Хиддел, М ери ). В группу гор вблизи континентальной
окраины п-ова К ал и ф о рни я входят вулканический о. Гуаделупе н
подводные горы Д ж а с п е р , Сан-Хуан и др.
В Г в атем альской котловине с глубинами 3500— 4000 м преоб­
л а д а е т мелкохолмистый рельеф. От восточного окончания разло­
ма К липпертон на северо-восток протягиваю тся узкий асиммет­
ричный гребень высотой до 1100 м н сопряж енны й с ним неглубо­
кий ж елоб, приуроченные к р азлом у Теуантепек. Вдоль Ц ентраль­
ноамериканского глубоководного ж ело б а п ро слеж и вается внеш­
ний в ал с относительной высотой около 500 м. Д н о прилегающей
части котловины выровнено.
К востоку от островов Г ал ап аг о с простирается глыбовый
хр. Карнеги высотой более 1000 м, расчлененный поперечными
депрессиями на ряд блоков с выровненными верш инами и круты­
ми ступенчатыми склонами. К северо-востоку от островов протя60
гивается более монолитный глыбовый хр. Кокос, глубины н ад
которым составляю т 1200— 1500 м; его склоны образованы серия­
ми крутых уступов. О дна из вершин хребта увенчана вулканиче­
ским о. Кокос.
В небольшой П анам ской котловине поверхность дна имеет
слож но расчлененный глыбово-грядовый рельеф. Одна из н аи бо­
лее крупных гряд северо-восточного простирания, н аход ящ аяся на
продолжении р а зл о м а Г алап агос, увенчана вулканическим о. Мальпело. Гряды разделены ж елоб ам и , где глубины достигаю т 4000—
4200 м.
В П еруанской котловине п р еоб ладаю т глубины от 4000 до
4500 м. В ее средней части протягивается субмеридиональное
Ю ж н о-Г ал ап аго сск ое поднятие, состоящее из нескольких гряд в ы ­
сотой около 1000 м, разд еленн ы х продольными лож бинам и. П р е д ­
полагается, что поднятие явл яется реликтом древнего рифтового
хребта. Вдоль П еруанского глубоководного ж е л о б а про сл еж и вает­
ся относительно невысокий внешний вал, а п рил егаю щ ая к нему
часть котловины имеет выровненное дно с глубинами более
5000 м. Н а остальном пространстве дна котловины распространен
холмисто-грядовый рельеф, осложненный узкими ж елоб ам и севе­
ро-западного и северо-восточного простираний.
В небольшой Чилийской котловине п р еоб ладаю т глубины
3800— 4000 м, но в северо-восточной части, назы ваем ой так ж е
котловиной Н а ск а , они превы ш аю т 4500 м, а в локальн ы х ж е л о ­
б а х — более 5000 м. В доль Чилийского глубоководного ж ело б а
протягивается внешний в ал высотой около 500 м, расчлененный
на р яд блоков. Д н о котловины вблизи в а л а относительно в ы ров ­
нено, но д ал ее к зап ад у простирается холмистая равнина, причем
высота холмов постепенно увеличивается. Встречается т а к ж е д о ­
вольно много подводных гор, наиболее крупные из которых р а с ­
п олагаю тся в восточной части котловины (вулканические острова
Хуан-Ф ернандес, С ан-Амбросио и С ан -Ф ел и кс).
От островов П асхи и С ала-и -Г ом ес на восток протягивается
зона р азл о м а Пасхи, в ы р а ж е н н а я в рельефе цепью гряд, гор и
сопряж енны х с ними желобов, которую н азы ва ю т т а к ж е хр. Сала-и-Гомес. Высота гр яд над дном котловины составляет 2000—
3000 м, а глубины в ж е л о б ах — более 5500 м. Д а л е е на северовосток п рослеж ивается глыбовый хр. Н а с к а с относительной вы ­
сотой до 2000 м. О тдельны е глыбовые поднятия на нем имеют
минимальные отметки глубин 300— 400 м.
Самой ю жной в Тихом океане яв л яе тся котловина Б ел л и н с гау ­
зена. Ц е н т р а л ь н а я ее часть з а н я т а абиссальной равниной с глу­
бинами 5100— 5200 м, а северная часть — широкой зоной аб и с­
сальных холмов, о б разую щ и х гряды северо-восточного п рости ра­
ния. Д н о котловины о сл ож н яется т а к ж е протяж енны ми узкими
желобам и и грядам и, н аход ящ и м и ся на продолжении т р ан сф о р м ­
ных разлом ов срединно-океанического хребта, и отдельными под­
водными горами.
61
С Р Е Д И Н Н О - О К Е А Н И Ч Е С К И Е ХРЕБТЫ
Срединно-океанические хребты п редставляю т собой планетар­
ные морфоструктуры, составляю щ и е единую систему, опоясываю­
щую по дну океанов почти весь земной шар. Они характери зую т­
ся специфическими чертами строения подводного рельефа, ано­
мальных геофизических полей, проявлений новейшей тектоники,
сейсмичности и вулкан и зм а. Осевые зоны хребтов являю тся кон­
структивными гран и цам и литосферны х плит, где происходит разд ви ж ени е дна океанов и н ар ащ и в ан и е океанической коры. Рельеф
хребтов повсеместно отличается слож ны м расчленением, он о б р а­
зован чередованием линейно вытянутых по простиранию хребта
гребней, лож бин, желобов, уступов, раздробленны х плато, цепей
подводных гор. Все это многообразие форм подводного рельефа
у к л ад ы ва етс я в три основные геоморфологические зоны: гребне­
вую (рифтовую) и ф ланговы е по обеим сторонам от нее [58].
В целом хребты пред ставл яю т собой широкие (до 2000 км
шириной.) поднятия высотой от 1000 до 4000 м над дном котло­
вин, причем общий уклон их поверхности, ка к правило, уменьшается в обе стороны от гребня. Относительная высота (глубина
места) ка ж д о го из участков хребта аппроксимируется простой
зависимостью от корня квад ратн ого из отношения расстояния от
гребня к скорости р азд в и ж ен и я дна океана, т. е. от в озраста [10].
Д л я быстро р азд вигаю щ и х ся сегментов о б щ ая форма поперечного
профиля хребта ок а зы в ае тся к а к бы более растянутой (ВосточноТихоокеанское поднятие) по сравнению с сегментами медленного
разд в и ж ен и я (Атлантический х реб ет), что хорошо видно на обзор­
ных профилях (рис. 12).
Г ребневая зона приподнята на 1000— 1500 м над поверхностя­
ми флангов срединно-океанических хребтов и более интенсивно
расчленена. Вдоль оси срединно-океанических хребтов Атлантиче­
ского и Индийского океанов и частично Южно-Тихоокеанского
поднятия почти повсеместно протягивается серия эшелонированно
расположенны х или п оследовательно сменяю щ их д руг д руга узких
и глубоких рифтовых долин, которые явл яю тся грабенообразными
структурами, сф орм ировавш и м и ся в условиях р ас тяж е н и я (раздвиж ения) земной коры (рис. 13). Н а большей части ВосточноТихоокеанского поднятия и частично на Южно-Тихоокеанском
поднятии место рифтовых долин зан и м аю т осевые гребни, окай­
мленные по обеим сторонам продольными лож б ин ам и, что объяс­
няется особенностями ф орм ирования вулканогенного рельефа
рифтовых зон при высоких скоростях разд виж ен ия.
По обеим сторонам от рифтовой долины или осевого гребня
располагаю тся серии рифтовых гряд, состоящих из асимметрич­
ных блоков, местами см еняю щ ихся сильно расчлененными плато
и осложненных отдельными подводными горами или вулканически­
ми островами. Вершины гребней и гор, к а к правило, остроконеч­
ные, склоны крутые (до 15— 20° и более), дно м еж грядовы х лож­
бин вогнутое, плоских участков практически не встречается. Все
62
Рис.
12. О б зор ны е профили рельефа срединно-океанических хребтов М и рового океана.
I
4
1 . 1
■ I______ I
2
0
'
»
2
»
«
4KM
Рис. 13. Типичны е про ф и л и осевой ча с ти р и ф т о в о й зоны.
А т л ан т и ч еск и й х р е б е т на 37° с. ш . (ск о р о ст ь р а э д в и ж е н и я
с м /г о д );
/ / — Г а л а п а го с ск и й р и ф т н а 86° з . д . (7 с м /г о д );
В о ст о ч н о -Т и х о о к е а н с к о е
поднятие
на 3° 30'
ю . ш.
(15 с м /г о д ).
1 —
2
III —
это свидетельствует о молодости рел ьеф а рифтовой зоны средин­
но-океанических хребтов и о реш аю щ ей роли тектонических дви­
жений, р азры вны х наруш ений и в ул кан и зм а в формировании
рельефа.
Ф ланговы е зоны срединно-океанических хребтов представляют
собой постепенно сн и ж аю щ иеся в обе стороны от оси поверхности,
имеющие такое ж е блоково-грядовое расчленение, ка к и рифтовая
зона, только менее резко выраж енное. Склоны блоков и гряд
имеют среднюю крутизну около 10° и обычно осложнены мелким
вторичным расчленением в виде небольших ступеней и остроко­
нечных пиков. Д н о м еж гр яд овы х л о ж б ин обычно выровненное. По
направлению к внешним гран и цам хребтов высота блоков и гряд
становится меньше, а дно л ож б ин шире, что свидетельствует о
возрастаю щ ей роли аккум уляти вного выравнивания.
Х арактерной чертой срединно-океанических хребтов являются
та к ж е многочисленные поперечные тран сф орм ны е разломы, рас­
полагаю щ иеся на различны х расстояниях друг от д руга и деля­
щие хребты на р яд сегментов. В рифтовой зоне эти разломы
обычно в ы раж ен ы глубокими поперечными ж елобам и, по которым
н аблю дается смещение в ту или иную сторону соседних участков
рифтовых долин и гряд, а т а к ж е присущих им геофизических ха­
рактеристик. Глубины в этих ж ело б ах, ка к правило, заметно
больше, чем в рифтовых долинах, а дно их шире и выровнено
64
б л а го д а р я накоплению осадочного м атери ал а, переносимого сюда
придонными течениями. Н а ф л ан гах хребтов поперечные разломы
п р ослеж и ваю тся в виде зон интенсивного расчленения подводного
рельефа, протяж енны х уступов и сопряж енны х с ними ложбин.
Н аиб олее крупные разл ом ы
протягиваю тся д ал еко в пределы
океанических котловин, п росл еж и в ая сь иногда на огромные р ас­
стояния.
В ряде мест срединно-океанические хребты осложнены в у л к а ­
ническими массивами и плато с возвы ш аю щ и м и ся на них подвод­
ными горами и вулканическими островами. К ним относятся Азор­
ское плато, массив А мстердам и некоторые другие поднятия. О с о ­
бое положение зан и м ае т о. И сландия, п редставляю щ ий собой
крупный вулканический массив, о б разовавш и йся на месте стыка
рифтовой зоны срединно-океанического хребта и структур д р ев ­
него континентального моста меж ду Европой и Гренландией.
СЕВЕРНЫ Й
ледовиты й
океан
Система срединно-океанических хребтов на севере начинается
с хр. Г аккел я, ш ирина которого соответствует небольшим р а з м е ­
рам бассейна и не п ревы ш ает 150— 180 км. Вдоль его оси протя­
гивается серия эш елонированны х рифтовых долин,
глубины в
которых достигаю т 4000 м. С обеих сторон долины о кайм ляю тся
несколькими п ар ал л ел ьны м и грядам и, высота их постепенно ум ень­
шается по направлению к ф л ан гам от 2000 до 1000 м. Хребет
рассечен многочисленными поперечными разл ом ам и , по которым
наблю даю тся местные смещения рифтовых структур на 50—75 км.
В юго-восточной части бассейна, с приближ ением к континенталь­
ной окраине в районе Новосибирских островов, хребет снижается
и п огруж ается под аккум уляти вны й шлейф. С противоположной
стороны, при входе в пролив меж ду Г ренландией и Ш пицберге­
ном, хребет срезается системой крупных разломов, вы раж енны х
глубоким ж елобом Л ены и другими депрессиями, по которым н а ­
блю дается ступенчатое левостороннее смещение рифтовых струк­
тур более чем на 450 км.
В Н орвеж ско-Г ренлан д ском бассейне в систему срединно-оке­
анических хребтов входят хребты Книповича, М она и Колбейнсей
(И сл ан дски й). Н а хр. Книповича ри ф то в ая д олина представлена
в виде узкого ж е л о б а длиной более 550 км, где глубины состав­
ляю т 3300— 3500 м. Р иф товы е гряды хорошо развиты к зап ад у от
долины, а к востоку от нее просл еж и вается лиш ь цепь отдельных
вершин. Очевидно, восточная часть хребта о к а з а л а с ь захорон ен ­
ной под мощным ак кум уляти вны м ш лейфом баренцевоморской
континентальной окраины.
Н а хр. Мона р и ф тов ая долина в ы р а ж е н а эшелонированными
лож бинам и с глубинами от 2800 до 3400 м. С обеих сторон они
окаймлены хорошо развиты м и рифтовыми грядам и, наиболее вы ­
сокие вершины которых имеют отметки глубин 600— 1000 м.
5
З а к . 1344
65
В ряде мест хребет рассечен поперечными разл ом ам и , выражен­
ными в рельефе, однако, недостаточно четко.
В районе о. Ян-Майен р ас п ол агается ступенчатое плато с глу­
бинами над ним 300— 600 м, которое с севера и юга ограничено
уступами и ж е лоб ам и поперечных разломов. Северный разлом
лучше вы р аж ен , глубины в ж е ло б е достигаю т 3500— 3800 м. Об­
щее смещение рифтовых структур по обеим разл о м а м составляет
220 км. Ю ж нее простирается субмеридиональный хр. Колбейнсей,
примерно посредине.рассеченный поперечным разл ом ом Спар, где
глубины достигаю т более 1700 м. Глубины над гребнями хребта
составляю т 800— 1200 м, а в рифтовых л ож б и н ах — до 1600 м.
Рифтовая зона Исландии. Эта зона зан и м ае т особое положение
в м орфоструктуре дна океан а и яв л яется соединительным звеном
м еж д у срединно-океаническими хребтам и Атлантического океана
и Н орвеж ско-Г ренлан дского бассейна. Она протягивается через
остров с северо-востока на ю го-запад и в ы р а ж е н а Центральным
грабеном, выполненным четвертичными и современными вулкани­
ческими образован иям и . С обеих сторон располагаю тся области
развития неогеновых п лато б азал ь то в, изливавш ихся в субаэральных условиях.
Ц ентральн о м у грабену свойственна современная тектоническая
активность. Р ел ьеф здесь представлен протяженны ми островерхи­
ми грядам и, цепями вулканических конусов и тектоническими до­
линами, обрам ленны м и сбросами. Эти структуры можно рассмат­
ривать как аналоги рифтовых долин и гряд срединно-океанического
хребта. Типичными п роявлениям и современной тектоники Цен­
трального грабена явл яю тся многочисленные, непрерывно обра­
зующиеся зияю щ ие трещ ины (н азы в аем ы е г ь я р а м и ), а так ж е се­
рии даек, пронизы ваю щ их л ав о в ы е покровы, что свидетельствует
о процессах р ас тя ж е н и я земной коры.
И сланд и я окр уж ен а островным шельфом, который почти по­
всеместно расчленен рад и ал ьн о расходящ и м и ся подводными доли­
нами и ж ело б ам и на ряд банок. Глубины на бан ках составляют
150— 180 м, в долинах и ж е л о б а х — от 250— 300 до 400— 500 м.
Н а северном ш ельфе острова, где к побереж ью выходят структу­
ры Ц ентрального грабена, п рослеж ивается левостороннее смеще­
ние форм подводного рельефа по субширотному разлом у Тьёрнесс.
От него на север через небольшой о. Колбейнсей протягивается
цепь узких гряд, разделенны х продольными л ож бин ам и, перехо­
дящ их д а л е е в хр. Колбейнсей. У ю го-западного побереж ья Ислан­
дии наб лю д ается ан алоги чн ая картина. От п-ова Рейкьянес на
ю го-запад через шельф простирается цепь подводных скал и гряд,
разделенны х узкими лож б ин ам и, которые переходят д ал ее в рифтовую зону хр. Рейкьянес.
АТЛАНТИЧЕСКИ Й ОКЕАН
С амое северное звено
срединно-океанического
хребта —
хр. Рейкьянес — протягивается на ю го-запад до 53° с. ш., где огра­
ничивается субширотной зоной поперечных разломов Гиббс. Хре­
еб
бет имеет четко вы раж ен н ую рифтовую зону и фланги, но х а р а к ­
тер их строения меняется с севера на юг, ка к и ширина хребта,
которая постепенно увеличивается от 550 до 900 км.
В близи И сландии гребневая зон а хребта представляет собой
массивный, ограниченный с обеих сторон крутыми уступами вал
высотой 600— 650 м. Вершина его с глубинами 900— 1000 м р ас­
членена многочисленными островерхими грядам и, цепями неболь­
ших гор и лож б ин ам и. Типичной рифтовой долины здесь нет, но
отдельные, наиболее значительные лож бины с глубинами до
1100— 1200 м могут р ас см а три в ать ся к а к своего рода зачаточные
ее формы. В обе стороны от в ал а простираю тся слабонаклонны е
волнистые равнины, об разую щ и е ф ланги хребта. Уступами вы со­
той до 500 м они разделены на д в а уровня, располагаю щ иеся
соответственно на глубинах 1500— 1600 и 2000— 2500 м.
Ю ж нее 60° с. ш. рельеф хр. Р ей кьян ес меняется. Р иф то вая
зона становится шире, расчлененность ее увеличивается, п о я в л я ­
ется четко в ы р а ж ен н ая риф товая долина, где глубины достигают
2500— 2900 м. Н а д гребнями рифтовых гр яд глубины составляют
1600— 1800 м. Ф ланговы е зоны п редставлены непрерывным чере­
дованием блоков и гряд высотой 500— 800 м, ориентированных по
простиранию хребта. Н а ш иротах 57 и 55° с. ш. хребет рассечен
поперечными р азл о м а м и с зам етны м и смещениями по ним ри ф ­
товых структур.
Зо н а разлом ов Гиббс пред ставлен а двойной цепью желобов,
из которых лучш е вы р аж ен ы северные, где глубины достигают
3800— 4200 м, а дно их выровнено. Н а их северном борту возвы ­
шается подводная гора Миниа с минимальной отметкой глубины
732 м. Смещ ение рифтовых структур по этой системе разломов
превыш ает 350 км.
С еверная часть Северо-Атлантического хребта (до Азорских
островов) имеет ширину 1100— 1400 км и об р азу ет дугу, выпуклую
к востоку. Р и ф то в а я зона пред ставл яет собой приподнятый над
ф л ан гам и на 1000— 1500 м вал с сильно расчлененной поверх­
ностью. Р и ф то в а я долина о б р азо в ан а серией эшелонированных
ложбин, дно которых р асп ол агается на глубинах от 2500 до 4000 м.
Вершины рифтовых гряд находятся на глубинах 1800— 2000 м, а
отдельные горы имеют миним альны е отметки глубин менее 1000 м.
С еверная часть хребта во многих местах рассечена поперечными
разлом ам и, большинство которых четко в ы раж ен ы лишь в рифто­
вой зоне, а в пределы ф лангов простираю тся только наиболее
крупные из них: это разл о м ы Ф а р а д е я
(49° с. ш.), М аксвелла
(48° с. ш .), Г ум больдта (42° с. ш .), К урчатова (41° с. ш.).
Фланги хребта представлены полого сниж аю щ имися поверх­
ностями с глубинами от 3000 до 4500— 5000 м, где распространен
расчлененный блоково-грядовы й рельеф. В стречаются отдельные
подводные горы, наиболее крупными из которых явл яю тся Алтаир
на зап ад н ом ф лан ге и А н ти ал таи р на восточном, высота их превы ­
шает 2500 м. Северо-восточнее Азорских островов восточный
ф л ан г хребта осложнен глыбовыми хребтам и П а л м е р а и Месяце5*
67
ва. Хребет П а л м е р а протягивается с северо-запада на юго-восток
и разделен продольным ж елоб ом Кинг на д ва гребня. Плоское
дно ж е л о б а имеет глубины от 4200 до 5300 м, а над гребнями
глубины составляю т менее 2500 м. Хребет М есяцева протягивает­
ся на северо-восток и п редставлен цепью гребней и подводных гор
высотой более 2000 м.
Азорское плато, находящ ееся в точке тройного сочленения ли­
тосферных плит, имеет слож ное строение. Н аиб ол ее крупные его
вершины поднимаю тся н ад уровнем океана, о бразуя группу вул­
канических островов. Больш инство островов (Сан-Мигел, Терсейра, С ан -Ж о р ж и и др.) распол агаю тся на плато в пределах восточ­
ного ф л ан га хребта, поверхность которого ослож нена грядами восток-юго-восточного простирания. Н а грядах возвы ш аю тся острова
и мелководные банки (Азорская, Принцесс-Алис и др.). Разделя­
ющие их ж е л о б а имеют коры тообразную форму, а глубины состав­
л яю т от 1200 до 3100 м. Ю ж нее Азорских островов рифтовая зона
рассечена широким поперечным ж елобом, от которого на запад и
восток простираю тся тран сф орм ны е разлом ы Западно-Азорский
(Пику) и Восточно-Азорский.
Ю ж н а я часть Северо-Атлантического хребта до экватора про­
тягивается в виде огромной дуги, выпуклой к зап аду. Ширина
хребта достигает 1600— 1800 км и только в приэкваториальной
зоне сок р ащ ается до 900 км. Р и ф т о в а я зона имеет интенсивное
блоково-грядовое расчленение. Глубины в рифтовых долинах се­
вернее 30° с. ш. составляю т около 3000 м, а южнее увеличиваются
до 3500— 4000 м. По наблю дениям из подводных аппаратов по
проекту ФАМ ОУС вдоль оси долин обычно протягивается цепь
л аво вы х экструзий в виде конических холмов и гряд, что свиде­
тельствует об активном современном и четвертичном вулканизме.
Склоны долин, как правило, о б разован ы крутыми ступенчатыми
уступами, причем вблизи дна долин поверхности ступеней накло­
нены в сторону оси хребта, а на склонах окайм ляю щ и х гребней —
в противоположную сторону. Это объясняется, очевидно, тем, что
на дне долин п рео б ладаю т сбросы, тогда как на окаймляющих
гребнях — взбросы, которые в основном и формирую т блоково­
грядовый рельеф рифтовой зоны [45]. Вершины рифтовых гряд
распо л агаю тся на глубинах от 1800 до 2500 м, а отдельные горы
(например, Колорадо, М а р с а л а , Св. П а в л а ) имеют минимальные
отметки глубин от 150 до 800 м.
Н а всем протяжении от Азорского плато до э к в атор а рифтовая
зона и ф ланги хребта рассечены многочисленными поперечными
разл о м ам и , имеющими вид глубоких ж елобов с выровненным
дном. Крупные разлом ы протягиваю тся за пределы хребта в океа­
нические котловины. С евернее 15° с. ш. разлом ы выражены в ос­
новном зонами интенсивного расчленения подводного рельефа, а
ю ж нее — крутыми протяж енны ми уступами, сопряженными с
узкими лож б ин ам и, которые ограничиваю т смещенные относитель­
но друг друга сегменты хребта. Н аиболее изученными являются
разлом ы О ш енограф ер (35° с. ш .), Атлантис (30° с. ш.), Кейн
68
(24° с. ш ), Зеленого Мыса (14° 30' с. ш ), Вима (11° с. ш . ) , В ернад­
ского (7— 8° с. ш .), С ан -П аулу (1°3(У с. ш .), Р ом ан ш (на эквато­
ре) и некоторые другие.
С мещ ения рифтовых структур по к а ж д о м у из разломов состав­
ляю т от 50— 70 до 450— 550 км, причем м акси м альн ы е левосторон­
ние смещения приурочены к разл о м а м Вернадского, С ан -П аулу и
Р оманш . Глубины в поперечных ж е л о б ах изменяю тся от 4500 до
5200 м, а в ж елоб е Р о м ан ш достигаю т максимального для всего
хребта значения — 7856 м. О к ай м л яю щ и е их гребни имеют обыч­
но асимметричный профиль, так как внешние склоны заметно пол о ж е внутренних, обращ енны х к ж елоб ам . П родольными рифтовымн структурами гребни расчленены на блоки, что хорошо видно
на примере р азл ом а Атлантис, изученного экспедицией на Н И С
«Академик Курчатов» (рис. 14).
Фланги южной части Северо-Атлантического хребта повсемест­
но имеют блоково-грядовое расчленение с ориентировкой гряд по
простиранию хребта, за исключением зон поперечных разломов.
Высоты гряд со ставляю т от 300 до 800 м. М естами возвы ш аю тся
Рис. 14. Б а т и м е т р и ч е с к а я к а р т а полигона на А тлан тическом хребте в районе р а з ­
л о м а Атлантис.
69
нодводные горы высотой от 1500 до 4000 м, причем на западном
ф л ан ге п р еоб ладаю т небольш ие горы, а на восточном, особенно
к югу от Азорских островов, — более крупные. Зд есь располагает­
ся вы тянутая на юго-восток цепь плосковерхих гор Атлантис,
Плейто, К рузер, Грейт-М етеор и других с минимальными глубина­
ми от 265 до 375 м.
Ю ж но-Атлантический хребет от э к в атора до о. Буве постепен­
но суж ается от 1800 до 900 км. Р и ф то в а я зона р азвита хорошо.
Глубины в рифтовых долинах составляю т от 3500 до 4300 м, а
н ад гребнями рифтовых гряд — в основном 2500— 2800 м, хотя
отдельные вершины поднимаю тся значительно выше. Встречаются
т а к ж е подводные горы. Н аи б о л ее крупными вулканическими со­
оруж ениям и явл яю тся острова Вознесения и Буве, находящиеся в
зонах пересечения хребта трансф орм ны м и разлом ам и.
Таких разл о м о в на Ю ж но-А тлантическом хребте наблюдается
больш ое количество, причем наиболее крупные из них простира­
ются через фланги хребта в пределы океанических котловин.
К ним 'относятся разл ом ы Чейн (1° 30' ю. ш .), Вознесения (7° ю. ш.),
Св. Елены (17° ю. ш ) , Хотспер (19° ю. ш . ) , М арти н -В ас (22° ю. ш.),
Р и у-Г ран д и (33° ю. ш .), Гоф (40° ю. ш .), Фолклендский (46° ю. ш.)
и Б уве (54— 55° ю. ш.). Глубины в поперечных ж е л о б ах составля­
ют 4500— 4800 м, а в р азл о м а х Чейн и Буве — до 5200— 5500 м.
М ак си м ал ьн ы е смещения рифтовых структур — до 220— 300 км —
н аблю даю тся вдоль разл ом ов Чейн, Вознесения и Буве.
Фланги Ю ж но-А тлантического хребта на всем протяжении
имеют блоково-грядовое расчленение, с ориентировкой гряд преи­
мущественно по простиранию хребта. Н а восточном фланге в
районе островов Св. Елены и Т р истан-да-К унья располагаются
слабо приподнятые расчлененные плато с глубинами около 4100
и 3800 м соответственно. Н а их поверхности возвы ш аю тся подвод­
ные горы Б агра ти он а, К утузова, Б о н а п а р та и р яд других. Кроме
того, на восточном ф л ан ге встречаю тся такие крупные подводные
горы, ка к К рауф орд, К урчатова, М акниш, А дм ирал Ценкер (вы­
сотой 3000— 3500 м ), а т а к ж е вулканический о. Гоф.
Африканско-А нтарктический хребет имеет ширину не более
750 км. Он рассечен серией косопоперечных разломов, ориентиро­
ванны х на северо-восток, по которым см ещ аю тся ступенчато раз­
д ел яем ы е ими сегменты хребта. Глубины в рифтовых долинах
составляю т от 3000 до 4500 м, а в северо-восточной части хребта,
вблизи островов П ринс-Э дуард, — более 5000 м. Вершины рифто­
вых гряд находятся на глубинах в основном 2000— 2500 м. Фланги
об разован ы постепенно сн и ж аю щ им и ся в обе стороны от оси по­
верхностями с блоково-грядовы м расчленением.
И Н Д И Й С К И Й ОКЕАН
От района островов П ри н с-Э дуард протягивается Западно-Ин­
дийский хребет, имеющий ширину не более 550 км. Система риф­
товых долин п редставлен а эш елонированным и ложбинами, где
70
Рис. 15, Б а т и м е т р и ч е с к а я к а р т а пол иго на в ю ж н ой части АравийскоИ н ди й с к ого х р е б т а (по В. Ф. К а н а е в у [1979 г .]).
глубины составляю т от 3200 до 4500 м, а на отдельных участ­
к а х — более 5000 м (рис. 15). Вершины рифтовых гряд находятся
на глубинах от 2000 до 3000 м, местами — менее 2000 м (особенно
севернее островов П р и н с-Э ду ард).
Западн о-И н дий ский хребет рассечен многочисленными косопо­
перечными р азл о м а м и преимущественно субмеридионального про­
стирания. Н аиб ол ее крупные из них протягиваю тся в пределы
прилегаю щих океанических котловин; например, разлом ПринсЭ д уард проникает в М озам би кскую котловину. Глубины в попе­
речных ж е л о б ах достигаю т 5800— 6300 м. Смещ ения рифтовых
структур по к а ж д о м у из разл о м о в со ставляю т 90— 130 км.
Ц ентральн ы й массив, находящ ийся в районе сочленения трех
ветвей срединно-океанических хребтов, п редставляет собой при­
поднятое плато, глубины н ад которым составляю т от 1700 до
3400 м. П оверхность его ослож нена грядам и и л ож б и н ам и пере­
крещ иваю щ ихся северо-западного и северо-восточного простира­
ний. К зап ад у от массива протягивается короткий глыбовый хре­
бет, на котором в озвы ш ается вулканический о. Родригес.
71
Рис. 16. Б а т и м е т р и ч е с к а я к а р т а полигона в се­
верной части А р а в и й с к о -И н д и й с к о го х р е б т а (по
В. Ф. К а н а е в у [1979 г .] ) .
Аравийско-Индийский хребет шириной до 850 км делится на
две части — южную и северную, различаю щ иеся простиранием и
характер ом расчленения подводного рельефа [22]. В южной части,
имеющей субмеридиональное простирание, большую роль играют
многочисленные косопоперечные разломы и сопряж енны е с ними
структуры, ориентированные в северо-восточном направлении.
Н аиб ол ее крупные разломы , такие как М ар и я-Ц ел ес та (17° ю. ш.),
Арго (14° ю. ш .), Вема (9° ю. ш .), Витязь (5° 3(У ю. ш.), имеют вид
глубоких (более 5000 м) желобов и простираются за пределы
хребта в океанические котловины. М ак си м ал ь н а я глубина 6492 м
отмечена в ж елоб е Вема. О д н ако на относительно небольших
участках хребта, располож енны х меж ду этими разлом ам и, наблю­
дается субмеридиональное или северо-западное простирание риф­
товых структур (рис. 16). Глубины в рифтовых долинах составля­
72
ют более 3500 м, а над рифтовыми грядам и — от 2500 до 3000 м.
Отдельные подводные горы поднимаю тся значительно выше.
С еверная часть Аравийско-И ндийского хребта имеет северо-за­
падное простирание. Д л я нее характер н о наличие протяженных
блоково-грядовы х структур в рифтовой зоне и на ф лангах. Попе­
речные наруш ения встречаются редко и вы раж ен ы лишь в преде­
л ах рифтовой зоны. Глубины в рифтовых долинах составляю т бо­
лее 3500 м, местами — до 4000— 4200 м, а н ад окайм ляю щ ими
рифтовыми грядам и — в основном 2300— 2800 м. Н а 10° с. ш. хре­
бет рассекается крупным поперечным разлом ом Оуэн, общ ая про­
тяж енность которого, вклю чая хребты Чейн и М еррея в п рилега­
ющих котловинах, достигает 2800 км. В п ределах срединно-океа­
нического хребта разлом п редставлен системой чередующихся п а ­
раллельны х гребней и желобов. Глубины в ж е л о б ах достигают бо­
лее 4000 м (м акси м а л ьн ая глубина 5803 м ), а над гребнями со­
ставл яю т от 2500 до 3500 м. Самой крупной вершиной является
плосковерхая гора Эррор с минимальной глубиной 368 м. С мещ е­
ние рифтовых структур по р азл ом у составляет 330 км.
В сторону Аденского за л и в а северо-западное простирание хреб­
та постепенно переходит в субширотное, с небольшими см ещ ения­
ми в зоне поперечных нарушений в районе о. Сокотра. При входе
в зал и в хребет р ассекается разлом ом А л у л а-Ф ар так , выраженным
в виде ж е л о б а с глубиной до 5360 м. Д а л е е хребет зан и м ае т почти
всю ширину глубоководной части Аденского зал и в а, постепенно
с у ж аясь при сближ ении его берегов, а рифтовые структуры сту­
пенчато см ещ аю тся по серии левосторонних поперечных нару ш е­
ний. Глубины в рифтовой долине и поперечных ж елоб ах постепен­
но уменьш аю тся к за п а д у от 4000 до 2000 м, а над гребнями —
от 2000 до 1500 м. В самой зап ад н ой части за л и в а СрединноАденский хребет переходит в рифтовый ж елоб Т а д ж у р а с глуби­
нами 1500— 1600 м, структуры которого затем продолж аю тся на
суше и соединяются с континентальной рифтовой системой Во­
сточной Африки.
Д а л е е риф товая система протягивается вдоль оси Красного
моря, где она представлена рифтовой долиной и окайм ляю щ ими
грядами, пересеченными в ряде мест косопоперечными разломами.
Дно рифтовой долины р аспо л агается в основном на глубинах
1500— 1800 м, а во впадинах Нереис, Тетис, Атлантис-2, Дисковери, Суакин и других, находящ ихся на пересечениях с разломами,
глубины достигаю т 2200— 2800 м. В некоторых впадинах обнару­
жены горячие рассолы, свидетельствую щ ие об активной гидротер­
мальной деятельности. Д но рифтовой долины, как показы ваю т де­
тальные съемки и подводные наблю дения по программе П И К А Р ,
осложнено многочисленными вулканическими (экструзивными)
холмами и грядам и высотой 100— 300 м, а т а к ж е сбросовыми вер­
тикальны ми уступами и зияю щ ими трещ инам и, свидетельствую щ и­
ми о процессах р астяж ен и я земной коры.
Н а Ц ентральноиндийском хребте, имеющем ширину 750—
900 км, рифтовая зона в ы р а ж ен а недостаточно четко. Рифтовые
73
долины представлены последовательно расположенными ложби­
нами с глубинами до 3500— 3800 м, а гребни рифтовых гряд на­
ходятся на глубинах от 2200 до 2800 м, причем заметно общее
уменьшение глубин к юго-востоку. В нескольких местах хребет
рассечен поперечными разлом ам и , которые вы раж ен ы желобами
и сопряж енны ми с ними грядам и. Глубины в поперечных желобах
достигают более 4000 м.
В районе вулканических островов А мстердам и Сен-Поль рас­
полагается ступенчатое плато с глубинами над ним менее 3000 м,
отдельные блоки которого подняты еще на 500— 1000 м. Его по­
верхность ослож н ен а гр яд ам и субмеридионального и северо-запад­
ного простираний, а т а к ж е отдельными подводными горами. Пла­
то ограничено с северо-западной и ю го-западной сторон крутыми
уступами и сопряж енны ми с ними ж елобам и, образованными
вдоль поперечных разломов.
А встрало-А нтарктическое поднятие отличается от остальных
срединно-океанических хребтов некоторыми особенностями строе­
ния подводного рельефа. Ш ирина его достигает 1100— 1700 км,
постепенно в о зр аста я к юго-востоку. Р и ф то в а я зона выделяется
слабо, а риф товая долина либо отсутствует, либо представлена
одной или несколькими п арал л ел ь н ы м и неглубокими ложбинами.
Глубины н ад гребнями в осевой зоне составляю т от 2300 до
3000 м, а на ф л ан г ах постепенно увеличиваю тся, достигая вблизи
границ хребта более 3500 м. Поперечных нарушений хребта до
меридиана 120° в. д. практически не наблю дается. Однако на
участке м еж д у 120 и 128° в. д. хребет рассекается Австрало-Ан­
тарктической зоной поперечных разломов, состоящей из чередую­
щ ихся п ар ал л ел ь н ы х ж елоб ов и гребней. Глубины в желобах до­
стигают более 4000 м (м ак си м а л ьн ая глубина 5456 м ), а над греб­
нями составляю т 3200— 3800 м, местами — менее 3000 м.
Восточнее этой зоны разлом ов поднятие в целом имеет те же
черты строения, что и зап ад н ее зоны. Вдоль оси местами просле­
ж и в ается н еглубокая рифтовая долина. Восточнее 136° в. д. хре­
бет рассекается несколькими поперечными разлом ам и , по кото­
рым он ступенчато см ещ ается к югу. Н аи б о л ее значительные
разломы отмечаю тся на 140 и 150° в. д. Глубины в поперечных
ж е л о б ах достигаю т более 4000 м.
ТИХИИ ОКЕАН
К югу от хр. М аккуори (ю го-западнее Новой Зеланд и и) распо­
л агае тся крупный массив, глубины над которым составляю т 2000—
2500 м, а отдельные вершины поднимаются ещ е выше. Массив
служ ит естественной границей м еж д у срединно-океаническими
хребтами Индийского и Тихого океанов. Восточнее его простира­
ется Ю жно-Тихоокеанское поднятие шириной от 750 до 1700 км.
Р и ф т о в а я зона на поднятии вы деляется недостаточно четко. Вдоль
ее оси п рослеж ивается либо н еглубокая рифтовая долина, либо
относительно высокий осевой гребень, окаймленный боковыми
74
лож бин ам и, где глубины составляю т 2500— 2800 м. В обе стороны
от рифтовой зоны простираю тся наклонны е поверхности флангов
с характерны м блоково-грядовы м расчленением. Ю жный фланг
поднятия в зап ад н ой части осложнен крупными подводными го­
рам и и вулканическими островами Б ал л ен и и Скотта.
Ю ж но-Тихоокеанское поднятие рассечено многочисленными по­
перечными разл ом ам и , имеющими северо-западное простирание.
Больш инство разлом ов вы ходят за пределы хребта в океанические
котловины. К ним относятся разл ом ы Бал л ен и (155° в. д .), Скотта
(178° в. д .), Эндевр (164° з. д .), У динцева (144— 145° з. д.) и др.
Они вы р аж ен ы в рифтовой зоне глубокими ж елоб ам и, соп ряж ен ­
ными с окайм ляю щ и м и гребнями, по которым н аб лю д ается право­
стороннее смещение рифтовых структур на расстояния от 90 до
280 км. Глубины в поперечных ж е л о б ах достигаю т 4000— 4500 м и
более. ■
В районе 55° ю. ш. срединно-океанический хребет пересекает
гран диозн ая система р азл о м о в Элтанин шириной около 450 км,
я в л я ю щ а я с я границей м е ж д у Ю ж но-Тихоокеанским и ВосточноТихоокеанским поднятиями. Она состоит из нескольких п ар ал ­
лельны х разл ом о в (Хизена, Тарп и др.) различной протяженности,
по которым наб лю д ается общ ее правостороннее смещение рифто­
вых структур до 900 км. Глубины в поперечных ж елоб ах достигают
более 5000 м (м ак си м а л ьн ая глубина в разл ом е Хизена 5980 м),
а над гребнями составляю т от 2000 до 3500 м.
Севернее зоны разл ом ов Элтанин протягивается Восточно-Ти­
хоокеанское поднятие шириной до 1900 км, которое д ал ее посте­
пенно су ж ается до 550 км. Строение рельеф а почти на всем про­
тяжении хребта однотипное. Р и ф то в а я долина практически нигде
не вы деляется и зам ещ е н а осевым гребнем, окаймленным боковы­
ми неглубокими л о ж б и н ам и и сериями п ар ал л ел ь н ы х рифтовых
гряд. Глубины в рифтовой зоне к югу от о. П асхи составляю т в
основном от 2500 до 2800 м, хотя отдельны е вершины имеют ми­
нимальные отметки глубин 1400— 1600 м. Севернее о. Пасхи глу­
бины в рифтовой зоне увеличиваю тся, составляя 3000— 3300 м, но
отдельные вершины т а к ж е поднимаются до уровня глубин 1600—
1800 м. Н а ф л ан гах Восточно-Тихоокеанского поднятия глубины
постепенно увеличиваю тся в обе стороны, достигая 4000—4300 м,
а на широте о. П асхи — не более 3800 м [9].
Восточно-Тихоокеанское поднятие т а к ж е рассечено многочис­
ленными разл о м а м и , по которым средняя его часть испытывает
преимущественно левосторонние, а ю ж н а я и северная части — пра­
восторонние смещения, величины которых по ка ж д о м у из разломов
составляю т от 90 до 180 км, а по р азл ом у П асхи — до 750 км..
Большинство разл о м о в л о кал и зо в ан ы в пределах поднятия, но
наиболее крупные протягиваю тся д ал еко в океанические котлови­
ны. К ним относятся разл ом ы М ен ар д (50° ю. ш.), Агассиз
(42° ю. ш .), Ч е л л е н д ж е р (35° ю. ш .), П асхи (25— 27° ю. ш.) и не­
которые другие, причем зоны разл ом ов Ч ел лен д ж ер и Пасхи
представляю т собой целые системы из п ар ал л ел ь н ы х желобов,
75
гребней и уступов. Глубины в поперечных ж ело б ах в рифтовой
зоне составляю т 3500— 3800 м, а на ф л ан гах достигают 5000—
5500 м. В ж елобе Курчатова, н аходящ ем ся на западном продол­
жении зоны разлом ов Ч еллендж ер, заф и кси р ов ан а максимальная
глубина для этого района — 6500 м [16].
К востоку от зоны разлом ов Ч ел лен д ж ер протягивается Чилий­
ская зона разломов, ориентированная под некоторым углом к пер­
вой и сочлененная с ней кулисообразно: отдельные структуры за­
ходят друг за друга, со зд ав ая слож ное их переплетение. К юговостоку от Чилийской зоны разломов простирается Чилийское
поднятие, вдоль оси которого прослеж ивается прерывистая риф­
товая долина с глубинами более 4000 м, тогда как над окаймля­
ющими грядам и глубины составляю т 2100— 2800. В обе стороны
от оси располагаю тся наклонные поверхности флангов, глубины
н а д которыми постепенно увеличиваю тся до 4000—4200 м. Во мно­
гих местах поднятие рассечено поперечными р азл ом ам и субширотной ориентации, по которым н аб лю д ается ступенчатое левосторон­
нее смещение его структур. Н аиб о л ьш ее смещение — до 200 км —
отмечается по р азл о м у Ф ернандес (42° ю. ш.).
Н а широте островов Г ал ап аго с находится сл ож н ая система
сочленения трех рифтовых зон: Восточно-Тихоокеанской, Альбатрос
и Г алапагосской. Срединно-океанический хребет здесь рассечен
Г алап агосской зоной разломов, простираю щ ейся на з а п а д далеко
в пределы Северо-Восточной котловины, а к востоку расщепляю­
щейся на две ветви — к о. Кокос и к островам Галапагос. В ме­
сте расщ епления разлом вы р а ж ен желобом Хесса с максимальной
глубиной 5469 м (рис. 17). Северо-восточная ветвь постепенно
выклинивается, а восточная достигает района островов Галапагос
и протягивается д ал ее в п ределах П анам ской котловины. На всем
протяжении Г ал ап аго с ск а я рифтовая зона рассечена локальными
поперечными наруш ениями, по которым н аблю даю тся небольшие
левосторонние смещения [74].
К северу от точки тройного сочленения простирается поднятие
Альбатрос, которое по своему строению аналогично Восточно-Ти­
хоокеанскому поднятию. Глубины в рифтовой зоне в южной части
составляю т около 3000 м, а к северу уменьш аются до 2700—
2800 м. О тдельны е вершины имеют минимальные отметки глубин
от 1800 до 2500 м. Н а зап ад н ом ф ланге встречаю тся крупные под­
водные горы высотой 2000— 3000 м и вулканические острова Клиппертон и Ревилья-Хихедо. Ю ж нее их распол агается цепь подвод­
ных гор М атематиков.
Поднятие А льбатрос рассечено серией поперечных разломов,
по которым наб лю д аю тся левосторонние смещения рифтовых
структур. К ним относятся разл о м ы Сикейрос (8° с. ш .), Клиппертон (11° с. ш .), Р и в ер а (19— 20° с. ш .), Т ам ай о (при входе в Ка­
лифорнийский зали в)
и др. Н аиб ол ьш ее см ещ ени е рифтовых
структур приурочено к р азл о м у Р и в ер а — более 450 км, по другим
разл о м а м смещение не превы ш ает 100 км. В пределах Калифор­
нийского за л и в а рифтовые структуры ступенчато смещаются по
76
101й'00/
io z4 o '
Рис.
17.
Б а ти м е т р и ч е ск а я
к а р т а полигона на Восточно-Тихоокеанском
л о б а Хесса (по А. В. Ж и в а г о [1979 г.]).
поднятии в районе ж е ­
серии поперечных нарушений, вы раж ен н ы х сбросовыми уступами,
которые д ел ят дно за л и в а на р яд небольших зам кнуты х котловин
с глубинами 2200— 2600 м.
Д а л е е рифтовая зона переходит на континент, пересекает з а ­
падную часть С Ш А и вновь появляется на дне океан а в районе
р азл о м а Мендосино. О бщ ее левостороннее смещение рифтовых
структур с континента на дно о кеан а достигает здесь 1100 км. От
р азл о м а Мендосино в субмеридиональном направлении простира­
ется короткий хр. Горда, который на 43° с. ш. срезается попереч­
ным разлом ом Бланко, где рифтовые структуры смещены к севе­
ро-западу почти на 350 км. Д а л е е к северу протягивается хр. Хуанде-Фука, достигаю щ ий континентальной окраины в районе о. Ван­
кувер, где риф товая зона выклинивается. Вдоль оси этих хребтов
почти везде п рослеж и ваю тся глубокие рифтовые долины, окайм ­
ленные сериями рифтовых гряд. Н а хр. Горда глубины в рифтовой
долине составляю т более 3000 м, н ад грядам и — от 1500 до 2500 м;
на хр. Хуан-де-Ф ука — соответственно около 2800 и 2000 м [50].
Глава 2
Р Е Л Ь Е Ф П О В Е Р Х Н О С Т И ФУНДАМ ЕН ТА
И СТРУКТУРА О С А Д О Ч Н О Г О ЧЕХЛА
Р ел ьеф поверхности ф ун дам ен та, ка к известно, определяет
м орфоструктуру дна океана. Соответствие рельеф а поверхности
ф ун д а м ен та и рельефа дна океан а у к а зы в ае т на реш аю щую роль
эндогенных процессов в формировании последнего. С другой сто­
роны, осадконакопление, которое яв л яется н аиболее мощным э к зо ­
генным р ельеф ообразую щ им фактором на дне океана, играет су­
щественную роль в вы равнивании первичного рельефа. Н а к о п л е­
ние осадков последовательно приводит к заполнению понижений,
облеканию неровностей коренного р ельеф а и в конечном счете к
вы равн и вани ю дна океана. В озды м ание океанического дна, напро­
тив, ведет к р азм ы в у отлож ений и обнаж ению коренных пород.
П оэтом у изучение рельеф а поверхности фундамента и структуры
осадочной толщи позволяет в ы я вл я ть направленность и темпы
вертикальны х тектонических д виж ений в океанических областях,
приведших к форм ированию современного морфоструктурного
п лан а дна океана.
ОБЩАЯ СХЕМА
Геолого-геофизические исследования последних десятилетий,
особенно сейсмические работы методом отраж ен ны х волн (МОВ)
и глубоководное бурение, принесли результаты , позволяю щ ие со­
ста вл я ть карты рельеф а ф ундам ен та и мощностей осадочного чех­
л а с различной степенью детальности, а т а к ж е в ы явл ять зак он о ­
мерности их строения. Б ы л и установлены черты, характерн ы е и
общ ие д ля основных м орфоструктур дна океан а: континентальных
окраин, слож ны х переходных зон и л о ж а океан а со срединно-океа­
ническими хребтами.
Поверхность ф ун дам ен та на континентальны х окраинах, вклю ­
чая шельф и континентальный склон, ка к и в п латформенны х об­
л астях суши, об р азо в ан а денудационны м срезом пород с к л а д ч ато ­
м етаморфических комплексов различного возраста. В районах
выхода к п обереж ьям древних п латф орм этот ск л а дч ато -м етам ор ­
фический фундамент имеет докембрийский возраст. В зонах рас­
пространения палеозойских ск ла д ч аты х структур (каледонид и
герцинид) фундам ент более молодой — от силурийского до п ерм ­
ского. Его поверхность повсеместно перекрыта толщ ей ненаруш ен­
79
ных или слабо дислоцированны х осадков, резко отличающихся по
своей структуре от пород ф ун дам ен та, вследствие чего граница
меж ду ними четко отбивается на сейсмических разрезах.
Н а активных континентальных окраин ах и островных дугах
переходных зон, как п оказы ваю т д ан ны е геологических исследова­
ний и бурения, поверхность ф ун дам ен та о б разов ан а денудацион­
ным срезом мезо-кайнозойского складчато-метаморфического и
вулканогенного комплексов, часто д еф орм ированны х в результате
иеотектопических движений. Н а дне котловин краевых морей фун­
дамент, ка к правило, представлен позднемеловыми и палеогеновы­
ми покровами б азальтов, что подтверж дается м атери алам и глу­
боководного бурения. Граница м еж д у поверхностью этих слоев и
в ы ш ел еж ащ и х ненарушенных, н ормально образованны х осадков
очень хорошо вы деляется на сейсмических разрезах.
Н а л о ж е океанов, вклю чая срединно-океанические хребты, по­
верхность ф ун дам ен та, как свидетельствую т д анны е сейсмического
проф илирования и глубоководного бурения, о б разо в ан а кровлей
второго (океанического) слоя земной коры, сложенного в основ­
ном б азал ь там и различного возраста. Местами, правда, поверх­
ность ф ун дам ен та (вы деляемого по данны м Н С П ) представлена
плотными осадочными, преимущественно карбонатны ми породами
с прослоями кремней, зал егаю щ и м и непосредственно на вулкано­
генных породах, однако мощность их невелика.
В озраст б азал ь то в ф ун дам ен та закономерно увеличивается в
обе стороны от оси срединно-океанических хребтов от неоген-четвертичного в рифтовых зонах до позднеюрско-мелового вблизи
континентальных окраин [72]. Граница м еж д у поверхностью океа­
нического ф ун дам ен та и зал егаю щ и м и выше ненарушенными осад­
ками повсеместно (за исключением периферийных частей котло­
вин, где мощность осадков п ревы ш ает 2 км) регистрируется при
сейсмопрофилировании в виде четко вы раж енного горизонта В.
При сейсмических исследованиях М О В и М П В этот горизонт
вы деляется по граничной скорости продольных волн около 4,5 км/с.
Рассмотрение карты рельефа поверхности фундамента дна
океанов, составленной по различным данным (рис. 18, вкладка),
приводит к выводу, что о б щ ая схема его строения на океаниче­
ском л о ж е и в переходных зонах практически совпадает с морфо­
структурным планом современного подводного рельефа. Здесь про­
слеж иваю тся структуры фундамента, соответствующие всем основ­
ным м орфоструктурам дна океана, таким как срединно-океаниче­
ские хребты, океанические котловины, глыбовые хребты, возвы­
шенности, плато, хребты островных дуг, глубоководные желоба,
котловины морей переходных зон. В то ж е время в соответствии
с распределением мощностей осадочного чехла увеличивается раз­
ница в глубинах рельефа дна океан а и рельефа поверхности фун­
дам ента по мере у даления от оси срединно-океанических хребтов.
Зам етн о усиливаю тся контрасты рельефа поверхности фундамента
переходных зон по сравнению с ам плитудам и глубин современно­
го рельефа. И естественно, с повышением мощностей осадочного
80
чехла на дне океанов все более зам етн а разница в расчлененности
рельефа поверхности фундамента и современного подводного
рельефа океанических котловин.
Н а континентальных окраинах, в отличие от л о ж а океана,
рельеф поверхности ф ун дам ен та большей частью не согласуется
с современным подводным рельефом. Зд есь на месте относительно
однообразных, слабо расчлененных равнин ш ельфов р ас п ол ага ю т­
ся продольные и поперечные депрессии (синеклизы) в поверхности
ф ун дам ен та с глубинами до нескольких километров, меж ду кото­
рыми протягиваю тся широкие ан ти кл и нальн ы е или глыбовые под­
нятия. С внешней (морской) стороны эти окраинно-континенталь­
ные зоны глыбового рельефа почти повсеместно окайм лены предконтинентальными прогибами, где глубины достигаю т 8— 10 км.
Прогибы располагаю тся под современными континентальными
склонам и и наклонными равнинами континентальных подножий,
з а х в а т ы в а я местами и внешние части шельфов.
По геофизическим данны м д л я осадочной толщи на дне о к е а ­
нов х ара ктер е н широкий диапазон скоростей продольных сейсми­
ческих волн — от 1,4 до 4,5 км/с. При этом в спектре р асп ределе­
ния скоростей в ы д еляется максимум со значениями 1,7— 1,8 км/с,
у казы ваю щ ий на преоб ладан ие и широкое распространение рыхлых
осадков на л о ж е океана. Такие ж е значения скоростей н а б л ю д а ­
ются при непосредственных измерениях в колон ках донных оса д ­
ков и в кернах глубоководного бурения [61].
К а к известно, осадочная тол щ а на дне океанов расчленяется
обычно по изменению сейсмических скоростей, а следовательно по
плотности, на три основных слоя: рыхлые осадки (1,4— 2,0 км/с),
полууплотненные осадки (2,0—3,0 км /с), уплотненные осадки и
осадочные породы (3,0— 4,5 км /с). И сследования кернов глубоко­
водного бурения п оказали, что к рыхлым осадк ам относятся терригенные и биогенные илы и глубоководные глины; к полууплотненным осадк ам — литиф и ц ирован н ы е илы, мергели, в улкан и че­
ские пеплы, ры хлы е известняки; к уплотненным осадкам — п лот­
ные известняки, кремни, песчаники, глинистые сланцы.
К а к правило, в р азр е зе осадочной толщи с глубиной увеличи­
ваю тся плотность и степень литификации осадков, т. е. н а б л ю д а ­
ется почти постепенный переход от рыхлых осадков к осадочным
породам. Эта картина н аруш ается, однако, наличием прослоев
относительно более плотных пород, создаю щ их характерную слои­
стость, о б н ар уж и ваем у ю при
сейсмопрофилировании. Наиболее
четко вы раж ен н ы м и широко распространенны м яв л яется гори­
зонт А, который обычно отделяет в ы ш ел еж а щ и е рыхлые осадки от
н и ж ел еж а щ и х полууплотненных и уплотненных отложений. Он
о б разован преимущественно прослоями кремней эоценового воз­
раста, но местами п редставлен прослоями турбидитов или литифицированных осадков, имеющих возраст от позднемелового до п а ­
леоценового.
П о х ар а ктеру структуры осадочн ая тол щ а на дне океанов д е ­
лится на три типа: а) акустически прозрачны е осадки, где отсут­
6
З а к . 1344
81
ствую т зам етн ы е о т р а ж а ю щ и е границы; б) стратифицированные
осадки с большим числом протяж енны х
от р аж аю щ и х границ;
в) опаковые осадки (от англ. opaqu e — непрозрачный) — акусти­
чески . непрозрачные, с мощными реверберационны ми отражения­
ми, большими коэффициентам и поглощения и рассеяния. Первый
тип характерен в основном д ля рыхлых осадков, особенно для
верхней их части. Второй и третий типы распространены в полууплотненных и уплотненных отлож ениях, но местами второй тип
встречается и в нижней части рыхлых осадков [10].
Таким образом, то л щ а рыхлых, преимущественно акустически
прозрачны х осадков, за л е г а ю щ а я выше горизонта А, представлена
кайнозойскими отложениями, распространенны ми на л о ж е океанов
практически повсеместно. Полууплотненные и уплотненные отло­
ж е н и я имеют ю рско-меловой возраст и зан и м аю т значительно
меньшие пространства на дне океанов; они встречаются в нижней
части осадочного р азр е за океанических котловин и особенно вбли­
зи континентальных окраин. Мощность осадочного чехла и возраст
базал ьн ы х горизонтов, ка к и возраст пород ф ундамента, законо­
мерно увеличиваю тся от оси срединно-океанических хребтов к
континентальным окраин ам , что яв л яется наиболее характерной
чертой в распределении осадков на л о ж е океан а [24].
Н а континентальных о краи н ах строение осадочной толщи иное.
З д е с ь "н аблю даю тся значительны е различия от места к месту
структуры и мощности осадков, что подчеркивает гетерогенность
геологического строения континентальной коры. В осадочном раз­
резе преоб ладаю т уплотненные отлож ения, вследствие чего мето­
дика работ Н С П позволяет изучать структуру лиш ь его верхней
части. Сведения о глубинном строении осадочного чехла получены
в основном сейсмическими работам и М П В и бурением на побе­
р е ж ь я х и шельфе.
С огласно этим д анны м недислоцированны е или слабо дисло­
ц ированные о тлож ен и я на континентальных окраин ах имеют, как
правило, возраст от триасово-юрского до кайнозойского, но в не­
которых прогибах в основании осадочной толщи встречаются и
ниж непалеозойские отлож ения. Н а относительно узких шельфах
вдоль открытых побережий пачки осадочных пород и осадков за­
легаю т обычно моноклинально, с наклоном в сторону океана,
причем более древние слои имеют больший наклон, чем вышеле­
ж а щ и е молодые [56]. Это обусловлено длительным погружением
континентальных окраин в мезо-кайнозое. Н а широких шельфах
строение осадочного чехла более сложное; здесь чередуются про­
гибы поверхности ф ун дам ен та, выполненные мощной толщей от­
ложений, и поднятия, где мощность чехла зам етно сокращается.
В переходных зонах на подводных склонах хребтов островных
дуг и на континентальных о к раи н ах прослеж и вает ся моноклиналь­
ное зал егани е осадков, в озраст которых, ка к правило, не выходит
за пределы неогена. В котловинах краевы х морей и внутриконтинентальны х бассейнов зал е га ю т толщи кайнозойских (местами и
в ерхнемеловы х) отложений, выполняю щ их ч аш еобразны е впадины
Я2
ТАБЛИЦА 3
Объемы осадочного чехла в океанах
О бъем
Основные м о р ф о стр у к ту р ы
К о н т и н е н т ал ь н ы е окраи ны
П р е д к о н т и н е н т ал ь н ы е
про­
гибы
П е р е х о д н ы е зоны
Океан ически е котловины
Срединно-океанические
хребты
М и р о в о й океан
Средняя
мощность,
К 1
МЛН. КМ'1
%
59
15
2— 4
2— 5
180
50
38,3
10,6
33
192
62
1— 4
0,5— 1,0
0,1— 0,3
85
142
13
18,1
30,2
2,8
361
1,3
470
Площадь,
м л н. км-
100
поверхности фундамента. В ерхняя часть то л щ представлена ры х­
лыми слоистыми о садкам и, н иж няя — полууплотненными и уплот­
ненными отложениями.
О б щ а я картин а распределени я осадочного покрова в океанах
видна на карте мощностей осадков, составленной по м атер и ал ам
исследований советских и зар у б еж н ы х экспедиций, по к а р т о г р а ­
фическим и л и тературн ы м
источникам (рис. 19, в к л а д к а ) . П о
этой карте рассчитаны объемы осадков (табл. 3). К а к видно из
таблицы , общий объем позднемезозойско-кайнозойских отложений
в о кеан ах достигает 470 млн. к м 3. О д н ако они распределены д а л е ­
ко не равномерно. Н аи б ол ьш ее количество осадков сосредоточено
в океанических котловинах и на континентальны х окраинах, но
площ ад ь континентальных окраин почти в 4 р аза меньше, чем
океанических котловин. К роме того, в котловинах около 2/3 объема
осадков находится вблизи континентальны х окраин. Все это у к а ­
зы вает на весьма существенную роль терригенного сноса с конти­
нентов в формировании осадочной толщи океанов.
З а м етн о меньше осадков
н аб лю д ается в переходных зонах,
причем б о л ь ш а я часть их сосредоточена в котловинах окраин н о­
континентальных и внутриконтинентальны х морей. И совсем мало
осадков в п ределах срединно-океанических хребтов, хотя их п ло­
щ адь почти в 2 р а з а п ревы ш ает площ ад ь переходных зон. Это сви­
детельствует о молодости хребтов, где не успел сформ ироваться
сколько-нибудь значительный осадочный чехол.
Отмеченные особенности распределения мощностей и возраста
осадочной толщи на дне океанов у к а зы в а ю т на то, что ее о б р а зо ­
вание происходило, очевидно, в условиях р азд в и ж ен и я литосферных плит от оси срединно-океанических хребтов. При этом м оло­
дые отлож ен и я зан и м ал и все большие площ ади по сравнению с
н и ж ел еж а щ и м и древними, однако общий х ара ктер распределения
83
мощностей о ставал ся практически тем же, что мож ет указывать
на единую направленность разви тия дна океанов в течение мезокайнозойского цикла разд в и ж ен и я литосферных плит.
К О НТ ИН ЕН ТАЛ ЬН ЫЕ О КРАИНЫ
С Е В ЕРН Ы Й Л ЕД О В И Т Ы Й ОКЕАН
''
О бш ирные шельфы Арктического бассейна отличаются слож­
ным блоковым строением поверхности фундамента, погруженного
на различную глубину. В пределах евразийского ш ельф а выделя­
ются широкие поперечные и краевы е поднятия ф ундамента, где он
подходит близко к поверхности дна или имеет глубины не более
2— 3 км, к которым приурочены морфоструктуры островов Шпиц­
берген, З е м л я Ф р ан ц а-И о си ф а, Н о в ая З е м л я , С еверн ая Земля,
Новосибирские и Врангеля. М еж ду ними распол агаю тся крупные
депрессии, зан и м аю щ и е ю жные и ц ентральны е части морей Барен­
цева, Карского, Восточно-Сибирского и Чукотского. Они связаны
с прилегаю щ ими синеклизами суши — бассейнами Печорским, Об­
ско-Енисейским, Колымским. В наиболее погруженных частях
депрессий, особенно в зап ад н ы х районах, глубины поверхности
ф ун дам ен та достигаю т 6 — 10 км и более. В краевы х зонах шельфа,
как правило, протягиваю тся своего рода пороги, где глубины по­
верхности ф ун дам ен та несколько уменьш аются. С внешней сторо­
ны пороги окайм лены сериями сбросовых уступов, по которым по­
верхность ф ун дам ен та опускается к подножию континентального
склона, где она переходит в предконтинентальные прогибы [15].
Особое полож ение зан и м ае т шельф моря Л аптевы х, через ко­
торый протягивается континентальное п родолж ение рифтовой зоны
хр. Гаккеля. В рельефе поверхности ф ун дам ен та здесь выделя­
ются субмеридиональны е ж е ло б а — центральны й и два боковых,
где глубины достигаю т 3— 4 км. М еж ду ж елоб ам и и по их краям
р аспо л агаю тся поднятия с глубинами менее 1 км. Л и ш ь в юго-за­
падной прибреж ной части моря п р ослеж и вается относительно
н ебольш ая депрессия в поверхности фундам ента, аналогичная
другим платформенны м депрессиям арктического шельфа.
В районе К ан ад ско го Арктического архи п елага
поверхность
ф у н д а м ен та т а к ж е имеет хар актерн ы й ступенчато-глыбовый рель­
еф, обусловленный наличием поднятий, на которых возвышаются
многочисленные острова и их структурны е яд р а, и депрессий, опу­
щенных по сериям сбросов на глубины до нескольких километров.
Н аиболее обширными являю тся депрессии, зан яты е Гудзоновым
зали вом и морем Б а ф ф и н а. Относительно крупные разм еры имеет
депрессия в море Б оф орта, сл и в аю щ ая ся с прогибом Чукотского
моря.
В Н орвеж ско -Г р енл ан д ско м бассейне вдоль побережий Грен­
л ан д и и и Ш пицбергена поверхность каледонского складчатого фун­
дам ента полого опускается к подножию континентального склона;
84
местами ее н аруш аю т сбросовые уступы. В районе Д атского про­
л и в а протягивается краевой прогиб с глубинами 2— 3 км, который
отделяет от континентальной окраины Гренландии о. Исландию и
И сланд ск ое плато. В пределах плато фундамент, сложенный б а­
зал ьтам и , имеет глубины более 2 км, а поверхность его осложнена
уступами и грядам и северо-восточного простирания.
Ю ж нее Д атск о го пролива, вдоль юго-восточного и ю го-запад ­
ного побережий Гренландии поверхность докембрийского ф у н д а­
мента об р азу ет краевое плато с глубинами менее 1 км, поверх­
ность которого имеет мелкоблоковое расчленение. С внешней сто­
роны плато об ры вается крутым, ступенчатым уступом к предконти нептальному прогибу, где глубины достигаю т 5— 6 км. Вдоль
п обереж ья Норвегии поверхность каледонского ф ундамента, о б н а ­
ж а ю щ а я с я в прибреж ной зоне, в ж е л о б ах круто погруж ается к
обширному прогибу, где глубины достигаю т 8— 9 км. Прогиб про­
д о л ж а е т с я д ал ее к югу, зах о д я в пределы Северного моря. Под
Н орвеж ски м краевы м плато р ас п о л агается поднятый блок ф у н д а­
мента с глубинами менее 2 км, который отделяет шельфовый про­
гиб от л о ж а Н орвеж ского моря.
Осадочный покров евразийского и канадского арктических
ш ельфов пред ставл яет собой типичный платформенны й чехол, со­
стоящий из нескольких структурных комплексов субгоризонтально
зал егаю щ и х осадочных пород. О б щ а я мощность отложений колеб­
лется в зависимости от рельефа ф ун дам ен та от 1— 2 до 8— 10 км.
Б ол ьш ую часть р а зр е за составляю т палеозойские и мезозойские
отлож ения, причем мощность палеозойских отложений заметно
увеличивается в крупных депрессиях фундамента. К айнозойские
о тлож ен и я имеют сравнительно небольшую мощность, не превы ­
ш аю щ ую обычно 1 км. Рифтогенны е ж е л о б а моря Л ап т ев ы х з а ­
полнены осадкам и позднемелового и кайнозойского в о зраста об­
щей мощностью до 4 км. На континентальном склоне Арктического
бассейна слои осадков зал е га ю т моноклинально, с наклоном к под­
ножию континентального склона, где их мощность зам етно воз­
растает, особенно в предконтинентальных прогибах. В море Б а ф ­
ф ина мощность осадков на ок р у ж аю щ ем его впадину шельфе и
континентальном склоне невелика и колеблется в зависимости от
неровностей рельеф а ф ундамента. О днако на дне впадины м ощ ­
ность осадочного чехла во зр аста ет до 2— 3 км.
Н а континентальных о к раи н ах Н орвеж ско-Г ренландского б ас­
сейна осадочный чехол з а л е г а е т в виде клина, мощность которого
возр астает к внешней части ш ельф а. В предконтинентальных про­
гибах мощность осадков достигает 3— 4 км. Н а шельфе Норвегии
осадочный чехол, зап олн яю щ и й краевой прогиб, имеет мощность
6— 9 км, причем кайнозойские о тлож ения составляю т не более
2 км. Во внешней части Н орвеж ского краевого плато мощность
осадков сильно со к р ащ а ется в результате поднятия фундамента.
Здесь в скв. 338 глубоководного бурения на глубине 437 м от
поверхности дна под ниж немиоценовыми терригенными о т л о ж е ­
ниями были об нар уж ен ы покровы б азальтов, излившихся, очевид85
но, во время погружения плато в палеогене. М алы е мощности
осадков, не более 0,5— 0,6 км, н аб лю д аю тся на Исландском п л а­
то, причем зам етно увеличение в озраста б азал ь н ы х отложений с
удалением от хр. Колбейнсей от плиоценового до олигоценового
(скв. 346— 351).
АТЛАНТИЧЕСКИ Й ОКЕАН
Вдоль побережий Л а б р а д о р а и Н ью ф аун д ленд а в прибрежной
зоне ф ун дам ен т имеет неглубокое залегание. Р ел ьеф его неровный,
с м елкогрядовы м расчленением. В средней части ш ельф а поверх­
ность ф ун дам ен та по серии крутых уступов п о гру ж ается к предконтинентальному прогибу, где глубины достигаю т более 8 км.
Н а широте пролива Белл-А йл прогиб осложнен поперечными
структурами, н аходящ и м и ся на продолж ении широтного разлом а
Гиббс н е в е р о я т н о , с ним связанны ми. В районе банки ФлемишКап р аспол агается массивный поднятый блок ф ундамента, глу­
бины над которым со ставляю т менее 2 км.
Рел ьеф поверхности ф ун дам ен та континентальной окраины от
■> Н ью ф аун д лен д а до Флориды имеет ярко вы раж ен н ы е линейные
формы, вытянуты е с северо-востока на ю го-запад — согласно про­
стиранию герцинских ск ладч аты х структур прилегаю щ ей суши.
Поверхность ф ун дам ен та береговой равнины С Ш А погруж ается в
сторону океан а и под средней частью ш ельф а об разует узкий про­
дольный прогиб с глубинами от 3 до 6 км. П од внешней частью
ш ельф а и под плато Б л е й к п ротяги вается краевой вал высотой
1— 3 км, который отделяет внутриш ельфовы й прогиб от предконтинентального прогиба у поднож ия континентального склона, где
глубины достигаю т 8— 10 км [52].
В районе Ф лориды и Б ага м ск о й платф ор м ы простирание форм
рельеф а поверхности ф ундам ен та меняется на юго-восточное и
его поверхность п о гру ж ается на глубины 4— 5 км. С еверо-запад­
нее Флориды вдоль берега М ексиканского зал и в а протягивается
широкое поднятие поверхности ф ундам ен та с глубиной менее
3 км, которое р азд е л я е т внутренний прогиб береговой равнины
СШ А и располож енную ю ж н ее впадину зал и в а, где фундамент по­
гружен на глубину до 15 км. Н а банке К ампече фундамент при­
поднят и об р азу ет плато с глубинами менее 2 км, ограниченное
крутыми ступенчатыми уступами.
Вдоль побережий Гвианы и Б р ази л и и рельеф поверхности фун­
д ам ента континентальной окраины характери зуется наличием че­
редую щихся поднятий, р ас п о л ага ю щ и х ся в прибреж ной части
ш ельф а, и депрессий, охваты ваю щ и х береговые равнины суши и
прилегаю щ ий шельф. Н аи б ол ее крупная депрессия находится з
устье Амазонки, где глубины поверхности ф ун дам ен та достигают
более 10 км. П од н яти я ф ун дам ен та с внешней стороны окаймлены
крутыми ступенчатыми уступами с блоковым расчленением. Вдоль
их подножий протягиваю тся предконтинентальные прогибы с глу­
бинами 6— 7 км, с которыми сливаю тся внешние части депрессий
86
ш ельф а. П од краевы м плато С ан -П а у л у р асполагается поднятие
ф у н дам ен та высотой до 2 км, протягиваю щ ееся в виде широкого
в ал а на северо-восток до поднож ия континентального склона в
районе банки Аброльюс.
В рельефе поверхности ф ун дам ен та континентальной окраины
Аргентины вы деляю тся крупные поперечные депрессии в районах
зал и во в Л а - П л а т а , Э ль-Ринкон, С ан-Хорхе и Б а и я -Б л а н к а , прони­
каю щ ие д ал еко на сушу. Глубины поверхности фундамента в них
достигаю т 6— 7 км, тогда к а к н ад р азд ел яю щ и м и их поднятиями
глубины не превы ш аю т 1 км. С внешней стороны ш ельф а поверх­
ность фундамента довольно полого п о гру ж ается к предконтинентальн ом у прогибу с глубинами до 8 км. В районе Ф олклендских
(М альвинских) островов р асп ол агается крупный поднятый блок
ф у н д а м е н т а , от которого в восточном направлении протягивается
ш ирокий вал с глубинами н ад ним 3— 4 км, имеющий ступенчато­
блоковое строение. С амы й восточный блок его приподнят до глу­
бины менее 2 км. Северный борт в ал а об разован крутым сбросо­
вым уступом, а ю жны й полого спускается к широкому прогибу,
отд ел яю щ ем у от в ал а Ю жно-Антильский хребет.
В центральной и ю жной частях Северного моря располагается
обширный прогиб с глубинами до 12 км. Д ру го й глубокий про­
гиб — Д атск о-П о л ь ски й — о хв аты вает район Д а т с к и х проливов и
ю го-западную часть Балтийского моря, вклю чая прилегаю щ ую су­
шу. К северу и за п а д у от Бри тан ски х островов поверхность фун­
д ам е н та об разует в пределах ш ель ф а ступенчатое плато с глуби ­
нами менее 1 км, которое в зоне континентального склона о гра­
ничено крутым уступом к широкому предконтинентальному про­
гибу с глубинами 4 — 5 км, протяги ваю щ ем уся вдоль ж елобов Ф а ­
рерско-Ш етландского и И рл ан д ского и д ал ее к югу в пределы
Бискайского зал и ва. Этот прогиб отделяет от континентальной
окраин ы субматериковы е структуры плато Роколл и ФарерскоИ сландского порога. В районе Ф арерски х островов фундамент
о б н а ж ае т ся , на Ф ар ер ско -И сл ан д ском пороге и б ан ках Роколл и
Хаттон его поверхность погруж ена на глубины около 1 км, а в
прогибе м еж д у б ан кам и — на глубины более 2 км.
Ю ж нее И рландии и в районе Л а -М а н ш а поверхность ф у н д а­
мента ослож нена поперечными депрессиями с глубинами соответ­
ственно 2 и 4 км. Д а л е е к югу — вдоль п обереж ья Бискайского
зал и в а — поверхность ф ун дам ен та под шельфом довольно полого
спускается в сторону океана, имея глубины менее 1 км. В зоне
континентального склона она об ры вается крутым
ступенчатым
уступом к предконтинентальному прогибу, где глубины достигают
7— 8 км. П од Иберийским краевы м плато располагается припод­
нятый блок фундам ента, где глубины составляю т менее 3 км.
Вдоль северо-западного и западного побережий Африки п о­
верхность фундамента п огруж ается в сторону океана и на в н е ш ­
ней части ш ельф а достигает глубин 2— 3 км. М естами р а с п о л а г а ­
ются краевы е депрессии, где глубины превы ш аю т 4 км. Н аиболее
крупной из них яв л яе тся С ен егал ьская синеклиза. Во внешней
87
части ш ельфа поверхность ф ун дам ен та, п огруж аясь несколько
более круто, переходит затем в широкий предконтинентальный
прогиб с глубинами 6— 7 км. Его структура н аруш ается вулкани­
ческими поднятиями К ан арских островов и поднятием фундамен­
та под Гвинейским краевы м плато.
В Гвинейском зал и в е поверхность ф ун дам ен та вдоль северного
берега имеет неглубокое зал еган и е и крутым ступенчатым уступом
п огруж ается к дну котловины. Х арактерны субширотные выступы
фундамента, находящ иеся на продолжении зон разломов СанП аулу, Р ом ан ш и Чейн. Вдоль поднож ия уступа протягивается
предконтинентальный прогиб с глубинами 7— 8 км. Л и ш ь в районе
дельты р. Нигер р ас п ол агается обш и рная депрессия, проникаю ­
щ ая д ал ек о в пределы суши, где м акси м ал ьн ы е глубины поверх­
ности ф ун дам ен та достигают 10 км.
Д а л е е к югу вплоть до Китового хребта поверхность ф у н д а­
мента
континентальной
окраины, о сл о ж н ен н ая относительно
небольшими краевым и депрессиями, проникающими в пределы су­
ши, ступ'енчато п огруж ается к широкому предконтинентальному
прогибу с глубинами до 7 км. Ю ж нее хребта строение поверхно­
сти ф ун дам ен та более простое. В прибреж ной зоне она постепенно
погруж ается до глубин 1— 2 км, после чего более круто спуска­
ется к предконтинентальному прогибу.
Осадочный чехол на континентальны х о краин ах А тлантическо­
го океан а, ка к и в других районах, имеет тесную связь с рельефом
поверхности ф ун дам ен та. Н а ш ельфе Л а б р а д о р а и Н ью ф аун д лен ­
да мощность его у внешнего к р а я ш ельф а составляет около 3 км,
увеличиваясь в л о кал ьн ы х депрессиях и в предконтинентальном
прогибе до 7— 8 км. В основании р азр е за, судя по данным буре­
ния, за л е га ю т меловые и, возможно, юрские отложения. К айно­
зойские осадки составляю т меньшую часть разр е за, и их мощность
в п редматериковом прогибе не п ревы ш ает 2 км.
Н а ш ельфе СШ А от Новой Ш отландии до Флориды общ ая
мощность осадочного чехла колеблется в зависимости от рельефа
фундамента от 2 до 6 км, а в предконтинентальном прогибе до­
стигает 6— 9 км. Р а з р е з представлен отлож ениями от верхнеюр­
ских до неоген-четвертичных, причем кайнозойские осадки состав­
ляю т меньшую его часть — от 1 км на ш ельфе до 2— 3 км в
предконтинентальном прогибе. Н а крутых участках континенталь­
ного склона и в стенках подводных каньонов слои древних пород
об н а ж аю т с я с образованием структурны х террас, а на пологих
участках ф л ексурообразн о изгибаю тся вниз.
На плато Б л е й к мощность осадочного чехла достигает более
6 км, но у внешнего к р а я плато она резко сокращ ается. С кв аж и ­
ны 389, 390 и 392, пробуренные у к р а я плато, под размыты ми па­
леогеновыми осадкам и вскрыли меловые отложения. На Б а г а м ­
ской платф орм е осадочный чехол мощностью 4— 6 км сложен
преимущественно коралловы м и известняками от верхнеюрских до
современных, об разо в ав ш и м и ся в мелководных условиях, что ука88
зы вает на разм еры погружения района в течение позднего мезозоя
и кайнозоя [56].
В М ексиканском зал и в е н аб лю д ается увеличение мощности
осадочного чехла от берегов к дну котловины, где она достигает
10— 12 км. Глубоководным бурением в котловине вскрыты только
верхние слои, слож енны е терригенно-карбонатны ми о тл о ж ен и я­
ми от среднего миоцена до современных. Судя по геологическому
строению прилегаю щ ей суши, в основании р азреза д олж ны з а л е ­
гать мезозойские и верхнепалеозойские отложения. На банке К а м ­
пече осадочный чехол мощностью около 2 км слож ен преимущ е­
ственно известняками.
На ш ельфе Ю ж ной Америки вдоль побережий Гвианы и Б р а ­
зилии на эродированной поверхности ф ундамента зал егаю т отло­
жения. от верхнеюрских до четвертичных, в р азр езе которых вид­
ны перерывы, свидетельствующие о регрессиях и трансгрессиях
океана. В основании р азр еза почти повсеместно преоб ладаю т при­
б реж н ы е или лагун ны е отлож ения, а выше зал е га ю т шельфовые
осадки. О б щ а я мощность осадочного чехла со ставляет вблизи Ре.> сифи 0,5 км, южнее Ресифи — до 3 км, на банке Аброльюс —
3,5 км, а в Амазонском прогибе — более 10 км. В осадочном чехле
континентального склона ю ж нее 18° ю. ш., вплоть до плато СапП аулу, широко распространены диапировы е структуры [56]. В
предконтинентальном прогибе мощность осадков составляет 3 —
4 км.
Вдоль п обереж ья Аргентины в депрессиях поверхности ф у н д а­
мента мощность осадочного чехла достигает более 6 км, тогда как
на остальной части ш ельф а она со к р ащ а ется до 1— 2 км. Р азр ез
представлен отлож ен и ям и от верхнеюрских до неоген-четвертич­
ных, где т а к ж е п ро слеж и ваю тся перерывы. Кайнозойские осадки
почти повсеместно составляю т не более 1/3 разреза. По смене
ф аций от лагунны х снизу до ш ельфовы х вверху мож но судить о
последовательном погружении континентальной окраины в мезокайнозое. В предконтинентальном прогибе мощность осадков со­
ста вл я ет 3— 4 км.
Н а краевом плато Ф олклен д в продольном прогибе осадочный
чехол достигает мощности 2—3 км, тогда ка к над приподнятыми
краевы м и гребнями он резко с о к р ащ а ется до 0,5 км. В скв. 330,
пробуренной в восточной части плато, на глубине 556 м от дна
вскрыты докем брийские граниты и гнейсы, на которых с н есогла­
сием зал е га ю т ю рско-меловые и палеогеновые отложения. В про­
гибе, расположенном ю ж нее плато, мощность осадков увели чи ва­
ется до 7— 9 км.
В обширном прогибе Северного моря зал е га ю т верхн еп алео­
зойские и мезо-кайнозойские о тл ож ен и я общей
мощностью до
12 км, причем кайнозойские осадки составляю т не более 3 км.
Н а шельфе вдоль берегов Ш отландии и И рландии осадочный че­
хол в целом малом ощ ны й и за л е га е т моноклинально, хотя в от­
дельны х небольших депрессиях мощность его зам етно возрастает.
89
Кайнозойские осадки составляю т около 1/3 р азреза. В И рланд­
ском желобе, однако, мощность осадков достигает более 3 км.
Н а плато Р окол л осадочный чехол малом ощ ны й на банках и
зам етно увеличивается в продольном прогибе (более 1,5 км).
С кв аж и н а 116 вскры ла здесь р азр е з карбон атн ы х илов от плей­
стоцена до олигоцена, ниж е переходящ их в эоценовые известняки.
В скв. 117 на склоне банки Р окол л под палеоценовыми глинами
мощностью 310 м вскрыты вулканические конгломераты. Н а Ф а­
рерско-И сландском пороге под м алом ощ ны ми эоценовыми отло­
ж ени ям и обнаруж ен ы б азал ь то в ы е л ав ы (скв. 336, 337, 352). Оса­
дочный разр е з представлен здесь терригенно-вулканогенными
осадкам и с перерывом в миоцене, указы в аю щ и м на существова­
ние в то время су б аэр ал ьны х условий.
К югу от И рлан д ии и вдоль п обереж ья Франции осадочный
чехол т а к ж е зал е га е т моноклинально. М ощность его у кр ая шель­
фа составляет 1— 2 км, а в поперечных прогибах и в предконти­
нентальном прогибе — более 3 км. Н и ж н я я часть осадочного раз­
реза в 'Шельфовых прогибах п редставлен а верхнепалеозойскими
отложениями, а на поднятиях
фундамента и континентальном
склоне они выклиниваю тся и осадочн ая толщ а состоит лишь из
мезо-кайнозойских отложений.
Вдоль берегов Пиренейского полуострова осадочный чехол име­
ет переменную мощность в зависимости от рельеф а фундамента —
от 0,5 до 2 км. В предконтинентальном прогибе мощность осадков
достигает около 3 км. С к в аж и н а 398, пробуренная к югу от Ибе­
рийского плато, п рош ла 1700 м терригенно-карбонатны х отложе­
ний от четвертичных до ниж немеловы х и не достигла фундамента.
У северо-западного п обереж ья Африки осадки зал е га ю т моно­
клинально с увеличением мощности слоев к краю шельфа. Далее
к югу строение осадочной толщи определяется чередующимися
поднятиями и депрессиями поверхности ф ундамента. Н а подня­
тиях осадочный чехол тонкий у берега и увеличивается по мощ­
ности к краю ш ельф а до 1 км. В депрессиях мощность отложений
достигает 3— 4 км, причем кайнозойские осадки составляют не
более 1 км. Н а континентальном склоне эта толщ а либо частич­
но срезается, либо сок р ащ а ется по мощности, но в предконтинен­
тальном прогибе снова в о зр астает до 4 км. Ш ирокое распростра­
нение имеют т а к ж е диапировы е структуры [56]. Фациальны й об­
лик разр е за по данны м ск важ и ны на мысе К ап -Б л ан (Маврита­
ния) меняется снизу вверх от континентального до прибрежно­
морского, что свидетельствует о погружении континентальной
окраины н ачин ая с юры.
Вдоль северного п обереж ья Гвинейского зал и в а осадочный че­
хол над выступами поверхности ф ун дам ен та маломощный, но в
краевых депрессиях его мощность во зр аста ет до 2— 3 км, а в рай­
оне дельты р. Нигер — до 10 км. К айнозойские отлож ения состав­
л яю т около 1/3 р азреза. А н алоги чн ая картин а наблю дается юж­
н е е — вдоль побережий Габона, Конго и Анголы. В краевых де­
прессиях мощность осадочного чехла составляет 3— 4 км и замет­
90
но со к р ащ а ется над поднятиями фундамента. Ф ации отложений
меняю тся снизу вверх от континентальных до лагунны х и мелко­
водных морских. В предконтинентальном прогибе мощность отло­
ж ений колеблется от 3 до 6 км.
И Н Д И Й С К И Й ОКЕАН
Вдоль ю жного и восточного побережий Африки строение релье­
ф а поверхности ф ун дам ен та континентальной окраины в общем
аналогично наблю д аю щ ем у ся вдоль зап ад н ы х берегов. Зд есь под­
нятия поверхности ф ун дам ен та чередуются с краевы м и депрессия­
ми, причем наиболее крупные из них вторгаю тся в пределы суши.
Н а поднятиях поверхность ф ундам ен та постепенно погруж ается от
берега, достигая на внешнем кр а е ш ельф а глубин 1— 2 км, а з а ­
тем крутым ступенчатым уступом спускается к предконтинентальным прогибам с глубинами 5— 7 км, у п обереж ья С омали — до
8 км. В краевых депрессиях поверхность ф ун дам ен та в пределах
ш ельф а п огруж ена до глубин 2 —4 км и довольно плавно спуска; ется к подножию континентального склона, сл и ваясь с предконтинентальны ми прогибами. Н аи б о л ее крупные краевы е депрессии
распол агаю тся у побережий М озам б и ка и юга Сомали.
П од М озам бикским краевы м плато р асп ол агается блок ф у н д а­
мента, приподнятый относительно предконтинентального прогиба
почти на 2 км. С равнительно неглубокое зал еган и е поверхности
ф ундам ен та отмечается т а к ж е у п однож ия континентального скло­
на в М озам бикском проливе, что обусловлено влиянием близко
располож енного о. М ад а г а с к а р .
В Аденском зал и в е и К расном море поверхность ф ундамента
от береговых горных цепей довольно круто погруж ается под
шельф, достигая глубин от 3 до 5 км. К северо-востоку от А ден ­
ского зал и в а поверхность ф ун дам ен та континентальной окраины
осл о ж н ен а сравнительно небольшими краевы м и депрессиями, ко­
торы е полого спускаю тся к подножию континентального склона.
Крупный прогиб с глубоким погружением поверхности ф ун дам ен ­
т а (до нескольких километров) р аспо л агается в восточной части
А равийского полуострова, з а х в а т ы в а я и Персидский залив. В то
ж е время северная часть зал и в а, в х о д я щ ая в зону кайнозойской
складчатости, х ара ктер и зу етс я относительно простым строением
поверхности ф ундам ен та в виде крутого ступенчатого уступа. Т а ­
к а я ж е картина н аб лю д ае тся и д а л е е к востоку вдоль побережий
И р а н а и П аки стан а.
В районе устья р. И нд р асп ол агается обш ирная депрессия,
которая двум я язы кам и вдается в пределы шельфа, где глубины
поверхности ф ун дам ен та составляю т 3 —4 км, а в зоне континен­
тального склона они постепенно увеличиваю тся, достигая в п ред­
континентальном прогибе 7— 8 км. М енее значительные краевые
депрессии встречаю тся ю ж н ее Б ом б ея в районе устья р. Годавари.
Н а остальном протяж ении континентальной окраины вдоль югозап ад н ого и юго-восточного побереж ий И ндостана рельеф поверх91
пости фундамента о б разован крутым ступенчатым уступом, спус­
каю щ имся от берега к предконтинентальному прогибу с глуби­
нами 4— 6 км. В районе устья рек Ганг и Б р а х м ап у т р а р асполага­
ется крупная депрессия, где поверхность фундамента погружена
до глубин более 6 км; на юге эта депрессия см ыкается с предконтинентальным прогибом с глубинами более 8 км.
У северного и северо-западного побережий Австралии — в А ра­
фурском и Тиморском морях, в районах к ю го-западу от мыса
Л ев ек и ю ж нее С еверо -З ап ад ного мыса — поверхность фундамен­
та ослож нена довольно значительно краевым и депрессиями с глу­
бинами до 2— 3 км. Они разделены приподнятыми блоками, свя­
занными с массивами Арнемленд, Кимберли и Хамерсли. Повсе­
местно поверхность фундамента полого спускается к Тиморскому
ж елобу на севере и к предконтинентальному прогибу на северозападе, достигая глубин более 5 км. О днако у западного и югозападного побережий Австралии рельеф поверхности фундамента,
сложенного докембрийскими структурами, образован ступенчатым
уступом к предконтинентальному прогибу с глубинами до 6— 7 км.
П о д краевыми плато Эксмут и Н а ту р а л и с та р асполагаю тся отчле­
ненные от континентальной окраины блоки фундамента, над ко­
торыми глубины составляю т соответственно 2 и 3 км.
В Больш ом А встралийском зал и в е шельф и континентальный
склон осложнены целой системой краевы х депрессий, проникаю­
щих в пределы суши и сли ваю щ и хся в предконтинентальном про­
гибе в общую субширотную депрессию с глубинами до 6— 8 км.
Но д ал ее к востоку, в области распространения
палеозойских
структур, рельеф поверхности ф ун дам ен та снова меняется, при­
обретая вид ступенчатого уступа от прибреж ной зоны к предкоптинентальному прогибу. Такой ж е х ара ктер поверхности фунда­
мента н аблю дается вокруг о. Т асм ан и я и вдоль юго-восточного
побереж ья Австралии.
Осадочный чехол на восточной континентальной окраине Афри­
ки имеет переменную мощность от 0,5 до 2—3 км в зависимости
от р ельеф а поверхности ф ун дам ен та и представлен моноклиналь­
но зал е га ю щ ей слоистой толщей. У к р а я ш ельф а мощность осад­
ков возрастает, в зоне континентального склона она сокращается
в результате р азм ы в а и оползней, а в предконтинентальных про­
гибах снова увеличивается, со с тав л яя ю ж нее М озамбикского про­
л ива 1,5— 2,0 км, а севернее его — до 2— 3 км и более. Разрез
представлен в основном мезозойскими и кайнозойскими терригенно-карбонатны ми отлож ениям и, но в некоторых краевых депрес­
сиях на ш ельфе в основании толщи встречаю тся и палеозойские
породы.
В Аденском зал и в е мощность осадочного чехла довольно
быстро увеличивается от берегов к подножию континентального
склона до 1,0— 1,5 км и более, зам етно с о к р ащ а я сь на крутых
уступах склона. Судя по данны м глубоководного бурения
(скв. 231), здесь з а л е га ю т ка рбон атн ы е отлож ения от среднего
92
миоцена до плейстоцена, под которыми вскрыто базальтовое ос­
нование.
С воеобразный х ара ктер строения осадочной толщи н аб л ю д а­
ется в К расном море. По данны м Н С П и бурения (скв. 225, 227,
228) на континентальных о краи н ах под рыхлыми карбонатными
осадками мощностью до 0,5 км зал е га ю т около 1 км доломитов и
мергелей, а ниж е — м ощ ная (в несколько километров) толщ а мио­
ценовых эвапоритов, об разо в ав ш и х ся в то время, когда на месте
современного моря был зам кн уты й мелководный бассейн.
Глубокая депрессия в Персидском зал и в е заполнена п алеозой­
скими и мезо-кайнозойскими отлож ениями платформенного чехла,
в верхней части которого п реоб ладаю т карбонатны е породы, в ос­
новном коралл о вы е известняки. Вдоль побережий И ран а и П а к и ­
стана осадочный чехол в целом м алом ощ ны й и представлен кайн о­
зойскими терригенными и терригенно-карбонатны ми отложениями.
О диако в предконтинентальном прогибе мощность осадков зн ач и ­
тельно увеличивается, дости гая более 3 км, а вблизи устья
р. Инд — до 6 км. Зд есь осадочный чехол представлен мезозойски­
ми и кайнозойскими отлож ениями.
Л
Вдоль побережий И н достан а осадочный чехол зал е га ет в ос­
новном в виде клина, мощность которого у к р а я ш ельфа состав­
л яе т 1— 2 км, а в краевых депрессиях — до 3 км и более. В зоне
континентального склона мощность осадков сокращ ается, но в
предконтинентальных прогибах снова увеличивается до 2— 3 км.
Р а з р е з их представлен преимущественно мезозойскими и кайн о­
зойскими отлож ениями, причем кайнозойские составляю т мень­
шую часть. Зн ачительн о увеличивается мощность осадочного чех­
л а — до 5— 6 км — в депрессии устья Г ан га и Б рахм ап утры .
О садочный чехол континентальной окраины у северного и се ­
веро-западного побережий Австралии имеет переменную мощность
от 0,5 до 2 —3 км в зависимости от рельеф а поверхности ф у н д а ­
мента. Слои осадков л е ж а т моноклинально, на пологих участках
континентального склона они изгибаю тся вниз, а на крутых вы ­
клиниваю тся или со к р ащ аю тся по мощности. Р а з р е з представлен
мезозойскими и кайнозойскими терригенными и терри ген н о-кар­
бонатными отложениями, причем в краевы х депрессиях под ними
зал е га ю т п алеозойские осадочные породы. Аналогичное строение
осадочной толщи н аб лю д ается на континентальной окраине в
Больш ом А встралийском заливе.
У юго-западного и юго-восточного побережий Австралии и в
районе о. Т асм ан и я строение осадков иное. Они образую т клин,
мощность которого в озрастает к краю ш ельф а до 1— 2 км, затем
сок ращ ается в зоне континентального склона и снова увели чи вает­
ся в предконтинентальных прогибах. Р а з р е з представлен в основ­
ном мезо-кайнозойскими отлож ен и ям и (скв. 258, 259, 263).
ТИХИЙ ОКЕАН
Рел ьеф поверхности ф ун дам ен та активных континентальных
окраин Тихого океана, в отличие от пассивных окраин Атлантиче­
93
ского и Индийского океанов, практически почти полностью отра­
ж а е т с я в современном подводном рельефе, п ерекры ваясь м ало ­
мощным осадочным чехлом. В доль п обереж ья Ю ж ной Америки
поверхность ф ун дам ен та кайнозойских ск ладч аты х структур от
берега крутым ступенчатым уступом п огруж ается к дну Чилий­
ского и П еруанского желобов, до сти гая глубин 7— 9 км, а в наи­
более глубоких частях ж елоб ов — до 10 км. У побережий К олум­
бии и П а н а м ы на ш ельф е п р ослеж и ваю тся небольшие краевые
депрессии с глубинами менее 1 км. А налогичная картина н аблю ­
д ается и д а л е е к северо-зап аду — вдоль Ц ен тр а ль н о ам е р и к ан ско ­
го ж е л о б а, а т а к ж е в К алиф орнийском зал и в е и у берегов п-ова
Калифорния.
В зоне К алифорнийского бордерленда строение поверхности
ф ундамента более сложное. Н а ш ельф е распол агается серия тек ­
тонических депрессий с глубинами более 1 км, окаймленны х у его
кр ая поднятыми блоками. В зоне континентального склона на­
блю дается чередование опущенных и поднятых блоков, постепенно
погруж аю щ ихся к предконтинентальному прогибу с глубинами
более 5 км. О д н ако севернее С ан -Ф ран ц иско вплоть до зал . А ляс­
ка поверхность ф ун дам ен та мезо-кайнозойских структур, относи­
тельно слабо расчлен ен н ая на шельфе, спускается к предконтинен­
тальн ом у прогибу простым ступенчатым уступом.
Осадочный покров на континентальной окраине Ю ж ной Аме­
рики имеет малую мощность на шельфе, практически выклинива­
ется в зоне континентального склона, н ак а п л и в аяс ь лиш ь на сту­
пенях и в ло кал ьн ы х углублениях, и зам етно возрастает в глубо­
ководных ж елоб ах, дости гая мощности 1— 2 км. Р а з р е з осадков
представлен в основном кайнозойскими терригенными отложения­
ми с большим количеством турбидитовы х прослоев. С еверо-запад­
нее вплоть до К алифорнийского зал и в а строение осадочного чех­
л а континентальной окраины в целом такое же, но здесь преоб­
л а д а ю т карбон атн ы е или терригенно-карбонатны е отложения.
В скв. 155, пробуренной у поднож ия континентального склона
П а н а м ы , вскрыты осадки от среднего миоцена до плейстоцена
мощностью около 520 м, зал е га ю щ и е на б азальтовом основании.
Н а К алиф орнийском бордерленде распределение осадков под­
чинено рельеф у поверхности фундамента. Н а поднятых блоках
мощность осадков сок ращ ена до минимума, на крутых склонах
преры вается совсемг-а"в депрессиях увеличивается до 1— 2 км.
Д а л е е к северу осадочный чехол на ш ельф е з а л е га ет в основ­
ном в виде клина с увеличением мощности к его внешнему краю.
М естами наб лю д аю тся осадочные линзы, зап ол н яю щ и е небольшие
депрессии в поверхности фундамента. В зоне континентального
склона мощность осадков уменьш ается, но у подножия снова уве­
личивается, достигая в предконтинентальном прогибе 1—2 км и
более. Р а зр е з п редставлен преимущественно кайнозойскими, а в
л окальн ы х депрессиях и мезозойскими отложениями.
А нтарктика. Н а ш ельф е А нтарктиды поверхность фундамента
докембрийских структур, а в районах З ем л и М эри Б э р д и Антарк­
04
тического полуострова — кайнозойских структур ослож нена к р а е­
выми депрессиями, н аиболее крупные из которых располагаю тся в
районах моря У эдделла, зал. Прюдс, морей Росса и Бел л и нсгау ­
зена, простираясь под ш ельф овы е ледники. М еж ду депрессиями,
а т а к ж е вдоль к р а я ш ельф а ф у н дам ен т приподнят и в зоне кон­
тинентального склона ступенчатым уступом спускается к предконтинентальным прогибам, опоясы ваю щ им подводную окраину Ан­
тарктиды , где глубины достигаю т 5— 6 км и более.
Осадочный чехол на ш ельф е имеет переменную мощность в
зависимости от рельеф а поверхности ф ун дам ен та и представлен
мезозойскими и кайнозойскими отлож ениями, а в депрессиях докембрийского ф ун дам ен та — палеозойскими породами. С к в а ж и ­
на 270, пробуренная в море Р осса, вскры ла р азрез олигоцен-чет вертичных терригенно-кремнистых айсберговых отложений м ощ ­
ностью-413 м, под которыми об нар уж ен ы ниж непалеозойские м р а ­
моры и гнейсы.
В зоне континентального склона мощность осадочного чехла
книзу увеличивается, дости гая в предконтинентальных прогибах
2— 3 км. П редставлени е о его строении д аю т м атер и ал ы по
л скв. 268 и 274, пробуренным во внешней части прогибов. Они п ро ­
шли соответственно 474 и 415 м терригенно-кремнистых илов, при­
чем во втором случае под эоценовыми отлож ен и ям и о б н ар уж ен
б азальтовы й фундамент.
П Е Р Е Х О Д Н Ы Е ЗОНЫ
С РЕ Д И ЗЕ М Н О Е М ОРЕ
В Средиземноморской м еж континентальной зоне наблю дается
сочетание докембрийских, палеозойских и кайнозойских с к л а д ч а ­
тых структур ф ун дам ен та на ок р у ж аю щ и х континентальных
окраинах, а под дном глубоких котловин п редполагается наличие
реликтов океанического ф ун дам ен та древнего океан а Тетис. В це­
лом современным котловинам соответствуют глубокие впадины
поверхности ф ун дам ен та, которые п р о дол ж аю тся краевыми д е­
прессиями на континентальном склоне и ш ельф е в районах выхода
к п обереж ьям п латф орм енны х структур, а полож ительны м формам
подводного рельефа, островам и полуостровам соответствуют под­
нятия поверхности ф ун дам ен та [17].
В зап ад н ой части Средиземного моря от береговых кайнозой­
ских и верхнепалеозойских структур ок р у ж аю щ ей суши и остро­
вов поверхность ф ун дам ен та крутым ступенчатым уступом погру­
ж а е т с я к дну А л ж и ро -П ро ванского бассейна и Тирренского моря.
У побережий Испании и Ф ранции палеозойский фундамент о сл о ж ­
нен небольшими краевы м и депрессиями, захв аты в аю щ и м и шельф
и прилегаю щ ую сушу, где глубины поверхности фундамента дости­
гают 2— 3 км. Н а дне котловин п ро сл еж и в аю тся локал ьн ы е под­
нятия поверхности фундам ента, которые р азд ел я ю т котловины на
95
ряд депрессий, поэтому глубины меняются здесь от 4— 5 до 8—
11 км.
В восточной части Средиземного моря поверхность фундамента
А фриканской докем брийской п латф орм ы в пределах прибрежной
суши погруж ена на глубины 4 — 6 км, а в районе зал. Габес — до
10 км. Поверхность его довольно полого спускается к широкому
п редконтинентальному прогибу, протягиваю щ ем уся от АфриканоСицилийского порога через зал. С идра к морю Л ев ан т а. Глубины
в прогибе со ставляю т от 7— 10 км на з а п а д е до 15— 18 км на вос­
токе. Вдоль северных берегов Восточного С редиземноморья по­
верхность ф ун дам ен та кайнозойских структур п огруж ается к дну
котловин крутым ступенчатым уступом, а глубины этой поверхно­
сти в котловинах составляю т: в Адриатическом море — от 8 до
13 км, в Ионическом море — от 6 до 12 км, в Эллинском желобе —
от 4 до 6 км, н ад краевы м валом — от 3 до 5 км.
В Эгейском море поверхность ф ун дам ен та характери зуется сту­
пенчато-блоковы м строением и практически повторяет современ­
ный подводный рельеф, имея лиш ь больший р азм ах глубин за
счет депрессий, частично заполненны х осадками.
В Черном море поверхность ф ундам ен та кайнозойских струк­
тур повсеместно крутым уступом п о груж ается к глубоководной
котловине. В северо-западной и северо-восточной частях моря рас­
полагаю тся крупные депрессии, п р одол ж аю щ и е прогибы поверх­
ности фундамента Восточно-Европейской платф орм ы и отделенные
от глубоководной котловины краевым и поднятиями. Поверхность
ф ун дам ен та в котловине Черного моря, осл ож н ен н ая по краям
локальн ы м и поднятиями, имеет глубины от 10 до 17 км.
О садочный чехол в Средиземном и Черном морях имеет раз­
личную мощность и в о зрастает в зависимости от рельефа поверх­
ности ф ун дам ен та и от принадлеж ности к той или иной тектони­
ческой области. В краевы х депрессиях А ф риканской платформы,
где мощность чехла составляет 4— 6 км, р азрез представлен па­
леозойскими, мезозойскими и кайнозойскими отложениями. Такое
ж е строение предпол агается д ля предконтинентального прогиба
с мощностью осадков до 10— 16 км и в отдельных участках морей
Адриатического, Ионического и Л ев ан та. В западной части Среди­
земного моря осадочная тол щ а представлена
преимущественно
кайнозойскими отлож ениям и и лиш ь в отдельных депрессиях мо­
гут встречаться мезозойские породы. М ощность осадочной толщи
колеблется здесь от 2 до 8 км (рис. 20).
Х арактерны м д л я глубоководных котловин моря является на­
личие под плиоцен-четвертичными осадкам и мощной толщи эвапоритовых отложений, представленных в основном верхнемиоцено­
выми солями и гипсами, которые подстилаются эоцен-миоценовыми карбонатны ми или карбонатно-глинисты ми породами, что под­
твер ж д ае тся ск ва ж и н а м и глубоководного бурения (рейсы 13 и 42).
Эти дан ны е свидетельствую т о периоде отделения Средиземного
моря от океана, когда происходило его осолонение и интенсивное
выпадение солей [17].
96
.1
о°
10
20
Рис. 20. Строение осадочного чехла Средиземного моря (по Я. П. М а л о в и ц к о м у
/ — области
о т сут ст в и я
30°
[1978 г .]).
о с а д о ч н о г о ч ехл а;
2 — и зо п а х и т ы , км; 3 — альпийск ий ск л а дч а ты й ком плекс; 4 , 5 — о са д о ч н а я толщ а
п ах моря: 4 — к ай н о зо й ск о г о в о зр а с т а , 5 — п а л е о зо й ск о г о , м е зо зо й с к о г о н к а й н о зо й ск о г о в о зр а ст а .
впади-
В Черном море м ощ ная слоистая толщ а осадков (от 6 до
14 км) представлена мезо-кайнозойскими отложениями, причем
фации их меняются снизу вверх от мелководных до глубоковод­
ных, что свидетельствует о направленном погружении дна котло­
вины.
АТЛАНТИЧЕСКИЙ ОКЕАН
В Антильской переходной зоне вдоль побережий окружающей
суши поверхность ф ун дам ен та кайнозойских структур почти повсе­
местно крутым ступенчатым уступом спускается к котловинам
Карибского моря, вдоль поднож ия которого практически непре­
рывной цепью протягиваю тся предконтинентальные прогибы с глу­
бинами 4— 6 км. О д н ако в районе порога Н и к а р агу а поверхность
фундамента о б разует ступенчато-глыбовое поднятие, что о т р а ж а ­
ется в современном рельефе.
Н а Антильском хребте поверхность складчато-вулканогенного
фундам ента, за исключением л о кал ь н ы х депрессий, почти совпа­
д ает с современным рельефом и крутыми уступами погружается
к котловинам моря. Н а хребтах К айм ан, Б еа та, Авес, а т а к ж е на
хребте П одветренных островов н аб лю д ается более глубокое поло­
ж ение поверхности ф ун дам ен та по сравнению с современным под­
водным рельефом, хотя по форме и простиранию они почти совпа­
дают. В котловинах К арибского моря глубины поверхности ву л ка­
ногенного ф ундам ен та значительно больш е современных и дости­
гают 5— 6 км. В глубоководных ж е л о б а х поверхность фундамента
распол агается на 1— 2 км гл у б ж е современного их дна.
В Ю ж но-Антильской переходной зоне т а к ж е наб лю д ается почти
полное соответствие рел ьеф а поверхности фундамента и современ­
ного подводного рельефа. На верш инах приподнятых блоков Ю ж ­
но-Антильского хребта ф ун дам ен т местами о б н а ж ае тся или пере­
крыт малом ощ ной толщ ей осадков, а в седловинах он заметно
погружен по сравнению с современным дном океана. Вдоль под­
ножия хребта в море С кош а протягиваю тся узкие ж е ло б а с глу­
бинами поверхности ф ун дам ен та до 6 км, тогда как в целом на
дне моря глубины этой поверхности составляю т 4— 5 км. Просле­
ж и ваю тся в рельефе поверхности ф ун дам ен та т а к ж е дугообразные
валы в восточной части моря, глыбовые поднятия в средней части
и серия ж е ло б о в и гряд в зап ад н ой части, что подчёркивает унаследованность форм подводного рельефа от рельефа поверхности
ф ундамента.
Осадочный чехол на континентальны х окраин ах Карибского
моря имеет слож ное строение. З а исключением отдельных подня­
тий поверхности ф ун дам ен та, где мощность осадков невелика,
остал ьн ая часть окраин за н я т а краевым и депрессиями, выполнен­
ными мезозойскими и кайнозойскими отлож ениям и мощностью до
3 км и более. Н а вершине и склонах Антильского хребта, напро­
тив, осадочный чехол имеет небольшую мощность и местами пре­
ры вается совсем, за исключением отдельных л окал ьн ы х депрессий.
98
А налогичная картин а н аб лю д ается на хр. К айман. Несколько
большую мощность (до 1 км) имеют осадки в продольных про­
гибах на хребтах Б е а т а и Авес. С к в а ж и н а 151, пробуренная в ю ж ­
ной части хр. Б е а та , п рош ла 380 м карбон атн ы х отложений от
плейстоцена до верхнего мела и достигла базальтового ф ун дам ен ­
та.
Значительны е, но неодинаковы е мощности осадков отмечаются
в котловинах К арибского моря. В Ю катан ской и Колумбийской
котловинах их накопилось более 2 км, тогда ка к в В енесуэль­
ской — около 1 км, исклю чая, правда, краевы е депрессии вдоль
подножии хребтов Авес и П одветренных островов, где мощности
возр аст а ю т до 2— 3 км. По данны м глубоководного бурения
(скв. 146, 149, 150, 152, 153, 154) осадочный р азрез в котловинах
п редставлен неоген-четвертичными рыхлыми и мел-палеогеновыми
полууплотненными отлож ен и ям и преимущественно карбонатного
состава (рис. 21). М ощный покров осадков наб лю д ается в котло­
винах по обеим сторонам дуги М ал ы х Антильских островов — до
2,5— 3,0 км. Ещ е большие мощности осадочного чехла (до 6 км)
обнар уж ен ы под северной частью Б арб ад о сс ко го хребта, где они
зап о л н яю т прогиб поверхности фундамента, вследствие чего здесь
произош ла инверсия подводного рельефа. В глубоководных ж е л о ­
бах П уэрто-Р ико и К ай м ан , однако, мощность осадков зн ач итель­
но меньше — до 1— 2 км.
В Ю ж но-Антильской переходной зоне картины строения о са­
дочного чехла в общем ан алоги чн ая. В восточной части моря
Колумбийская кр Беата Венесуэльская
котловина■ скв.151•
скв.151■
котловина
Рис. 21. Р а з р е з о с а д о ч ­
ной
т о л щ и К а р и б с к о го
м о р я по д а н н ы м г л у б о ­
к ов о д н о г о бурения.
7*
99
Скоша мощность осадков со ставляет около 1 км, а в краевых
депрессиях вдоль поднож ия Ю ж но-Антильского хребта — до 2—
3 км. В западной части моря С кош а мощность осадочного чехла
зам етно сокр ащ ается, а в зоне гр яд и ж елоб ов пролива Д р ей ка
осадки зал е га ю т прерывисто и местами исчезают совсем. З н а ч и ­
тельные мощности осадочного покрова н аблю даю тся на опущен­
ных блоках Ю ж но-Антильского хребта. Н апри м ер, на блоке Ю ж ­
ных Оркнейских островов вдоль северного к р а я прослеж ивается
поднятие поверхности ф ун дам ен та, а ю жны й край опущен и пе­
рекры т осадкам и мощностью до 2 км. Н а банке Б ёр д в уд поверх­
ность фундамента, наоборот, приподнята на ю жной окраине и по­
груж ается к северу, где мощность осадков достигает 6 км.
ТИХИИ ОКЕАН
'г
В' Беринговом море поверхность ф ун дам ен та мезозойских
структур на ш ельф е А ляски об разу ет обширную краевую депрес­
сию, где эта поверхность постепенно п огруж ается к краю ш ельфа,
д ости гая глубин около 3 км, а затем крутым ступенчатым усту­
пом спускается к дну котловины [4]. П оверхность фундамента
кайнозойских структур Алеутской островной дуги и побережья
К ам чатки п о гр уж ается по крутому уступу к дну котловины, где
глубины составляю т от 5 до 7 км. В Алеутском глубоководном
ж ело б е глубины поверхности ф ундам ен та примерно на 1 км боль­
ше современных его глубин.
В Охотском море поверхность ф ун дам ен та мезозойских струк­
тур у северного берега о б р азует субширотную депрессию с глуби­
нами до 3 км, от которой ответвляю тся субмеридиональные ж е ло­
ба с глубинами до 2 км, о хв аты ваю щ и е структурное поднятие в
центре моря. В ю жной части моря располагается котловина с глу­
бинами поверхности ф ун дам ен та более 5 км, к дну которой кру­
тыми ступенчатыми уступами спускаю тся структуры фундамента
ш ельф а и Курильской островной дуги. В К у рило-К ам чатском глу­
боководном ж ело б е поверхность ф ун дам ен та по форме практиче­
ски совпадает с современным его рельефом, только глубины ее
на дне ж е л о б а примерно на 1— 2 км больше.
В Японском море нет широких шельфов и поверхность фунда­
мента мезозойских структур П ри м о рья и кайнозойских структур
Японии практически от сам ы х берегов спускается к дну котлови­
ны крутыми уступами со слож н ы м глыбовым расчленением. М ак­
симальны е глубины поверхности ф ун дам ен та в котловине дости­
гаю т более 5 км, а над поднятием Я мато они составляю т 2— 3 км.
В Японском глубоководном ж е л о б е поверхность ф ундамента з а ­
легает примерно на 0,5— 1,5 км г л убж е современного дна.
В Восточно-Китайском и Ж е л т о м морях поверхность фунда­
мента палео-мезозойских и кайнозойских структур ослож нена не­
сколькими субмеридиональным и депрессиями, где глубины дости­
гают более 2 км; депрессии разделены поднятиями с глубинами
менее 1 км. Поверхность ф ун дам ен та кайнозойских структур ост100
ровной дуги Н ансей ступенчато спускается к дну глубоководного
ж ело б а, где она зам етно погруж ена относительно современного
дна.
В Ю ж но-К итайском море поверхность ф ун дам ен та на шельфе
имеет глубины в целом менее 1 км и ослож нена небольшими л о ­
кальными депрессиями. У к р а я ш ельф а она погруж ается по сл о ж ­
ному ступенчато-глыбовому уступу к дну котловины, тогда как
поверхность ф ун дам ен та кайнозойских структур Филиппинских
островов спускается по более простому, уступу. Поверхность фун­
дам ента на дне котловины имеет глубины более 5 км и осложнена
в ю жной части поднятием островов Н а н ь ш а , где ее глубины не
превыш аю т 2 км.
С лож ны й рельеф поверхности ф ундамента, совпадаю щ ий в ц е­
лом с современным рельефом, н аблю дается ю ж нее Филиппинских
островов. Поверхность ф ун дам ен та кайнозойских структур остро­
вов и подводных хребтов крутыми уступами спускается к дну кот­
ловин, где глубины ее составляю т: в море Сулу — более 5 км, в
море Суддвеси — около 7 км, в М олуккском море — более 4,5 км,
в морях Ф лорес и Б а н д а — до 6 км. В Филиппинском глубоковод­
ном ж е л о б е поверхность ф ундам ен та находится примерно на 0,5—
1,0 км гл у б ж е современного дна.
Н а дне Филиппинского моря особенно отчетливо видно сход­
ство рельеф а поверхности ф ун дам ен та и современного подводного
рельефа. Поверхность ф ун дам ен та островных дуг Нампо, М а р и ­
анской, Яп и П а л а у крутыми уступами спускается к дну котловин
и глубоководных желобов. Ее глубины на дне котловин с о с тав л я­
ют в основном более 5 км, местами — до 6 км, а в глубоководных
ж е л о б ах — на 0,5— 1,0 км больше, чем глубина современного их
дна.
А н алоги чн ая картина н аб лю д ается т а к ж е вдоль северного бе­
рега Новой Гвинеи, островов Б и см арка, Соломоновых, Новые Г еб­
риды, Томга и К ерм адек. В котловинах и глубоководных ж елоб ах
поверхность ф ун дам ен та, о т р а ж а я с ь в современном
подводном
рельефе, имеет глубины более значительные, особенно в л о к а л ь ­
ных депрессиях. В котловине Новогвинейского моря глубины по­
верхности ф ун дам ен та со ставляю т более 3 км, на Северо-Фиджийском плато — до 3,5 км, в Ю ж но-Ф идж ийской
котловине — до
6 км. Н а хребтах Н ор ф ол к и Л ор д -Х ау поверхность ф ундамента
р аспо л агается на глубинах около 2 км, а в прогибе м еж д у ними —
более 3,5 км.
С лож ное строение рельефа поверхности ф ундамента н а б л ю д а ­
ется в К ор ал л о во м море. В его северо-западной части находится
обш ирная к р а ев ая депрессия с глубинами более 6 км, а на о ста л ь ­
ном пространстве рельеф представлен чередованием поднятий и
впадин с глубинами от 2 до 4,5 км.
На Н овозеландском плато поверхность ф ундамента имеет в
целом глубины менее 1 км, а на плато К эм пбелл — до 2 км. О б ­
рам ля ю щ и е его склоны о б разован ы ступенчатыми уступами с глы­
101
бовыми ф орм ам и расчленения, достигаю щими у подножия глубин
около 5 км.
Осадочный чехол в переходных зонах имеет резко переменную
мощность в зависимости от р ельеф а поверхности фундамента. На
континентальных ш ельф ах мощность осадков колеблется от 0,5 до
3 км. Осадочный р азрез п редставлен в основном мезозойскими и
кайнозойскими о тлож ениям и, а у побереж ья К и тая в его основа­
нии встречаю тся и палеозойские породы [36].
Н а верш инах и склонах хребтов в п ределах островных дуг оса­
дочный чехол маломощ ный, на крутых уступах преры вается сов­
сем и лиш ь несколько увели чи вается в л окал ьн ы х депрессиях.
Р а з р е з п редставлен кайнозойскими, преимущественно терриген­
ными отлож ениями, а в тропической зоне большую роль играют
карбон атн ы е отлож ения. В глубоководных ж е л о б ах осадки за п о л ­
няют наиболее глубокие их части, где мощность достигает 1— 2 км.
В котловинах краевы х морей осадочн ая тол щ а имеет в целом
значительную мощность. В Беринговом море, где то л щ а п редстав­
л ен а мезо-кайнозойскими слоистыми отлож ениям и [4], ее м ощ ­
ность достигает свы ш е 3 км. В скв. 190 вскрыты миоцен-четвертичные терригенно-кремнистые осадки с пепловыми и песчаными
прослоями мощностью более 600 м, но фундамент не был достиг­
нут. В то ж е время скв. 191 в К омандорской котловине прошла
900 м аналогичны х отлож ений и вош ла в б азал ьты среднемиоце­
нового возраста.
В Курильской котловине Охотского моря мощность осадочного
чехла, представленного мезо-кайнозойскими отложениями, со­
ставл яет около 2 км. А н алоги чн ая картин а наб лю д ается в наибо­
лее глубокой части котловины Японского моря. О днако на возвы ­
шенности Я мато и других поднятиях дна осадочный покров более
тонкий и имеет резко переменную мощность: сок ращ ается до ми­
нимума на отдельных верш и н ах и крутых склонах и увеличивается
в л окал ьн ы х депрессиях и седловинах [39]. С к в а ж и н а 302, пробу­
ренная в районе этой возвышенности, вскры ла 529 м терригеннокремнистых илов, книзу переходящ их в д иатом овы е илы верхне­
го миоцена, под которыми о б н ар уж ен ы вулканический песок и туф.
В небольшой котловине Восточно-Китайского моря, ка к и в
наиболее глубоких частях котловины Ю ж но-К итайского моря,
мощность мезо-кайнозойского осадочного чехла в общем превы ш а­
ет 1 км. М ощность чехла зам етно со к р ащ а ется на верш инах мно­
гочисленных поднятий дна Ю ж но-К итайского моря, причем там
чехол представлен преимущественно кайнозойскими коралловыми
известняками. С ходная картина наб лю д ается в многочисленных
котловинах М алай ского архи п елага. Зд есь п реобладаю т кайнозой­
ские терригенные о тлож ен и я мощностью до 1 км или несколько
больше, которые на поднятиях дна сокращ аю тся и замещаются
коралловы м и известняками.
Относительно неб ольш ая мощность осадков отмечается в Фи­
липпинском море. В восточной части она составляет 0,3—0,5 км,
только на севере, вблизи Японии, увеличиваясь до 1 км и более.
102
М ощность осадков сокращ ена до 0,1— 0,2 км в западной части и
несколько повышена вблизи островов Тай ван ь и Нансей. Д анны е
глубоководного бурения (скв. 290— 296) даю т представление о
строении осадочного разр еза, сложенного эоцен-плейстоценовыми
слаб окарбон ат ны м и илами и глинами, под которыми вскрыты вул­
канические туфы, конгломераты и базальты . Н а поднятиях дна
карбонатность осадков зам етно увеличивается.
М ал ы е мощности осадков н аблю даю тся
т а к ж е во внешней
цепи котловин переходных зон от Новой Гвинеи до Новой З е л а н ­
дии, где они составляю т 0,1— 0,5 км, лиш ь в локальн ы х депресси­
ях увеличиваясь до 1 км. В скв. 205 и 285, пробуренных в ЮжноФидж ийской котловине, осадочный разрез представлен олигоценплейстопеновыми карбонатны ми отлож ениями с вклю чениями пеплов, причем в скв. 285 на глубине 565 м достигнуто базальтовое
основа.ние. С к в аж и н а 203, пробуренная в меж грядовой лож бине
Гавр вблизи островов Тонга, вскры ла 409 м плиоцен-плейстоценовых карбонатны х осадков с пепловыми прослоями, но фундамента
не достигла.
В К оралловом море мощность осадочного чехла, сложенного
мезо-кайнозойскими отлож ениям и, зам етно больше, особенно в з а ­
падной его части. В то ж е время на поднятиях и крутых склонах
она сокращ ается, т а к что ее значения здесь колеблю тся от 0,5 до
1— 2 к м ь С кв аж и н ы 210 и 287 вскрыли карбон атн ы е отложения
от эоцена до плейстоцена, причем в скв. 287 был достигнут б а ­
зальтовы й ф ун дам ен т на глубине 242 м. Н а хр. Л ор д -Х ау по д ан ­
ным скв. 207 за л е га ю т карбон атн ы е и кремнисто-карбонатны е
отлож ения от верхнего мела до плейстоцена, под которыми на
глубине 359 м об нару ж ен ы
риолитовые л ав ы с вулканической
брекчией.
Н а Н овозеландском плато осадочный чехол имеет среднюю
мощность около 1 км и в общем об лекает неровности подстилаю ­
щего фундамента. В локал ьн ы х депрессиях мощность несколько
увеличивается, а на отдельных поднятиях сок р ащ ается до мини­
мума. В скв. 277 на плато К эм пбелл вскрыты карбонатны е и к а р ­
бонатно-кремнистые отлож ения от плейстоцена до среднего палео­
цена мощностью 476 м, но ф ун дам ен т не достигнут.
И Н Д И Й С К И Й ОКЕАН
В А ндам анском море р ас п о л агается довольно обш ирная де­
прессия, где поверхность ф ун дам ен та имеет глубины более 4 км;
эта депрессия отделена от океан а хребтом А ндаманских островов.
Н а Зондской островной дуге (вкл ю ч ая Андаманские, Больш ие и
М ал ы е Зондские острова) поверхность ф ундамента кайнозойских
структур, практически со в п ад аю щ а я с современным рельефом, об­
разует два хребта: основной и внешний, разделенны е продольной
ложбиной с глубинами до 2—4 км. От внешнего хребта поверх­
ность ф ун дам ен та крутым ступенчатым уступом спускается к Зонд­
103
скому глубоководному ж елобу, где ее глубины достигают 6— 8 км
и более.
О садочный чехол на крутых склонах островной дуги в основ­
ном малом ощ ны й и зам етно возр астает лиш ь в л о кал ьн ы х депрес­
сиях. В прогибе А ндам анского моря то л щ а кайнозойских отл ож е­
ний достигает мощности более 1 км. Т а к а я ж е мощность местами
наб лю д ается и на дне Зондского ж елоб а.
Л О Ж Е ОКЕАНОВ
И С Р Е Д И Н Н О - О К Е А Н И Ч Е С К И Е ХРЕБТЫ
С Е В ЕРН Ы Й Л ЕД О В И Т Ы Й ОКЕАН
Н а хр. Г ак к ел я рельеф поверхности ф ун дам ен та х ар а ктер и ­
зуется блоково-грядовы м
расчленением с многочисленными по­
перечными р азлом ам и . Глубины над грядам и составляю т 2 —3 км,
а в продольных и поперечных л о ж б и н ах достигают более 4 км.
В обе стороны от оси хребта поверхность ф ундам ен та постепенно
п о груж ается и в п ределах котловин Н ансен а и Амундсена ск ры ва­
ется под осадочным чехлом. Вблизи подножий континентального
склона и хр. Л омоносова ее глубины со ставляю т более 5 км.
Хребет Л омоносова т а к ж е хорошо в ы р а ж ен в рельефе поверх­
ности ф ун дам ен та, однако глубины ф ун дам ен та превыш аю т со
временные, особенно на опущенных б локах и в седловинах, до­
стигая 3 км и более, тогда к а к на поднятых б локах они составля­
ют менее 2 км. П оверхность ф у н дам ен та хр. М ен делеева в целом
сходна по своему строению и положению с фундаментом хр. Г ак­
келя, хотя и погруж ена несколько больше. Глубины здесь колеб­
л ю тся от 2,5 до 3,5 км, а в седловинах составляю т более 4 км.
В обе стороны от оси хребта поверхность ф ун дам ен та постепенно
п огруж ается, дости гая в котловинах глубин около 5 км.
Осадочный чехол на хр. Г ак к ел я малом ощ ны й и имеет гнездо­
вое распространение. В обе стороны мощность осадков постепенно
увеличивается и в котловинах Н ансен а и Амундсена достигает
более 1 км, а вблизи поднож ия континентального склона — более
2 км. Осадочный разрез п редставлен кайнозойскими отложениями,
но по периферии котловин в его основании могут быть и мезозой­
ские отлож ения. Н а хр. Л омоносова осадочный покров имеет бо­
лее значительную, но переменную мощность, которая колеблется
от 0,5 до 1 км и более. В разр е зе присутствуют мезозойские и
кайнозойские отлож ения. П ер ем ен н ая мощность осадочного чехла
наб лю д ается т а к ж е на хр. М ен делеева; в обе стороны от хребта
мощность осадков зам етно увеличивается, достигая в котловине
М а к а р о в а более 1 км, в котловинах Т олля и К анадской — более
2 км, а в предконтинентальном прогибе — до 3 км. Осадочный раз­
рез и здесь п редставлен мезозойскими и кайнозойскими отлож е­
ниями.
104
В Н орвеж ско-Г ренл ан д ском бассейне поверхность фундамента
на срединно-океаническом хребте имеет глубины от 1 до 2,5 км,
а в котловинах она п о гру ж ается до 4 км и более, особенно вбли­
зи континентальных окраин. Отчетливо п роявляю тся в рельефе
поверхности ф ун дам ен та хребты Гренландский и Эгир, причем
Эгир имеет х ара ктер н о е д л я срединно-океанических хребтов б ло­
ково-грядовое расчленение, тогда ка к Г ренландский представляет
собой глыбовую морфоструктуру.
Осадочный покров на хр. Колбейнсей практически отсутствует,
а на хребтах М она и Книповича имеет прерывистое распростран е­
ние, зап ол н яя м еж гр яд ов ы е лож бины , тогда к а к на склонах гор
он зам етно сок р ащ а ется или исчезает. В котловинах Н орвеж скоГренландского бассейна мощность осадков относительно повы ш е­
на, что объясняется его небольшими разм ерам и и близостью о б л а ­
стей сноса. В Л офотенской котловине мощность осадков достигает
2 км, в Г ренландской и Н орвеж ской — около 1 км, а в межгрядовых л о ж б и н ах хр. Эгир — до 1,5 км. П о данны м глубоковод­
ного буренйя (скв. 343 и 345) осадочный р азрез представлен те р ­
ригенными о тлож ениям и, н аиболее древние из которых имеют
эопеновый возраст.
АТЛАНТИЧЕСКИЙ ОКЕАН
Д л я поверхности ф ун дам ен та хр. Рейкьянес, ка к и для совре­
менного подводного рельеф а, х ар а ктер н о постепенное увеличение
глубин до гребня на ю го-запад — к разл о м у Гиббс. В северной
части хребта глубины составляю т менее 1 км, а в южной — около
2 км. В обе стороны от оси хребта поверхность фундамента погру­
ж ается и в котловинах Ирмингеровой и И сландской достигает
глубин более 4 км. По данны м Н С П эта поверхность повсеместно
имеет блоково-грядовое расчленение, прослеж и ваю щ ееся вплоть
до периферийных частей котловин. Отчетливо проявляется в р елье­
фе поверхности ф ун дам ен та С ред ин н о-Л аб р ад ор ск ий хребет, имею ­
щий такое ж е блоково-грядовое расчленение. Его гряды поднима­
ются на 1,0— 1,5 км над поверхностью ф ун дам ен та Л аб р ад о рск ой
котловины, где глубины составляю т 4 — 5 км.
Ю ж нее р а зл о м а Гиббс вдоль всего Северо-Атлантического
хребта глубины поверхности ф ун дам ен та в рифтовой зоне в целом
соответствуют современным глубинам океан а и составляю т 2—
3 км, причем в северной части хребта они имеют меньшие зн ач е­
ния, а в тропической зоне и особенно вблизи э к в атора увеличива­
ются, достигая более 3 км. В районе Азорского плато поверхность
фундамента об разу ет поднятие, глубины над которым со с т ав л я­
ют около 2 км. В обе стороны от рифтовой зоны поверхность ф у н ­
дамента п огруж ается и на внешних границах хребта его глубины
достигают 5 км и более. В о кай м ля ю щ и х хребет котловинах по­
верхность ф ун дам ен та расп о л ага ет ся на глубинах 5,5— 6,5 км.
Н еобходимо подчеркнуть, что блоково-грядовое расчленение
рельефа поверхности фундам ента, ка к свидетельствую т м атериалы
105
нсп,
хар актерн о не только д л я Атлантического хребта, но также
а д ля океанических котловин, где фундамент погребен под мощ­
ным осадочным чехлом (рис. 22). Л и ш ь вблизи предконтинентальных прогибов н аб лю д ается уменьшение степени расчлененности
поверхности ф ундамента, что свидетельствует о переходе к дру­
гому типу сл агаю щ и х его структур.
Сохранение общей блоково-грядовой структуры поверхности
океанического ф ун дам ен та при переходе от рифтовой зоны к океа­
ническим котловинам отчетливо п рослеж и вается на кар тах релье­
фа поверхности ф ун дам ен та на четырех полигонах, составленных
О
6
50
100км
— гтт?
7с
Р и с. 22. П р о ф и л и осадо ч но й т о л щ и и р ельеф а поверхности ф у н д а м е н т а Атлан­
тического о к е а н а по да н н ы м Н С П .
А т л ан ти ч еск и й х р е б е т : 1 — на 44° с. ш ., 2 — на 5° с. ш. (за п а д н ы й ф л а н г ); котловины: 3 —
С ев ер о -А м ер и к а н ск а я (с е в е р о -в о ст о ч н ее Б е р м у д с к и х о с т р о в о в ),
4 — И б е р и й ск а я . 5 — Ка­
н а р ск а я .
106
по м а тери ал ам Н С П советских и зар у б еж н ы х экспедиций (рис. 23)Н а них видно, что рельеф повсеместно об разован вытянутыми по
простиранию срединно-океанического хребта грядам и, состоящи­
ми из п оследовательно чередую щихся блоков. На полигонах 3 и
4, кроме того, п рослеж и ваю тся поперечные ложбины , свидетель­
ствующие о наличии здесь зон поперечных разломов.
Хорошо в ы раж ен ы в рельефе поверхности фундамента различ­
ные океанические поднятия: глыбовые хребты, возвышенности,
плато, валы , вулканические массивы и горы. При этом плато и
возвышенности, такие к а к Б ер м у д с кая , С еар а и Сьерра-Л еоне,
об р азо ван ы относительно невысокими поднятиями фундамента с
глубинами около 5 км. Только подводные горы, о слож н яю щ ие их
поверхность, имеют значительную высоту. В то ж е время вулкани-
107
W°08'
Ч3°10'
31°
®
30 °
9.4 °
ческие поднятия, массивы и хребты, такие ка к Угловое, Хорсшу,
П а л м е р а , М есяцева и островов К ан ар ск и х и Зеленого Мыса, пред­
ставл я ю т собой довольно высокие выступы фундамента — до I км
и более.
В ю жной части Атлантического океан а наб лю д ается сходная
картина. В рифтовой зоне Ю жно-Атлантического хребта поверх­
ность ф ун дам ен та практически совпадает с современным подвод­
ным рельефом, глубины ее составляю т 2,5— 3,5 км. На внешних
108
Рис. 23. К а р т ы р е ль еф а поверхности ф у н д а м е н т а на полигонах в А тлантическом
океане.
И зол и н и и д а н ы в к и л о м е т р а х .
гран и цах хребта глубины поверхности фундамента увеличиваются
д о 5 км, а в котловинах достигаю т 6— 7 км. Блоково-грядовое
расчленение рельефа поверхности ф ундам ен та достаточно хорошо
п р ослеж и вается по д анны м Н С П от рифтовой зоны в пределы кот­
ловин.
О кеанические возвышенности и хребты т а к ж е отчетливо видны
в рельефе поверхности фундамента. О тносительная высота этой
поверхности на возвышенности Р иу-Г р анд и и Китовом хребте со­
ст а в л я е т около 3 км, на плато А гульяс и возвышенности Мод —
не более 2 км. П ри м ечательн ой особенностью поверхности ф у н д а­
мента яв л яю тся т а к ж е невысокие глыбовые хребты, распо л ож ен ­
ные вблизи континентальны х окраин в Бр ази л ьско й , Аргентин­
ской, Ангольской и Капской котловинах; эти хребты перекрыты
осадочным чехлом и в современном рельефе н и к ак не вы раж аю тся.
Сходство блоково-грядового рельеф а поверхности ф ундамента
различны х морфоструктур дна океан а подтверж дается т а к ж е м ор ­
фометрическими расчетами, выполненными на Э В М по профилям
Н С П . Бы ли изучены вари ац и и углов н аклон а, вертикальное и го­
ризонтальное расчленение. Р асп ред ел ен и е углов наклона, вычис­
ленных по исходному ряду глубин, снятых с профилей через
1,8 км (через 1 м илю ), и по точкам перегибов поверхности ф ун ­
д ам ента, выявленны м по этим профилям, свидетельствует о н а л и ­
чии непрерывного р яд а значений от 0 до 14°, а на некоторых у ч а ­
стках отмечаю тся и более значительные углы — до 24° (рис. 24).
О днако повсеместно на срединно-океаническом хребте и в оке а­
нических котловинах п рео б ладаю т м алы е углы наклона — менее
3°, что обусловлено частой встречаемостью субгоризонтальных и
100
Рис. 24. Р а с пр ед ел ение углов наклона рельефа попсрхпостн ф ун д ам е н т а А тлантического океана по исходному р я д у г л у ­
бин (а, б) и по точкам ее перегибов (в, г),
а, и - -
Атлантический
среднипи-оксапичсскии
хребет;
О,
J — ок е а н и ч е с к и е котлоипим.
слаб он акл о н ен н ы х участков, так и х ка к дно ложбин, вершины б ло­
ков, ступени на склонах. За м етн о вы деляю тся т а к ж е моды, соот­
ветствую щие более значительным углам наклона — 5— 7 и 9— 10°.
Они хар актери зу ю т н аиболее распространенны е углы склонов
блоков и гряд. Р е ж е встречаю тся углы 12— 13°, которые приуроче­
ны к отдельным уступам. В аж н о подчеркнуть, что отмеченные осо­
бенности распределения углов н аклон а практически сохраняются
и на срединно-океаническом хребте, и в океанических котловинах,
хотя общ ее число больших углов наклона на поверхности ф у н д а­
мента котловин несколько меньше, чем на хребте.
Аналогичные выводы мож но сд елать при рассмотрении резуль­
татов расчета вертикального и горизонтального расчленения по­
верхности ф ун дам ен та (рис. 25). Д л я распределения значений в ер ­
тикального расчленения рельеф а срединно-океанического хребта
и поверхности ф ун дам ен та океанических котловин
характерны
две моды превышений — 0— 50 и 100— 500 м. О д н ако в котлови­
нах зам етно уменьш ается число м алы х превышений, относящихся
ко вторичному расчленению, о сл ож н яю щ ем у склоны блоков и гряд.
Д л я горизонтального расчленения поверхности фундамента
отм ечается преоб ладан ие значений 1,8— 3,7 км (1— 2 мили). К р о ­
ме того, на фоне общего уменьш ения количества более крупных
величин вы деляю тся значения около 9,3 км (5 миль). Это
свидетельствует о том, что поверхность фундамента об разован а
относительно крупными блоками, расчлененными в свою очередь
на многочисленные мелкие блоки. При удалении от рифтовой зо ­
ны количество мелких блоков несколько уменьш ается при почти
неизменном числе крупных блоков. Все это у к а зы в ае т на неко­
торую тран сф о рм ац ию структуры поверхности фундамента по ме­
ре удал ен и я от оси р азд в и ж ен и я и, следовательно, по мере увели­
чения возраста; эта тр ан сф о р м ац и я в ы р а ж а е т с я в укрупнении
блоков и уменьшении углов н аклона.
Осадочный покров на срединно-океаническом хребте имеет в
основном гнездовое распространение. Относительно повышенные
мощности осадков наб лю д аю тся на хр. Р ейкьянес. Только в узкой
гребневой зоне осадки отсутствуют или имеют очень незначитель­
ную мощность. В скв. 409, например, под плиоцен-четвертичными
осадкам и мощностью 80 м вскры та то л щ а б азал ь то в на глубину
до 240 м. Н а ф л ан гах хребта мощность осадочного чехла состав­
л яе т 0,2— 0,6 км, постепенно увеличиваясь в обе стороны. С к в а ­
ж и н а 114, пробуренная на восточном фланге, п рош ла 620 м терригенно-карбонатных отложений от плейстоцена до миоцена и д о­
стигла б азал ьтового л о ж а . В скв. 407 и 408, пробуренных на
зап ад н ом фланге, под более чем 300 м осадков вскрыты б а з а л ь ­
товые л авы , п ереслаиваю щ иеся со средне- и нижнемиоценовыми
отложениями.
В котловинах по обеим сторонам от хр. Рейкьянес мощность
осадочного покрова зам етно увеличивается. В И сландской котло­
вине она со ставляет более 1 км, а в Ирмингеровой и Л а б р а д о р ­
ской достигает более 2 км. П ер ем ен н ая мощность осадочного чех1U
Рис. 25. Р а с п р е д е л е н и е в е р т и к а л ь н о г о (а, б) и горизонтал ьного (в, г)
расчленения р е ль еф а поверхности ф у н д а м е н т а А т л ан тич ес к ого океана.
а,
112
в
— А тл ан т и ч еск и й ср ед н н н о -о к е а н и ч еск и й
хр ебет;
б,
г
— о к еа н и ч е ск и е котловины .
ла н аблю дается над погребенным С рединно-Л абрадорским х реб ­
том: достигает 1 км в л ож б и н ах и сок р ащ а ется до минимума над
грядами. В скв. 112, пробуренной над одной из ложбин, осадочный
разр е з представлен терригенными и терригенно-кремнистыми о т­
л ож ениям и мощностью 662 м, наиболее древние из которых имеют
раннеэоценовый возраст.
Н а Северо-Атлантическом хребте строение осадочной толщи
примерно однотипное. В рифтовой зоне осадки практически отсут­
ствуют или их мощность незначительна, что п одтверж дается и не­
посредственными подводными наблю дениям и по проекту ФАМОУС. Исключение составляю т лиш ь поперечные ж е ло б а, где в р е­
зу л ьтате перераспределения осадков придонными течениями н а ­
капли ваю тся толщи до нескольких сотен метров и более. В обе
стороны от рифтовой долины на расстояниях 40— 55 км п о я в л я ­
ю тся «карм ан ы » осадков, отчетливо просл еж и ваем ы е на записях
Н С П . Д ал ее, на расстояниях 180— 370 км от оси хребта, н аб лю ­
д ается довольно резкое увеличение мощности осадков до 100—
150 м, после чего происходит более постепенное ее возрастание
до внешних границ хребта [54].
С кваж и н ы , пробуренные на хребте, даю т представление о
строении осадочного разр е за (рис. 26). Н априм ер, скв. 332— 335,
располож енны е на расстояниях от 34 до 181 км от рифтовой д оли ­
ны в районе 37° с. ш., прошли всю толщ у карбонатны х илов и
проникли в б азал ьтовы й ф ун дам ен т на глубину от 100 до 580 м.
М ощность осадков возр аста ет при этом от 104 до 454 м, а возраст
базал ь н ы х отложений — от 3,3 до 11 млн. лет, согласуясь с воз­
растом полосовых магнитных аномалий. В скв. 10, пробуренной
вблизи внешней границы хребта, р азр е з мощностью 456 м пред­
ставлен п ереслаиванием красной глины и карбонатны х илов, под­
стилаем ы х верхнемеловы ми карбон атн ы м и отлож ениями с про­
слойкам и вулканического м а тери ал а.
М ощность осадочного чехла на внешних границах хребта от
р азл о м а Гиббс до 30° с. ш. составл яет 0,5— 0,6 км. Ю ж нее вплоть
до 15° с. ш. р ас п ол агается об ш и рн ая о бласть с пониженной мощ ­
ностью осадков, которая на внешних гран и цах хребта не превы ­
ш ает 0,2 км и л иш ь в поперечных ж е л о б а х достигает более 0,5 км.
Е щ е ю ж нее — от 15° с. ш. до 2° ю. ш. — мощность осадков снова
увеличивается, составляя на внешних границах хребта 0,3— 0,5 км,
хотя из-за расчлененности рельефа ф ун дам ен та ее значения силь­
но изменчивы. Н а г ряд ах и горах осадки почти исчезают, а в по­
перечных ж е л о б ах достигаю т значительной мощности. В ж елобе
Вима, например, их накопилось более 1 км; скв. 26 прошла здесь
483 м терригенных, с прослоями турбидитов отложений и не в ы ­
ш ла из пределов плейстоцена.
Ю жно-Атлантический хребет от 2 до 30° ю. ш., ка к и ан алоги ч­
ная область С еверо-Атлантического хребта, отличается м алы м и
мощностями осадков, не превы ш аю щ им и в основном 0,2 км. С ве­
дения об их строении получены при глубоководном бурении. С к в а­
ж и н а 16, пробуренная вблизи границы рифтовой зоны, прошла
8
Зак.
1344
113
Глубина
Рис. 26. Р а з р е з ы осадо ч но й т о л щ и А т л ан ти ч ес к о го с реди нно-океан ического х р е б ­
т а по д а н н ы м г л у б о к о в о д н о г о бурения.
а —
С ев ер н а я
А тл ан ти к а;
б — Ю ж ная А тлантика.
176 м карбонатны х илов от плейстоцена до верхнего миоцена. В
ск важ и н ах, пробуренных на зап адн ом и восточном ф л ан гах хреб­
та, вскрыты карбон атн ы е отлож ен и я от плейстоцена до нижнего
миоцена (скв. 15) и верхнего олигоцена (скв. 17), зал егаю щ и х на
базальтовом фундаменте. С а м а я ю ж н а я часть Атлантического
хребта, ка к и Африканско-А нтарктический хребет, изучены еще
слабо. По имею щимся данны м мож но полагать, что строение оса­
дочной толщи здесь аналогично наб лю д аю щ ем уся в северной ча­
сти океана. В рифтовой зоне осадков мало, на ф л ан гах их мощ­
ность возрастает до 0,4— 0,6 км, а в поперечных ж е л о б ах стано­
вится еще больше.
В котловинах по обеим сторонам от Атлантического хребта
п р осл еж и в ается общее увеличение мощности осадочного чехла от
0,2— 0,6 км в зонах абиссальны х холмов до 1,5— 3,0 км вблизи
предконтинентальны х прогибов. Н а этом общем фоне н аблю да­
ются местные колебания мощностей, связанны е с рельефом фун­
дамента. В составе осадочной толщ и в зонах абиссальных холмов
прео б ладаю т ка рбон атн ы е отлож ения, а вблизи континентальных
окраин — терригенные отложения. Н а абиссальны х
равнинах с
глубинами более 5 км верхняя часть разр еза, как правило, пред­
ставлена почти бескарбонатны ми или сл аб окарбон атны м и илами,
тогда ка к ниж е зал е га ю т почти исключительно карбонатны е отло­
114
ж ен и я и известняки. Это мож ет у к а зы в ать на то, что в геологиче­
ском прошлом дно котловин находилось выше критической глуби­
ны растворения карбонатов, а затем погрузилось глубж е, вслед­
ствие чего в н астоящ ее время ка рбон атн ы е осадки не образуются.
Сведения о строении и возрасте осадочного чехла котловин
д аю т скваж и ны глубоководного бурения. В Северо-Американской
котловине наиболее древние отлож ен и я в зоне абиссальных хол­
мов имеют позднемеловой возраст (Маастрихт— кампан; скв. 9—
10); а в юго-восточной части абиссальной равнины Г а т т е р а с —
позднёюрский возраст (титон— Оксфорд; скв. 4, 5, 100, 391). О с а ­
дочный р азр ез здесь представлен верхнеюрскими и ниж нем еловы ­
ми известняками, верхнемеловы ми черными глинами, кайнозой­
скими гемипелагическими глинами и турбидитами. В северной ч а ­
сти Гвианской котловины по данны м скв. 27 зал егаю т верхнеме­
л овы е глины, перекрыты е карбонатны ми и выше бескарбонатны ми
пелагическими глинами. С кв аж и н ы 19, 20, пробуренные в зоне
абиссальны х холмов Б р ази л ь ско й котловины, вскрыли такой р а з ­
рез: на' б азальтовом ф ун дам ен те зал е га ю т верхнемеловы е— эоценовые ка рбон атн ы е глины, перекрытые сверху олигоцен-плейстоценовыми красными глинами.
В зоне абиссальны х холмов Западн о-Е вроп ей ской котловины
скв. 113 прош ла 670 м миоцен-четвертичных терригенно-карбонатных отложений, под которыми з а л е га ю т эоценовые карбонатны е
глины. В К ан арской котловине в зоне абиссальны х холмов разре з
п редставлен верхнемеловы ми карбонатны м и отложениями, пере­
крытыми кайнозойскими терригенно-карбонатны ми осадками с
прослоями турбидитов (скв. 137, 138), а в восточной части котло­
вины вскрыты к а р бо н атн ы е о тлож ения от плейстоцена до верхнего
мела мощностью 650 м, но ф ун дам ен т не достигнут.
Н а глыбовых поднятиях дна океана осадочный чехол имеет
переменную мощность, с о к р ащ а я сь над возвышениями ф ун дам ен ­
та до 0,2— 0,5 км и увеличиваясь над его понижениями до 0,8—
1,0 км. О садочный р азр ез представлен в основном карбонатны ми
отлож ениям и с прослоями турбидитов, н аиболее древние из кото­
рых на Берм удском плато (скв. 9, 386), возвышенностях С еара
(скв. 354), Р иу-Г ранд и (скв. 22, 357), С ьерра-Л еоне (скв. 366),
восточной части Китового хребта (скв. 363) имеют позднемеловой
возраст. С лож ное строение осадочного покрова н аблю дается в
районе А зоро-Г и б рал тар ско го порога. Мощности его колеблются
от 1— 2 км до миним альны х значений. С кв аж и н а 120, пробурен­
ная на склоне горы Горриндж, п рош ла 250 м карбонатны х о сад ­
ков от плейстоцена до верхнего мела и вош ла в вулканогенные по­
роды ф ундамента.
Аккум улятивны е хребты Н ью фаундлендский, Б л ей к-Б агам ски й,
Ц а п и о л а и другие слож ены скоплениями осадочного м атери ала
мощностью 1— 3 км. Н а примере довольно хорошо изученного
Б л ей к -Б агам с к о го хребта видно, что его форм а обусловлена н а ­
л еганием друг на д руга косослоистых пачек осадков, которые фор8*
115
мируются под воздействием периодически меняю щихся придонных
(контурных) течений, ответственных за разнос осадочного м ате­
р и ал а [54].
И Н Д И Й СКИ Й ОКЕАН
В рифтовой зоне Западн о-И н д ий ско го хребта поверхность фун­
дам ента имеет глубины от 2 до 3,5 км, а в поперечных ж ел о б ах
трансф орм ны х разл о м ов — до 4,5 км. Н а отдельных участках н а ­
блю дается увеличение или уменьшение глубин относительно об щ е­
го уровня. Н аиболее крупное поднятие располагается в области
Ц ентральн ого массива, где глубины поверхности фундамента со­
ставл яю т .2— 3 км. Д а л е е к северу — вдоль рифтовой зоны А р а ­
вийско-Индийского хребта вплоть до р азл ом а Оуэн — фундамент
находится на глубинах 2,5— 3,5 км, а в поперечных р азл о м а х — до
5— 6 км и более. Та ж е картин а н аб лю д ается в рифтовой зоне
Ц ентральноиндийского хребта и западной части А встр ало -А н тар к­
тического 'п од нятия, только глубины в поперечных ж елоб ах здесь
меньше. О д н ако в А встрало-А нтарктической зоне разломов по­
верхность ф ун дам ен та зам етно п огруж ается, достигая глубин 3—
4 км, а в некоторых ж ел о б ах — более 4,5 км.
В обе стороны от рифтовой зоны глубины поверхности ф у н д а­
мента постепенно увеличиваю тся, сос тав л яя на внешних границах
срединно-океанических хребтов 4,5—5,0 км, а в океанических кот­
л ов и н ах еще больше. П ри этом в котловинах, расположенных
вблизи хребтов или м е ж д у ними, таких ка к М аскар енская, М а д а ­
гас кар с кая , Крозе, А мстердам, глубины поверхности фундамента
не превы ш аю т 5— 6 км. В более удаленны х от хребтов котлови­
нах: Аравийской, С омалийской, М озам бикской, З а п а д н о -А в стр а­
лийской, Н а ту р ал и с та — глубины поверхности фундамента дости­
гают б— 7 км и более.
Отчетливо про сл еж и ваю тся в рельефе поверхности фундамента
различны е поднятия дна океана, где глубины над ними сос тав л я­
ют в основном от 1,5 до 2,5 км. Ф ун дам ен т имеет блоковое строе­
ние и рассечен р азл ом ам и , по которым отдельные блоки погруж е­
ны на различную глубину, что достаточно хорошо изучено на при­
мере Восточно-Индийского хребта. Н а склонах поднятий поверх­
ность ф ун дам ен та ступенчатыми уступами спускается к дну котло­
вин. Относительно погруженными являю тся блоки фундамента в
ю ж н ы х частях М озам би кского и М ад ага ск а р ск о го хребтов, где
глубины составляю т 2— 3 км. От континентальны х окраин они
отделены седловинами, в которых глубины поверхности ф ун да­
мента достигаю т 4 км. В то ж е врем я вулканические массивы и
горы в рельефе поверхности ф ун дам ен та в ы р аж ен ы значительно
отчетливее и имеют большие высоты, чем в современном подвод­
ном рельефе, т а к к а к их основания погребены под осадками, а
вершины практически лиш ены осадков.
М атери алы Н С П свидетельствую т [53], что, ка к и в Атланти­
ческом океане, блоково-грядовый рельеф, характерн ы й д ля средин116
7
в
4
5
6
2
J
4
5
е
7с
0
SO
100КМ
____________
1
I____________ I
Рис. 27. П р о ф и л и осадо ч но й т о л щ и и р е ль еф а поверхности ф у н д а м е н т а И н д и й ­
ского о к е а н а по да н н ы м Н С П .
/ — северо-восточны й ф л а н г А рави й ск о-И н ди й ского х р е б т а ; 2 — З а п а д н о -А вс тр а л и й с к а я ко т­
л о в и н а ю ж н е е о. Я в а ; 3 — Ю ж н о - А в с т р а л и й с к а я к о т л о в и н а ю ж н е е З а п а д н о - А в с т р а л и й с к о г о
хребта; 4 — ю ж ны й борт Западно-А встралий ского хребта.
но-океанических хребтов, просл еж и вается т а к ж е под осадочным
чехлом океанических котловин Индийского океана почти до пред­
континентальных прогибов, где он начинает выравниваться
(рис. 27). При этом сохраняется не только об щ ая структура р ел ь ­
еф а поверхности фундамента, но и ориентировка гряд по прости­
ранию б ли ж айш их участков срединно-океанических хребтов, кото­
р а я н аруш ается лиш ь поперечными р азлом ам и , протягиваю щ имися
в виде узких лож бин и уступов в пределы котловин. Это может
о т р а ж а т ь генетическое родство рельефа поверхности фундамента
срединно-океанических хребтов и океанических котловин. С другой
117
стороны, более выровненный рельеф поверхности фундамента
вблизи предконтинентальных прогибов указы вает, очевидно, на
сущ ествование иных процессов ф орм и рован ия дна океана в н а ­
чальны е стадии р азд в и ж ен и я литосферны х плит.
Осадочный покров на срединно-океанических хребтах имеет
гнездовое распространение и отличается акустической п розрачно­
стью. В рифтовой зоне осадки практически отсутствуют или их
мощность незначительна, за исключением наиболее глубоких у ч а­
стков поперечных желобов. Н а ф л ан гах хребтов мощность осад­
ков в о зрастает до 0,2— 0,5 км. П ри этом в южной части ЗападноИндийского хребта на удален и и от рифтовой зоны несколько де­
сятков километров распространен сплошной покров осадков, тог­
да как в других районах срединно-океанических хребтов такой
покров, облекаю щ ий неровности поверхности ф ундамента, п оявл я­
ется только на внешних гран и цах хребта. Н а и м е н ь ш а я мощность
осадков (около 0,1 км) отмечается в районах Ц ентрального масси­
ва и западной части А встрало-А нтарктического поднятия.
Сведения о строении и в озрасте осадочного чехла срединно­
океанических хребтов д аю т некоторые ск важ и ны глубоководного
бурения (рис. 28). С к в аж и н а 251, п р обуренная в рифтовой зоне
Западн о-И н дий ского хребта, п рош ла тол щ у диатомово-радиоляриевых и кар бо н атн ы х илов от плейстоцена до миоцена и вошла
в б азальты . Н а восточном ф л ан ге Аравийско-Индийского хребта
скв. 238 вскрыты 506 м карбон атн ы х осадков от плейстоцена до
нижнего олигоцена, под которыми о б н ару ж ен б азал ьтовы й фун­
дамент. Н а ю жном ф л ан ге Австрало-Антарктического поднятия
по данны м скв. 265, 266 за л е га ю т соответственно 444 и 370 м
миоцен-четвертичных карбон атн ы х отложений, под которыми
вскрыты б азальты .
В океанических котловинах осадочный чехол практически по­
всеместно, за исключением склонов поднятий и подводных гор,
имеет сплошное распространение, а мощность его постепенно уве­
личивается к континентальным окраин ам , составляя в основном от
0,5 до 1,0— 1,5 км. О днако в А равийской и Ц ентральн ой котлови­
нах наб лю д аю тся аномально высокие мощности осадков, обуслов­
ленные длительны м интенсивным сносом м а тер и ал а с континен­
тальны х окраин. В средней части котловин мощности осадочного
чехла со ставляю т около 2 км, в северных частях превыш аю т 3 км
и резко увеличиваю тся в предконтинентальных прогибах, достигая
более 6 км, а в Бен гал ьском зал и в е — более 10 км [7].
В осадочной толщ е котловин зап ад н о й части океана по д ан ­
ным Н С П вы деляю тся верхний (акустически прозрачны й) и ниж­
ний (стратифицированны й) слои, граница между которыми в боль­
шинстве случаев м арки ру ет поверхность несогласия, разд ел яю щ е­
го среднемиоценовые и эоценовые отложения. П реобладаю т
терригенно-карбонатны е и ка рбон атн ы е отлож ения, причем в глу­
боких частях котловин карбон атн ость верхних слоев зам етно мень­
ше, чем нижних. В озраст б азал ьн ы х отлож ений постепенно увели­
чивается от срединно-океанических хребтов к континентальным
118
Ри с. 28. Р а з р е з осадоч ной т олщ и ю г о - з а п а д ­
ной части И н ди й с к ого о к еа н а (в к л ю ч а я З а л а д н о -И н д и й с к и й хребет) по да н н ы м г л у б о ­
к о в о д н о г о бурения.
окраинам от палеоценового до мелово­
го. Н априм ер, в скв. 245, пробуренной
вблизи З а падн о-И н д ий ск ого хребта в
М ад ага ск а р ск о й котловине, вскрыты
олигоцен-эоценовые отложения, з а л е ­
гаю щ ие на б азальтовом фундаменте,
а скв. 248, пробуренная в западной ч а ­
сти М озам бикской котловины, прош ла
кайнозойские о тлож ения и достигла
ф ун дам ен та, сложенного в ерхн ем ело­
выми б азал ьтам и . Полный р азр е з к а й ­
нозойских и верхнемеловы х о т л о ж е ­
ний вскры т в скв. 241, пробуренной в
западной части С омалийской котлови­
ны, где фундамент не был достигнут;
очевидно, он имеет еще более древний
возраст.
Д л я котловин северной части океан а характерн о наличие силь­
но стратиф ицированной толщ и осадков, в составе которых боль­
шую роль играю т терригенные отлож ения, особенно на севере —
вблизи континентальных окраин. В скв. 215 и 221, пробуренных в
ю ж н ы х частях котловин, б азал ь н ы е отлож ения имеют соответст­
венно палеоценовый и эоценовый возраст. В Бенгальском заливе
скв. 218 п рош ла лиш ь 773 м песчано-глинистых отложений от
плейстоцена до среднего миоцена, д ал ек о не достигнув подошвы
осадочного р азреза. О д н ако по аналогии с разрезом скв. 217, про­
буренной в северной части Восточно-Индийского хребта, здесь
п р ед пол агается наличие ниж немеловых отложений, залегаю щ их
на б азальтовом фундаменте.
Д л я котловин восточной части океан а х ар а ктерн а м а л а я м ощ ­
ность осадочного чехла — от 0,1 до 0,5 км [7]. Только в северной
части Кокосовой котловины и вблизи континентальной окраины
А встрали и мощность осадочного чехла увеличивается до 1 км и
более. Н а большей части дна котловин осадочный разрез пред­
ставлен акустически п розрачны м нижним слоем, облекаю щ им не­
ровности фундамента, и более стратиф ицированны м верхним сло­
ем, сгл аж и в аю щ и м эти неровности; граница меж ду слоями отно­
сится к миоцену. В о зр аст б азал ь н ы х отложений в Кокосовой кот­
лов и н е по д анны м скв. 213 палеоценовый.
В восточной части Западн о-А встралий ской котловины в осно­
вании р а зр е за вскрыты ниж нем еловы е отлож ения (скв. 260), а
в Северо-А встралийской к о т л о в и н е — верхнею рско-меловые а л ев ­
ролиты, перекрыты е сверху стратиф ицированны ми глинами и к а р ­
119
бонатными илами (скв. 261). В скв. 257, пробуренной в восточной
части котловины Н ату р ал и с т а, вскрыты 262 м терригенно-карбонатных глин от плейстоцена до верхнего мела, под которыми з а л е ­
гает базальт.
В южной части океана мощность осадочного покрова несколь­
ко повышена, а в его р а зр е зе большую роль играю т терригеннокремнистые отложения. В скв. 282, пробуренной в восточной части
Ю ж но-А встралийской котловины, вскрыты 295 м эоцен-четвертич­
ных осадков, под которыми обнаруж ен б азальтовы й фундамент.
С кв аж и н а 269, п робуренная в Австрало-А нтарктической котлови­
не, прошла 958 м олигоцен-четвертичных диатом овы х илов и глин,
но фундамента не достигла.
Осадочный покров на океанических поднятиях имеет перемен­
ную мощность, з а л е г а я в виде «шапок» на вершинах и сокращ аясь
по мощности или д а ж е вы кли н и ваясь на крутых склонах [60].
П оэтому мощность осадков колеблется от м иним альны х значений
до 0,3— 0,5 км, а в л окал ьн ы х депрессиях — до 0,8— 1,0 км. П овы ­
шенные значения мощности осадочного чехла отмечаются на хреб­
тах М озам би кском и М ад ага ск а р ск о м , особенно в седловинах, от* д еляю щ их их от континентальны х окраин. В скв. 249, пробуренной
на М озам бикском хребте, вскрыты 408 м карбон атн ы х отложений
от плейстоценовых до ниж немеловых, под которыми зал е га ю т по­
душечные б азал ь то в ы е лавы . Н а М ад а г а с к а р с к о м хребте скв. 246
прош ла более 200 м кар бо н атн ы х отлож ений от плейстоцена до
п алеоцена, но ф ун дам ен та, на котором, очевидно, зал е га ю т более
древние породы, не достигла.
В северной части М альдивского хребта скв. 219 вскрыты 411 м
эоцен-четвертичных кар бо н атн ы х осадков, зал егаю щ и х на пал ео­
ценовых мелководных известняках. Н а
Восточно-Индийском
хребте в осадочной то л щ е в ы деляется п ром еж уточн ая граница Л
средне-позднеэоценового в озраста, которая на юге отмечает собой
смену мелководных отлож ений в ы ш ел еж ащ и м и глубоководными,
а на севере приурочена к прослою кремней, связанному с переры ­
вом в осадконакоплении [7]. Ф ун дам ен т по данны м скв. 214, 216,
253 представлен верхнемеловыми океаническими базальтами.
С кв аж и н а
255, пробуренная на За падн о-А встралий ском хребте,
вскры ла около 100 м карбон атн ы х илов, переходящ их книзу в
пески, которые с несогласием за л е га ю т на верхнемеловых (сантон) известняках с прослоями кремней.
ТИХИИ ОКЕАН
К а к и в других океанах, в рифтовой зоне Ю ж но-Тихоокеанско­
го и Восточно-Тихоокеанского поднятий поверхность фундамента
практически совп ад ает с современным подводным рельефом, имею­
щим х ар актерн ое блоково-грядовое расчленение. К югу от района
о. П асхи в рифтовой зоне п р ео б л а д а ю т глубины 2,5—3,0 км, а
севернее — около 3 км и д а ж е более. О д н ако на Галапагосском
120
хребте и на хребтах Горда и Хуан-де-Фука глубины поверхности
ф у н д а м ен та снова ум еньш аю тся до 2— 3 км. В поперечных ж е л о ­
бах трансф орм ны х разлом ов глубины поверхности фундамента
в озрастаю т до 4 км, местами — более 5 км (например, в зоне
разл ом ов Э л та н и н ). В обе стороны от рифтовой зоны поверхность
ф у н дам ен та постепенно погруж ается, достигая на внешних грани­
цах Ю ж но-Тихоокеанского поднятия глубин около 5 км, ВосточноТихоокеанского поднятия — около 4,5 км, а в его северной части —
не более 4 км. Н а Чилийском поднятии в гребневой зоне поверх­
ность ф ун дам ен та имеет глубины менее 3 км, а на ф л ан гах — бо­
л ее 4 км.
В океанических котловинах поверхность ф ун дам ен та большей
частью субгоризонтальна или слегка наклонена в сторону конти­
нентальны х окраин и переходных зон, но вблизи глубоководных
ж ело б ов она повсеместно об р азует пологие сводообразны е подня­
тия, от которых более круто спускается к дну желобов. Глубины
этой поверхности к востоку от Восточно-Тихоокеанского поднятия
со с тав л яю т 4— 5 км, а в котловине Б ел л и нсгаузен а — более 5 км.
В обширных котловинах центральной, северной и западной частей
о ке ан а глубины поверхности ф ун дам ен та колеблю тся от 5,0 до
6,5 км, а в С еверо -З ап ад ной котловине достигаю т 7 км и более.
В глубоководных ж е л о б ах поверхность ф ун дам ен та погружена на
глубины 8— 10 км, а в наиболее глубоких из них — до 11 — 12 км.
Океанические поднятия в п ределах котловин, как показы ваю т
м а тер и ал ы Н С П и глубоководного бурения, обусловлены рельефом
поверхности фундам ента. При этом структуры ф ундамента либо
проты каю т осадочный чехол, ка к это видно па примере многочис­
ленных подводных гор и вулканических островов, либо п ерек ры в а­
ются осадочным чехлом переменной мощности с сохранением своей
ф ормы в современном подводном рельефе. К первым относятся
вершины хребтов С еверо-Зап адного (И м перато рск о го ), Г ав ай ск о ­
го, М аркус-Н еккер, Л ай н , Туамоту, валов Каролинского, М а р ш а л ­
ловы х островов и других поднятий. О снования их погружены под
осадки и имеют глубины 5,5— 6,0 км. Б л и зко е совпадение рельефа
поверхности ф ун дам ен та с современным подводным рельефом н а ­
блю дается на хребтах Кокос, К арнеги и Н аска. На глыбовых воз­
выш енностях Ш атского, Хесса, М анихики, в а л а х Эаурипик и Капин гам аран ги поверхность ф ун дам ен та п огруж ена относительно
современного дна океан а примерно на 0,5— 1,0 км. В рельефе по­
верхности ф ун дам ен та этих поднятий лучше, чем в современном
рельефе, просл еж и ваю тся их б ло к овая структура и различные
р азры в н ы е н аруш ения [10].
Р асчлененность поверхности ф ун дам ен та океанических котло­
вин зам етно отличается от расчлененности современного подвод­
ного рельефа, что отчетливо видно на п рофилях Н С П (рис. 29).
К а к и в других океанах, х арактерн о е д ля срединно-океанических
хребтов блоково-грядовое расчленение распространяется т а к ж е
под осадочным чехлом на дно котловин до предконтинентальных
прогибов и внешних валов, окайм ляю щ и х глубоководные желоба.
121
Рис. 29. П р о ф и л и осадоч ной т о лщ и и ре л ь е ф а поверхности ф у н д а м е н т а Тихого
о к еа н а по да н н ы м Н С П .
/ — В о с т о ч н о - Т и х о о к е а н с к о е п о д н я т и е з а п а д н е е 1М е к с н к и ; 2 — С е в е р о - В о с т о ч н а я котлови на
з а п а д н е е К а л и ф о р н и и ; 3 — в о с т о ч н а я ч а с т ь э к в а т о р и а л ь н о й з о н ы о к е а н а ; 4 — ю ж н а я часть
Ф илипп инского м оря; 5 — Ч и л и й ски й гл у б о ко в о д н ы й ж е л о б и кр аево й вал.
Хотя количественных расчетов по Тихому океану пока нет, каче­
ственно можно оценить, что на поверхности ф ундамента котловин
по сравнению со срединно-океаническими хребтами происходит не­
которое укрупнение блоков и уменьшение углов наклона, но общая
структура блоков сохраняется. П р о слеж и вается т а к ж е общая ори­
ентировка гряд в рельефе поверхности ф ун дам ен та вдоль прости­
рания срединно-океанических хребтов, за исключением зон транс­
формных разломов, где наб лю д аю тся поперечные направления
лож бин и гряд. Все это п оказы вает, как отмечалось выше, что
122
ф орм и рован ие блоково-грядового рельеф а поверхности ф ун дам ен ­
та происходило, очевидно, в рифтовых зонах срединно-океаниче­
ских хребтов, а затем этот рельеф постепенно распространился
вместе с р азд вигаю щ и м и ся литосферны ми плитами в обе стороны
от оси хребтов.
Осадочный покров в Тихом океане, по сравнению с Атлантиче­
ским или Северным Л едовиты м , довольно малом ощ ны й [10, 59].
Зд ес ь на огромных пространствах океанических котловин, не го­
воря, у ж е о срединно-океанических хребтах, мощность осадков
с о став л яет 0,1— 0,5 км и л иш ь в окраинных северной и северозап ад н ой частях океан а увеличивается до 1 км и более. О садоч­
ный разрез в котловинах представлен, ка к правило, повсеместно
распространенны м акустически прозрачным слоем эоцен-четвер­
тичных глинистых осадков, под которым за л е га ет опаковый слой
верхнемеловы х карбон атн ы х отложений с большим количеством
прослоев кремней. В районах, где мощность меловых отложений
велика, н аб лю д ается т а к ж е н и ж ел еж а щ и й акустически п розрач­
ный слой более древних пород, в котором прослоев кремней з н а ­
чительно меньше, ка к это видно по скв. 169, пробуренной в рай•л оне М а р ш ал л о в ы х островов.
В рифтовых зонах срединно-океанических хребтов осадки либо
отсутствуют, либо незначительны по мощности. Л и ш ь в глубоких
поперечных ж е л о б а х тран сф орм ны х разл о м о в наб лю д ается о са­
дочный чехол несколько большей мощности. Об отсутствии о с а д ­
ков на гребне Восточно-Тихоокеанского поднятия говорят так ж е
н аблю дения из обитаемы х подводных ап п аратов но программам
«С иамекс» и «Г алапагос»; установлено широкое распространение
здесь выходов б азал ьтов ы х лав, практически не прикрытых сколь­
ко-нибудь зам етн ы м осадочным покровом [51, 74].
Н а ф л ан гах срединно-океанических хребтов осадки имеют ти ­
пичное гнездовое распространение. М ощ ность их в ка р м а н а х по­
степенно увеличивается к внешним границам хребтов, но п р ак ти ­
чески почти нигде не п ревы ш ает 0,1 км, за исключением района
севернее р азл о м а Элтанин и эквато ри ал ьн ой зоны, где она дости­
гает 0,2— 0,3 км. Вместе с возрастанием мощности осадков увели­
ч ивается и в озраст б азал ь н ы х отлож ений от плиоцен-четвертичного в рифтовой зоне до палеогенового на ф л ан гах хребта.
В скв. 83, пробуренной на восточном ф л ан ге Восточно-Тихоокеан­
ского поднятия, и в скв. 81, 82 на зап ад н ом ф л ан ге вскрыты миоцен-плейстоценовые карбон атн ы е отлож ения, под которыми везде
о б н а р у ж ен ы б азал ь то в ы е л ав ы (рис. 30). В районе хр. Горда
скв. 35, 36 прошли миоцен-плейстоценовые Терригенно-карбонатные и терригенно-кремнистые осадки, н иж е которых наблю даю тся
красные глины, т а к ж е зал е га ю щ и е на б азальтовом основании.
В котловинах к востоку от Восточно-Тихоокеанского поднятия
мощность осадочного чехла составл яет в основном 0,1— 0,2 км и
л иш ь в восточной части Г ватем ал ьской котловины и на отдельных
участках на востоке П еруанской котловины достигает 0,3— 0,4 км.
В озраст б азал ьн ы х отлож ений увеличивается к востоку, не выхо123
Рис. 30. Р а з р е з о с а д о ч ­
ной т олщ и северной ч а ­
сти Восточ но-Ти хо океан­
ского по д н я ти я по д а н ­
ным г л уб ок о вод н ог о б у ­
рения.
дя, однако, за пределы кайнозоя. В скв. 319, пробуренной в з а ­
падной части П еруанской котловины, вскрыты карбон атн ы е отло­
жения от, плейстоцена до нижнего миоцена, под которыми об н а р у ­
жены б азальты . В восточной части этой котловины скв. 321 про■> ш ла толщ у кар бо н атн ы х отлож ений до эоцена и достигла б а з а л ь ­
тового ф ундамента. В восточной части Г ватем альской котловины
в скв. 84, где вскрыты аналогичны е карбонатны е осадки, возраст
б азал ьн ы х отложений более молодой — не старш е миоцена.
В котловине Б ел л и нсгаузен а, в северной ее части, мощности
осадков т а к ж е невелики, но вблизи континентальной
окраины
А нтарктиды достигаю т 1— 2 км. В осадочном р азр езе южной части
котловины вы деляется нижний — акустически прозрачный — слой
пелагических отложений и вы ш ел еж а щ и й — стратиф иц и р ован ­
ный — слой терригенных осадков, которые разделены прослоем
олигоцен-среднемиоценовых окремнелы х аргиллитов, отвечающих
смене условий осадконакоп лени я в этом районе. В озраст б а з а л ь ­
ных отложений по д анны м скв. 323 — позднемеловой. П од ними
вскрыт б азальтовы й фундамент.
На обширных пространствах котловин к зап ад у от срединно­
океанических хребтов в ы деляю тся эквато ри ал ьн ы й пояс повышен­
ных мощностей осадков, две области умеренных широт с понижен­
ными мощностями и о кра и н н ая зона на севере и северо-западе с
довольно большими мощностями осадочного чехла. П римерно т а ­
к а я ж е картина о тм ечал ась выше и д л я Атлантического океана.
Э к ваториальны й пояс простирается в полосе шириной 350—
1100 км, за х в а т ы в а я ю ж н ы е части Северо-Восточной и Ц е н тр а л ь ­
ной котловин, суж аетс я в М еланезийской котловине и снова рас­
ш иряется в Восточно- и З а п а д н о-К ар ол и н с ко й котловинах. Мощ­
ность осадков здесь составляет 0,4— 0,6 км, причем ось макси­
м альных значений проходит чуть севернее экватор а. Н а валах
Эаурипик и К ап и н гам ар ан ги мощность осадочного чехла стано­
вится ещ е больш е и достигает 1 км. Вблизи Восточно-Тихоокеан­
ского поднятия осадочный р азр е з п редставлен лиш ь акустически
прозрачны м, слабо стратиф ицированны м слоем кайнозойских осад124
Р ис. 31. Р а з р е з ос адо ч н ой т о л щ и ц е нт рал ь ной части Тихого ок еа н а по д анны м
г л у б о к о в о д н о г о бурения.
ков. Д а л е е к з а п а д у под ним п оявляется опаковый слой верхне­
меловых отложений, что соответствует постепенному увеличению
возраста ф ундам ен та по мере удал ен и я от срединно-океанического
хребта. Это хорошо п р о сл еж и в ает ся по м а т ер и ал ам скв. 159— 169
и других, в которых возраст б азал ь н ы х отложений меняется от
миоценового до позднеюрского (рис. 31).
П рактически вся Ю ж н а я котловина, б о ль ш а я часть СевероВосточной, северная часть Ц ентральной, юго-восточные части Се­
в еро-Зап адной и В осточно-М арианской котловин имеют малы е
мощности осадочного чехла, не п ревы ш аю щ и е 0,1— 0,2 км, м еста­
ми до 0,3 км. Исклю чение со ставляю т районы скоплений много­
численных подводных гор и атоллов и связан ны х с ними известко­
вых осадков, н ака п л и в аю щ и х ся у их подножий на цокольных под­
нятиях дна выше критической глубины растворения карбонатов.
Таковы районы Г авайского хребта, гор М аркус-Н еккец, возвы ­
шенностей М аге л л ан и М анихики, островов М ар ш ал л овы х , Т у а ­
моту, Г илберта и Тубуаи, где мощность осадков достигает 0,3—
0,5 км, местами до 1 км. С кв аж и н ы 171 и 313, пробуренные в р ай ­
126
оне гор М аркус-Н еккер, вскры ли соответственно 470 и 590 м к а р ­
бонатны х отложений с прослоями кремней, переходящ их внизу
в известняки мелового возраста, под которыми обнаруж ен ы б а ­
зал ьтовы е лавы . В районе М ар ш ал л о в ы х островов скв. 169 про­
ш л а 236 м красных глин, см еняю щ ихся н иж е карбонатны ми отло­
жениям и позднемелового в озраста, зал егаю щ и м и на базальтовом
фундаменте. В зап адн ой части поднятия островов Туамоту в
скв. 318 пробурено 745 м кар бо н атн ы х осадков, переходящ их вни­
зу в известняк и затем в вулканогенны й песчаник эоценового воз­
раста, но фундамент не был достигнут.
Д овольно высокие мощности осадочного чехла отмечаются в
северной части Северо-Восточной, почти во всей С еверо-Западной
и большей части Восточно-М арианской котловин — в основном
0,4— 0,5 км; на возвыш енностях Ш атского и Обручева, а т ак ж е
вблизи континентальной окраины и в зал . А ляска мощность осад­
ков увеличивается до 0,8— 1,0 км и более. Осадочный разрез в з а ­
ливе представлен по данны м скв. 178— 180 олигоцен-миоценовыми
пелагическими отлож ениям и с прослоями турбидитов, которые пе­
рекры ваю тся плиоцен-четвертичными осадками.
В С еверо-Зап адной котловине, ка к и в Восточно-М арианской и
Ц ентральной, в осадочном р азрезе вы деляю тся все три основных
сл оя: верхний прозрачный, опаковый и нижний прозрачный. С
приближением к островным дугам западной части океана верх­
ний слой становится зам етно стратиф ицированны м в результате
увеличения количества и мощности прослоев вулканического пепла
(скв. 193). В целом верхний слой состоит преимущественно из
кайнозойских кремнистых илов, а опаковый слой — из верхнемело­
вых пелагических глин с многочисленными прослоями кремней
(скв. 170, 304, 307). Ниж ний слой слож ен плотными карбонатны ­
ми осадкам и с редкими прослоями кремней, имеющими меловой
возраст, а в В осточно-М арианской котловине — д а ж е позднеюр­
ский (скв. 55— 58).
Н а возвышенности Ш атского, осадочный чехол которой доста­
точно хорошо изучен, наб лю д ается полный р азр ез меловых кар­
бонатных отлож ений от б ерри аса до Маастрихта с тонкими про­
слоями кремней, перекрыты х кайнозойскими осадкам и (скв. 47—
50, 305, 306). З а м етн о е увеличение здесь мощности меловых отло­
жений, по сравнению с дном котловин, об ъясняется положением
возвышенности выш е критической глубины растворения карбона­
тов в течение всего мелового периода [26].
СВЯЗЬ РЕ ЛЬ ЕФА Д Н А ОКЕАНА С РЕЛЬЕФОМ
ПОВЕРХНОСТИ ФУНДАМЕНТА
И РОЛЬ О С АД К ОН АК О ПЛ ЕН И Я
Сведения о рельефе поверхности океанического фундамента,
строении и мощности осадочного чехла имеют, несомненно, боль­
шое значение д л я познания происхождения и истории развития
326
современного р ельеф а дна океан а и для оценки роли осадконакопления в рельеф ообразовании. Особенно это в аж н о д ля исследова­
ния л о ж а океана и срединно-океанических хребтов, где б лагодаря
сравнительно малой мощности осадков и слаб о м у воздействию
денудационны х ф акто ров в современном
рельефе почти прямо
о тр аж аю тся неровности поверхности океанического фундамента.
Н а континентальных окраин ах, напротив, глубокое погружение
поверхности ф ун дам ен та, активн ая д ен удаци я в субаэрал ьны х ус­
ловиях в прошлом, колебания уровня океан а и миграция зоны
волнового воздействия, накопление мощной толщ и осадочного чех­
ла за длительный период геологического разви тия — все это м ас­
кирует связь поверхности ф ун дам ен та с современным рельефом и
д ел ает ее не прямой, а косвенной, опосредованной через другие
факторы! Тем не менее совокупность всех данных, вклю чая м а те­
риалы бурения, позволяет выявить общие закономерности строения
осадочного чехла на континентальных окраин ах и соотношение
рельефа поверхности ф ун дам ен та с современным подводным р елье­
фом.
К а к было п оказан о выше, поверхность ск л а дч ато-м етам о рф и ­
ческого ф ун дам ен та континентальны х окраин п редставляет собой
денудационный срез (пенеплен) преимущественно
мезозойского
возраста, хотя местами возраст пенеплена более древний. Это со­
гласуется с широким развитием на поверхности Зем ли т а к н а зы ­
ваемого глобального мезозойского пенеплена [11]. В процессе
дальнейш его геологического разви тия в результате вертикальных
тектонических движений, главны м образом д ифф еренцированного
погружения, поверхность пенеплена о к а з а л а с ь опущенной на р а з ­
личную глубину с формированием прогибов и поднятий поверхно­
сти фундам ента, осложненных сбросами и блоковыми стру к ту р а­
ми. З а тем эта поверхность бы ла п ерекры та осадочным чехлом
переменной мощности, слои которого зал е га ю т либо м он окли наль­
но, либо субгоризонтально.
П оэтому в структурном отношении ш ельфы представляю т со­
бой эпиконтинентальные платф орм ы , морфологически вы раж ен н ы е
в виде слаб он аклон н ы х или субгоризонтальны х малорасчлененных
подводных равнин. Существенное влияние на формирование их
рельефа о ка зал и т а к ж е процессы абразионно-аккумулятивного
в ы р авн и вани я в результате миграции зоны волнового воздействия
при погружении континентальных окраин и при колебаниях уровня
океана. Это видно по наличию зон переры ва в осадочной толще
континентальных окраин; наиболее значительные перерывы были
в олигоцене и миоцене. Неотектонические дви ж ени я, соп р овож д ав­
шиеся разл ом ам и , осложнили рельеф шельфов, однако созданные
при этом формы были в большинстве случаев частично или пол­
ностью снивелированы абрази он но-аккум уляти вны м и процессами
в плейстоцене и голоцене.
Более существенно сказы ва ется строение поверхности ф у н д а­
мента в рельефе континентального склона. В районах д иф ф ерен ­
цированных вертикальны х движений, где фундамент на побере­
127
ж ь я х и прилегаю щ ей части ш ельф а приподнят, а в зоне континен­
тального склона опущен по системе сбросов, склон обычно
п р ед став л яе т собой крутой ступенчатый уступ с ф ормами долин­
но-глыбового расчленения. В районах, где поверхность фундамен­
та плавно п огруж ается в виде ф лексуры в сторону предконтинентального прогиба и перекрыта моноклинально залегающей
толщ ей осадков и осадочных пород, континентальный склон, как
правило, об р азо ван естественным откосом этой толщи, эродирован­
ным под воздействием придонных течений, мутьевых потоков и
оползней. Склон п редставлен здесь уступом вогнутого профиля,
в ряде случаев ослож ненны м подводными каньонами.
Е щ е более отчетливо в ы р а ж ен о вы равн и вани е континенталь­
ного склона в районах крупных прогибов, где происходит длитель­
ное накопление осадочного м а т ер и ал а и л ок ал и зац и я его в этих
депрессиях. Н аи б ол ее яркими прим ерами могут служить прогибы
в устьях крупных рек, где после их заполнения мощной толщей
осадков сф орм ировались огромные конусы выноса. Склон пред­
ста вл я ет здесь пологонаклонную поверхность, плавно переходя­
щую в хорошо развитую равнину аккумулятивного шлейфа. У под­
ножий континентального склона, где почти повсеместно протяги­
ваю тся предконтинентальны е прогибы, длительное и практически
непрерывное в течение м езо-кайнозоя накопление осадков привело
к заполнению этих прогибов, в резу л ьтате чего произош ла инвер­
сия подводного р ельеф а от прогибов к наклонны м равнинам акку­
мулятивных шлейфов.
В переходных зонах, где развиты молодые структуры, наблю­
д ается почти полное соответствие современного рельефа остров­
ных дуг и поверхности складчато-вулканогенного фундамента. Как
свидетельствую т геолого-геофизические дан ны е [37, 42], хребты
островных дуг сф орм ировали сь в р езультате сводово-глыбового
поднятия эродированной поверхности их ф ун дам ен та в кайнозое,
главны м образом в неогене. Вследствие молодости структур и про­
д олж аю щ е го ся тектонического развития осадконакопление здесь
играет пока незначительную роль в преобразовании подводного
рельефа. О д н ако в м еж дуговы х прогибах и л о кал ь н ы х тектони­
ческих депрессиях у ж е накопился зам етны й осадочный чехол.
Н ам ного более эффективно нивелирую щ ее воздействие осадконакопления ск азы вается в котловинах окраинных и особенно меж­
континентальных морей. Зд есь вследствие длительного погружения
дна котловин и интенсивного сноса с бли ж ай ш и х участков суши
накопился достаточно мощный осадочный чехол, в большинстве
случаев почти полностью перекрывш ий неровности рельефа по­
верхности ф ун дам ен та. Н а дне котловин сформировались, как
правило, равнины предельной аккумуляции, к аж д о й из которых
присущ свой уровень глубин. О д н ако крупные неровности поверх­
ности фундам ента, так и е к а к глыбовые хребты или массивные воз­
вышенности, хотя и перекрыты осадочным чехлом различной мощ­
ности, в современном рельефе в ы р а ж а ю т с я достаточно четко. В
ряде районов, где осадконакопление было не столь интенсивным,
1 28
к а к в Филиппинском море, д а ж е небольшие неровности рельефа
поверхности ф ун дам ен та в виде гряд и отдельных блоков покрыты
лиш ь облекаю щ им чехлом осадков и почти полностью выражены
в современном рельефе.
Н а срединно-океанических хребтах н аб лю д ается прямое соот­
ветствие рельефа поверхности океанического фундамента и совре­
менного подводного рельефа. О садкон акоп лен ие здесь развито
слабо, заполнены лиш ь м еж гряд о в ы е лож бин ы на ф л а н г а х и от­
дельны е глубокие депрессии в рифтовой зоне, поэтому соврем ен­
ный рельеф практически сов п ад ает с рельефом поверхности в у л к а ­
ногенного фундамента. Судя по увеличению возр аста пород и м ощ ­
ности осадков в обе стороны от оси хребтов, разви тие рельефа
происходило и происходит, очевидно, в н астоящ ее врем я в усло­
виях разд в и ж ен и я дна океан а. Генетическое родство блоково-гря­
дового- рельеф а поверхности ф ун дам ен та рифтовых зон, флангов
срединно-океанических хребтов и океанических котловин подтвер­
ж д ае тся морфометрическими расчетами. С другой стороны, эти же
расчеты свидетельствую т о некоторой тр ан сф о рм ац ии рельефа
поверхности ф ун дам ен та по мере у д ал ен и я от оси р аздвиж ения,
■' что связано с увеличением его возраста и с тектонической стаби ­
лизацией. Р асч ет сп ектральн ы х функций рельефа хребтов у к а з ы ­
вает на зависимость этих функций от скорости разд виж ен ия. При
большей скорости д ви ж ен и я процесс ф орм и рован ия рельефа б ли ­
ж е к стационарному [10].
Р о л ь аккумулятивного в ы р авн и вани я зам етно в о зрастает при
переходе от срединно-океанических хребтов к океаническим кот­
ловинам. Н аиб ол ее хорошо это вы раж ен о в Атлантическом и Се­
верном Л едовитом океанах, несколько х уж е — в Индийском и еще
менее отчетливо в Тихом, где огромные его пространства и зн ач и ­
тельн ая удаленность котловин от источников сноса, а т а к ж е боль­
шие глубины, превы ш аю щ ие уровень карбонатной компенсации,
являю тся причиной относительно слабого разви тия осадконакопления. Повсеместно в зонах аб иссальны х холмов, наиболее широко
распространенны х в Тихом океане, мощности осадочного чехла
еще не достаточны, чтобы нивелировать первичный рельеф поверх­
ности фундам ента. Осадочный покров здесь зап ол н яет м е ж гр я д о ­
вые ложбины , о б лекает относительно небольш ие неровности по­
верхности ф ундам ен та и п реры вается на крутых склонах и в ер ш и ­
нах крупных гряд и подводных гор. Современный рельеф абис­
сальных холмов практически повторяет в сглаж ен ной форме пер­
вичный рельеф поверхности фундам ента.
О днако на абиссальны х равнинах, н аиболее широко расп р о­
страненных в Атлантическом и Северном Л едовитом океанах, м ощ ­
ность осадочного чехла во зр аста ет настолько, что он практически
полностью скры вает неровности поверхности фундамента, последо­
вательно зап о л н яя все понижения, о б л е к ая п о ло ж и тел ьн ы е формы
коренного р ельеф а и п ерек ры в ая их субгоризрнтальны ми слоями
более молодых отложений. А н али з профилей Н С П показывает,
что граница зон абиссальны х холмов примерно совпадает с изоли9
З а к . 1344
129
ниями мощности осадков около 500 м, что соответствует средней
высоте этих холмов. При достижении осадочным чехлом мощности
около 1000 м происходит полное захоронение холмисто-грядового
рельеф а поверхности ф ун дам ен та и формирую тся
абиссальные
равнины.
И н ач е обстоит дело с крупными полож ительны ми морфоструктурами, таким и как возвышенности, плато, хребты. Они обусловле­
ны сводово-глыбовыми поднятиями поверхности фундамента, ко­
торые осложнены разл о м ам и , преимущественно сбросами. В зоне
срединно-океанических хребтов, где поверхность ф ундамента прак­
тически совпадает с современным подводным рельефом, осадоч­
ный чехол тонкий или отсутствует совсем и его роль в аккум уля­
тивном выравнивании океанических поднятий незначительна.
Н а дне океанических котловин, особенно удаленных от средин­
но-океанических хребтов, сводово-глыбовые поднятия фундамента
повсеместно перекрыты осадочным чехлом различной мощности,
который зал е га е т на их верш и н ах в виде своего рода «шапок».
О садки н ак а п л и в аю тся т а к ж е у подножий внешних склонов и за­
полняют локал ьн ы е депрессии, об разован ны е неравномерно по­
груженны ми блоками. Н а крутых уступах, об рам ляю щ их подня­
тия, осадочный покров либо сок р ащ а ется по мощности, либо пре­
ры вается совсем. Т аким образом , осадконакопление приводит
здесь к сгл аж и в ан и ю первичных неровностей поверхности фунда­
мента и к захоронению наиболее мелких из них, тогда как
об щ ая структура поднятий сохраняется в современном подводном
рельефе.
Глава 3
Г Л У Б И Н Н О Е С Т Р О Е Н И Е ФУНДАМЕ НТА
И А Н О М А Л Ь Н Ы Е Г Е О Ф И З И Ч Е С К И Е ПОЛЯ
Ф ундамент на дне океанов об разован структурами консолиди­
рованной земной коры. Строение фундамента определяет морфотектонику океанических областей, а региональны е
различия в
структуре земной коры и подстилающ ей мантии обусловливают
существование ан ом альн ы х геофизических полей — магнитного и
гравитационного, х ара ктер и распределение которых могут р ас­
см атри ваться к а к индикаторы при изучении структурных особен­
ностей различны х форм рельеф а дна океана.
З е м н а я кора и верхняя часть верхней мантии о б р а з у ю т . лито­
сферу, которая р азд ел ена на р яд плит, распол агаю щ и х ся на отно­
сительно- более пластичном астеносферном слое. Существование
литосферных плит, их формирование, д виж ение и взаимодействие
определяю т разви тие морфотектоники дна океан а и различных
морфоструктур. Отсю да следует необходимость установления с в я ­
зей м еж д у консолидированной земной корой, литосферными п ли ­
тами и ф орм ам и подводного рельефа.
Л И Т О СФ Е РН ЫЕ ПЛИТЫ И СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ
ПО СЕЙСМИЧЕСКИМ Д А Н Н Ы М
Геолого-геофизические д ан ны е свидетельствуют, что лито сф е­
ра Зем ли не яв л яется сплошной оболочкой; она разбита на ряд
плит, границы м е ж д у которыми отмечаю тся зонами сейсмической
активности. В ы деляется несколько крупных плит: Северо-Американская, Ю ж но-А м ери канская, Е в р ази й ская , А ф ри канская, И ндий­
ская, Тихоокеанская, А нтарктическая. К роме того, имеется ряд
более мелких плит: К ар и б с кая , Ю ж но-А нтильская, Кокос, Наска,
Филиппинская, Ф и дж и й ск ая, А рави й ская, А натолийская, серия
микроплит в Восточной и Юго-Восточной Азии (рис. 32).
В ы деляю тся д ва основных типа гран и ц м е ж д у плитами — кон­
структивные и деструктивные, а т а к ж е границы скольж ени я од­
ной плиты относительно другой. В доль конструктивных границ
происходит р азд в и ж ен и е литосферны х плит, подъем глубинного
вещества и н ар ащ и в ан и е плит в резул ьтате ф орм ирования новой
океанической коры. М орфологически эти границы в ы раж ен ы риф­
товыми зонами срединно-океанических хребтов на дне океанов
9*
131
Со
to
/
океанически!'
„ » н ,т „
:|СГФВДСЛС]1ИС Л И Т О с ф с р н ы х
ПЛИТ На ПОВС'рхПОСТН З с М Л И .
коры: 3 - и о д остро1и11,1оЬ,д у , и°И^Г—"г.од’^ктг’тнТ^1кои filnci^V-’-Vo. П]7(' K';I,^’.r,,e,,T;,-JV[’,,b,e
р иф т ов ы е
зоны; зоны п о д д в и г а о ке а н ич е ск о й
пым по я са м контин ентов; в — зон ы сск
к о л ь ж ре н н
и я итк
П.Т Г- ПНГП'
..... -*
краппы. ,) -— .Я'
зоны и
стиоллкм
кнш
овп'ен
ниия
н нлпт,
ггл пт, с о о т в е т с т в у ю щ и е п о д в н ж '
н а п р а в л е н и е о т н о си т е л ь н о го д в и ж е н и я плит (цифр ы у к аз ы в аю т
ско р о ст ь , с м / г о д ) .
J
1
1
111,1
и континентальными рифтовыми зонами на суше. К ним приуро­
чены мелкофокусные зем летрясен ия (механизмы которых у к а зы ­
вают на разры вы и сдвиги), а т а к ж е интенсивный базальтовы й
вулканизм, основного состава.
Вдоль деструктивных границ происходит столкновение лито­
сферных плит или поддвиг одной плиты под другую с р азруш ен и ­
ем поддвигаемой плиты и формированием новой континентальной
коры. М орфологически эти границы вы р аж ен ы островными дугами
или активными континентальны ми окраин ам и и сопряженными с
ними глубоководными ж е ло б ам и , а т а к ж е внутриконтинентальными горными складч аты м и поясами (типа А льпи й ско-Г и м алай ­
ского). К ним приурочены глубокофокусные зем летрясен ия (м ех а­
низмы которых ука зы в аю т на сж ати е и сдвиги), а т а к ж е извест­
ково-щелочной и кислый м агм атизм . К роме современных границ
плит на дне океанов мож но наметить древние границы плит, не
совпадаю щ ие с современными; древние границы к настоящему
времени потеряли свою активность и стабилизировались.
Среди литосферных плит р азл и чаю тся океанические (например,
Тихоокеанская, Кокос, Н а с к а ) , континентальны е (микроплиты в
пределах А льпийско-Гималайского пояса и в Ц ентральн ой Азии)
и смеш анны е (наиболее р аспростран ен ны е). Океанические плиты
и океанические части см еш анны х плит яв л яю тся относительно мо­
лодыми. Их возраст, ка к мож но судить по возрасту осадочного
чехла или пород ф ун дам ен та, не п ревы ш ает 150— 160 млн. лет,
т. е. не выходит за пределы поздней юры. К онтинентальны е плиты
и континентальные части см еш анны х плит значительно древнее.
В зависимости от геологической структуры и истории ее развития
их возраст м ож ет составлять от сотен до тысяч миллионов лет,
т. е. от палеозоя до протерозоя.
К ак п оказы ваю т специальны е расчеты [10], мощность л и то­
сферных плит под океан ам и зам етно меньше, чем под континен­
тами, и постепенно увеличивается от рифтовых зон срединно-океа­
нических хребтов к континентальным окраинам . П од рифтовыми
зонами она составляет 7— 10 км, а вблизи предконтинентальных
прогибов и глубоководных ж елоб о в достигает в зависимости от
расстояния относительно оси разд в и ж ен и я (т. е. от возраста плит)
от 40— 60 до 70— 85 км. П од континентами мощность плит
так ж е меняется в зависимости от тектонических условий: под
молодыми п латф о рм ам и она составляет 150— 200 км, под древни ­
ми щитами — до 250— 400 км.
Р азл и ч и я в мощности и строении литосферны х плит с к а з ы в а ­
ются т а к ж е на разли чи ях в строении и мощности верхней их обо­
л о ч к и — земной коры. В ы деляю тся два осн овньх типа коры —
континентальный и океанический, а т а к ж е ряд промежуточных —
субконтинентальный, субокеанический и др. [14]. Тип земной
коры имеет принципиальное значение д ля изучения м орфострукту­
ры дна океана и законом ерностей строения и развития форм под­
водного рельефа.
133
Согласно сейсмическим данны м метода
преломленных волн
(М П В ), особенно глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ),
зем н ая кора на л о ж е океан а в общем виде состоит из трех основ­
ных слоев: а) осадочного, или первого; б) н адбазальтового, или
второго; в) базальтового, или третьего. Консолидированную кору
сл агаю т второй и третий слои. Породы, входящ ие в состав второго
слоя, х ар актери зую тся довольно широким спектром скоростей про­
дольных волн — от 4,0 до 6,0 км/с, но п р еоб ладаю т значения
4*5— 5,5 км/с. Д л я пород третьего слоя хар актерен более узкий
д и ап азон изменения скорости продольных волн — от 6,5 до 7,0 км/с
(среднее — 6,7 к м /с ), что свидетельствует об их большей плотностной однородности по сравнению с породами второго слоя. По­
верхность мантии на границе М охоровичича (Мохо) отмечается
обычно резким скачком скоростей продольных волн, достигаю­
щих 7,8— 8,4 км/с. С редняя мощность океанической коры состав­
л я е т 6'—8 км [30].
Н а континентальны х о к р аи н ах зем н а я кора имеет строение, ти­
пичное д ля континентов. П о д осадочным чехлом здесь располага­
ется гранитный слой, х арактери зую щ и й ся скоростями продольных
волн 5,5— 6,4 км/с (среднее — 6,0 км /с). П од ним за л е га ет базаль­
товый слой, который по скоростям продольных волн аналогичен
третьем у слою океанической коры, но по составу, очевидно, отли­
ч ается от него. П оверхность мантии отмечается теми ж е скоростя­
ми, что и на л о ж е океана. С редняя мощность континентальной ко­
ры в пределах ш ельфовы х областей составляет около 30 км, что
находится в резком контрасте с мощностью океанической коры.
В горных районах суши мощность коры в озрастает еще больше,
достигая местами 60— 80 км [14].
У казанн ы е общие черты строения океанической и континен­
тальной коры яв л яю тся в определенной степени осредненными и
типичными д л я л о ж а океанов и континентальных окраин в целом.
К онкретные морфоструктуры имеют свои региональные особен­
ности строения, вы званны е тектоническими причинами, и отр аж а­
ют в себе историю геологического развития того или иного района.
П А С С И В Н ЫЕ К ОН Т И Н Е Н Т А Л Ь Н Ы Е О К Р А И Н Ы
Н а пассивны х к о нтине нтал ьн ы х ок р аи н а х , о б р а м л я ю щ и х докембрийские, па­
л еозойски е и м езозойские п л а т ф о р м ы суши, н а б л ю д а е т с я в целом сходное строе­
ние к о нс о л идир ов а нной коры. В зоне континентальн ого скл он а к о р а повсеместно
утоняется, г л а в н ы м о б р а зо м з а счет с о к р а щ е н и я мощности грани тного' слоя.
В п р едк онтинентал ьны х п р огиба х гранитны й слон в ы к л и н и в а ет ся и практически
нигде в пределы океани ческого л о ж а не пр ости рается. Б а з а л ь т о в ы й слой конти­
не нтальной ко ры з а м е щ а е т с я зд ес ь т ретьим слоем океанической коры. Таким
о б р а зо м , гр ан и ц а м е ж д у континентал ьн ой и океанической корой проходит по
пр е дк онтине нтал ь ны м про гибам , а при наличи и к р ае в ы х плато, ф у н д ам е н т кото­
ры х о б р а з о в а н б л о к а м и к о нтинентал ьн ой коры, гр а н и ц а приурочена к подножиям
их внешних склонов.
В Северном Л е д о в и т о м ок еа н е к о н с о л и д и р о в а н н а я к о р а континентальных
окраин, п е р ек р ы т ая , к а к правил о, м ощ н ым осадо ч ны м чехлом, состоит из двух
основны х сло ев со с к о р о с т ям и п р од оль н ы х волн 5,6— 6,4 и 7,0—7,3 км/с. Общая
м ощ н ость земной ко ры с о с т а в л я е т 30— 35 км. П о н и ж ен и е скорости в верхнем
134
v—V v V vr-=«c
V
V
Океаническая кора
S'
v
12
16км
Рис. 33. Сейсмогеологические р а з р е з ы к о н т и н е н т ал ьн ы х ок р аи н Северной А м е р и ­
ки (а) и А ф рики
(б) в А т л ан ти ч ес к о м о к еа н е
(по Р. Е. Ш е р и д а н у и др.
[1969 г . ] ) .
(гранитном) слое менее 6,0 км /с прои сх оди т обы чно в зоне к онтинентального
склона, наприм ер, на Н о р в е ж с к о м к р ае в о м плато. О с об ое пол ож ен ие з а н и м а ет
район моря Л а п т е в ы х , н а х о д я щ и й с я на п р о д о л ж е н и и р и ф т о в о й зоны хр. Гаккеля. Зд е с ь под слоем со с к о р о с т я м и 6,0— 6,5 к м /с на г лубине 30 км за л е г а е т
«подушка» разу пл отнен ной мантии, к о т о р а я х а р а к т е р н а д л я среди нно-о кеан иче­
ских хребтов.
В А тлан тическом о к еа н е в д о л ь п о б е р е ж ь я Северной Ам ерики к ор а в пре­
делах ш ел ьф а имеет мощ ность от 30 д о 40 км, а в п р е дк онтинентал ь но м прогибе
с о к р а щ ае тс я д о 8 — 10 км (рис. 33). П о д ос адо ч н ы м чехлом зд ес ь за л е г а ю т г р а ­
нитный слой со с к о р о с т ям и 5,7— 6,4 км /с и б а з а л ь т о в ы й со скор остям и около
7,0 км/с. Н а к о нтинентал ьн о м склоне в м есте с с о к р а щ ен и ем м ощности г р ан и т ­
ного с ло я пр ои схо ди т ум еньш ение в нем скоростей д о 5,3— 5,5 км/с, что с в я з а ­
но, вероятно, с ум еньш ением степени м е т а м о р ф и з м а п о р о д по мере у д а л е н и я от
скл адч атого пояса суши. М е с та м и (наприм ер, в р айо не п-ова Л а б р а д о р ) о дн о­
временно н а б л ю д а е т с я увеличение скоростей в б а з а л ь т о в о м слое до 7,4— 7,5 км/с
[56].
Н а пл а то Б л ейк и Б а г а м с к о й п л а т ф о р м е п о д м ощ ным и о т л о ж е н и я м и и з ­
вестняков за л е г а ю т д в а с л о я со с к о р о с т я м и 5,7— 6,1 и 7,2—7,4 км/с. З а п а д н е е
135
Ф ло ри ды , в М е к си к анс к о м за л и в е, с корости в грани тно м и б а за л ь т о в о м слоях
с о ст ав л я ю т
5,3— 5,9 и 6,6— 7,1 км/с. М о щ н о с ть к а ж д о г о из них на шельфе
р а в н а ок ол о 10 км, но на к онт ине нт ал ьн ом склоне грани тны й слой вы клинива­
ется, а б а з а л ь т о в ы й нескол ько у т о н яет с я и п р о с л е ж и в а е т с я в котл овин е залива.
Н а к онтинентальн ой о к р аи н е Ю ж н о й Ам ерики в Атлантическом океане
м ощ н ость ко ры на ш е л ь ф е с о с т а в л я е т 2 8 — 30 км, на к онтинентальном склоне
резко с о к р а щ а е т с я , в п р е дк онт ине нт ал ь ном прогибе не п р е в ы ш а ет 8 км. Скоро­
сти в грани тном сло е к о л е б л ю т с я в п р е д е л а х 5,8— 6,6 км/с, постепенно умень­
ш а я с ь к п о д н о ж и ю с кл он а д о 5,3— 5,5 км/с. В б а з а л ь т о в о м слое скорости со­
с т а в л я ю т 6,9— 7,1 км/с.
В С еверном
море и у побережья
Б р и т а н ск и х остр ов ов мощность коры
м ен яется от 24 д о 30 км; у п о д н о ж и я континентальн ого с клон а в Бискайском
за л и в е с о к р а щ а е т с я д о 14— 16 км. С к оро сти п ро д о ль н ы х волн с о ст ав л я ю т от 5,4
д о 7,2 км/с, причем р а з д е л и т ь грани тны й и б а з а л ь т о в ы й слои затруднительно.
В И р л а н д с к о м ж е л о б е к о н т и н е н т а л ь н а я к о р а з а м е щ а е т с я субокеанической (с
отсутствием
грани тного с л о я ) , но на пл а то Р о к о л л и Ф ар ерск о-И сл ан дском
пороге, в к л ю ч а я Ф а р е р с к и е о стро в а, под п ок ро в а м и п л а т о б а з а л ь т о в обн аруж ен а
к о р а к онтинентал ьн ого (субк о нтинентал ьн о го) типа [56]. П о н а пр а в ле ни ю к Ис­
л а н д и и прои сходи т з а м ещ ен и е слоев со с к о р о с т я м и 6,0— 6,5 к м /с на более вы­
сокоскоростны е, что с в и д е те л ьс тв у ет о пе рехо д е к коре, близкой по структуре
с корой среди нно -океан ическо го х р е б та , х о т я и более мощной.
П о д И б ерий ск им к р а е в ы м п л а то р а с п о л а г а е т с я блок к онтинентальн ой коры,
со стоящ ий из д в у х к о н с ол и ди р ов а н н ы х слоев со с кор ос т я м и 4,8—5,4 и 6,6—
7,1 км/с. В д о л ь к онт ине нт ал ьн о го с кл он а П и рене йс к ого пол у о с тр о в а прослеж и­
в а ю т с я серии сбросов, о г р ан и ч и в а ю щ и х ра сп р ос т р ан е н и е гранитного с ло я и при. в о д я щ и х к с о к р а щ ен и ю по мощ ности б а з а л ь т о в о г о слоя.
В д о л ь за п а д н о г о п о б е р е ж ь я А ф р и к и к о р а к онтинентальн ой окраины имеет
в целом одн отип ное строение, р а з л и ч а я с ь л и ш ь р е гион ал ьн ы ми особенностями.
Н а п р и м е р , на ш ел ьф е С ь е р р а - Л е о н е м ощ н ость кор ы п ре в ы ш а ет 30 км. Под
осадочны м
чехлом
зд ес ь з а л е г а ю т д в а с лоя со с к о р о с т ям и 6,1— 6,7 и 7,0—
7,3 км/с. У п о д н о ж и я к о нтине нтал ьн о го с кл он а м ощ н ость коры с о к р а щ а е т с я до
12— 14 км, г р ани тны й слой, ограни ченны й сериям и в ер т и к а л ьн ы х разл ом о в, вы­
кл ини ва е тс я ,
а базальтовый
замещ ается
т ретьим слоем океанической коры.
У ю г о -зап ад н ого п о б е р е ж ь я А ф ри к и с корости в верхнем с лое к онсолидирован­
ной кор ы имеют до в о л ьн о ш ирокий д и а п а з о н — от 5,3 до 6,5 км/с, что связано,
вероятно , с различн ой степенью м е т а м о р ф и з м а с л а г а ю щ и х по род и с наличием
интрузи вн ы х тел.
К он т и н е н т а л ь н а я о к р а и н а восточного п о б е р е ж ь я А ф рики в И ндийском океа­
не имеет с ходное строение. М о щ н о с т ь к о р ы на ш ел ьф е с о с т а в л я е т около 30—
32 км, в пре дк о нт ине нт ал ь ны х п рогиба х ю ж н е е и севернее М озам би к ск ого про­
л и в а — окол о
10 км, а в с ам о м пр ол ив е в р айоне К ом о рс ки х о с т р о в о в — до
15 км. С к оро сти в грани тном слое с о с т а в л я ю т от 5,3 д о 6,5 км/с, а в базальто­
вом окол о 7,0 км/с. П р и этом г р ани тны й слой, к у д а в х о д ят , очевидно, сильно
м е т а м о р ф и зо в а н н ы е п ор од ы др е в н е й системы К а р р у и под ст и л аю щ и е их склад­
ча т ы е с тр у к т у р ы , на к о нт ине нт ал ьн ом с клон е резко в ы кл и н и в а ет ся или обре­
за е т с я сист е м а м и в ер т и к а л ь н ы х р а зл ом ов. Б а з а л ь т о в ы й слой зд есь зам етно уто­
н я е тс я и з а м е щ а е т с я тр ет ьи м океаническим слоем.
В районе М а д а г а с к а р а м о щ н о ст ь кор ы д о с ти га ет более 35 км, но на остров­
ном склоне с о к р а щ а е т с я д о 10— 15 км. С к о ростны е ее ха рак т ери с т и к и , по-види­
мому, те ж е, что и на континентал ьн ой о к раи н е Африки. Н е бо л ьш ой блок кон­
тинентальн ой коры мощ ностью око л о 30 км р а с п о л а га е т с я под Сейшельской
банкой. С корости пр о д о л ь н ы х волн в грани тном слое, поро д ы к о то рог о обн аж а­
ют ся на С ейш ельских ос тр ов а х, м ен яю тся в п р е д е л ах 5,7— 6,3 км/с, а в базаль­
тово м слое д о с ти га ю т 6,8 км/с..
М о щ н о с т ь ко н с о л и д и р о в а н н о й ко ры в д о л ь к онтинентальной окраи ны Азии
в Ин дийско м ок еа н е с о с т а в л я е т на ш ел ьф е окол о 30 км и с о к р а щ а е т с я у под­
н о ж и я к онтинентал ьн ого скл о н а д о 10— 15 км. Н а и б о л е е резкое сокращение
м ощности коры и с о о тв е тс тв у ю щ ее исчезновение гранитного с лоя по краевым
р а з л о м а м н а б л ю д а е т с я в Аденском за л и в е, в д о л ь юго-восточного побережья
А равийск о го п ол уос тро в а , а т а к ж е в д о л ь ю г о-зап ад н о го и юго-восточного побе­
136
режий И н д о с т а н а . С к оро с тны е х а р а к т е р и с т и к и основных слоев консол идирован­
ной коры в об щ ем сходны с теми, что о т м е ч а ю т ся в дру гих р а й о н а х океана.
М о щ н о с ть коры на к о нтинентал ьн ой о к р аи н е А в с тра л и и в пр е д е л ах ш ельф а
почти повсеместно п р е в ы ш а е т 30 км и с о к р а щ а е т с я у п о д н о ж и я к о нтинентал ь­
ного с клон а д о 10 км с о дн овр ем ен ны м в ы кл и н и в а н и е м или среза н и ем системам и
р а зл ом о в г р ани тного с л о я и утонением б а за л ь т о в о г о . С к о рости прод ольны х волн
с ост ав л яю т в гран и тн ом слое 5,9— 6,5 км/с, в б а з а л ь т о в о м — около 7,0 км/с.
Строение к о р ы к о нтинентал ьн ой о к р аи н ы А н т а р к т и д ы под чин яется тем ж е
общим за к о н о м ер н о ст ям .
О т ш е л ь ф а к п о д н о ж и ю к о нтинентал ьн о го склона
мощность коры с о к р а щ а е т с я от 30 д о 10 км, грани тны й слой в ы кл и нив а ется , а
ба за л ьт овы й з а м е щ а е т с я т ретьим ок еани ческ им слоем.
А К Т И В Н ЫЕ К О Н Т И Н Е Н Т А Л Ь Н Ы Е О КР А И Н Ы
В д о л ь Т и хоо к еа н с к о го п о б е р е ж ь я
Северной и Ю ж н о й А ф рик и строение
коры др у г о е по с р ав не нию с А тл ан тич еск им поб ереж ьем . В зоне горных систем
К орди ль ер и А н д з е м н а я к о р а имеет з а м е т н о повы ш енную мощность, к о т о р а я на
п о б е р е ж ь е и ш ел ьф е с о к р а щ а е т с я постепенно, а на к онтинентал ьн ом склоне —
более резко, д о с т и г а я м ини м ум а на дне г л у б о к о в о д н о г о ж е л о б а или в предконтинентальном прогибе (рис. 34). З д е с ь грани тны й слой вы кл и н и в а ет ся, б а з а л ь ­
товый за м ет н о у тоняется, с корости п р од оль н ы х волн несколько ум ен ьш аю тся.
Вдоль оси г л у б о к о в о д н ы х ж ел о б о в , м а р к и р у ю щ и х собой г лубинн ые р а зл о м ы ,
проходит ч е т к а я гр ан и ц а м е ж д у к о нтинентал ьн ой и о кеанической корой, в о т ­
личие от пре дк о н т и н е н т ал ь н ы х прогибов, где э т а гр а н и ц а более р а сп л ы в ч а та я .
В К а ли ф о рн и й ск ом з а л и в е и в д о л ь п о б е р е ж ь я С Ш А севернее р а з л о м а М ендосино к о н т и н е н т ал ьн ая к ора граничит непосредственно с корой с р еди нно-о к е ан и­
ческого хре бта , к а к это н а б л ю д а е т с я т а к ж е в Аденском з а л и в е и К р а сн о м море.
Н а и б о л е е р езкий пе рех од от мощной континентал ьн ой кор ы к тонкой о к е а ­
нической виден в д о л ь п о б е р е ж ь я Ю ж н о й Америки. Антиклинорий горной си­
стемы Анд с л о ж е н о с адоч н о-г ран и тн ы м слоем со с к о р о с т ям и п ро д о ль н ы х волн
4,7—4,9 и 5,3— 5,5 к м /с в верхней части и 6,2— 6,4 к м /с — в нижней; в з а л е г а ю ­
щем ни ж е б а з а л ь т о в о м сло е с корости с о с т а в л я ю т окол о 6,8 км/с. С у м м а р н а я
мощность коры д о с т и г а е т 6 5 — 70 км. Р е з к о е утонение ко ры на к онтинентальном
склоне п ри вод ит к тому, что под дном Чи л ийск ого и П е р у а н с к о г о ж е л о б о в м ощ ­
ность ее с о с т а в л я е т 10— 12 км. С к ор ости в верхн ем слое к о нс о л идир ов а нной
коры к о л еб л ю тс я зд есь в п р е д е л ах 4,4— 5,5 км/с, а в н и ж е л е ж а щ е м с о ст ав л я ю т
около 6,6 км /с [41].
У п о б е р е ж ь я Ц е н т р а л ь н о й А м ерики м ощ н ость кор ы на суше с о ст ав л яе т
свыше 35 км, на ш ел ьф е — ок ол о 20 км, а в Ц е н т р а л ь н о а м е р и к а н с к о м ж е л о б е —
менее 10 км. Н о д а л е е к с ев еру м ощ н ость коры в зоне горной системы К орди ль-
Рис. 34. Сейсмический р а з р е з конт и н е н т ал ьн ой о к р а и н ы Ю ж н о й Ам ерики в Т и ­
хом ок еа н е (по Г. Б. У д и н ц е в у [1972 г .] ) .
137
ер в о з р а с т а е т д о 50— 60 км, а на ш ел ьф е — до 25 км. В зоне Калифорнийского
б о р д ер л е н д а б л о к о в а я с т р у к т у р а коры о б у с л о в л и в а е т за м ет н ы е колебания в
м ощ ности и с кор остны х х а р а к т е р и с т и к а х гранитного и отчасти базальтового
слоев. В грани тном с корости с о с т а в л я ю т от 5,1 д о 5,8 км/с, в б а за л ь т о в о м — от
6,5 д о 6,8 км/с. В р а й о н а х вн е дре н и я ин тру зи вн ы х тел скорости в коре заметно
п ов ы ш а ю т ся; это н а б л ю д а е тс я, наприм ер , в К а л и ф о р н и и близ Сан-Франциско.
В С р е дизе м но м и Ч ерном м о рях соче та ю тс я разл ичн ы е типы земной коры.
П р и б р е ж н ы е и ш е л ь ф о в ы е районы имеют м ощ ную к онтинентальн ую кору, кото­
р а я на скл о н ах к д н у ко тл овин резко у т о н яет с я и з а м е щ а е т с я субокеаническоп
корой, распр остраненн ой п р ак ти ческ и во всех глу б о к овод ны х к отловинах. Рас­
по л о ж ен н ы е в п р е д е л а х морских бассейнов о с тр о в а я в л я ю т с я отчлен ен ными кон­
тине н т ал ьн ы м и бл о к а м и , и к ора под ними л ибо к он т и н е н т ал ьн ая, либо субконт и н е н т ал ьн ая, и м е ю щ а я несколько меньш ую .мощность, чем на прилегающей
суше. М ощ н о с ть зе мной коры в д о л ь п о б ер е ж и й С редиземного и Черного морей
с о с т а в л я е т от 35 д о 45 км, под о с т р о в а м и и по д во д н ы м и п о д н я т и я м и — от 25 до
35 км (под Сицилией — д о 45 к м ) , на дне г л у б ок о вод н ы х котловин — от 15 до
25 км, причем в З а п а д н о м С ре ди зе м н ом ор ь е мощность коры в котловинах за­
метно меньше, чем в восточной части м о р я [17].
В д о л ь п об ере ж и й и под о с тр о в а м и в к онс ол идиро в а нной коре четко выде­
л я ю т с я г р ан и тно-м етам ор ф ич еск ий слой со с к о р о с т я м и про д о льны х волн от 5,8
д о 6,3 км/с и б а з а л ь т о в ы й слой со с к о р о с т ям и 6,5— 7,0 км/с, под к отор ы м распо­
л а г а е т с я п оверхность м антии с грани чны м и с к о р о с т я м и 8,0— 8,2 км/с. У подно­
ж и й к о нтине нтал ьн ы х скл он о в в м есте с общ им с о к р а щ ен и ем мощности коры
первый слой в ы к л и н и в а е т с я или з а м е щ а е т с я бол ее ни зкоскоростным слоем, а
второй, з а м ет н о ут оняясь , п р о д о л ж а е т с я под дн о м котловин. П е р е х о д от конти­
нентальной коры к су бок еанич еск о й о с у щ е с т в л я е т с я л и б о по типу пассивных ок­
раин с наличием систем к р а е в ы х с бросов (в бол ьш ин стве р а й о н о в ), либо по типу
а к т и в н ы х окраин, с о п р я ж е н н ы х с г л у б о к о в о д н ы м ж е л о б о м (в дол ь ПелопоннесскоК р и т о - Р о д о с с к о й ду г и ).
П Е Р Е Х О Д Н Ы Е З ОНЫ
О краинно-континентальны е переходные зоны характеризуются
слож н ы м сочетанием континентальной, субконтинентальной, суб­
океанической и океанической земной коры. Вдоль побережий кон­
тинентов на ш ельф е распростран ен а м ощ ная континентальная ко­
ра, которая утоняется на континентальном склоне вследствие
исчезновения гранитного слоя. П од островными дугами и подвод­
ными хребтам и зал е га е т су бконтинентальная кора (под крупны­
ми островами — б л и зк ая к континентальной), отл и чаю щ аяся мень­
шей мощностью и пониженными скоростными характеристиками
гранитного слоя. Н а дне котловин окраинных морей располагается
субокеаническая кора, х а р а к тер и зу ю щ а я ся отсутствием гранитно­
го слоя и мощным осадочным чехлом, вследствие чего ее общая
мощность больше, чем в океане. В котловинах морей, удаленных
от континентов и отделенных от него другими переходными зона­
ми (например, в Филиппинском м оре), распространена типичная
океаническая кора, св и детельствую щ ая о том, что эти моря явля­
ются участками океанических плит, отделенных от океан а остров­
ными дугами. П од глубоководными ж е лоб ам и протягиваются зо­
ны контакта субконтинентальной и океанической земной коры [10,
37].
В К арибском море на ш ельфе Ц ентральн ой и Ю жной Америки
и на пороге Н и к а р аг у а протягиваю тся зоны континентальной коры
мощностью 30— 40 км (рис. 35). Скорости в гранитном слое со138
желоб’
Куба
Подветренные котловина
острова Бонайре
В енесуэльская к о тло в и н а
Пуэрто-Рико
Ю катанская
котлови н а
Колумбийская котловина
порог Н и ка ра гуа
желоб Кайман
во
20
хр.Авес
А н ти лТ ш е "о с тр о в а Sa^
L 6,2 - 6,8км/с
б км/с^ . J
С "7 '
20кМ'—
О
L.
^
г
100 200км
I
I
U&
В
V 4^1 р. >г 6,7 /
L - 'Л
^
^
^
г
УJ r
Рис. 35.
Сейсмические
ра зр е з ы К арибск о го м о ­
ря (по Д ж . Ю ингу и др.
[1970 г .] ) .
ставляю т 5,8— 6,2 км/с, в б азал ьтовом 6,3— 6,9 км/с. Под Антиль­
ской островной дугой и подводными хребтами К айман, Б еата и
Авес за л е га ет субконтинентальная
кора мощностью 15— 20 км
(под островами Куба и Гаити — до 30 к м ), отл и чаю щ аяся нали­
чием хорошо развитого верхнего вулканогенного-осадочного слоя
со скоростями 3,0—4,5 км/с, который о б н а ж ае тся на островах.
Г лубж е зал е га ю т два основных слоя со скоростями 5,1— 6,2 и
6.2— 6,9 км/с. Н а дне котловин распространена субокеаническая
кора мощностью 10— 15 км. Здесь под осадкам и прослеживаются
тонкий вулканогенный слой со скоростью 4,0— 5,3 км/с и два ос­
новных слоя, где скорости составляю т соответственно 5,8—6,5 и
6.7— 7,5 км/с. В ж е ло б е П уэрто-Рико, где мощность коры не пре­
вы ш ает 12 км, вы деляю тся слои со скоростями 5,6 и 6,0 км/с.
В Ю ж но-Антильской зоне под островной дугой залегает суб­
континентальная кора мощностью 20— 30 км, сло ж енн ая верхним
вулканогенно-осадочным слоем со скоростями 4,2— 5,3 км/с и дву­
мя подстилающ ими основными слоями, где скорости составляют
6.3— 6;6 и 6,9— 7,5 км/с. Н а дне восточной части котловины моря
С кош а распространена кора субокеанического типа мощностью
10— 12 км, основные слои которой характер и зую тся скоростями
5,2— 6,2 и 7,4— 7,6 км/с. В зап ад н о й части моря наблюдается
океаническая кора мощностью 6— 8 км, которая состоит из тон­
кого вулканогенного слоя со скоростями 3,7— 4,9 км/с и базальто­
вого слоя со скоростями 6,0— 6,8 км/с; ниж е о б н аруж ен а мантий­
ная гр ан и ц а со скоростью около 8,2 км/с.
Н а континентальной окраине Б ерингова моря мощность коры'
превы ш ает 30 км, под Алеутской островной дугой со ставляет около
25 км, а под дном котловин — не более 10— 12 км. Консолидиро­
ванная кора в Командорской котловине представлена практически
единым слоем со скоростью около 6,5 км/с; в Алеутской ж е кот­
ловине вы деляю тся два слоя со скоростями 3,7— 5,5 и 6,8—
7,2 км/с, под которыми зал е га е т поверхность Мохо с граничной
скоростью 8,0 км/с. В Алеутском ж елобе мощность коры сокращ а­
ется до 8 км, а скорости в консолидированных слоях составляют
4,5— 5,5 и 6,3— 6,6 км/с.
Бол ьш у ю часть Охотского моря зан и м ает континентальная
окраина с мощностью коры от 24 до 30 км, где под осадочным
чехлом зал е га ю т гранитный и б азал ьто вы й слои со скоростями
5.7— 6,2 и 6,4— 6,8 км/с. П о д Курильской островной дугой кора
мощностью около 20 км состоит из вулканогенно-осадочного слоя,
об наж аю щ егося на островах, и двух основных слоев, где скоро­
сти со ставляю т 5,0— 5,8 и около 6,6 км/с. В глубоководной котло­
вине Охотского моря мощность коры не превы ш ает 12— 14 км.
Здесь под осадкам и об нар уж ен лиш ь один слой со скоростями
6.7— 6,8 км/с, ниж е которого за л е га е т н о р м ал ь н а я мантия с гра­
ничной скоростью около 8,0 км/с. П о д К урило-К ам чатским жело­
бом, где мощность коры со ставляет 15— 17 км, выделяю тся слои
со скоростями 5,5 и 6,6 км/с.
140
Н а узкой континентальной окраине Японского моря и под
Японскими островами кора имеет мощность более 30 км. Скорости
продольных волн в гранитном слое в П риморье и на Сахалине
со ставляю т 5,9— 6,5 км/с, в Японии — от 5,0 до 6,2 км/с, в б а з а л ь ­
товом слое соответственно 6,7— 7,2 и 6,5— 6,9 км/с. В котловине
моря мощность коры не п ревы ш ает 12 км, хотя под возвы ш енно­
стью Я мато увеличивается до 20 км. Скорости в консолидирован­
ных слоях составляю т в основном 5,5— 6,1 и 6,7— 7,0 км/с (рис. 36).
На дне Японского глубоководного ж е л о б а кора имеет мощность
менее 8 км и состоит из двух консолидированных слоев со скоро­
стями 4,7 и 6,6 км/с.
П рактически почти все Восточно-Китайское море подстилается
континентальной корой мощностью около 30 км. Только под в п а ­
диной О к ин ав а мощность ее несколько уменьшается, тогда как
под островной дугой Рю кю снова увеличивается. Скорости в г р а ­
нитном слое составляю т на ш ельфе 5,8— 6,3 км/с, под островами
Рю кю 5,0— 6,2 км/с; в б азал ьто в ом слое 6,7— 7,2 км/с.
В Ю ж но-К итайском море картин а сходна с наблю даемой в
Японском- море, только область ш ельф а с континентальной корой
здесь зам етно больше. П од Филиппинскими островами зал егает
субконТинентальная кора мощностью более 30 км, а под дном
котловины моря — субокеаническая кора мощностью около 12—
20 км, которая на подводных поднятиях зам етно утолщ ается.
С лож ное сочетание субконтинентальной и субокеанической коры
п рослеж и вается к югу от Филиппинских островов. П од островами
и подводными хребтам и кора имеет мощность более 25 км и со­
стоит из относительно тонкого вулканогенного слоя и двух основ­
ных слоев со скоростями 5,7— 6,2 и 6,7— 6,9 км/с. В котловинах
Суду, Сулавеси, Б а н д а и других мощность коры уменьш ается до
10 км, в ее строении принимаю т участие (кроме осадков) слои
со скоростями около 5,0 и 6,4— 6,9 км/с [67].
П о д Зондской островной дугой кора имеет мощность до 25 км.
Ее сл ага ю т тонкий слой со скоростями 3,9— 4,7 км/с и значительно
более мощные основные слои, в которых скорости составляю т
5,1— 5,7 и 6,6— 7,2 км/с. П од дном Зондского глубоководного ж е л о ­
ба, где мощность коры у м еньш ается до 14 км, вы деляю тся слои
со скоростями 4,1 и 7,2 км/с.
В Филиппинском море распростран ен а кора океанического ти ­
па мощностью 6— 8 км, которая под хр. К ю сю -П а л ау и другими
поднятиями увеличивается до 10— 12 км, в основном б лагодар я
утолщению второго слоя (рис. 37). Скорости во втором слое со­
ставл яю т в верхней части 3,5— 4,7 км/с, в нижней 5,6— 5,8 км/с,
а в третьем слое 6,6— 7,0 км/с. П о д островными дугами Нампо,
М арианской, Яп и П а л а у строение коры б ли ж е к субконтинентальному с мощностью до 15— 17 км. Она сл ага ется тонким в у л к ан о ­
генно-осадочным слоем со скоростями 3,0—3,3 км/с, под которым
залегаю т два основных слоя, где скорости составляю т 4,8— 5,5 и
6,5— 7,0 км/с. В глубоководных ж е л о б ах мощность коры с о к р а щ а ­
ется до 10— 12 км [6].
141
Рис. 36. Сейсмический разрез
ского моря (по У. Л ю д п и гу
[1975 г .] ).
острова Рюш
Щ Кюсю-Палау
острова Волкано
Я п он ­
и др.
В районе о. Н ов ая Гвинея и архи п ел ага Б и см а р к а распростра­
нена континентальная кора мощностью более 30 км. В гранитном
слое, зан и м аю щ ем верхние 10— 15 км коры, скорости составляют
около 6,1 км/с. В то ж е время в неглубокой котловине Новогви­
нейского моря мощность коры сок р ащ а ется до 20 км, хотя струк­
ту р а ее сохраняется.
П од Соломоновыми островами наб лю д ается субконтинентальная кора мощностью около 20 км. В ее строении участвуют вул ­
каногенно-осадочный слой со скоростями 3,7— 4,5 км/с и два ос­
новных слоя, где скорости со ставляю т 5,4 и 6,7 км/с. В котловине
С оломонова моря мощность коры со к р ащ а ется до 8 км, а струк­
тура ее становится б л и ж е к океанической.
С лож ное строение коры наб лю д ается в К оралловом море. В
п ределах континентальной окраины А встралии распространена ти ­
пичная континентальная кора мощностью 30— 40 км, которая резко
со к ращ ается на континентальном склоне. П о д краевым
плато
К винсленд кора имеет мощность около 20 км и состоит из двух
консолидированных слоев со скоростями 5,2— 6,3 и 6,6— 7,3 км/с.
Н а дне котловины моря кора мощностью 8— 10 км имеет строе­
ние, близкое к океаническому. Зд есь под осадкам и зал е га е т тон­
кий вулканогенны й слой со скоростями 4,3— 4,6 км/с, подстилае­
мый б азал ьтовы м слоем, где скорости варьирую т от 6,5 до 7,6 км/с.
О д н ако подводные хребты Л ор д -Х ау и Н о рф ол к характеризую тся
повышенной мощностью коры (до 20 км ), в строении которой
принимаю т участие д ва верхних слоя со скоростями 3,9— 4,9 и
5,9— 6,2 км/с, мощность которых значительно увеличена, и нижний
слой со скоростями 6,7— 6,9 км/с.
Б л и зкое к океаническому типу строение коры имеет т а к ж е Ю ж ­
но-Ф и дж ий ская котловина. М ощность коры составляет 7 — 11 км,
консолидированные слои х ар актер и зую тся скоростями 4,4— 6,0 и
6,8— 7,0 км/с; под ними за л е га е т н о р м ал ь н а я мантия с граничны ­
ми скоростями 8,1— 8,4 км/с. Н а С еверо-Ф иджийском плато м ощ ­
ность коры не п рев ы ш ает 10 км, скорости в консолидированных
слоях составляю т 3,3— 5,5 и 6,4— 6,6 км/с. О днако ниж е р а с п о л а ­
гается о бласть ан ом альн ой мантии с пониженными скоростями
(7,3— 7,7 к м /с), которая простирается (по гравиметрическим д а н ­
ным) до глубин около 25 км.
О стровная гряда Т о н га-К ер м ад ек и п арал л ел ьн ы й ей хр. Коллви л -Л а у х ар актери зу ю тся субконтинентальны м типом коры мощ ­
ностью 14— 18 км, в л о ж б и н е м еж д у ними мощность коры со к р а ­
щ ается до 10 км. П о д тонким вулканогенно-осадочным слоем здесь
з ал егаю т основные слои со скоростями 5,1— 6,2 и 6,5—7,0 км/с,
причем верхний мож но разд ел и ть на две части. Н а дне глубоко­
водных ж елобов мощность коры менее 10 км. В ней выделяю тся
слои со скоростями 5,2— 5,5 и 6,5— 7,0 км/с.
Н овозелан дское плато вместе с островами п редставляет собой
участок континентальной коры (микроконтинент) мощностью от
20 до 35 км. Здесь под осадочным чехлом четко выделяю тся г р а ­
143
нитный и б азал ь тов ы й слои примерно одинаковой мощности, под
которыми р аспол агается н о р м ал ь н а я мантия с граничной скоро­
стью 8,0 км/с.
Л О Ж Е О КЕ А НО В
Д но океанических котловин подстилается корой океанического
типа. При общих чертах их строения среди котловин существуют
некоторые различия, ука зы в аю щ и е на определенную гетерогентость океанической коры. Особенно зам етно отличается своим
строением кора океанических поднятий — хребтов, возвышенно­
стей, плато.
В Северном Л едовитом океане дно котловин Канадской, М а к а ­
рова, Толля, Амундсена и Н ансена, несмотря па различия в м ощ ­
ности осадочного чехла, хара ктер и зу етс я корой океанического ти ­
па, мощность которой со ставляет менее 10 км. В ее строении при­
нимают участие второй и третий слои со скоростями продольных
волн 4,5— 6,0 и 6,3— 6,8 км/с. П од хр. М енделеева кора имеет
сходную структуру, но мощность ее увеличена до 16 км. Особое
положение зан и м ае т хр. Л ом оносова, где кора отличается субконтинентальным типом строения, а мощность ее достигает 18— 20 км.
Вероятно, этот хребет пред ставл яет собой обломок континенталь­
ной коры, о казав ш и й ся в пред ел ах л о ж а океан а [72].
В котловинах Н орвеж ско-Г р енл ан д ско го бассейна кора мощ­
ностью 7— 8 км п редставлен а двум я консолидированными слоями
со скоростями 4,0— 5,4 и 6,8— 7,6 км/с. П одводны е горы на дне
Н орвеж ской котловины, явл яю щ иеся вершинами погребенного
хр. Эгир, об разован ы ш токами пород, скорости в которых состав­
ляю т 7,2— 7,6 км/с.
Особенностью Л аб р а д о р с к о й котловины, как уж е отмечалось,
является наличие погребенного С ред ин н о-Л аб рад орского хребта.
С л агаю щ и е его породы хар актери зу ю тся скоростями от 3,2 до
5.5 км/с, а их мощность колеблется от 2,5 до 3,5 км. П од ними
за л е га ет слой со скоростями около 7,7 км/с. По обеим сторонам
от хребта н аб лю д ается обычный разрез океанической коры, где
под осадкам и за л е га ю т слои со скоростями 4,5— 5,3 и 6,1— 6,9 км/с.
Д руги е котловины Атлантического океана подстилаются сход­
ной по строению корой, консолидированная часть которой пред­
ставлена слоями со скоростями продольных волн 4,2— 5,6 и 6,2—
7,0 км/с (рис. 38). М ощность верхнего слоя, слагаю щ его океани­
ческий фундамент, резко перем енная из-за неровностей его релье­
фа. В некоторых районах (например, в северо-западной части
Западн о-Е вроп ей ской и северной части К анарской котловин) этот
слой сок р ащ а ет ся до минимума, так что не регистрируется при
работах М П В , но отмечается на записях Н С П . В Северо-Американской котловине его мощности составляю т 0,5— 1,0 км,- в котло­
винах Зеленого М ыса, С ьерра-Л еоне, Гвинейской — от 0,5 до
2.5 км, в котловинах Гвианской, Брази льской , Аргентинской и Ан­
гольской — от 1 до 3 км, в южной части К ан арск о й 2— 3 км, в
144
10
Зак.
1344
Рис. 38. Сейсмический
Ла-Пальма.
разрез
Атлантического океана
(по Р. Л ей д ен у и др.
[1968 г.]).
Тенерисре
Рис. 39. С т руктурны й разрез района К а н а р ­
ских островов (по Е. Б о ш ар у , Д . М а к ф а р лаи у [1970 г .]).
ЗОкпп-
I— -
/ — вода; 2 — туф ы и кластиты ; 3 — пиллоу-баэальты; 4 — массивные базальты ; 5 — океаниче­
ский слой; м ан т и я;
6 — разуплотненная,
7—
нормальная.
Би скайском з ал и в е — до 2— 5 км. Н и ж е л е ж а щ и й
третий слой
т а к ж е имеет переменную мощность — от 3 до 7 км, но эти изме­
нения более плавны е и обусловлены влиянием крупных структур­
ных неоднородностей в земной коре. Повсеместно третий слой под­
стилается нормальной мантией с граничными скоростями 7,7—
8,3 км/с, причем относительно низкие значения встречаются пре­
имущественно в северо-восточной части океан а [77].
Океанические поднятия в пределах котловин отличаю тся по­
вышенными значениями мощности коры, причем это повышение
происходит в основном б л а го д а р я увеличению мощности второго
слоя. Н а Берм удском плато, возвы ш енностях С еар а и С ьерра-Л ео­
не, Угловом поднятии, Антильском и Ю ж но-Антильском внешних
в ал ах мощность коры составляет 8— 10 км, на возвышенности
Р иу-Гранди — до 15 км, на Китовом хребте и под островами К а ­
нарскими и Зеленого М ыса — более 20 км. М естами видно более
дробное расслоение коры, свидетельствую щ ее о слож ны х процес­
сах ее ф ормирования. Н априм ер, на Берм удском плато верхняя
часть второго слоя хара ктер и зу етс я скоростями 4,0— 4,2 км/с, а
н и ж н я я — 5,3— 5,5 км/с. На К ан ар ск и х островах (рис. 39) под
верхним слоем вулканических пород со скоростями 3,9—4,7 км/с
отмечаются еще д ва слоя базальтов, где скорости составляют
5,6— 6,0 и 7,0— 7,1 км/с [48].
В котловинах Индийского океана н аб лю д ается сходная карти­
на строения земной коры (рис. 40). Скорости во втором слое со­
ставл яю т 4,5— 5,8 км/с, в третьем 6,5— 7,1 км/с, а на поверхности
мантии 8,0— 8,1 км/с. К олебан ия мощностей второго слоя (1 —
3 км) обусловлены неровностями рельеф а океанического ф ун да­
мента, а изменения мощностей третьего слоя (3— 5 км) зависят
от более крупных неоднородностей структуры коры. При этом
котловины зап ад н о й и северной частей океан а (М озамбикская,
М а д а г а с к а р с к а я , М ас кар е н с кая , С ом али йская, Ц е н тр а л ь н ая) от­
личаю тся несколько повышенными значениями мощностей второго
слоя по сравнению с котловинами восточной и южной частей
(К окосовая, З а п а д н о -А в стра л и й ск ая, А мстердам, К розе и др.).
К роме того, зам етно некоторое увеличение мощности океанической
коры с приближ ением к континентальным окраин ам (например,
мощность коры С еверо-А встралийской котловины возрастает до
9 км ).
П од океаническими поднятиями на дне котловин мощность ко­
ры зам етно увеличивается, причем в основном вследствие утол­
щения второго слоя, хотя под крупными поднятиями, таким и как
Кергелен, в о зр астает мощность и третьего слоя. О б щ а я мощность
коры на возвышенности А гульяс составл яет более 7 км, на хреб­
тах М озам бикском и М а д аг а ск а р ск о м — свыше 10 км, на возвы­
шенности Обь, плато Крозе, хр еб тах Восточно-Индийском и З а ­
падно-Австралийском — более 12 км, на х реб тах М аскаренском и
М альдивском — около 15 км [7]. С коростные характеристики
слоев в пред ел ах поднятий отличаю тся большей изменчивостью,
чем на дне котловин, и в ряде случаев видна зн ачительн ая рас146
Сейшельские острова
Яванский
ж е ло б о.Суматра
хр.АравийскоИндий ский,
хр. Ч агос
£i> Ланка
s '" аСуматра
■Шомбаса,
Рис. 40. Сейсмический р азрез И н дийского океана
2 — второй,
(по Г. Б.
Удппцсну и др. [1968 г .] ) .
3 — г р а н и т н о - м е т а м о р ф и ч е с к и й , 4 — тр е ти П ; м а н т и я : 5 — н о р м а л ь н а я , 6 — р а з у п л о т н е н н а я ; 7 — к о р а с р е д и н ­
н о - о к е а н и ч е с к о г о х р е б т а ; 8 - д н а п и р п о р о д п и ж м е п м а н т и и ( ?) .
слоенность коры. Н априм ер, на М аскаренском хребте второй слой
состоит из двух частей со скоростями 4,5 и 5,5 км/с, которые на
склонах зам ещ а ю тся слоями со скоростями 5,5 и 6,0 км/с. На
М альдивском хребте во втором слое отмечаю тся скорости 4,0 и
6,1 км/с, а в третьем слое — от 6,5 до 7,1 км/с. Н а Восточно-Ин­
дийском хребте значения скоростей во втором слое меняются от
3,8 до 5,4 км/с.
Особое полож ение зан и м ае т поднятие Кергелен, где мощность
коры составляет от 15 до 20 км (рис. 41). Некоторы е авторы
п редполагаю т [22], что это поднятие п редставляет собой микро­
континент, оставш ийся в пределах океанической котловины при
раздвиж ении континентальных плит Антарктиды , Африки, И ндо­
стана и .Австралии. О днако данны е геофизических исследований
не п одтверж даю т этой гипотезы. По скоростным характеристикам
консолидированная кора здесь похож а скорее на океаническую,
чем на континентальную. П оэтому поднятие мож но рассм атривать
ка к крупную сводово-глыбовую морфоструктуру, возникш ую на
океанической коре [60].
В котловинах Тихого океан а т а к ж е н аблю дается
примерно
одинаковое строение коры. П р е о б л ад аю щ и е скорости во втором
слое находятся в пределах 4,3— 5,4 км/с, в третьем — от 6,5 до
7,0 км/с, на поверхности мантии — до 8,2— 8,4 км/с. М ожно заме-
Рис. 41. С т р у к т у р н ы й р а з р е з ра й о н а по д н я ти я К ергелен (по Р. Хоутцу и др. [1977 г .]).
148
тить, что в целом скорости во втором слое Тихого океан а несколь­
ко ниже, чем в Индийском, и близки к значениям, регистрируе­
мым в Атлантическом океане, хотя в последнем заметно выше
мощность осадков. О д н ако в Северо-Восточной котловине Тихого
океана, где проведено больше всего исследований, отмечается з н а ­
чительный разб ро с скоростей во втором слое — от 4,2 до 6,3 км/с,
по среднее значение опять-таки составляет 5,0 км/с. Мощность
второго слоя колеблется в п ределах 0,7— 2,1 км в зависимости от
неровностей рельефа фундамента, причем эти колебания меньше,
чем в других океанах. Мощность третьего слоя составляет в ос­
новном от 4,5 до 7 км, хотя в С евер о-З ап ад но й котловине вблизи
К у рило-К ам чатского ж е л о б а отмечаю тся мощности до 8— 9 км.
Относительно повышенными мощностями третьего слоя х а р а к т е ­
ризую тся т а к ж е близкие к континенту П е р у ан ска я и Ч илийская
котловины.
П од океаническими поднятиями, ка к и в других океанах, м ощ ­
ность коры зам етно увеличена, большей частью в результате утол­
щения второго слоя. В п ределах сводовых валов, увенчанных вул­
каническими горами и островами, таких ка к Каролинский, М а р ­
ш а л л а -Г и л б ер та , М аркус-Н еккер, Л ай н , Туамоту, мощность коры
со ставл яет 8— 10 км. Т акие ж е значения характерн ы д ля СевероЗ а п а д н о г о (И м ператорского) хребта, тогда
как на Гавайском
хребте мощность коры достигает более 15 км, а под наиболее
крупными островами — до 20 км. В структуре второго слоя, ско­
ростные характери сти ки которого несколько понижены по ср а в ­
нению с присущими дну котловин, иногда видно расслоение с вы ­
делением верхнего, относительно тонкого, вулканогенного слоя.
Н апри м ер, на Г авайских островах вы деляю тся слои со скоростя­
ми 3,0—4,8; 5,2 и 6,8 км/с. Н а ат ол л ах М ар ш ал л о вы х островов
Рис. 42. Сейсмический
р а зр ез в озв ы ш е нно с ти
[1972 г .]) .
Ш атского
(по Г. Б. Удинцеву
149
под толщей известняков мощностью более 1 км зал е га ет слой со
скоростями 3,8— 4,1 км/с, а ниж е — 5,5— 5,6 и 6,5— 6,9 км/с. На
хр. М аркус-Н еккер скорости во втором слое составляю т около
4,9 км/с, а на С еверо -З ап ад ном хребте — от 3,5 до 3,9 км/с, тогда
ка к в третьем слое — от 6,6 до 7,0 км/с.
Несколько отличаю тся от других поднятий широкие сводовые
валы Эаурипик и К ап и н гам ар ан ги . М ощность коры достигает
15 км, ф ун дам ен т х ар актер и зуется скоростями о к о л о .5,5 км/с. Ана­
логичная структура коры отмечается т а к ж е д ля глыбового хр. Наска и сводово-глыбовых возвышенностей М анихики, М агеллан и
Хесса. Н а возвышенности Ш атского мощность коры ещ е больше —
до 22 км (рис. 42). Ее консолидированную часть сл агаю т слои
со скоростями 4,4— 5,8 и 6,7— 7,0 км/с, которые подстилаются ан о­
мальны м слоем, где скорости возрастаю т до 7,0— 7,8 км/с. Н иж е
р аспо л агается н о р м ал ь н а я м антия с граничными скоростями 8,1 —
8,4 км/с [40].
С Р Е Д И Н Н О - О К Е А Н И Ч Е С К И Е ХР ЕБТЫ
С рединно-океанические хребты характер и зу ю тся специфически­
ми чертами строения земной коры, отличаю щ ими их от л о ж а океа-,
на (рис. 43). Особенно вы деляю тся рифтовые зоны, где под вто­
рым слоем океанической коры расп о л ага ется ан о м а л ь н ая мантия
с пониженными значениями скоростей, а в зонах трансформных
разломов, наоборот, в ы я вл я ю тся участки с повышенными скоро­
стями на поверхности мантии. В то ж е врем я на ф л ан гах средин
но-океанических хребтов кора постепенно п р и б л и ж ается по своему
строению к океанической. Слой аномальной мантии вы клинива­
ется и зам е щ а е т с я обычным третьим слоем коры, под которым
р ас п ол агается н ор м ал ь н а я мантия.
Верхний (второй) слой консолидированной коры образует фун­
дамент срединно-океанических хребтов; его кровля видна как бло­
ково-грядовый рельеф, практически не зав уал и ров ан н ы й осадка­
ми. М ощность слоя колеблется от 1 до 5 км, составляя в боль­
шинстве случаев 2— 3 км, что соответствует примерно высоте хреб­
тов над океаническими котловинами. Скорости продольных волн
в этом слое имеют большой разброс значений — от 3,0 до 6,0 км/с,
причем наибольш ие отклонения от средних значений наблюдаются
в рифтовых зонах. П р е о б л ад аю щ и е значения скоростей находятся
в пределах 4,8— 5,5 км/с, т. е. аналогичны наб лю д аем ы м в океа­
нических котловинах. М естами в толщ е пород ф ундамента про­
сл еж ивается расслоение по скоростным характери сти кам . Более
д етальны е исследования методом многоканального профилирова­
ния показы ваю т, что верхний слой мощностью около 0,4 км, сло­
женны й лавовы ми покровами, где скорости не превы ш аю т 3 км/с,
подстилается толщ ей пород со скоростями более 5 км/с, пред­
ставленных, скорее всего, дай ковы м комплексом [10].
З а л е гаю щ и й под вторым слоем коры в рифтовых зонах слой
аномальной мантии хара ктер и зу етс я скоростями от 7,0 до 7,6 км/с.
М ощность его сейсмическими методами М П В определить обычно
150
АТ,гамма
600
0
600
1000км
Рис. 43. Типичный сейсмический р а зр ез , м агни тны е и грав ит ац ионны е аном алии
А т л ан ти ч ес к о го ср еди нно-ок еан ическ о го х р е б т а (по П. В о гту и др. [1969 г .]).
1 — осадки;
слои:
2 — второй,
3 — третий;
мантия:
4 — нормальная,
5 — разуплотненная.
не удается, за исключением отдельных участков поперечных желобов. Согласно расчетам по гравиметрическим данны м мощность
ан ом альн ой мантии д о л ж н а составлять не менее 30 км [3]. Р е ­
зу л ьтаты ж е исследований сейсмических волн от землетрясений
показы ваю т, что мощность этого слоя в пределах рифтовой зоны
шириной 300— 500 км достигает п ор яд ка 250 км. Такой слой я в ­
ляется препятствием д ля прохож дения поперечных волн д а ж е от
глубокофокусных землетрясений. С другой стороны, наличие в
рифтовой зоне очагов мелкофокусных землетрясений свидетель­
ствует о том, что зем н а я кора здесь достаточно ж есткая. Очевид­
но, породы, сл агаю щ и е кору, характери зую тся т а к назы ваемой
дислокационной вязкостью , тогда ка к н и ж ел еж а щ и й слой ан о­
мальной мантии имеет диффузионную вязкость, свойственную р ас­
плавленному состоянию вещ ества [13].
151
Д ет ал ь н ы е исследования на полигонах, выполненные совет­
скими и зар уб еж н ы м и экспедициями, позволяю т ох арактери зовать
структуру коры более подробно. П о р езу л ьтатам работ на Н И С
«Академик Курчатов» в Атлантическом океане, проведенных в
районах разлом ов К урчатова и Атлантис, вдоль рифтовых долин
и поперечных ж елобов повсеместно в ы деляю тся д ва слоя со ско­
ростями 5,3— 5,5 и 7,1— 7,2 км/с. М ощность верхнего составляет
3— 5 км, причем наименьш ее значение получено в районе разлома
К урчатова. В поперечном ж ело б е р а зл о м а Атлантис под нижним
слоем н а .г л у б и н е 15 км зарегистр ирован а граница со скоростью
около 9 км/с. В рифтовой долине севернее р азл о м а Кейн под верх­
ним слоем со скоростью около 3 км/с на глубинах от 0,5 до 1,5 км
зал е га ю т породы со скоростями 5,5— 5,8 км/с. В районе разлом а
Вима под осадкам и выявлен слой со скоростью около 5,0 км/с и
мощностью до 2,5 км, который п одстилается слоем, где скорости
составляю т 6,2— 6,5 км/с. В ж е л о б е Р о м а н ш под мощной толщей
осадков за л е га е т слой со скоростью 3,4 км/с и мощностью 2 км.
Н и ж е располагается слой мощностью 3— 4 км, где скорость со­
ста вл я ет 4,3 км/с.
f С л о ж н а я картина блокового строения коры Атлантического
хребта в зоне р азл о м а В ернадского вы явл ена при многоканальном
сейсмическом профилировании на Н И С «А кадемик Вернадский»;
в общем она согласуется с другими м атери ал ам и . Д етал ь н ы е р а ­
боты, проведенные английскими исследователям и на 37° с. ш., вы­
явили вдоль рифтовой долины верхний слой мощностью 2,5 км,
где скорость со ставляет 3,2 км/с. Т а к а я сравнительно м а л а я ско­
рость объясняется наличием в этом слое трещ ин и пустот, с л у ж а ­
щих проводящ ими к а н а л а м и д ля магмы. Н и ж е распол агается слой
со скоростями 5,4— 6,3 км/с, под которым отмечается поверхность
мантии с граничной скоростью более 8,0 км/с [79].
В районах крупных вулканических поднятий кора зам етно утол­
щается. Н априм ер, на Азорском плато по д анны м изучения волн
Р ел ея мощность коры составляет более 15 км. Верхняя мантия
хар актери зуется здесь пониженными скоростями продольных волн.
В И сландии мощность коры достигает более 40 км. Зд есь под
современными и четвертичными
вулканическими и осадочными
обр азован иям и зал е га е т слой б азал ь то в мощностью 3— 5 км, где
скорости продольных волн составляю т 4,1— 6,0 км/с. Н и ж е распо­
лагае т ся слой со скоростями 6,5— 7,0 км/с, мощность которого
достигает 30 км. Он п одстилается относительно тонким п р о м еж у ­
точным слоем со скоростью около 7,5 км/с, под которым регистри­
руется поверхность мантии [21].
По данны м исследований в Индийском океане, выполненных
на судах «Витязь» и «А кадемик Курчатов», в рифтовых долинах
и поперечных ж е л о б а х Западн о -И н д ий ского и А равийско-И ндий­
ского хребтов отчетливо вы деляю тся два основных слоя со скоро­
стями 4,5— 5,5 и 7,0— 7,5 км/с. М ощность верхнего слоя составляет
около 2 км. В ж е л о б е В итязя под нижним слоем на глубинах
16— 18 км в ы явлена поверхность мантии с граничной скоростью
152
до 9 км/с. В то ж е время на окайм ляю щ и х рифтовых гребнях ско­
ростные характери сти ки основных слоев иные — 6,0 и 6,7 км/с.
В рифтовой долине Ц ентральноиндийского хребта по данным со­
ветских и ам ери кан ских исследований под верхним слоем мощ ­
ностью 2— 3 км (скорость 5,3 км/с) за л е га е т слой со скоростью
6,7 км/с. В районе о. А мстердам под тонким покровом осадков
выявлены слои со скоростями 4,5 км/с (мощность 1,5 км ), 6,7 км/с
(мощность 6,6 км) и подстилаю щ ий слой со скоростью около
7.6 км/с.
Н а Срединно-Аденском хребте в строении коры принимаю т у ч а­
стие д ва основных слоя со скоростями 3,9— 5,3 и 6,1— 6,9 км/с,
которые подстилаются мантией с граничными скоростями от 7,6
до 8,4 км/с. В районе ж е л о б а Т а д ж у р а под третьим слоем со ско­
ростями 6,1— 6,4 км/с за л е г а е т ан о м а л ь н ая мантия, граничные ско­
рости в которой составляю т 7,0—7,1 км/с.
В Тихом океане по м а тери ал ам М П В выявлено строение коры
Восточно-Тихоокеанского поднятия [41]. Зд есь на гребне хребта
вы деляю тся три слоя со скоростями 4,8— 5,1; 6,9— 7,0 и 7,4—
7.7 км/с. Н а ф л ан гах хребта зем н а я кора по своему строению а н а ­
логична коре океанических котловин. О тмечается так ж е, что мощ ­
ность третьего слоя в нап равлен ии от котловин к оси хребта по­
степенно уменьш ается. П од гребневой зоной поднятия типичные
мантийные скорости продольных волн не регистрируются, что мо­
ж е т ук а зы в ать на наличие здесь аномальной мантии, как и на
других срединно-океанических хребтах.
В К алифорнийском заливе, к а к и в Красном море, где гранит­
но-метаморфический слой континентальных окраин разорван, под
покровом осадков з а л е г а е т б азал ь то в ы й слой мощностью около
6 км, ниж е которого отмечается поверхность аномальной мантии
с граничной скоростью 7,8 км/с.
В районе хребтов Горда и Хуан-де-Ф ука т а к ж е п р о сл еж и в а­
ются признаки коры, характерн о й д ля океанических рифтовых зон.
Б аза л ьто в ы й слой здесь утоняется, поверхность мантии поднима­
ется и одновременно уменьш аю тся скорости граничных волн до
7,2— 7,5 км/с.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ П Р И Р О Д А СЕЙСМИЧЕСКИХ СЛОЕВ
ЗЕМНОЙ КОРЫ
Д л я понимания геологических процессов, происходящих в зе м ­
ной коре и формирую щ их морфоструктуру дна океанов, необходи­
мо знать состав сл агаю щ и х ее пород, которые образую т слои с
определенными скоростными характер и сти кам и , в ы являем ы м и при
сейсмических исследованиях. Состав пород мож но установить как
непосредственным геологическим исследованием дна океанов пу­
тем д раги ровани я, сбора проб коренных пород и глубоководного
бурения, т а к и косвенным путем на основании экспериментальных
работ и теоретических представлений о процессах формирования
153
земной коры. Д л я определения состава пород, слагаю щ их конти­
нентальны е окраины, кроме того, возмож ны экстраполяции данных
о геологическом строении прилегаю щ их участков суши.
К О Н Т И Н Е Н Т А Л Ь Н Ы Е О КР А И Н Ы
Н а континентальных окраин ах, к а к и на прилегаю щ ей суше,
гранитный слой яв л яется по сущ еству фундаментом д ля п латф ор­
менного осадочного чехла. Ф ундамент слож ен смятыми в складки,
сильно метам орф и зован ны м и докем брийскими, палеозойскими и
мезозойскими породами, пронизанными м агм атическими интрузия­
ми. О тмечаю щ иеся в этих породах скорости продольных сейсми­
ческих волн х арактерн ы не только д л я гранитов, но та к ж е и д ля
гнейсов, кристаллических сланцев, кварцитов, м раморов и других
метаморфических пород. Геологические н аблю дения на докембрийских щ итах и в я д р ах ск ладч аты х горных сооружений, где этот
ф ундамент выходит на земную поверхность, подтвер ж даю т такой
состав пород, сл агаю щ и х гранитный слой. Поэтому с геологиче■' ской точки зрения правильнее н азы ва ть этот слой гранитно-мета­
морфическим или гранитно-гнейсовым.
Н а б л ю д аем ы е колебан и я скоростей продольных волн в гранит­
но-метаморфическом слое континентальны х окраин обусловлены
региональными различиями в составе пород и в степени метамор­
ф изм а одних и тех ж е пород, от чего зав и ся т их плотность и ско­
ростные характеристики. Это хорошо видно в ряде районов конти­
нентальных окраин, особенно тех, которые располагаю тся по пери­
ферии ск ладч аты х горных сооружений. При удалении от главного
орогенического пояса к краю ш ельф а и д а л е е к подножию конти­
нентального склона скоростные х арактери сти ки пород, слагающих
гранитно-метаморфический слой, зам етно понижаю тся. Уменьше­
ние степени м етам орф и зм а пород ф ундам ен та зависит т а к ж е от
их возраста. В общем виде, если исключить региональные разл и ­
чия, степень м етам о рф и зм а пород и соответственно их скоростные
характери сти ки п ониж аю тся от докембрийского ф ундамента к ме­
зозойскому.
Б аза л ьто в ы й слой континентальных окраин практически нигде
не о б н а ж ае тся на поверхности суши или на морском дне. Поэто­
му судить о его природе мож но лиш ь на основании косвенных
данных. Исходя из скоростных хар а ктер и ст и к можно предпола­
гать, что этот слой слож ен породами, испытавшими высшую сте­
пень м етам орф и зм а в т а к н азы ваем ой гранулитовой фации, в от­
личие от амфиболитовой ф ации пород гранитно-метаморфического
слоя. Н а основании этого б азал ь тов ы й слой континентальной ко­
ры н азы ваю т иногда гранулито-базитовы м. К роме того, породы
нижней части коры, имеющие, несомненно, более древний возраст,
д олж ны быть гуще пронизаны магм атическими интрузиями пер­
вичного базальтового состава. Это могло обусловить значительную
роль б азал ьтов в ф ормировании нижнего слоя земной коры.
154
Геофизические исследования показы ваю т, что практически по­
всеместно на континентальных о краи н ах породы базальтового
слоя отличаю тся от в ы ш ел еж а щ и х пород относительно более ста­
бильными скоростными характер и сти кам и . М ожно предположить,
что б азальтовы й слой, имевший первоначальны й разнородный со­
ст а в (к ак и гранитно-метаморфический слой ), в процессе д ли тель­
ного геологического р азви тия был сильно п реобразован под дей­
ствием б азал ьтов ы х внедрений, в р езультате чего он приобрел от­
носительную гомогенность.
П Е Р Е Х О Д Н Ы Е ЗО Н Ы
В переходных зонах н аряд у с древними структурами большую
роль играют кайнозойские ск л а дч аты е структуры и вулканические
об р азо ван ия. П оэтому здесь широко р азвит т а к назы ваемы й ву л ­
каногенный (или вулканогенно-осадочный) слой, присутствующий
на островных д угах и дне котловин краевы х морей. Геологические
исследования, изучение о б р азц ов коренных пород, поднятых при
драги ровани и , л аб ораторн ы е измерения скоростных характеристик,
а т а к ж е результаты бурения позволяю т достаточно уверенно счи­
тать, что этот слой действительно слож ен вулканогенны ми поро­
дам и. Н а островных дугах среди них п рео б ладаю т кислые р азн о­
с т и — андезиты, дациты , риолиты и их вариации; средние и основ­
ные породы здесь распространены значительно меньше. На дне
котлбвин краевы х морей (например, в морях К арибском, Скоша,
Беринговом, Японском, Ю ж но-К итайском , К оралловом , Ф и дж и),
напротив, установлено явное п реоб ладан ие вулканогенных пород
основного состава, преимущественно б азальтов.
Н и ж е л е ж а щ и й слой на островных д угах и подводных хребтах,
порогах и возвышенностях на дне котловин отож дествляется с
гранитно-метаморфическим слоем континентальной коры. Особен­
но это относится к крупным островам, представляю щ им собой
ск л адч аты е горные сооруж ения, таким ка к Куба, Гаити, Ю ж ная
Георгия, Японские, Филиппинские, Зондские, Н ов ая Гвинея, Н овая
Зе л а н д и я. Геологическое
изучение пород, об н а ж аю щ и х с я в я д ­
рах антиклинориев этих островов, свидетельствует, что они пред­
ставл ены в основном палеозойскими сл ан ц ам и и гнейсами в р а з ­
ной степени м етам орф и зм а, пронизанными гранитными интрузи я­
ми. В тех районах, где гранитно-метаморфический слой не выхо­
дит на поверхность, сведения о его составе получены по данным
изучения ксенолитов, вынесенных из глубоких горизонтов при вул ­
канических и зверж ениях; эти сведения т а к ж е подтверж даю т сд е­
ланны й выше вывод [37].
В то ж е врем я на вулканических островных дугах, таких как
острова М ал ы е Антильские, Ю ж ны е Сандвичевы, Алеутские, К у­
рильские, М арианские, Тонга, К ермадек, гранитно-метаморфиче­
ский слой вы деляется недостаточно четко, граница с в ы ш е л е ж а ­
щ им вулканогенным слоем почти не вы р а ж ен а, скоростные х а р а к ­
теристики пород пониженные. Это свидетельствует, очевидно, об
155
"
относительно малой степени м е там орф и зм а пород и о слабом р а з ­
витии процессов гранитизации слоя.
Н а дне котловин краевы х морей гранитно-метаморфический
слой отсутствует, на что у к а зы в а ю т кроме геофизических м ате­
риалов и д ан ны е глубоководного бурения. Зд есь либо под осадоч­
ным чехлом, либо под вулканогенны м слоем за л е га е т базальтовый
слой с характерн ы м и скоростными парам етрам и. Б азал ьтовы й
слой простирается т а к ж е под островными дугами и подводными
поднятиями, но нигде не выходит на поверхность дна. П р е д п о л а­
гается, что б азал ьтовы й слой в переходных зонах, как и на кон­
тинентальны х окраинах, слож ен метаморфическими породами в
гранулитовой (или ам фиболитовой) фации м етам о рф и зм а и м аг­
матическими интрузиями.
Н а основании изучения ксенолитов в эф ф узи вах островных дуг
Тихого океан а считается, что в составе б азальтового слоя присут­
ствуют основные и ультраосновны е м агм атические образования,
ам фиболиты, гранулиты, кристаллические сланцы. Вероятно, т а ­
кой ж е состав имеют породы, сл агаю щ и е б азал ь тов ы й слой на дне
котловин краевы х морей. Судя по скоростным характеристикам,
эти породы отличаю тся от вещ ества, слагаю щ его третий слой
океанической коры, несколько большей плотностью, что можно
объяснить значительной степенью их м етам орф и зм а, хотя в целом,
ка к отм'ечалось выше, кора на дне многих котловин сходна с ти ­
пично океанической.
Достаточно слож но решить вопрос о природе сейсмических сло­
ев земной коры в С редиземном и Черном морях. Если д л я полу
островов и островов, геологически хорошо изученных, континен­
тальный тип строения гранитно-метаморфического и базальтового
слоев не вы зы вает сомнений, то д ля подводных структур, особен­
но дна котловин, пока нет однозначного ответа. Хотя геофизиче­
ские м а тер и ал ы свидетельствую т об отсутствии на дне котловин
гранитного слоя, что вместе с малой мощностью коры р ассм атри ­
вается ка к д о каза тел ь ств о наличия субокеанической коры, однако
п рямых геологических данных, подтверж даю щ и х этот вывод, пока
нет. В ряде районов, преимущественно у подножий континенталь­
ных и островных склонов, др аги ровани ем и бурением получены
образцы пород континентальной коры (граниты, гнейсы, сланцы,
филлиты, мраморы и т. п.). Н екоторы е авторы на основании это­
го предполагаю т, что здесь практически повсеместно р азвита гете­
рогенная континентальная кора, п огруж ен н ая на дне котловин на
различны е глубины и частично п ерер аботан н ая глубинными про­
цессами [17].
Однако так ие находки еще не являю тся убедительным д о к аза­
тельством этой гипотезы; они свидетельствуют лиш ь о существо­
вании признаков гранитно-метаморфического слоя на внешних
к р а ях континентальных окраин, о б рам л яю щ и х коренную сушу и
острова. Неизвестны т а к ж е процессы, приводящ ие к значительно­
му утонению земной коры под дном котловин по сравнению с кон­
тинентами. В то ж е время предполож ение о наличии здесь релик156
товой океанической (субокеанической) коры реш ает этот вопрос
более естественно. П ри таком решении зал егаю щ и й на б азал ь т о ­
вом слое в ряде котловин Средиземного моря тонкий низкоскоро­
стной слой мож ет р ассм атр и в аться ка к ан ал о г вулканогенно-оса­
дочного слоя котловин краевы х морей. Н и ж е л е ж а щ и й б аза л ь т о ­
вый слой имеет, очевидно, тот ж е состав, что и в остальных пере­
ходных зонах.
Л О Ж Е О К Е А Н О В И С Р Е Д И Н Н О - О К Е А Н И Ч Е С К И Е ХРЕБТЫ
Н а л о ж е океанов и на срединно-океанических хребтах верх­
ний слой консолидированной коры, явл яю щ ий ся фундаментом для
всех морфоструктур, слож ен вулканогенными породами, преиму­
щественно б азал ь там и . Об этом свидетельствуют м атери алы д р а ­
гирования и глубоководного бурения, а т а к ж е данны е геологиче­
ского изучения океанических островов. Н аи б о л ее распространен­
ными являю тся толеитовые б азал ьты . Н а островах и вершинах
крупных подводных гор п р еоб ладаю т щ елочные базальты . З н ач и ­
тельно реж е на дне океанов встречаю тся долериты, д и абазы , габ ­
бро; они приурочены обычно к си ллам , д ай к ам и другим типам
внедрений глубинных пород. Е щ е более редко встречаю тся ультраосновные породы; они о б н ар уж ен ы только в зонах поперечных
трансф орм ны х разломов, рассекаю щ и х срединно-океанические
хребты и п ростираю щ ихся в пределы океанических котловин, а
т а к ж е в некоторых глубоководных ж е л о б ах . Эти породы тоже
являю тся представителям и глубинного вещ ества, внедренного в
верхний слой коры.
Существует, впрочем, ещ е и такое мнение, что второй слой
океанической коры слож ен не только вулканогенны ми породами,
но и переслаиваю щ им ися с ними осадками. В качестве одного из
доводов н азы ваю тся, например, дан ны е по скв. 334 на А тл ан ти ­
ческом хребте и скв. 407 и 408 на хр. Рейкьянес, где в верхнем
слое б азал ь то в об нару ж ен ы небольш ие прослои мелоподобных
осадков, а ниж е вскрыты брекчии, сцем ентированные уплотненны­
ми морскими осадкам и миоценового возраста. Н а основании этого
д ел аю т экстраполяции на весь второй слой или д а ж е на всю кон­
солидированную кору срединно-океанических хребтов, пр ед пол а­
гая д ля нее вулканогенно-осадочное строение с нормальны м з а л е ­
ганием слоистых отложений от древних к молодым. О днако при­
веденные д ан ны е о присутствии осадочных прослоев в верхних
частях р а зр е за коры срединно-океанических хребтов мож но интер­
претировать и по-другому. Они свидетельствуют, вероятно, о л о ­
кальны х повторных излияниях б азал ь то в ы х лав, перекрываю щ их
у ж е сф орм ировавш и еся осадки, или о местных тектонических под­
в иж ках, захв ати в ш и х вместе с вулканогенны м фундаментом часть
в ы ш ел еж а щ и х осадков.
Относительно состава пород, сл агаю щ и х третий слой о ке ан и ­
ческой коры, вопрос реш ается не столь определенно, т а к ка к п р а к ­
тически кроме некоторых участков зон трансф орм ны х разломов
157
Р ис. 44. С о п о с та в л ен и е сейсмического р а зр е з а с геологическими данны ми по
в п а д и н е Хесса на В осточ но-Т и х оок еанском поднятии (по Ю. П. Непрочнову,
Г. Л . К а ш и н ц е в у [1979 г .] ) .
]
2—
3—
— м еста в зяти я проб коренны х пород;
габброидны й ком плекс;
б аза л ь т-д о л е р и т о вый дай ковы й ком плекс;
— океанически е б азал ь ты ; 5 — свеж и е ш аровы е базальтовы е
лавы ;
п р е д п о л а га е м ы й р а з л о м ; 7 — у сл о в н ы е гео л о ги ч ес к и е гр ан и ц ы ;
— сейсм ически е
гр ан и ц ы и ск орости.
6—
4
8
этот слой не о б н а ж а е т с я на дне океан а [12]. Он не достигнут
т а к ж е глубоководным бурением, за исключением, очевидно,
скв. 334, пробуренной в рифтовой зоне ю го-западнее Азорских
островов. Здесь под слоем б азал ь т о в мощностью 62 м вскрыт ниж е­
л еж а щ и й слой серпентинизированных перидотитов и габброидов,
который пройден на глубину до 67 м. О составе пород третьего
слоя, однако, мож но судить по выходам интрузивных пород в зо­
нах тектонических нарушений на срединно-океанических хребтах,
в глубоководных ж е л о б а х и, что более редко, на склонах подня­
тий в п ределах океанических котловин (например, на ВосточноИндийском хребте). С опоставление данны х д р аги ро вани я с сей­
смическими м а тер и ал ам и позволяет получить представление о со­
ставе слоев земной коры океанов (рис. 44).
П ороды третьего слоя, к а к ука зы в аю т эти данные, представ­
лены гипербазитами
(гарцбургиты, лерцолиты, пироксениты,
дуниты ), габброидам и, диоритам и и др. Вместе с интрузивными по­
родами встречаю тся и метаморфические в зеленосланцевой, цеолитовой, амфиболитовой и гранулитовой ф ац и ях (гранулиты, ам ф и­
болиты, м е т аб азал ь ты и метагаббро, спилиты, зелены е сланцы,
серпентиниты), что у к а зы в а е т на п ринадлеж ность их к глубинным
частям океанической коры [72]. Несомненно, что породы третьего
слоя, находясь по сравнению со вторым слоем на более значи­
тельной глубине и п одвергаясь воздействию высоких температур
и давлений, д о лж н ы испыты вать сильную метаморфизацию . С дру­
гой стороны, третий слой формируется согласно концепции текто­
ники литосферных плит в рифтовых зонах в результате подъема
глубинного вещ ества верхней мантии и его дифференциации. При
этом глубинные породы, представленные, по-видимому, перидоти­
тами и другими гипербазитами, п одвергаю тся
гидратации при
158
1
L ;Ь-
3
г
v vk
• »
6
%
7
Рис. 45. М о д е л ь с тро е н и я р иф тов ой зон ы (по О. Г. С о рох т и н у [1975 г .]).
1— о с а д к и ;-'
2
3
4
слои:
— второй (б а з а л ь т о в ы й ),
— т р е ти й (с е р п е н т и н и т о -га б б р о и д н ы й ),
—
тр ети й — н и ж н я я ч а с ть с р азви ти ем м е т а м о р ф и зм а ; 5 — н и ж н я я ч а с ть л и то сф ер ы ;
— асте­
н осф ера; 7 — зон а откры ты х трещ ин ;
— зо н а р азр ы в о в , по которы м п одни м аю тся б а з а л ь ­
товы е м агм ы из астен осф еры .
8
6
взаимодействии с океанской водой и преобразую тся в серпентини­
ты [10]-. П оэтому мож но считать, что третий слой океанической
коры состоит в основном из гипербазитов, габброидов и серпен­
тинитов, в значительной степени подвергш ихся метаморфизации.
О составе слоя разуплотненной мантии со скоростями продоль­
ных волн 7,2— 7,7 км/с, который подстилает кору осевых частей
срединно-океанических хребтов, мож но судить по некоторым об­
разц ам ультраосновны х пород из зон трансф орм ны х разломов, а
т а к ж е на основе теоретических представлений о процессах р а з ­
вития хребтов. Очевидно, в рифтовых зонах (рис. 45) идет про­
цесс вы п лавлен ия б азал ь то в ы х магм из первичного мантийного
вещества, за прототип которого принимаю тся лерцолиты — поро­
ды, близкие к каменным метеоритам. П ри этом б азал ьтовы е м а г ­
мы поднимаю тся вверх и формирую т второй слой океанической
коры, а остаток после их вы п л ав л ен и я об р азу ет породы типа пе­
ридотитов. П оэтому слой разуплотненной мантии следует считать
перидотитовым, а р аспол агаю щ и йся н иж е астеносферный диапир
очагово-расплавленной мантии — лерцолитовы м. С ерпентинизация
перидотитов в верхней части разуплотненной мантии и внедрение
глубинных интрузий п риводят к формированию третьего слоя ко­
ры, который в дальн ей ш ем по мере р азд в и ж ен и я литосферных
плит и метам орф и зац и и нижней части второго слоя об огащ ается
м етаморфическими породами.
В целом геологическое строение срединно-океанических хреб­
тов сильно напоминает структуру офиолитовых комплексов геосинклинальных систем суши. Н а это обратили внимание ср авн и ­
тельно недавно и теперь считается, что офиолитовые комплексы
(или пояса) пред ставл яю т собой реликты океанической коры про­
15»
шлого. Вполне вероятно, что современные континентальные струк­
туры прошли в свое врем я стадию океанического развития. Затем
они были вовлечены в геосинклинальны й процесс, подверглись
сж ати ю и ск ладк о образо в ан ию и превратились в континентальные
массивы.
А НО МАЛ ЬНО Е МАГНИТНОЕ ПОЛЕ
А номальное магнитное поле океанов и морей обусловлено н а­
личием в земной коре магнитоактивных пород, главным образом
магматических, которые во врем я своего об р азо в ан ия (кристалли ­
зации) п риобретаю т намагниченность согласно сущ ествую щему в
тот период магнитному полю Земли. Ф орм а и простирание м а г ­
нитных аномалий могут свидетельствовать о структурных особен­
ностях пород, сл агаю щ и х земную кору, о наличии интрузий, зон
разлом ов и, наконец, о в озрасте дна океана.
В ^результате выполненных в последние десятилетия гидромаг­
нитных и аэромагнитны х исследований установлено наличие двух
основных типов ан ом альн ы х магнитных полей — изометричного и
линейного. Изометричный тип хар актери зуется совокупностью мо­
заично располож енны х магнитных аномалий, не имеющих четко
вы раж енного простирания. Интенсивность их, как правило, отно­
сительно небольш ая, хотя встречаю тся отдельные весьма сильные
аномалии. Аномалии этого типа приурочены к континентальным
о краин ам и прилегаю щ им частям океанических котловин. Линей­
ный тип отличается п реобладан ием линейно вытянутых, чередую­
щихся полож ительны х и отрицательны х аномалий достаточно
большой интенсивности. Аномалии этого типа наблю даю тся на
срединно-океанических хр ебтах и на большей части л о ж а океана,
причем линейные ан ом али и располож ены симметрично относитель­
но оси хребтов. Хотя в к аж д ом типе ан ом альн ы х магнитных по­
лей существуют региональны е разл и чи я в степени линейности, ам­
плитудах и д линах волн отдельных аномалий, наличие этих двух
типов является принципиально важ н ы м . Оно о т р а ж а е т глубокие
разли чи я в х ар а к т е р е магнитной неоднородности континентальной
и океанической земной коры, имеющих разную структуру и разное
происхождение [1, 28].
КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ
ОКРАИНЫ
Д л я обш ирны х ш ел ьф о в Северного Л е д о в и т о г о о к еа н а х а р а к т е р н о слабо­
а н ом ал ь н ое изометричное м агни тно е поле, на ф оне которого вст р е ча ю тс я локаль­
ные а но м ал ии ам п л и ту д о й от 100 д о 300— 400 гамм, приуроченны е к глубинным
р а з л о м а м и б л о к а м эф ф у зи в н о -и н т р у з и в н ы х пород, з а л е г а ю щ и м под осадочным
чехлом. Н а к о нтинентал ьн о м склоне, особен но в районе Ч ук от ск ого краевого
плато, в ы д е л я ю т с я цепочки интенсивных м агни тны х аном ал ий , с вязан н ы х с крае­
выми р а з л о м а м и и с приуроченны м и к ним б а зи т о в ы м и интрузиями. Сходная
с т р у к т у р а магнитного п ол я п р о с л е ж и в а е т с я т а к ж е в д о л ь под во д ного хр. Ломо­
носова, п о д т в е р ж д а я п р е д п о л о ж е н и е о его к онтинентал ьн ом происхождении.
В д о л ь п о д н о ж и я континентальн ого с клон а п ракти чески повсеместно протягива­
160
е тс я зо н а бе за н о м ал ь н о г о м агнитного поля, о х в а т ы в а ю щ а я обл а ст и предконти­
н ентал ьны х прогибов.
В Н о р в е ж с к о - Г р е н л а н д с к о м бассейне на ш ел ьф е и континентальн ом склоне
Г рен ла н д и и четко у с та н а в л и в а е т с я к о р р е л я ц и я м е ж д у к о р отк ов ол н ов ы м и м а г ­
нитными а н о м а л и я м и и п о д н я т и я м и п о д вод но го рельеф а. Очевидно, ф у нд ам е нт
эт их поднятий с л о ж е н сил ьн о м а гн и т н ы м и п о р о д а м и т и п а грани тны х интрузий или
б а з а л ь т о в ы х д а ек , ис пы та в ш и х в е р т и к а л ь н ы е п о д в и ж к и в неогене. Ш е л ьф Н о р ­
вегии и Н о р в е ж с к о е к р а е в о е п л а то х а р а к т е р и з у ю т с я изометричными сла бои н те н ­
сивными м агнитны м и а н о м ал и ям и . Л и ш ь м ес т ам и от м е ча ю т ся зоны повышенных
гради ен тов, с вязан н ы е, очевидно, с р а зл о м а м и . И н тер есно отм етить с у щ е ст в ен ­
ное отличие спокойного м агни тного п о л я ш е л ь ф а Н о рв е ги и от резко переменного
поля ш е л ь ф а Г р енландии, что о б у с л ов ле н о г луб ок и м п огру ж е ни ем ф у н д ам е н т а
в первом районе и близостью его к поверхности д н а во в то р о м [21].
В А тлан тическом ок еа н е на ш ел ьф е Л а б р а д о р а и н а Б о л ь ш о й Н ь ю ф а у н д ­
л ендской банке в ы д е л я е т с я цепь п о л о ж и т ел ь н ы х аном ал ий , с в и д е т е л ь с т в у ю щ а я
о наличии р а зл о м о в, по к оторы м в недр ил ись интрузи вн ы е тела. Согласно р а с ­
четам они за л е г а ю т на г лу б ина х бо л ьш е 4 км от поверхности дн а, что с о г л а с у ­
ется с больш ой мощ ностью осадоч ного чех л а в этом районе. Н а банке Флемиш К а п интенсивные магнитны е а но м ал ии обу сл о в лены и н трузи вн ы м и тел а м и , в е р х ­
ние к ромки ко торы х р а с п о л а г а ю т с я почти на поверхности дна.
Н а ш ельф е п-ова Н о в а я Ш о т л а н д и я и восточного п о б е р е ж ь я С Ш А про­
с л е ж и в а ю т с я в ы т я н у т ы е в д о л ь берега магнитны е аном алии. В бл изи берега они
к ор отк оп ер и од н ы е и в ы со к о а м п л и т у д н ы е, а на внешнем ш ел ьф е с та н о в я т с я б о­
лее д л и н нопе риодн ы м и и менее ин тенсивными, что е в яз ан о , очевидн о, с п огр у­
ж ен и ем кр о в л и ф у н д а м е н т а . В д о л ь к р а я ш е л ь ф а п ро т я ги в а е тс я цепь хорош о
в ы р а ж е н н ы х магни тны х м ак с и м у м о в шириной 30— 80 км с а м п л и т у д а м и от 150
до 600 гамм. П о -в и д и м о м у , эт а к р а е в а я а н о м а л и я с в я з а н а с по д н яти ем ф у н д а ­
мента, прон изанны м ин тр у зи ям и основны х пород , или с к р а е в ы м эф ф е к т о м в зоне
к о н т а к т а океанической и к о нтинентал ьн ой к оры , на что м о ж е т у к а з ы в а т ь с о в п а ­
дение м а к с и м у м о в магни тны х и гра в и т а ц и о н н ы х ан о м ал и й [52].
Н а ш ел ьф е и к онтинентал ьн ом склоне Ю ж н о й А м ерики в д о л ь побережий
Гвианы, Б р а з и л и и и А ргентины о т м е ч а е тс я м оза и чн ое с л а б о а н о м а л ь н о е м аг н и т ­
ное поле. Ш и р отн ы е р а з л о м ы в районе ба нк и А б р олью с п р о с л е ж и в а ю т с я в м а г ­
нитном поле з а м ет н ы м и линейно в ы т я н у т ы м и а н о м ал и ям и .
В С еверном море м агнитное поле спокойное, сла бо а н ом а л ьн ое . Т ак о й ж е
х а р а к т е р п ол я н а б л ю д а е т с я в д о л ь п о б ер е ж и й В е л и к о б р и т ан и и и Ф ранции. Н е ­
с колько бол ее с л о ж н о е строение магни тного поля, обус л ов ле нн о е наличи ем к р а е ­
вых сбросов и опущ ен ны х на р а зл и чн ую глуб ину бл ок ов ф ун д а м е н т а , о т м е ч а ­
е тся в д о л ь п об ере ж и й П и ренейск ого пол у остр ов а. И н тер есно подчеркнуть, что
под вод ны е горы Г ал ис ия , Виго и П о р т о на И б ер и й ск о м к р ае в о м пл а то я в л я ­
ются немагнитны ми. Э т о м о ж е т у к а з ы в а т ь на то, что они с л о ж е н ы осадочными
или м ет а м орф и че с ки м и поро д ам и.
Д о в о л ь н о с л о ж н о е , р е зк о переменное магнитное поле н а б л ю д а е т с я на Ф а ­
рерск о -И с л ан д ск о м пороге и п л а то Р о к о л л . Это с в яз ан о , несомненно, с ш иро ­
ким р а зв и ти ем зд есь п а л еоген о вы х п л а т о б а з а л ь т о в , имеющих в ы сокую н а м а г ­
ниченность.
К о н т и н е н т а л ь н а я о к р а и н а А ф рики в А тл ан тич еск ом океане сх о д н а по с т р у к ­
туре м агнитного п ол я с континентал ьн ой окраи ной Северной Америки. Н а п р и ­
мер, в р айоне м е ж д у о с т р о в а м и К а н а р с к и м и и Зе л ен ог о М ы с а в д о л ь к р а я ш ел ь­
фа
прослеживается
четко
в ы р а ж е н н а я лин е й н ая а н о м а л и я ам п л итуд ой до
600 гамм. О чевидно, п р о и с х о ж д е н и е ее т а к о е ж е, к а к и у п о б е р е ж ь я Америки.
А н ал огичн ая к р а е в а я а н о м а л и я з а р е г и с т р и р о в а н а ю ж н е е в районе Монровии.
У п о б е р е ж ь я Ю г о -З а п а д н о й Аф рики т а к ж е в ы д е л я е т с я система пол о ж ит ел ьн ы х
аном алий с а м п л и т у д а м и 200— 500 гам м , п р о т я г и в а ю щ и х с я п а р ал л е л ь н о к он т и ­
нентал ьном у склону.
М агн итное поле континентал ьн ой о к р аи н ы А ф рики в И ндийском ок е а н е и з у ­
чено мало. В целом зд есь т а к ж е о т м е ч а ю т ся м озаичное с л а б о а н о м а л ь н о е м а г ­
нитное поле на ш ел ьф е и к р а е в а я а н о м а л и я н а д внешней границей ш ел ьф а и
верхней частью континентал ьн ого склон а. М е с та м и п р о с л е ж и в а ю т с я более четко
в ы р аж ен н ы е л инейные аном ал ии , с в я з а н н ы е с р а з л о м а м и или в н е дре ниям и ин­
трузивны х пород. То ж е с а м о е м о ж н о с к а з а т ь и об а н ом ал ь н ом м агнитном поле
И
З а к . 1344
161
к онт ине нт ал ьн ы х ок р аи н А ра в и й с к о го пол у остр ов а, И р а н а и Индии. Крупный
ра зл о м , п р о т я ги в а ю щ и й с я в д о л ь ш ел ьф а от р а й о н а К а р а ч и д о ю ж ной оконеч­
ности И н д о с т а н а , п р о с л е ж и в а е т с я по линейным магнитны м а н о м ал и ям и под­
т в е р ж д а е т с я сейсмическими д а нны м и. Зн а ч и те л ь н ы е а ном ал ии в ы явл ены на кон­
т инентал ьн ом с клон е Ш р и -Л а н к и ; они сви де те л ьс тв ую т о пр о д о л ж е н и и наземных
с трук т ур
под
водой и у к а з ы в а ю т на тектоническое п р ои сх ож де ние каньона
Т р и н к о м а л и и д ругих п од обн ы х ф о р м [7].
Н а континентал ьн ой о к р аи н е у с ев е р о -за п а д н о го п о б е р е ж ь я А встралии маг­
нитное по л е неоднородное: на внутрен нем ш ел ьф е оно имеет с лож н ы й харак тер ,
зд есь от м е ча ю т ся интенсивные зн ак оп е рем е н н ы е ано м ал ии , т о г д а к а к на внеш ­
нем ш ел ьф е н а б л ю д а е т с я более спокойное поле. Э то с в я з а н о с близким к поверх­
ности за л ег ан и ем м аг н и то а к ти в н ы х по р о д ф у н д а м е н т а окол о бе рега и со значи­
тел ьн ы м их пог р у ж е н и ем в сто р о н у ок еана. В д о л ь за п а д н о г о п о б е р е ж ь я А в с тра ­
лии на ш ел ьф е п р е о б л а д а е т с л а б о а н о м а л ь н о е м агни тное поле. О д н ак о около
мыса Н а т у р а л и с т а
п р о т я г и в а е т с я полоса к рупны х а ном ал ий
(от 500 до
1500 г а м м ) ,
приуроченны х к р а з л о м а м ,
р а сс ек а ю щ и м с у ш у и прилегающ ий
шельф. В д о л ь ю ж н о го п о б е р е ж ь я А в с тр а л и и по магнитны м д анны м на ш ельфе
под о с а д к а м и в ы я в л е н ы глу б о к и е у зк и е депрессии, я в л я ю щ и е с я погребенными
э р озио нны м и дол ин ам и. В то ж е в р е м я на к о нтинентал ьн о м склоне магнитное
поле зд есь з а м е т н о более спокойное, чем п о д т в е р ж д а е т с я наличие
мощного
о садочного чехла, у станов л ен ного сейсмическими исследованиям и.
В . Т и х о м о кеане в д о л ь активной ко нтинентал ьн о й ок раи ны Ю ж н о й Америки
по х а р а к т е р у магни тного п о л я в ы д е л я ю т с я три зоны: а) внутренний склон Пе­
р уа нск о го и Чи л ийск о го ж ел о б о в , где а н о м а л и и незначительны е; б) внешний
с кл он эт их ж ел о б о в , где на фоне почти беза н о м ал ь н о г о п ол я встречаю тся л о к ал ь­
ные а н о м ал и и зн ачительной интенсивности; в) внешний в а л , д л я которого ха­
р а к т е р н ы а н о м а л и и интенсивностью д о 400 гамм. И с то ч н и к а м и а ном ал ий явля­
ются -блоки ф у н д а м е н т а , п рак ти ческ и в ы х о д я щ и е на поверхность дна, а также
неодноро д ности в б а з а л ь т о в о м сло е и верхней мантии. Сходный х а р а к т е р магнит­
ного п ол я н а б л ю д а е т с я д а л е е к с ев еру — в д о л ь п о б е р е ж ь я Ц ен т р ал ь н о й Америки
[41].
М а гн и т н ое поле ко нтинентал ьн о й о к раи ны А н та р к ти д ы почти не изучено,
о д н а к о м о ж н о п р е д п о л а га т ь, что зд ес ь оно т а к ж е д о л ж н о иметь мозаичную
с тру к т ур у, обу с л ов ле нн ую в л ия ние м бл о ков ин трузи вн ы х поро д и разлом ов в
ф унд ам енте.
ПЕРЕХ О ДН Ы Е ЗОНЫ
В соответствии со с л о ж н о й с тр у к т у р о й земной коры переходны х зон здесь
н а б л ю д а е т с я сочетание м озаичного и линейного м агнитны х полей, причем их
ро л ь в ра зн ы х р а й о н а х не один ак о в а . В целом д л я при кон ти нен тальны х районов
ха р а к т е р н о м озаичн ое с л а б о а н о м а л ь н о е поле, д л я остр овны х ду г — линейное поле
с ор и е н т и р о в к о й а н о м а л и й в д о л ь с т рук т ур, д л я дн а котл овин к р а е в ы х морей —
чередован ие м озаичного и линейного полей, причем наличие линейного поля
с ви де те л ьс тв ует н а р я д у с сейсмическими да н н ы м и об субокеанической (или близ­
кой к океанической) с т р у к т у р е коры .
В К а р и б с к о м море Ю к а т а н с к а я и В е н ес у эл ь ск а я котловин ы отмечаются
ср ав н и те л ьн о спокойны м с л а б о а н о м а л ь н ы м полем, т о г д а к а к в Колумбийской
котл о вин е н а б л ю д а ю т с я зн ак опе рем е нны е а н о м а л и и а м п л итуд ой 150— 200 гамм.
С л о ж н о е м агнитное поле с а м п л и т у д а м и ан о м ал и й д о 500 г ам м установлено над
порогом Н и к а р а г у а . О тносительн о н ебол ьш ие ан о м ал и и п р о с л е ж и в а ю т с я вдоль
хребтов Б е а т а , Авес и в ул к ани че ск о й дуги М а л ы х Антильских островов. Более
за м ет н ы е ан о м ал и и интенсивностью до 300 га м м в ы явл е н ы в д о л ь Б ольш их Ан­
тильских остр ов ов и северного п о б е р е ж ь я Венесуэлы. Н а и б о л е е к р у п н а я анома­
л ия интенсивностью д о 600 г ам м п р о с л е ж и в а е т с я в д о л ь северного борта желоба
К а й м ан , в то в р ем я к а к н а д ж е л о б о м П у э р т о - Р и к о ан о м ал и и не превышают
50 гамм.
В д о л ь Ю ж н о -А н ти л ь ск о й островной д у г и т а к ж е п р о с л е ж и в а ю т с я относитель­
но м а л о а м п л и т у д н ы е магни тны е а ном ал ии , с в я з а н н ы е с в ы х о д а м и вулканоген­
ных пород. Н а дне м о р я С к ош а в его восточной части м агнитны е аномалии
имеют су б м ер и д и о н ал ьн о е п р ости ран ие п а р а л л е л ь н о дуге Ю ж н ы х Сандвичевых
162
островов. В з а п а д н о й ч асти м ор я п р о с л е ж и в а е т с я система четко вы раж ен ны х
линейных ан о м ал и й океани ческого типа. В п ро л ив е Д р е й к а ан о м ал и и ориенти­
рованы на сев е ро -вос ток и симм етричны относительно оси срединной зоны гр яд
и ж ел обо в . Эти а н о м а л и и у к а з ы в а ю т на процессы р а з д в и ж е н и я д н а о к еана, при­
в ед ш ие к о б р а з о в а н и ю п р о л и в а Д р е й к а [46].
В Т ихом ок еа н е в районе А л еутской о стровной дуги п р о с л е ж и в а ю т с я пол о ­
с овые м агни тны е а н о м а л и и интенсивностью д о 600 гамм, приуроченны е к осевым
ча с тя м а н ти к ли н а ль н ы х с к л а д о к и обус л ов ле нн ы е глуб инн ы ми б л о к а м и б а з а л ь т о ­
вого слоя. Н а дн е котл ов ин ы Б е р и н г о в а м о р я в ы явл е н ы полосовые аномалии,
п р о т я ги в а ю щ и ес я п а р а л л е л ь н о о стровной дуге. В ер хние кр ом к и источников а н о ­
малий по расч ет ам за л е г а ю т на поверхности ф у н д ам е н т а.
В д о л ь К у р и л ь ск о й островной ду г и т а к ж е п р о т я г и в а е т с я зона линейных по­
л о ж и т е л ь н ы х и о т р и ц а те л ьн ы х магни тны х а ном ал ий , п р о д о л ж а ю щ а я с я д а л е е в
пр е д е л ах К а м ч а тк и . Верхние к р о м к и а н о м а л и е о б р а з у ю щ и х тел за л е г а ю т близко
к поверхности и с в я з а н ы с вул к ан оге н н ы м и пор о д ам и плиоцен -четвертичного
в озра ст а. Н а д осью К у р и л о -К а м ч а т с к о г о ж е л о б а н а б л ю д а ю т с я с л а б ы е о т р и ц а ­
т ельные а н о м ал и и ; в К у ри л ь ск о й к отл о в ин е м агнитное поле скорее изометричное, чем линейное. О с т а л ь н а я часть Ох отского м оря, р а с п о л а г а ю щ а я с я в пр е д е ­
л а х к онтинентальной окраи ны , х а р а к т е р и з у е т с я в целом с л а б о а н о м а л ь н ы м изометричным полем, к оторо е о с л о ж н я е т с я л о к ал ь н ы м и по л о ж и т ел ьн ы м и а н о м а л и я ­
ми, с вя з а н н ы м и с п о д н я ты м и б л о к а м и ф у н д ам е н т а.
Японское море т а к ж е о т л и ч а ет ся н ео дно род ны м м агнитны м полем, где со­
ч етаю тся участки изометричного, линейного и б е за н о м ал ь н о г о полей. В п р и б р е ж ­
ной зоне П р и м о р ь я в ы д е л я ю т с я зн ак опе рем е нны е аном ал ии , приуроченные к
в н е д р е н и я м по системе ш ир отн ы х и м ер и дио н ал ьн ы х р а зл о м о в интрузий основ­
ного с остава. Н а в озв ы ш е ннос ти Я м а т о на фоне спокойного м агни тного поля
видны л о к а л ь н ы е а ном ал ии , обу с л ов ле нн ы е по д н я ты м и б л о к а м и ф ун д ам е н т а,
с лож енного, вер оятно, ву л к ан о г е н н ы м и поро д ам и. В к отл ов ин е м о р я п р о с л е ж и ­
в аю т с я линейные а ном ал ии , п а р а л л е л ь н ы е Японской островной дуге, сходны е с
океаническим и пол о с ов ы м и а н о м ал и я м и , но уверенно не и д ент иф и цируе м ы е [33].
Н а ш ел ьф е В ос точ но-К ит ай ск ого м о р я р а зв и т ы л инейные а ном ал ии , с в я з а н ­
ные с док е м бр и й ск и м и а н ти к л и н а л ь н ы м и с т р у к т у р а м и ф у н д а м е н т а , а вблизи
о стровов
Рюкю — с
анти кли норием
альпий ских
с тр у к т у р
островной дуги.
Т а к а я ж е к а р т и н а н а б л ю д а е т с я на ш ел ьф е Ю ж н о - К и т а й с к о г о м о р я и в к о т л о ­
вине в бл и зи Ф илиппинских ос тровов, где х о р о ш о за м е т н а р е з к а я смена к о р о т ­
к о периодн ы х ан о м ал и й с покойны м полем. Л и н е й н ы е а н о м а л и и к отл ов ин ы н а п о ­
м инают океанические и м огут с ви д е т е л ь с т в о в а т ь о с убо к еа нич ес к о м типе земной
коры . В Ф илиппинском море о т м е ча е тс я типичное океаническое линейное м а г ­
нитное поле, что с о гл а су е тс я с океаническим типом земной коры. В северной
части к отл о в и н ы з а ф и к с и р о в а н ы п олосовы е а ном ал ии , дос та точно уверенно к о р ­
р ели р ую щ и е с ан ал о г и ч н ы м и а н о м а л и я м и о к еа н а д л я п е р и од а времени от 11 до
24 млн. л е т [ l l в . райо не З о н д ск о й островной ду г и п р о с л е ж и в а е т с я це пь за м етны х м агни т­
ных аном ал ий , с в я з а н н ы х с а н ти к л и н а л ь н ы м и с т р у к т у р а м и островов. Внешний
гребень ду г и и его склон к г л у б о к о в о д н о м у ж е л о б у х а р а к т е р и з у ю т с я п р а к т и ­
чески б е за н о м ал ь н ы м полем. Н а д ж е л о б о м а н о м ал и и слабы е, но на внешнем
его склоне они более зн ачительные.
В Н ов огви нейск ом море в его ю ж н о й части в ы д е л я ю т с я изометричные а н о ­
малии интенсивностью 200—400 гамм. В средней части м о ря п р о т яги в а ю т ся л и ­
нейные с у б ш и р о тн ы е а н о м а л и и с а м п л и т у д а м и д о 2000 г ам м, с в я з а н н ы е с глу­
бинным р а зл о м о м , а в северной части менее зн ач ите л ьны е аном ал ии , приурочен­
ные к островной дуге. К вост ок у от о. Н о в а я Г винея прос ти рае тс я д р у г а я зона
ин тенсивных а ном ал ий , т а к ж е о б у с л о в л е н н а я г лубинным р а зл ом ом , где верхние
кромки а н о м а л и е о б р а з у ю щ и х тел н а х о д я т с я близко к поверхности дн а. В районе
Сол ом о но в ы х остро вов, п р о д о л ж а я м агни тную зон у северной части Н о в о г ви н е й ­
ского м оря, п р о т я г и в а ю т с я аном ал ии , п а р а л л е л ь н ы е островной дуге, с вя з ан н ы е
с а н д е зи т о - б а за л ь т о в ы м и и г и п е р б а зи т о в ы м и интрузи вн ы ми телами.
Н а большей части С е в е р о -Ф и д ж и й с к о го п л а то р а зв и т ы суб ш и р о тн ы е м а г ­
нитные ан о м ал и и интенсивностью от 200 д о 700 гамм, к оторы е с о гл а су ю т ся с
расчлененны м х о л м и с то -г р я д о в ы м рельеф ом . В восточной части п л а то про и схо­
дит смена про с ти р ан и я ан о м ал и й на су бм ери ди он ал ьн о е, к отор ое п р о с л е ж и в а ­
11*
163
ется т а к ж е в д о л ь хр. К о л в и л л - Л а у , о стровной ду г и Т о н г а - К е р м а д е к и в ложбине
м е ж д у ними. П р е д п о л а г а е т с я , что зд есь н а х о д и т с я м е с т н ая зо н а р а зд в и ж ен и я
д н а о к еа н а , м а р к и р у е м а я линейным и м агни тны м и а н о м а л и я м и [18]. Н а д ж е л о ­
бам и Т онга и К е р м а д е к м агни тное поле относительно спокойное, аном алии не­
значительные.
Н а д х р е б т а м и Л о р д - Х а у и Н о р ф о л к ( в к л ю ча я о. Н о в а я К а л е д о н и я ) про­
с л е ж и в а ю т с я интенсивные п о л о ж и т е л ь н ы е а н о м а л и и с а м п л и т у д а м и от 300 до
1000 г амм , к оторы е в д о л ь п о д н о ж и я х р е б то в см е н яю т с я менее интенсивными от­
р иц ател ь ны ми а н о м ал и ям и . В ерх ние к р о м к и м а г н и т о в о зм у щ а ю щ и х тел н а х о д я т ­
ся вблизи поверхности дна. Н а Н о в о зе л а н д с к о м п л а то о т мечаю тся различн о
орие н т и ров ан н ы е
л инейные и и зо метр ичн ы е ан о м ал и и интенсивностью 150—
200 гам м . А н ом ал ьн ое пол е не с о гл а с у е тс я с р е ль еф о м д н а и обусловлено, оче­
видно, глубинной с тр у к т у р о й ф у н д а м е н т а , пе рек р ы т ого осадоч ны м чехлом. Л и ­
нейные ан о м ал и и с в я з а н ы с и н тр у зи я м и основны х пород, приуроченных к зонам
разл о м ов.
С л о ж н ы й х а р а к т е р а н о м ал ь н ого м агнитного п ол я н а б л ю д а е т с я в С редизем ­
ном море [17 ]. В ы д е л я е т с я р я д о бл а ст ей с различн ой с трук тур ой магнитных
ано м ал ий , с о о тв е тс тв у ю щ и х к ру пны м б л о к а м ф у н д а м е н т а , к оторы е разл ичаю тся
степенью р а з в и т и я и н тр узи вн ы х тел и м аг м атич еск их м а гни то а к тив ны х пород.
В за п а д н о й части м о р я в бл и зи п о б е р е ж и й о т м е ч а е тс я до в о л ьн о д и ф ф е р ен ц и р о ­
в ан н о е магни тное поле с п р е о б л а д а н и е м су б ш и р о тн ы х ан о м ал и й интенсивностью
150— 300 г ам м , а в А л ж и р о -П р о в а н с к о м бассейне — спокойное изометричное
поле с от дел ь ны м и а н о м а л и я м и д о 200 г ам м . П р а к ти ч е ск и беза н о м ал ь н о е поле
х а р а к т е р н о д л я А ф ри к ан о-С и ц и л и й ск о г о порога. В Т ир рен ск ом море н а б л ю д а ­
е тся с л о ж н о е сочетание б е за н о м ал ь н ы х у ч а с тк о в с р а й о н а м и р а зв и т и я значитель­
ных ан о м ал и й (до 1000 г а м м ) , п ри уроченны х к п од во д н ы м и на д в о д н ы м в ул­
к ан ам.
Д о в о л ь н о за м е т н ы е магни тны е
а н о м а л и и интенсивностью 100— 200 гамм,
орие н т и ро в ан н ы е с ю г о -з а п а д а н а с ев ер о-во сток или в с убш и ро тн ом направле­
нии, приурочены к це н т р ал ь н о й ч асти И он ического моря. О б ш и р н а я область
спокойного магни тного п о л я с от д ел ь н ы м и а н о м а л и я м и не более 50— 100 гамм
р а с п о л а г а е т с я м е ж д у И он ически м м орем и о. Кипр; с ю д а в х о д я т Крито-Родосс кая о с тр о в н а я д у г а, Эллинский ж е л о б , Ц е н т р а л ь н ы й Средизем ном орский вал,
Л е в а н т и й с к а я к о тл ов ин а. Эти м о р ф о с т р у к т у р ы п ракти чески не в ы де ляю т с я в
магнитное поле, т а к к а к м а г н и т о в о з м у щ а ю щ и е п ороды ф у н д а м е н т а за легают
здесь на больш их глубинах. В с ам о й восточной части С редизем но го моря на­
б л ю д ае тс я сильно в о зм у щ ен н о е м агни тное поле с к ор отк оп ер и од н ы м и ано м ал ия­
ми 200— 500 га м м (м ес т ам и д о 1000 г а м м ) , им ею щ и м и субм ер и дион ал ьн ое про­
стирание.
Л О Ж Е ОКЕАНОВ И С РЕ Д И Н Н О -О К Е А Н И Ч Е С К И Е ХРЕБТЫ
Отметим основные черты линейного (полосового) магнитного
поля на дне океанов: а) полосы полож ительны х и отрицательных
аномалий ориентированы по простиранию хребта, их непрерыв­
ность наруш ается лиш ь поперечными трансформ ны ми разломами;
б) вдоль оси хребта практически повсеместно прослеживается
риф товая ан ом али я, ее ам плитуда в 1,5— 2 раза больше, чем у
соседних аномалий, и достигает 1000— 1500 гамм; в) в обе сторо­
ны от осевой ан ом али и симметрично р асполагаю тся другие ано­
малии, причем ам плитуда и форма симметричных аномалий сход­
ны; г) аномалии определенного облика законом ерно
сменяют
друг друга по мере удал ен и я от оси хребта (рис. 46).
Эти черты позволяю т осущ ествлять корреляцию отдельных ано­
малий д а ж е при относительно редкой сети магнитных профилей.
По данны м ан ал и за м атери ал ов магнитных съемок выделены ха­
рактерны е симметричные аномалии, которым присвоены номера
164
Модель
.;
2,5 \Z,1
\ (0 )
ОД
f ( Ч I ( Ч ..............1,0 \ 2,1 \ 2,бсм/год
fW*Sr%—
f Vvr ^MA—<^5/“
W vvv>Л-J^^ЛЛVl__~^ЛvA✓"ЛJv '%лVY‘Wlfr|WYV\J
j
\Ч2°с.ш.
i— i-—I— i__i i i i
1000
500
i i i i
0
-I
I L
500
-J
I
L
1000км
Рис. 46. К о р р е л я ц и я пол о с ов ы х м аг н и тн ы х ан о м ал и й по п роф и л ям магнитной
съемки в Северной А т л а н т и к е и с о по ста вл е ние их с расчетной моделью (по
У. П и тм а н у , М. Т а л ь в а н и [1972 г .]) .
от 1 до 34 (рис. 47, в к л а д к а ) . С читается, что полосовая структура
магнитных аномалий связан а с периодическими инверсиями м аг­
нитного поля Зем ли; отмечая сн ач ал а рифтовую зону, ан ом али я
затем р азд ел я ется и соп рово ж д ает раздвигаю щ и еся литосферные
плиты. Н а основании этого была р а зр а б о т а н а
п алеом агни тн ая
ш кала инверсий и д л я к а ж д о й аномалии определен ее возраст.
Аномалии 1— 34 у кл ад ы ва ю тся в период времени около 80 млн.
лет. Кроме того, в ряде периферийных районов океанов были
выделены более древние — мезозойские — аномалии, обозначенные
индексами от M l до М25 [1, 10, 69].
Полосовое магнитное поле океанических котловин сменяется
вблизи континентальных окраин спокойным полем, что наиболее
хорошо видно в Атлантическом и Индийском океанах. Граница
между полосовым и спокойным полями обычно проходит по внеш ­
нему краю наклонны х равнин аккум улятивны х шлейфов, совп адая
в основном с предконтинентальными прогибами. П редполагается,
что смена полей св яза н а либо с маскирую щ им действием мощной
толщи осадочного чехла, либо со сменой структурного п лан а зе м ­
ной коры от океанического к континентальному. В то ж е время
внешние границы срединно-океанических хребтов практически не
отраж аю тся в х а р а к тер е полосового магнитного поля, что свиде­
тельствует о генетическом родстве фундамента, слагаю щ его хреб­
ты и дно океанических котловин.
В Е вразийском бассейне Северного Ледовитого океана магнит­
ное поле х ар актери зуется четко вы раж ен н ой линейной структурой
я упорядоченным располож ением аномалий относительно оси сре­
динно-океанического хр. Г акк ел я. В ы деляю тся аномалии от осевой
до 27, что соответствует возрасту около 67 млн. лет. Амплитуды
аномалий здесь достаточно большие, но меньше, чем в других океа­
нах. Система линейных ан ом али й примерно через ка ж д ы е 30—
50 км рассечена крупными и мелкими поперечными разломами,
по которым ан ом али и см ещ аю тся в ту или иную сторону на 20—
30 км. Н а фоне полосчатой структуры поля, кроме того, выделя­
ются локал ьн ы е аномалии, связан ны е с подводными горами и дру­
гими ф ормами подводного рельеф а [23].
В А меразийском бассейне Северного Ледовитого океана струк­
тура магнитного поля не т а к а я упорядоченная. Н а д хр. Менделее­
ва поле хара ктер и зу етс я вытянутостью аном альны х зон по прости­
ранию структур, нарушенной поперечными разл ом ам и , а также
однородностью спектра ан ом али й и их зональностью. П равд а, осе­
в ая ан о м али я отсутствует и симметрия проявляется слабо. Воз­
можно, что хр. М енделеева пред ставл яет собой древнюю средин­
но-океаническую морфоструктуру, соединявш ую ся когда-то через
Б аф ф ин ов за л и в со С р ед ин н о -Л аб рад орск им хребтом. Д л я осталь­
ной части дна Амеразийского бассейна изученность магнитного
ноля пока недостаточна, чтобы вы делять какие-либо определенные
линейные аномалии.
В Н орвеж ско-Г ренлан д ском бассейне прослеж иваю тся полосо­
вые магнитные аномалии, охваты ваю щ и е почти все дно котловин.
О днако в северной части Гренландского моря они развиты только
к зап ад у от хр. Книповича, а на востоке срезаю тся континенталь­
ным склоном. В Н орвеж ской котловине вы деляется своя система
аномалий (от 6 до 23) относительно оси погребенного хр. Эгир.
Н аиб ол ее полно разви та система аномалий относительно оси
хр. Мона, где они кулисообразно см ещ аю тся по нескольким попе­
речным р азл о м а м , наиболее крупным из которых является разлом
Ян-Майен. К югу от него, вдоль хр. Колбейнсей, протягивается
система полосовых ан ом али й от 1 до 5. И сландское ж е плато вме­
сте с Ян-М айенским хребтом характери зую тся мозаичным знако­
переменным полем с ам пли тудам и 200— 400 гамм, что указывает,
вероятно, на субконтинентальны й тип коры [21].
Н а хр. Р ей кьян ес и в прилегаю щ их котловинах отмечается
хорошо развитое полосовое магнитное поле, являю щ ееся классиче­
ским образцом, на основе которого были р азра б ота н ы некоторые
вопросы геомагнитной хронологии. Четко вы деляю тся все аномалии
вплоть до 23. Ш ири н а полож ительны х и отрицательны х аномалий
по обеим сторонам от оси хребта пропорциональна длительности
166
эпох палеомагнитной полярности. Ш ирокие полосы, например, со­
ответствуют эпохам прямой (Брю нес, Гаусс) и обратной (Матуяма, Гильберт) полярности, а узкие полосы сопоставляю тся с палеомагнитными эпизодами этих эпох (Х арамильо, О лдувай, Каена,
М аммот и д р . ) .
В Л аб р ад о р ск о й котловине о б наруж ен о полосовое магнитное
поле с ан о м али ям и от 19 до 24, приуроченными к погребенному
С ред ин н о-Л абрадорском у хребту. На ю го-западе аномалии резко
поворачиваю т к югу и соединяются с ан о м али ям и Атлантического
хребта.
Д л я всего Атлантического хребта и прилегаю щ их котловин ха­
рактерно хорошо вы раж ен н ое полосовое магнитное поле с ан о м а­
лиями до 34. Исклю чение со ставляет лиш ь приэкваториальны й
район о кеана, где вблизи магнитного эквато ра аномалии в ы р а ж е ­
ны слабо и поэтому нет возможности их выделить и проследить
на большое расстояние. Сопоставление геомагнитных профилей с
рельефом ,дна океан а п оказы вает, что границы рифтовой зоны
примерно совп ад аю т с положением аномалии 5, а внешние грани­
цы Атлантического хребта — с ан ом али ям и 25— 26. Кроме того,
в приконтинентальных частях С еверо-Американской, К ан арской и
Капской котловин обнаруж ен ы мезозойские аномалии, ориентиро­
ванные по простиранию срединно-океанического хребта, причем
наиболее древние из них (до М 22), образую щ и е последователь­
ность Кйтли, распол агаю тся в ю го-западной части Северо- Амери­
канской котловины [69].
В зонах поперечных разлом ов наблю дается, ка к правило, сме­
щение аномалий в ту или иную сторону соответственно сдвигу
рифтовых структур. С ами разл ом ы фиксирую тся в магнитном по­
ле интенсивными ан ом али ям и, связанны ми, очевидно, с интрузия­
ми глубинных пород. С лож ны м магнитным полем отличается рай­
он Азорских островов, что вызвано сочетанием здесь различно
ориентированных морфоструктур. Так, вдоль рифтовой зоны и
хр. М есяцева п р ослеж и ваю тся полосовые аномалии северо-восточ­
ного простирания, а на хр. П а л м е р а , Азорском плато и АзороГ и бралтарском пороге аномалии имеют субширотное простирание.
Д ет ал ь н ы е исследования на полигонах позволяю т более под­
робно изучать морфологию и структуру магнитных аномалий и
вы являть их связь с подводным рельефом. Н апример, на полиго­
нах в районах 45 и 40— 41° с. ш. риф товая зона представлена
сводовым поднятием с глубокой рифтовой долиной и относительно
мелко расчлененными рифтовыми грядам и, протянувш имися на
значительные расстояния. М агнитны е аномалии здесь имею т хоро­
шо вы раж ен н ую линейность и большие градиенты — до 200 гамм/
км. На полигонах, располож енны х ю ж нее (30, 27, 22— 23° с. ш.
и 6— 8° ю. ш .), рельефу рифтовой зоны свойственно крупноблоковое расчленение, вытянутость гряд в ы р а ж ен а слабее. М агнитные
аномалии здесь менее линейные и контрастные, с градиентами
около 100 гамм /км. М агнитное поле в д етал я х напоминает мо167
■>
заичное, но отдельные аномалии распол агаю тся цепями друг за
другом, об р азу я в целом протяж енны е полосы [27].
Н а ф л ан гах Атлантического хребта и в котловинах полигонные
съемки подтвер ж даю т полосовой х ар а к тер магнитного поля; такая
картина наб лю д ается, например, на полигонах, располагающихся
в районе 6— 8° ю. ш. на расстояниях 200, 800 и 1300 км от оси
хребта. А налогичная картин а в ы явлена на полигоне в котловине
Зеленого М ы са по д анны м исследований Н И С «Д митрий Менде­
леев». Зд есь пр осл еж и ваю тся полосовые аномалии субмеридионального простирания, состоящие в свою очередь из систем от­
дельных ан ом али й р азм ер ам и п орядка 10 км, которые хорошо
коррелирую т с л окал ьн ы м и ф ор м ам и подводного рельефа.
Методом пересчета магнитного поля в нижнее полупространство
установлено, что наб лю д аем ы е в рифтовой зоне Атлантического
океан а полосовые аномалии п редставляю т собой суммарный эф­
фект ло кал ьн ы х (коротковолновых) весьма интенсивных анома­
лий, связанны х с неоднородностями земной коры, горизонтальные
разм еры которых 0,5— 3,0 км. Верхние кромки магнитовозмущающих тел за л е га ю т у самой поверхности дна, совп ад ая с кровлей
фундам ента. П ри удалении от рифтовой зоны к океаническим
котловинам верхние кромки погруж аю тся, п ерекры ваясь слабомаг­
нитным слоем измененных б азал ь то в и немагнитным слоем осад­
ков [28].
В Индийском океан е полосовые магнитные аномалии образуют
две основные системы: а) связанную со срединно-океаническими
хребтам и и п ростираю щ ую ся вдоль их структур, б) расположен­
ную в океанических котловинах в зап ад н ой и восточной частях
океана, где аномалии ориентированы в другом направлении. Повидимому, последние о б разо в ал и сь на ранних этап ах развития
океан а и приурочены к древним осям р азд в и ж ен и я литосферных
плит, не совпадаю щ им с современными [1].
В рифтовой зоне Красного моря выявлены аномалии с 1 по 3,
которые ука зы в аю т на н ачальны й этап разд виж ен ия литосферных
плит в этом районе. В Аденском зал и в е отчетливо прослеживают­
ся аномалии вплоть до 5, которые ориентированы с за п а д а на вос­
ток и ступенчато см ещ аю тся по серии поперечных разломов. Вдоль
всего Аравийско-Индийского хребта, вплоть до Ц ентрального мас­
сива, т а к ж е протягиваю тся полосовые аномалии от 1 до 5, ориен­
тированны е с север о-зап ад а на юго-восток и смещенные по много­
численным р а зл о м а м в правостороннем направлении. По-видимому,
сам хребет и р ассекаю щ и е его разлом ы были зал ож ены от­
носительно недавно — не ранее, чем в период формирования ано­
м алии 5. Это п о дтв ерж дается тем, что в С омалийской и Аравий­
ской котловинах по обеим сторонам хребта выявлены полосовые
аномалии с 23 по 28, ориентированные в субширотном направле­
нии, которые могли сф орм ироваться при другом положении оси
разд виж ен ия. Ещ е одна серия полосовых аномалий с 23 по 33
п рослеж и вается в М ад аг а ск а р ск о й
котловине; по ориентировке
168
они отличаю тся от аномалий Аравийско-Индийского хребта и
Сомалийской котловины, з а н и м а я какое-то среднее положение.
Западн о-И н дий ский хребет изучен недостаточно. Больш ое коли­
чество поперечных разл о м о в осл ож н яет его структуру и ан о м а л ь ­
ное магнитное поле, поэтому интерпретация аномалий затру д н и ­
тельна. Здесь мож ет быть намечена северо-восточная ориенти­
ровка полосовых ан ом али й в пределах рифтовой зоны.
На Ц ентральноиндийском хребте п р ослеж и вается система по­
лосовых аномалий от 1 до 20, ориентированных вдоль его струк­
тур и смещенных в ту или иную сторону поперечными разломами.
Эта система простирается в обе стороны в пределы котловин
Крозе и Ц ентральн ой, где вы деляю тся аномалии с 23 по 32, при­
чем в Ц ентр альн о й котловине они приобретаю т субширотное н а­
правление. Восточно-Индийский хребет сл у ж и т здесь границей
распространения этих аномалий, а с другой стороны от него — в
Кокосовой и Западн о-А встралий ской котловинах — просл еж и вает­
ся д ру гая система субширотных аномалий, нум ерация которых
обратная (с севера на юг). Н аиб ол ее древние — мезозойские —
аномалии, ориентированные в северо-восточном направлении, об­
наружены в восточной части океан а — в котловинах Н а тур ал и ста
(от M l до М П ) и С еверо-А встралийской (от М22 до М 25).
Хорошо р а зв и та я система полосовых аномалий, вплоть до 27,
протягивается вдоль А встрало-А нтарктического поднятия и при­
легающих котловин. Крупные поперечные разл ом ы меж ду кон­
тинентальными окраин ам и А встралии и Антарктиды смещ ают
аномалии в ту или иную сторону на 200—400 км. Отчетливо иден­
тифицируемые ан ом али и 17, 18 у подножий поднятия Кергелен,
Западно-А встралийского хребта и континентального склона югозападной части А встралии свидетельствую т о былом соединении
этих морфоструктур.
Н аиболее сл о ж н а я структура линейного магнитного поля н а ­
блюдается в Тихом океане. Ю ж н а я и восточная части океан а з а ­
няты огромной системой полосовых ан ом али й от 1 до 32 (в ю ж ­
ной части — до 33), св язанны х со срединно-океаническими х р еб та­
ми и рассеченных крупными поперечными разлом ам и. При этом
к востоку от Восточно-Тихоокеанского поднятия, по мере его п ри ­
ближения к континентальной окр аин е Ю жной и Центральной
Америки, нумерация крайних ан ом али й соответственно ум е н ь ш а­
ется. Аномалии больших номеров как бы срезаю тся глубоковод­
ными ж елоб ам и , «ныряют» в них. Н а за п а д е полосовые аномалии
распространяю тся в пределы океанических котловин, достигая Но­
возеландского плато, островов Туамоту, Л а й н и Гавайских. На
севере, в районе зал. А ляска, з а п а д н а я часть системы аномалий
(25—32) круто поворачивает к зап аду, об р азу я «магнитную и зл у­
чину», и простирается д ал ее п арал л ел ь н о Алеутской островной
дуге примерно до И мператорского хребта. Аномалии м олож е 25
как бы «поглощены» этим ж елоб ом [!]■
Вдоль Чилийского поднятия и Г алап агосского рифта просле­
живаются свои системы полосовых аномалий (соответственно ан о­
169
малии 1— 9 и 1— 3), которые т а к ж е рассечены поперечными р а з ­
ломами, см ещ ающ им и их в ту или иную сторону. В Перуанской
котловине вдоль Ю ж но-Г ал ап аго сского поднятия намечается слабо
в ы ра ж ен н ая система аномалий от 5 до 18, ориентированная в субмеридиональном направлении, под некоторым углом к системе
аномалий Восточно-Тихоокеанского поднятия. С другой стороны
Восточно-Тихоокеанского поднятия — в южной части Северо-Вос­
точной котловины и северной части Ю ж ной котловины — полосо­
вые аномалии от 6 до 32 т а к ж е имеют субмеридиональное про­
стирание, несколько не совп ад аю щ ее с простиранием самого под­
нятия. Все это у к а зы в ае т на изменения в положении оси р азд ви ­
ж ени я литосферных плит, происшедшие до н ач ал а формирования
аномалии 5 [18].
В центральной и северо-западной частях Тихого океана про­
слеж иваю тся системы более древних магнитных аномалий, от Ml
до М25, о т р аж аю щ и х мезозойский этап разви тия бассейна. Они
образую т три наиболее четко вы деляю щ иеся зоны, условно н азы ­
ваемый зонами Феникс, Гавайской и Японской. С истема субширотных ан ом али й Феникс р аспол агается в Ц ентральн ой котловине
севернее островов Феникс. Аномалии имеют интенсивность до
1000 гамм и поэтому достаточно хорошо идентифицируются. Г а­
в ай ская система п ротяги вается в северо-западном направлении
вдоль Гавайских островов; в ю жной части С еверо-Западной кот­
ловины она и згибается к югу и выклинивается. Аномалии здесь
менее интенсивные, что затр у д н яет их идентификацию. Японская
система зан и м ае т зап ад н ую и северную части Северо-Западной
котловины. Аномалии здесь ориентированы в северо-восточном
направлении. От Г авайской системы они отделены возвышенноетью Ш атского, а вблизи Японии «поглощ аю тся» Японским глу­
боководным ж елобом. Амплитуды ан ом али й достигаю т 700 гамм
|Ю].
Наличием различны х систем магнитных ан ом али й обусловли­
вается сущ ествование слож н ы х узлов их сочленений, которые в
свою очередь связан ы с т а к назы ваем ы м и тройными точками со­
единений границ литосферны х плит. В магнитном поле срединноокеанических хребтов и соответственно на современных границах
плит такие тройные точки видны в районе островов Азорских и
Б у в е в Атлантическом океане; в районе Ц ентральн ого массива в
Индийском океане; в районе сочленения Восточно-Тихоокеанского
поднятия с Чилийским поднятием и Галапагосским рифтом в Ти­
хом океане. Б олее древние тройные точки намечаю тся в районе
«магнитной излучины» в зал. А ляска и в районе сочленения Япон­
ской и Г авайской систем мезозойских аномалий.
П РИ РО Д А М АГНИТНЫ Х АНОМ АЛИИ ОКЕАНОВ
Н аиб олее распространенной и аргументированной точкой зре­
ния на природу полосовых магнитных аномалий в океанах явля­
ется гипотеза В а й н а —М етью за [75]. Согласно этой гипотезе чере­
170
дование полос полож ительны х и отрицательны х аномалий соответ­
ствует смене полярности в магнитоактивном слое земной коры,
который образуется в результате поступления расплавленного глу­
бинного вещ ества в осевую зону срединно-океанических хребтов,
его остывания, кри сталл и зац и и и приобретения намагниченности,
отвечающей сущ ествовавш ем у в то время магнитному полю. Раздвижение дна океана и поступление новых порций глубинного ве­
щества в условиях смены -полярности магнитного поля приводит
к о б разован ию в земной коре чередующихся
противоположно
намагниченных блоков, ответственных за магнитные аномалии.
С уществую т и другие гипотезы о происхождении линейных
аномалий, которые св язы в аю т их форм ирование либо с и злияни я­
ми л ав по системе п ар ал л ел ь н ы х трещин в океанической земной
коре, либо с п оследовательны м сокращ ением площ ади вулканиче­
ской активности на срединно-океанических хр еб тах от их перифе­
рии к осевой зоне. О днако эти гипотезы не объясняю т всех осо­
бенностей и закономерностей структуры магнитного поля дна
океана. Гипотеза В а й н а — М етью за, напротив, имеет планетарное
значение и св язы в ае т воедино д ва глобальны х процесса — раздвиж ение литосферны х плит и инверсии магнитного поля Земли. Она
вполне удовлетворительно объясняет однородность, протяженность,
закономерное чередование и симметрию полосовых магнитных ано­
малий, на основании чего мож но расш и ф ро вать историю развития
дна океанов, заф и ксированн ую в этой своеобразной «магнитной
летописи».
С ущ ествование инверсий геомагнитного поля считается до ка­
занным По крайней мере д л я последних 4 млн. л ет на основании
изучения намагниченности разн овозрастны х л авовы х потоков на
суше [49]. Путем экстраполяц и и ш к ал ы инверсий на все о бнару­
женные в океан ах полосовые магнитные аномалии была р а з р а ­
ботана геомагнитная ш к а л а времени, о х в аты ва ю щ ая около
160 млн. лет, где к а ж д а я ан ом али я имеет свой возраст. С правед­
ливость этой ш к ал ы вполне удовлетворительно п одтверж дена м а­
териалами глубоководного бурения: возраст пород на поверхности
океанического ф ун дам ен та о к а зы в ае т ся совпадаю щ им или весьма
близким к возрасту соответствующей магнитной аномалии. Имею ­
щиеся отклонения касаю тся в основном случаев, когда породы
имеют значительно более молодой возраст, чем аномалии, что объ­
ясняется, очевидно, позднейшими (финальны ми) излияниям и л ав
уже после заверш ен ия ф ор м и р ован ия блоков коры и перемещения
их на какое-то расстояние от рифтовой зоны.
Н а основании детал ьн ы х исследований (с помощью гидромаг­
нитной съемки с судов и придонной съемки буксируемыми под­
водными а п п ар ата м и ) в отдельных районах срединно-океаниче­
ских хребтов (Колбейнсей, Рейкьянес, Г о р д а ), а т а к ж е специаль­
ных расчетов установлено, что мощность магнитоактивного слоя,
ответственного за аномалии, со ставл яет около 500 м. Он образует
верхнюю часть второго слоя океанической коры, где скорости сей­
смических волн несколько понижены (слой 2А). П редполагается,
171
что его сл ага ю т в основном высокомагнитные подушечные лавы,
тогда к а к н и ж ел еж а щ и й слой (2Б) представлен дайковым ком­
плексом, намагниченность которого существенно меньше.
Ф ормирование магнитоактивного слоя и новой коры в рифто­
вой зоне происходит, к а к п оказы в аю т специальны е исследования
и расчеты, в очень узкой полосе, ш ирина которой составляет 1—
3 мили (2— 5 км) , т. е. в п ределах рифтовых долин [10, 51]. Это
п одтверж дается непосредственными н аблю дениями из подводных
ап п аратов на Атлантическом хребте, Восточно-Тихоокеанском под­
нятии, в К расном море, где на дне рифтовых долин были обнару­
жены свеж ие вулканические о б р азо в ан и я в виде лавовы х подушек,
труб, пустотелых форм, м икрократеров. По периферии ж е долин
и на боковых склонах все эти формы претерпеваю т экзогенные ви­
доизменения, п окры ваясь м арганцевы м и или известняковыми кор­
ками и тонким слоем осадков. И зм ерения остаточной намагничен­
ности б азал ь то в свидетельствую т о резком ее уменьшении по мере
удаления от рифтовой долины. Очевидно, б азал ь то в ы е лавы , изли­
ваясь в узкой полосе вдоль оси хребтов, приобретаю т здесь высо­
кую намагниченность, которая затем сн и ж ается в результате низ­
котемпературного окисления титаномагнетитов. Это объясняет вы ­
сокую интенсивность осевой рифтовой магнитной аномалии и з а ­
метно меньшую интенсивность боковых аномалий.
АН ОМ АЛ Ь НО Е Г Р АВ И ТА ЦИ О НН ОЕ ПОЛЕ
А номальное гравитационное поле содерж ит информацию о
плотностных неоднородностях в земной коре и верхней мантии.
Обычно при геологической интерпретации результатов гравимет­
рических съем ок р ас см атри в аю тся аномалии в редукциях Фая,
Буге и изостатической. К а ж д а я из них имеет свой физический
смысл, свои достоинства и недостатки. Н аиб ол ьш ее применение
в настоящ ее врем я имеют аномалии Ф а я и Буге. Аномалии Фая
получают непосредственно при гравиметрической съемке на борту
судна, находящ егося на уровне океана. Аномалии Буге вычисляют
с учетом п оправок за глубину океан а и рельеф дна. В результате
выполненных в настоящ ее время исследований составлены карты
аномалий Ф а я и Буге (рис. 48, в к л ад к а) д л я Атлантического, Ин­
дийского и Тихого океанов и ряд а морей; проведена комплексная
интерпретация гравиметрических и других геофизических м атериа­
лов, на основании чего построены плотностные модели земной
коры и литосферы д ля различны х морфоструктур дна океана [3,
10, 13].
К О Н Т И Н Е Н Т А Л Ь Н Ы Е О К РА И Н Ы И П Е РЕ Х О Д Н Ы Е ЗОНЫ
Д л я пассивны х кон т и н е н т ал ьн ы х ок р а и н х а р а к т е р н о наличие больших гра­
ди ентов г р ав и т ац и о н н ы х ан о м ал и й при пе р ех од е от ш е л ь ф а к п од н ож и ю конти­
н ентал ьного с кл он а и к на к л онны м р а в н и н а м а к к у м у л я т и в н ы х ш лейфов. Анома­
лии Ф а я о б р а зу ю т с о п р я ж е н н ы е полосы п о л о ж и т е л ь н ы х (20—40 м Г ал ) и отри­
ц а т е л ь н ы х [— ( 2 04 -60) м Г ал ) зн ачений, обус л ов ле нн ы е в за им ны м влиянием крае­
172
вого э ф ф е к т а и мощной о садочной т о л щ и на ш ельф е, к онтинентальном склоне
и в п р е дк онтинентал ь но м прогибе. К р а е в о й эф ф е к т в ы зв ан изменением глубины
о к еа н а и глубины поверхности г р ав ит ац ио нной ком пенсаци и (по д о ш вы земной
к оры ). Зо ны с л а б ы х от р и ц а т е л ь н ы х ан о м ал и й Ф а я п р о т я ги в а ю т с я т а к ж е вдоль
прогибов, о т д е л я ю щ и х к р а е в ы е пл а то или глы бов ы е переходны е зоны от к он ­
тинентал ьн ы х плит; эти прогибы частично или полностью за хо рон е н ы под о с а ­
дочны м чехлом. Они п р о с л е ж и в а ю т с я , наприм ер , в д о л ь внутренней части Н о р ­
в еж ского плато, ж е л о б о в Ф ар е р с к о -Ш е т л а н д с к о г о и И рл андск ого.
А н ом ал ии Б уг е на ш ел ьф е пассивны х ок р аи н х а р а к т е р и з у ю т с я нулевыми и
с л а б о п о л о ж и т ел ь н ы м и зн ач ени ям и (до 20 м Г а л ) ; в зоне континентальн ого с к л о ­
на зн ачени я бы стро в о з р а с т а ю т и д о с ти га ю т па континентальн ом поднож ии
300 м Г а л и более, что с в я з а н о с с о к р а щ ен и ем мощ ности зе мной коры. В р а й о ­
нах к р а е в ы х плато, т ак и х к а к Н о р в е ж с к о е , И с л ан д с ко е , Р о к о л л , Блейк, СанП а ул у , Ф олк л енд,
Эксм ут, Н а т у р а л и с т а , н а б л ю д а е т с я р асш ир ение аномалий
Буге с п о л о ж и т ел ь н ы м и зн ач ени я м и от 80 д о 160 м Г ал, что обу с л ов ле но в л и я ­
нием с убк о нт ине нт ал ьн ы х бл ок ов к оры , о б р а зу ю щ и х ф у н д ам е н т эт их структур.
А к тив ны е к о н тинентал ьн ы е о к раи ны х а р а к т е р и з у ю т с я ещ е более резкими
г р ад и ен та м и гр ав и т ац и о н н ы х аном ал ий , что обус л ов ле но сочетанием п р и б р е ж ­
ных горных районов суш и п г л уб о к овод н ы х ж е л о б о в в до л ь п о д н о ж и я к о н т и ­
нентального склона. А н ом ал ии Ф а я м ен яю тся от интенсивных п олож ительн ы х
над А н дам и
и Кордильерами
до
интенсивных
о тр и ц а те л ьн ы х
[— (100-е
-у-200) мГал") н а д г л у б о к о в о д н ы м и ж е л о б а м и — Чилийским, П е р у а н с к и м и Ц е н т ­
раль н о а м ери к а н с к и м . А н ом ал ии Б уг е т а к ж е резко ув ел и ч и в а ю тс я от интенсив­
ных о т р и ц а те л ьн ы х н а д п р и б р е ж н ы м и горны м и цепями д о + 3 0 0 м Г а л н а д при­
л ег а ю щ и м дном о к еана. О с об ую о б л а с т ь п р е д с т а в л я е т к он т и н е н т а л ь н а я ок р аи на
м е ж д у р а з л о м а м и К л ар и о н и М ендосино, где р и ф т о в а я зона с реди нно-океан иче­
ского х р е б т а в ы х о д и т на с у ш у через К а л и ф о р н и й ск и й зал ив . З д е с ь р а с п о л а г а ­
ется о б ш и р н а я о б л а с т ь о т р и ц а те л ьн ы х ан о м ал и й Ф а я (до — 40 м Г а л ) , а а н о м а ­
лии Б у ге м ен яю тся от — 120 м Г а л в при б р еж н о й зоне до + ( 2 0 0 + 2 5 0 ) м Г ал над
дном о к еа н а [3].
С л о ж н о е г р ав и т ац и о н н о е поле н а б л ю д а е т с я в п ереход ны х зон ах, что об у с ­
ловлено сочетанием с тр у к т у р с р а зл ичн ы м типом с тро ения коры, а т а к ж е зн а ч и ­
тельн ым расчленением п о д во д ного рельеф а. Д л я ко тл овин к р а е в ы х морей х а р а к ­
терны с л а б ы е п о л о ж и т ел ь н ы е или о т р и ц а те л ьн ы е ан о м ал и и Ф а я и значительны е
п о л о ж и т ел ьн ы е ан о м ал и и Буге. О с тр о в н ы е дуги, хребты , пороги и в о зв ы ш е н н о ­
сти в ы р а ж е н ы в г р а в и т ац и о н н о м поле ум ер енн ы м и или ин тенсивными п о л о ж и ­
тельными а н о м а л и я м и Ф а я и Буге; зд есь н а б л ю д а ю т с я дов о л ьн о резкие л о к а л ь ­
ные ко л еб ан и я поля, с в я з а н н ы е с бл оковой с т рук т уро й эт их подняти й. Н а п р и ­
мер, а н о м а л и и Ф а я н а д о с тр о в а м и з а м ет н о п о в ы ш а ю т ся, а в п рол и в а х м е ж д у
ними п о н и ж а ю т ся. Г л у б о к о в о д н ы е ж е л о б а х а р а к т е р и з у ю т с я зн ач ител ьны м и поло­
ж ител ьн ы м и а н о м а л и я м и Б у г е и кр у п н ы м и о т р и ц а те л ьн ы м и а н о м а л и я м и Фая.
Эти за к о н ом ерн ост и от че тл ив о в идн ы на примере н а и б о л е е хор ош о изученных
переходных зон М и р о во г о океана.
В К а р и б с к о м м оре а н о м а л и и Ф а я в Венесуэльской ко тл овин е с о ст ав л я ю т
о к о л о — 20 м Г а л , в К ол у м б и й ск о й — от — 4 д о + 2 6 , в Ю к а т а н с к о й — около
(— 6). В восточной части
м о р я С к о ш а а н о м а л и и Ф а я изм е н яю т ся от 20 до
40 м Г ал ;
т оль к о
в
п ро л ив е
Д р е й к а н а б л ю д а е т с я за м е т н о е увеличение до
180 м Г ал. А н ом ал ии Б у г е в к о т л о в и н а х К а р и б с к о го м о р я с о с т а в л я ю т от 160 до
280 м Г ал , в восточной ч асти м о р я С к о ш а — от 250 д о 300; в п роливе Д р е й к а —
до 360. Н а д ос тр ов ны м и д у г а м и и п о д вод ны м и п о д н яти ям и а ном ал ии Ф а я к о ­
л еблю тся в основном от 50 д о 150 м Г а л , но н а д вул к ани ческ им и М а л ы м и А н ­
тильскими и Ю ж н ы м и С а н д в и ч ев ы м и о с т р о в а м и до с т и га ю т более 200 м Г ал . А но­
малии Буге зд есь м ен яю тся от 50 до 200 мГал.
К г л у б о к о в о д н о м у ж е л о б у П у э р т о - Р и к о приурочены к р у п н а я п о л о ж и т е л ь н а я
а н о м ал и я Б у г е (до 330 м Г а л ) и очень к р у п н а я , м а к с и м а л ь н а я д л я поверхности
Зе мли, о т р и ц а т е л ь н а я а н о м а л и я Ф а я (— 380 м Г а л ) . Ось а но м ал ии Ф а я не с о в п а ­
да ет с осью ж ел о б а , а с м ещ ена к скл он у островной дуги, что о б ъ я с н я е т с я н а ­
клонным п ол о ж ен и ем глубинного р а зл о м а , по к о т о р о м у з а л о ж е н ж ел о б . О гибая
дугу М а л ы х А нтильских ос тровов, зон а о т р и ц а те л ьн ы х а ном ал ий Ф а я пе рехо­
дит на юге на Б а р б а д о с с к и й хребет, п о д ч е р к и в ая генетическую с в я з ь м е ж д у
173
ними. Это с ви де те л ьс тв у ет о н аруш ении изостатического р авн овесия, вы званном
про ц ессам и п о д д в и г а океанической плиты п о д ос тровную д у г у [72].
В Б ерингов ом м оре от четливо в и д н а к о р р е л я ц и я а ном ал ий Ф а я с по д во д ­
ным рельефом. А л е у т с к а я и К о м а н д о р с к а я котловин ы х а р а к т е р и з у ю т с я с л а б о ­
п о л о ж и т ел ь н ы м и а н о м а л и я м и Ф а я , п о д во д н ы е х р е бты Ш и р ш о в а и Б а у з р с —
умеренно п ол о ж и т ел ьн ы м и , К о м а н д о р с к и е ос тро в а и А л е у т с к а я ду г а — интенсив­
ными
п ол ож и т ел ьн ы м и , а Алеутский ж е л о б — ин тенсивными отрицательными
( < — 100 м Г а л ) . А н ом ал ии Б у ге при п ереходе от к онтинентальной окраины к
ко тл овин е м о ря за м ет н о у в ел и ч и в а ю тс я в соответствии с с окр а щ ени ем мощности
зе мной коры. О д н а к о на ф оне интенсивных п о л о ж и т е л ь н ы х аномалий дна котловйны п од вод ны е х ре бты Ш и р ш о в а и Б а у э р с х а р а к т е р и з у ю т с я пониженными
зн ач ени ям и ан о м ал и й Буге, что у к а з ы в а е т на отно си тел ьное увеличение мощно­
сти коры под ними. Р е з к и е гр ади ен ты а ном ал ий н а б л ю д а ю т с я в зоне островной
дуги и п р и ле гаю щ его глуб о к о во д н о г о ж е л о б а , причем ж е л о б отмечается ум е ­
ренными п о л о ж и т ел ь н ы м и
а н о м ал и ям и , знач ител ьно меньш ими, чем на л о ж е
океана.
О х о т ск о е море в целом х а р а к т е р и з у е т с я с л а б ы м и п о л ож ител ьн ы м и а н о м а ­
л и я м и Ф ая , и л и ш ь по пе риферии вст р е ча ю тс я зоны небольш их отрицательны х
аномалий,, с ви де те л ьс тв у ю щ и х о к р а е в ы х прогибах. В д о л ь К у ри л ь ск о й ос тров ­
ной дуги п р о с л е ж и в а ю т с я интенсивные п о л о ж и т ел ь н ы е ан о м ал и и Ф ая, наибо­
лее к р у п н ы е из к о тор ы х от м е ча ю т ся в ю ж н о й части М а л о й К урил ь ск ой гряды.
Н а д К у р и л о -К а м ч а т с к и м ж ел о б о м п р о т я г и в а е т с я полоса интенсивных о т р и ц а ­
тельных ан о м ал и й ( < — 120 м Г а л ) , к оторы е н а д внешним в ал о м с меня ю тся с л а ­
быми п ол ож ител ьн ы м и . А н ом ал ии Б у г е здесь пол ож и т ел ьн ы е , причем о тм еча­
е тся их увеличение от островной дуги к г л у б о к о в о д н о м у ж елобу.
В котл овин е Японского м оря о т м е ч а ю т ся с л а б ы е п о л о ж и т ел ьн ы е или отри­
цате л ьн ы е а н о м ал и и Ф а я и зн ач ите л ьны е п о л о ж и т ел ь н ы е ан о м ал и и Буте (от
180 до -260 м Г а л ) . В озв ы ш е нн ост ь Я м а т о в ы д е л я е т с я п ол ож и т ел ьн ы м и а н о м а ­
л и ям и Ф а я ( > 2 0 м Г а л ) , т о г д а к а к а н о м а л и и Б у г е п о н и ж а ю т с я д о 90 мГал.
Н а д Я понским и ос тро в а м и ан о м ал и и Фа'я с о с т а в л я ю т до 140 м Г а л ; они резко
у м ен ьш аю т ся к г л у б о к о в о д н о м у ж ел о б у , где п е р ех о д я т в интенсивные о т р и ц а ­
тельн ы е (до — 310 м Г а л ).
А н о м ал и и Б уге при этом и з м еняю тся от — 28 до
+ 400 м Г а л и более.
П е р е х о д н ы е зо н ы в о бл а ст и от В о с точ но-К итай ск о го моря д о М а ри а н с к и х
островов, з а исключением г л у б о к о в о д н ы х ж ел о б о в , о т ли ча ю тс я повышенными
зн ач ени я м и ан о м ал и й Ф ая. Н а ш ел ьф е В о с точ но-К итай ск ого м ор я они со ст ав ­
ляю т 20— 30 м Г ал , в к о тл о в и н е О к и н а в а в о з р а с т а ю т до 80— 100, н а д островной
дугой Р ю к ю у м ен ь ш аю т ся до 20— 40, а в Филиппинской и За п а д н о -М а р и а н с к о й
к о тл о в и н ах ра вн ы 40— 80 м Г ал. В ж е л о б е Н ансей ан о м ал и и Ф а я составляю т
окол о — 100 м Г ал , в М а р и а н с к о м ж е л о б е — до (— 200 ), причем ось минимума
с м ещ ена в стор ону островны х дуг. А н ом ал ии Б у ге на ш ел ьф е В осточ но-К итай­
ского моря с л а б о п о л о ж и т е л ь н ы е , в ко тл о в и н е О к и н а в а дос ти га ю т 160 мГал, над
ос тр о в а м и Р ю к ю ра вн ы 60— 80, в З а п а д н о - М а р и а н с к о й к отл о в ин е 320— 360, над
М а ри а н с к и м и о с т р о в а м и — о к о л о 220 м Г а л [3].
В р айо не И н дон е зи й ск ого а рх и п е л а г а н а б л ю д а е т с я с и л ьн а я изменчивость
а но м ал ь ного гр ав и т ац и о н н о г о поля. Н а д ос тро в а м и а ном ал ии Ф а я достигают
150 м Г ал, в к о т л о в и н а х с н и ж а ю т с я до 0 — 40, а н а д ж е л о б а м и — до (—240).
А н ом ал ии Б у г е н а д о с т р о в а м и с л а б о п о л о ж и т е л ь н ы е или слабоотрицательные,
т о гд а к ак в н екоторы х г лубоких к о тл о в и н ах (Сулу, Сулавеси, Б а н д а ) увеличи­
в аю т с я до 300— 400 м Г ал. Н а д З он д ск ой островной дугой а но м ал ии Ф а я состав­
ляют
от 40 д о
160 м Г ал,
а в г л у б ок о вод н ом ж е л о б е резко п а д а ю т — до
[— (50+ -160) ] мГал.
П е р ех о д н ы е зоны к в осто к у от Н о в о й Гвинеи и А в с тра л и и х а р ак т ер и з у ю т ­
ся хорош о в ы р а ж е н н ы м и линейным и п ол о с ам и повы ш енных и пониженных ано­
малии Ф ая, что о т р а ж а е т п ро сти р ан ие фор м подводного рельеф а. Отмечаются
несколько повы ш енн ы е зн ачени я ан о м ал и й в северной части района по сравне­
нию с ю ж ной. Н а п р и м е р , ан о м ал и и Ф ая в Н овогви нейском м о р е ' и северной
части К о р а л л о в о г о м ор я п о л о ж и т ел ь н ы е (50— 70 м Г а л ) , а в м орях Ф идж и и
Т ас м ан о во м преим ущ ественно сл а б о о т р и ц а т ел ьн ы е . Н а д по д вод ны м и хребтами
Л о р д - Х а у , Н о р ф о л к , К о л в и л л - Л а у , а т а к ж е н а д островной дугой Тонга-Кермадек п р о с л е ж и в а ю т с я в ы т я н у т ы е зоны ин тенсивных п о л о ж и т ел ьн ы х аномалий
174
•Фая (100— 170 м Г а л ). Г л у б о к о в о д н ы е ж е л о б а Т онга и К е р м а д е к отличаются
крупной от ри ц а те л ьн ой ан о м ал и е й Ф а я (до — 210 м Г а л ) . Ан омалии Б уг е почти
повсеместно п о л о ж и т ел ь н ы е и с о ст ав л яю т : в к о тл о в и н ах — от 240 д о 320 мГал,
н а д п о д вод ны м и х р е б т а м и — от 40 д о 60, н а д островны м и д у г а м и с в у л к ани че­
скими п о с трой к ам и — от 160 до 240, а в д о л ь ж е л о б о в Т он га и К е р м а д е к — более
400. О д н а к о н а д Н ово й З е л а н д и е й а н о м ал и и Б уге за м ет н о п о н и ж а ю т ся , д а ж е
до с л а б ы х отр и ц а те л ьн ы х значений [3].
В Средизем ном м оре н а б л ю д а е т с я с л о ж н о е г рав и т ац и о н н о е поле. Д н о к о т ­
ловин А л ж и р о - П р о в а н с к о г о бассейна, Тиррен ско го и Ионического морей х а р а к ­
т ер и з у ет ся с л а б о п о л о ж и т е л ь н ы м и а н о м а л и я м и Ф а я и интенсивными п о л о ж и т е л ь ­
н ы м и а н о м а л и я м и Б у г е (более 200 м Г а л ) . В восточной части С редизем ного моря
почти
повсеместно
н а б л ю д а ю т с я о т р и ц а те л ьн ы е
ан о м ал и и
Ф ая
[— (40 ч-^8 0 ) м Г а л ] , и т о ль к о в р айоне к он у с а вы носа р. Н и л ан о м ал и и полож ительные.
В д о л ь Эллинского ж е л о б а п р о т я ги в а е тс я зона интенсивных отр и ц а те л ьн ы х ано­
малий Ф а я [— (120— 200) м Г а л ] , к о т о р а я п р о д о л ж а е т с я на север в пределы
Адр иатич еского м оря. А н ом ал ии Б у г е в восточной части С редиземного м о ря со­
с т а в л я ю т в основном от 80 до 200 м Г ал , п о н и ж а я с ь в о тдел ьны х местах на се­
вере д о нуля. Э гейское м оре х а р а к т е р и з у е т с я ре зко расчлененны м гра в и т а ц и о н ­
ным тюлем, где а н о м а л и и Ф а я к о л еб л ю тс я от 40 до 100 м Г ал, а аномалии
Б у г е — от 40 д о 160 м Г ал [17].
ОКЕАНИЧЕСКИЕ КОТЛОВИНЫ
Глубоководные океанические котловины характеризую тся, как
правило, относительно спокойным гравитационным полем с неболь­
шими полож ительны ми или отрицательны ми ан ом али ям и Ф ая и
крупными ан ом али ям и Буге, достигаю щ ими более 400 м Гал. Эта
монотонная картин а н ар уш ается региональными аном алиям и, св я­
занным и с различны ми полож ительны ми морфоструктурами: глы ­
бовыми и вулканическими хребтам и, возвышенностями, плато.
Существуют т а к ж е разли чи я в общем гравитационном поле от­
дельных котловин, что о т р а ж а е т плотностные неоднородности зе м ­
ной коры и верхней мантии [3, 13].
В Атлантическом океан е котловины зап ад н о й его части отмеча­
ются более пониженными значениями ан ом али й силы тяж ести по
сравнению с восточной частью. Так, в С еверо-А мериканской и
Гвианской котловинах н аб лю д аю тся сл аб ы е отрицательны е ано­
малии Ф ая [ — (40-Э50) м Г а л ], тогда к а к к востоку от А тлантиче­
ского х ребта ан ом али и слабополож ительны е. Аномалии Буге в
Северо-А мериканской котловине со ставляю т 320—360 м Г ал, в Гви­
анской 280— 320, в Б р ази л ьско й и Аргентинской 360—380. В то же
время аномалии Буге в К ан ар ск ой котловине достигают 420 мГал,
в Иберийской 340— 370, в котловинах Зеленого Мыса, СьерраЛ еоне, Гвинейской и Ангольской — соответственно 386, 338, 348
и 358 мГал.
В Индийском океан е н аиболее сильные отрицательны е ан о м а ­
лии Ф а я отмечаю тся в Ц ен тральн о й котловине [— (60-Э80) м Г ал ].
С лабые о трицательны е аномалии Ф а я н аблю даю тся в котловинах
Аравийской, Западн о-А встралий ской, Н ату рал иста, тогда ка к в
котловинах М ад ага ск а р ск о й , М озамбикской, Крозе аномалии Ф ая
сл аб оп олож и тельн ы е (до 40 м Г а л ). Аномалии Буге в котловине
Агульяс и в ю жной части М озам бикской котловины составляю т
320— 400 м Гал, тогда как в северной части уменьш аются до
175
160 мГал. В Сомалийской котловине на зап ад е аномалии Буге
достигаю т 320 м Г ал, а на востоке составляю т не более 280. В
М ад ага ска р ской котловине аномалии Буге возрастаю т до 360—
430 м Гал, в Западн о-А встралий ской котловине они заметно мень­
ше (280— 320 мГа л ) , но в котловине К розе снова увеличиваются
до 360 мГал.
В Тихом океане С ев ер о -З ап ад н а я, Северо-Восточная, ВосточноМ ар и ан ск ая и Ц е н т р а л ь н а я котловины характери зую тся слабоотрицательпыми ан ом али ям и Ф ая, а К ар ол и н с кая , М еланезийская,
П е р у ан ска я и Ч и ли йская — слабополож ительны ми. Близкие к ну­
левым значения аномалий Ф ая наб лю д аю тся в котловинах Ю ж ­
ной и Белли нсгаузен а. П о среднему уровню аномалий Буге котло­
вины Тихого океан а т а к ж е несколько разли чаю тся м еж д у собой.
Северо-Восточная котловина вы деляется пониженными п олож и ­
тельными значениями ан ом али й — от 250 до 350 м Гал, но в за п а д ­
ной ее части они увеличиваю тся до 400 м Гал. Относительно низкие
значения ан ом али й Буге (280— 300 м Г ал ) отмечаю тся в котлови­
нах Гватемальской, П еруанской и Чилийской. В котловинах Ц ен­
тральной, Ю ж ной и Б елли нсгаузен а аномалии составляю т от 320
до 400 м Гал, в С евер о-З ап ад но й — свыше 400, в М еланезийской и
Каролинской — до 360.
Н а б л ю д аем ы е разли чи я в гравитационном поле отдельных кот­
ловин лиш ь частично могут быть объяснены неодинаковой мощ­
ностью осадочной толщи. Основными причинами различий, как
п оказы ваю т расчеты и сопоставление с другими геофизическими
данными, являю тся изменения средней мощности литосферы и
плотности пород, сл агаю щ и х нижню ю часть коры (третий слой)
и верхнюю мантию. Так, предполагается, что мощность литосферы
д ля одновозрастны х участков дна (равн оудален н ы х от оси средин­
но-океанического хребта) в восточной части Атлантического океа­
на на 10— 20 км больше, чем в зап ад н о й его части, а средняя
плотность литосферы выше на 0,001 г/см3. Д л я котловин Тихого
океан а различия гравитационных аномалий обусловлены, очевид­
но, изменением мощности литосферы по мере увеличения возраста
отдельных частей литосферны х плит. То ж е самое можно сказать
и о котловинах Индийского океан а [3].
П одводны е возвышенности, хребты, плато, а т а к ж е вулканиче­
ские массивы и острова вы деляю тся полож ительны ми аномалиями
Ф ая и Буге, причем при увеличении высоты поднятия анома­
лии Ф ая возрастаю т, а аномалии Буге сниж аю тся. Д ревние подня­
тия, перекрытые мощным осадочным чехлом, как правило, харак­
теризую тся пониженными ан ом али ям и, а Вулканические морфо­
структуры, напротив, отмечаю тся повышенными значениями. В
А тлантическом океане Б ерм удское плато, Угловое поднятие, воз­
вышенности С еара и С ьер ра-Л еоне характер и зу ю тся слабополо­
ж ительны ми значениями аномалий Ф ая, а поднятие Хорсшу, воз­
вышенность Р иу-Гранди и Китовый хребет отмечаю тся более зна­
чительными ан ом али ям и — от 40 до 60 мГал. Ещ е выше значения
аномалий Ф ая над вулканическими островами К анарским и и Зе­
176
леного М ыса (до 150— 200 м Г а л ). Аномалии Буге на первой груп­
пе поднятий составляю т от 260 до 300 м Г ал, на второй — от 160
до 240, на третьей — до 250 мГал [17].
В Индийском океане большинство возвышенностей и хребтов
характери зу ю тся слабоп олож и тельн ы м и ан ом али ям и Фая. Н ад
возвышенностью А гульяс и хребтам и М озам бикским, М а д а г а с к а р ­
ским, М аскаренски м и М альдивским они составляю т 20— 40 мГал,
увеличиваю тся н ад мелководными банкам и (Сейшельской, М а л ь ­
дивскими) до 50 м Г ал, но в седловинах сн и ж аю тся до нулевых и
д а ж е отрицательны х значений. Н а д Восточно-Индийским и З а п а д ­
но-Австралийским хребтам и аномалии Ф а я несколько выше — от
40 до 60 м Гал, а на поднятии Кергелен зам етно увеличиваются,
достигая 120— 150 м Г ал, что связан о ка к с уменьшением глубины,
т ак и с в озрастани ем мощности коры. Аномалии Буге над под­
нятиями составляю т от 240 до 160 мГал, а над самыми возвы ш ен­
ными частями поднятия Кергелен, М аскаренского и М альдивского
хребтов аномалии сн и ж аю тся до 80 мГал. К ом п лексн ая интерпре­
тац и я гравиметрических и сейсмических данны х свидетельствует
о возможном наличии под хребтам и Восточно-Индийским и З а ­
падно-Австралийским аномальной верхней мантии с пониженной
на 0,2 г/см 3 плотностью до глубин 25— 30 км [3].
В Тихом океане глыбовые поднятия с достаточно хорошо р а з ­
витым осадочн ы м чехлом, так и е как возвышенности Шатского,
Хесса, М анихики, валы Эаурипик и Каролинский, х ар актер и зую т­
ся слабоп олож и тельн ы м и ан о м али ям и Ф ая (до 40 м Г а л ). Заметно
вы деляю тся вулканические хребты и цепи вулканических гор и
островов, где на общем фоне слабополож ительного аномального
поля н аблю даю тся отдельны е ареал ы или зоны аномалий Ф ая до
100 м Г ал и более (например, на хреб тах М аркус-Н еккер, Л айн,
в ал ах Каролинском, М арш ал л о вом , Т уам оту). Н а д подводными
горами И мператорского хребта аномалии Ф ая возрастаю т до
140 мГ ал, а над Г авайскими островами превы ш аю т 200 мГал.
Аномалии Буге над глыбовыми поднятиями
составляю т 160—
200 м Г ал, а н ад вулканическими хребтам и и в ал ам и с в улкан и че­
скими постройками — от 200 до 260 мГал. Это снижение поля по
сравнению с ан ом али ям и дна океанических котловин связано с
увеличением мощности коры под возвышенностями и хребтами.
С РЕ Д И Н Н О -О К Е А Н И Ч Е С К И Е ХРЕБТЫ
Н а д срединно-океаническими хребтам и н аблю дается в целом
однотипное аном альн ое гравитационное поле, наруш аем ое лишь
аномалиям и зон поперечных р азл ом ов и крупных поднятий дна,
располагаю щ и хся в основном в точках тройного сочленения (н а ­
пример, Азорское плато в Атлантическом океане или Ц ентральны й
массив в Индийском ок е ан е). Аномалии Ф ая над хребтам и сл а б о ­
полож ительны е или умеренны е — от 80 до 200 м Гал. Аномалии
Буге по сравнению с прилегаю щ ими котловинами уменьш аю тся до
12 З а к . 1344
177
160— 240 м Г ал, причем над осевой частью хребтов на всех профи­
л я х четко виден региональный минимум, где аномалии снижаю тся
до 120— 140 мГал. Они связан ы с наличием под рифтовой зоной'
аномальной верхней мантии, в которой плотность пород согласно
расчетам составляет не более 3,1 г/см 3. Г л у бж е 25— 30 км под
дном океана разность плотности пород м еж д у аномальной и нор­
мальной мантией начинает у м еньш аться и на глубинах 150—
200 км исчезает, т. е. вещество верхней мантии здесь становится
более или менее однородным по своему состоянию [3, 10].
Н а фоне общего аномального поля срединно-океанических
хребтов вы деляю тся участки, имеющие повышенные или понижен­
ные значения аномалий. Почти весь срединно-океанический хребет
Атлантического океана и Н орвеж ско-Г ренландского бассейна х а ­
рактеризуется несколько повышенными ан ом али ям и Ф ая — до
60— 80 мГ ал, тогда к а к н ад Африканско-А нтарктическим хребтом
они составляю т не более 40 мГал. Аномалии Буге над хребтами
К олбейнсей и Р ей кьян ес составляю т около 120 мГ ал, над СевероАтлантическим — от 200 до 220, над Ю жно-Атлантическим — от
-о 160 до 200, над А фриканско-А нтарктическим — около 140.
К а к п оказы ваю т детальн ы е съемки на полигонах, простирание
и зоан ом ал линейное, вытянутое вдоль структур хребтов, но в зо­
нах трансф орм ны х разл о м о в нап равлен ие и зоаном ал становится
поперечным к хребту. При этом четко видна корреляц ия изоано­
мал, особенно д л я ан ом али й Ф ая, с ф орм ам и подводного релье­
фа. Н а д рифтовыми долинам и и поперечными ж е ло б ам и аномалии
Ф ая сниж аю тся до отрицательны х, а аномалии Буге повышаются,
тогда как над грядам и и поднятыми блокам и аномалии Ф ая уве­
личиваются, а аномалии Буге сниж аю тся. С опоставление резуль­
татов определения плотности поднятых драгой пород с данными
гравиметрических съем ок привело к выводу, что локальн ы е ано­
м алии Буге в значительной степени обусловлены влиянием бло­
ков коры с различной плотностью сл агаю щ и х их пород. Это под­
т в ерж д ается т а к ж е количественными расчетами, выполненными по
наиболее протяж енны м профилям, пересекаю щ им наблю даемые
аномалии.
Х арактерны м д ля гравитационного поля срединно-океаниче­
ского хребта в Атлантическом океане являю тся наличие субширотных аном альны х зон, св язанны х с особенностями морфоструктуры его дна. В районе м е ж д у Бри тан ски м и островами и Гренлан­
дией аномалии Буге составляю т: над порогами Ф арерско-И сл ан д ­
ским и Г рен лан дско-И слан дски м — от 40 до 80 мГал, над И слан ­
д и е й — до — 30 м Гал. В районе Азорских островов аномалии Буге
не превы ш аю т 110 мГал. Зо н а пониженных ан ом али й протягива­
ется в обе стороны от хребта и п рослеж и вается до Больш ой Нью­
ф аундлендской банки на за п а д е и до Г и бралтарского пролива на
востоке. Д р у г и е поперечные зоны пониженных значений аномалий
Буге намечаю тся в Э кваториальн ой А тлантике м еж д у возвышен­
ностями С еара и С ьер ра-Л ео не и в Ю ж ной А тлантике м еж д у воз­
вышенностью Р иу-Гранди и Китовым хребтом.
178
С рединно-океанические хребты Индийского океан а характер и ­
зуются в целом слабоп олож и тельн ы м и ан ом али ям и Ф ая и относи­
тельно пониженными ан о м али ям и Буге — от 160 до 200 мГал.
При этом А равийско-И ндийский хребет отличается несколько по­
ниженными значениями аномалий Ф ая. По данным детальных ис­
следований здесь наб лю д аю тся полож ительны е и отрицательные
аномалии с амплитудой 10— 20 м Г ал; их поперечные размеры
(20— 40 км) соответствуют р а зм ер ам блоков, сл агаю щ и х гр яд о ­
вый рельеф. В рифтовой зоне н ад зап ад н ы м и грядам и аномалии
п олож ительны е (до 40 м Г а л ) , над восточными — слаб оотри ц атель­
ные, а над рифтовой долиной отмечается минимум до — 60 мГал.
Л о к а л ь н ы е аномалии силы тяж ести, несомненно, свидетельствуют
о горизонтальной плотностной неоднородности земной коры и у к а ­
зы ваю т на ее блоковую структуру. Оценки парам етров тел, соз­
даю щ их аномалии над А равийско-Индийским хребтом, п о к азы в а­
ют, что верхние их кромки зал е га ю т на поверхности дна, а н и ж ­
н и е — на глубинах 10— 15 км, т. е. на границе с аномальной м ан ­
тией. А налогичны е выводы могут быть сделаны и относительно
структуры коры и аномального гравитационного поля ЗападноИндийского и Ц ентральноиндийского хребтов и А в страло-А н тарк­
тического поднятия, которые изучены пока хуже.
В Тихом океан е аномалии Ф а я над Ю ж но-Тихоокеанским и
Восточно-Тихоокеанским поднятиями составляю т от 20 до 40 мГал,
а аномалии Буге — от 120 до 200 мГ ал. Н а д хребтами Горда и
Хуан-де-Ф ука аномалии Ф а я пониженные, имеют в основном от­
ри цательны е значения до — 50 м Г ал, хотя отдельные аномалии
увеличиваю тся до + 4 0 мГал. Д л я согласования результатов г р а ­
виметрических и сейсмических наблюдений здесь п редполагается
постепенное уменьшение плотности от 3,3 г/см 3 под дном СевероВосточной котловины до 3,2 г/см 3 под хребтами, причем ширина
зоны разуплотненной мантии составляет около 500 км. И н терп ре­
тация м атер и ал ов исследований в районе поднятия Альбатрос
(северная часть Восточно-Тихоокеанского поднятия) т а к ж е приве­
ла к выводу о сущ ествовании под ним аномальной мантии с р а зу ­
плотнением до 0,1 г/см 3 [3].
А н али з гравиметрических данны х свидетельствует, что в целом
срединно-океанические хребты к а к план етарн ы е морфоструктуры
являю тся изостатически уравновешенными. П одъем и кри сталл и ­
зац и я расплавленного глубинного вещ ества в рифтовой зоне при­
водят к возрастани ю плотности, поэтому породы литосферы, ф о р ­
мирующейся здесь, всегда т я ж е л е е вещ ества астеносферы прим ер­
но на 0,05— 0,1 г/см 3. Эта инверсия плотности приводит к тому,
что с увеличением мощности литосферы при раздвиж ёнии л и то­
сферных плит и удалении их от рифтовой зоны уровень поверх­
ности плит понижается. С ледовательно, глубина дна океан а в обе
стороны от оси р азд в и ж ен и я т а к ж е увеличивается.
В то ж е врем я мощность океанической коры, формирующейся
в процессе диф ф еренциации глубинного вещества, серпентинизации мантийных гипербазитов и сепарации базал ьтовы х жидкостей,
12 *
179
почти не зависит от разд в и ж ен и я плит, поэтому она остается п р а к ­
тически неизменной, если не происходит аномального интенсивного
подъема и излияния базал ьтовы х л ав и внедрения интрузивных
тел. Повышенные аномалии Ф а я в таких районах, ка к острова
И сландия, Азорские и Г алап агос, свидетельствуют, очевидно, о
существовании здесь мощ ных восходящих мантийных потоков,
причем интенсивность потоков достаточно хорошо коррелирует
с р азм ер ам и и ам пли тудам и полож ительны х гравитационных ан о­
малий.
СВ ЯЗЬ МОРФОСТРУКТУРЫ Д Н А ОКЕАНА СО СТРОЕНИЕМ
З ЕМН ОЙ КОРЫ И С АНОМАЛЬНЫМИ
ГЕОФИЗ ИЧЕСКИМИ ПОЛЯМИ
П риведенны е м атер и ал ы геоморфологических и геолого-геофизических исследований свидетельствуют о тесной связи морфоструктуры 'океан ов со строением земной коры и литосферы в целлом. К аж д о й планетарной форме подводного рельефа соответст­
вует определенный тип земной коры с х арактерн ы м спектром ано­
мальных геофизических полей. С другой стороны, разнообразие
л окальн ы х форм рельефа согласуется с неоднородностью земной
коры и с относительно высокой аномальностью геофизических по­
лей, что свидетельствует о тектонических наруш ениях и гетеро­
генности отдельных блоков коры.
В первую очередь отмечаю тся коренные различия м еж д у кон­
тинентальной и океанической корой, которые обусловливаю т су­
ществование континентов и океанов как план етарн ы х форм по­
верхности Земли. Р а с с м а т р и в а я строение земной коры отдельных
крупных морфоструктур дна океанов и морей, можно заметить,
что они образую т два основных эволюционных ряд а — континен­
тальный и океанический.
В континентальном ряду, если иметь в виду континентальные
окраины, последовательно р асп ол агаю тся выступы докембрийских
щитов, погруженные структуры эпиконтинентальных докем брий­
ских, палеозойских и мезозойских платф орм, кайнозойские с к л а д ­
чатые структуры. В океаническом ряду вы деляю тся позднекайно­
зойские структуры рифтовых зон, кайнозойские структуры ф л ан ­
гов срединно-океанических хребтов и мезозойские структуры
океанических котловин. Оба ряд а морфоструктур либо граничат
м е ж д у собой по предконтинентальным прогибам, либо сложно со­
членяются в переходных зонах.
Глубокое погружение складчато-м етам орф ического фундамента
на подводных о к р аи н ах эпиконтинентальных платф орм, вызван­
ное процессами р азд в и ж ен и я литосферны х плит, обусловило нали­
чие мощного осадочного чехла и относительно простое строение
поверхности шельфов, в рельефе которых практически не ощуща-.
ется влияния погруженных тектонических структур. Б ол ее заметно
«просвечивают» структуры ф ун дам ен та на о кр аи н ах докембрий1S0
ских щитов и омоложенны х горных массивов, где осадочный чехол
маломощный.
Такие структуры видны в блоковом расчленении шельфа и
особенно континентального склона этих районов. У подножия кон­
тинентальны х склонов повсеместно происходит либо обрезание
структур складчато-м етам орф ического ф ун дам ен та по системам
краевы х разломов, либо вы клинивание их в предконтиненталь­
ных прогибах. Это достаточно хорошо видно на геофизических
р а зр е за х по исчезновению гранитного слоя и общему со кр а­
щению. мощности земной коры, по резким градиентам гравитаци­
онных аномалий и наличию краевы х магнитных аномалий.
Границы спокойного магнитного поля, ка к правило, совпадаю т
с внешними склонам и предконтинентальных прогибов. Поэтому
можно предполагать, что прогибы о б разовал и сь частично на месте
периферийных зон л о ж а океана, частично на месте прежних кон­
тинентальны х окраин в р езультате обрушения, глубокого погру­
жения и возмож ной переработки их фундамента. П од краевым
плато, ка к п оказы в аю т геофизические данны е, зал е га ю т отчленен­
ные от ш ельф а блоки континентальной коры, частично п ерерабо­
тан н ы е и перекрыты е осадочным чехлом. О днако практически ни­
где в океан ах структуры континентальной коры не протягиваю тся
в пределы океанического л о ж а , они зам ещ а ю тся в предконтинен­
тал ьн ы х прогибах структурами океанической коры.
Вдоль активных континентальных окраин структура кайнозой­
ских ск ладч аты х сооружений, почти не за в у ал и р о в ан н а я осадоч­
ным чехлом, достаточно хорошо о т р а ж а е т с я в рельефе континен­
тального склона, являю щ егося практически подводным п р о д о л ж е­
нием н азем ны х склонов п рибреж ны х горных цепей. Р азр ы вн ы е
наруш ения, поднятые и опущенные в результате д иф ф ерен ц иро­
ванны х тектонических д виж ений блоки, сбросовые уступы обусло­
вили ступенчато-глыбовое строение континентального склона, ко­
торый внизу без всякого перерыва переходит во внутренний борт
глубоководного ж елоба.
Структура земной коры, интенсивные отрицательны е ан о м а ­
л и и . Ф ая и полож ительны е аномалии Буге, слабо вы раж ен н ы е
магнитные аномалии, приуроченные к ж елобу, и срезание ж е л о ­
бом полосовых магнитных аномалий прилегаю щ их частей о кеан и ­
ческих котловин — все это свидетельствует о погружении земной
коры в условиях сж ати я, что связано, очевидно, с поддвигом
океанической плиты под континентальную окраину.
В переходных зонах наб лю д ается слож ное сочетание конти­
нентальных, субконтинентальных, субокеанических и океанических
структур, что о т р а ж а е т с я в магнитном и гравитационном полях и
в современном рельефе с резкими колебаниями глубин. Вдоль побе­
реж ий континентов здесь протягиваю тся краевы е прогибы, выпол­
ненные мощной толщ ей осадков, т а к что ш ельфы п редставляю т
собой в основном выровненные поверхности. На склонах к котло­
винам краевых морей континентальные структуры выклиниваю тся
или обрезаю тся системами сбросов, хотя в пределах котловин на181
б лю даю тся местами фрагм енты континентальной (или субконтинентальной) коры, о бразую щ ей фундамент сводово-глыбовых под­
нятий, перекрытый, к а к правило, осадочным чехлом различной
мощности.
Д н о котловин подстилается в большинстве случаев субокеанической корой, но местами встречаю тся котловины либо с субконтинентальной, либо с океанической корой, что четко проявляется
в мощности коры, составе сл агаю щ и х ее слоев и в аномальных
геофизических полях. Очевидно, котловины с субокеанической и
океанической корой могут п ред ставл ять собой реликты древнего
океанического л о ж а , отш нурованны е от современного океана ост­
ровными дугами либо континентальны ми поясами кайнозойской
складчатости, или новообразованны е морфоструктуры, возникшие
при местном разд виж ен ии морского дна [10].
Островные дуги об разован ы подводно-надводными хребтами с
субконтинентальным типом строения земной коры. Здесь отмеча­
ются значительны е полож ительны е аномалии Ф а я и Буге, з ам ет­
ные магнитные аномалии, хорошо развиты й вулканогенны й слой.
■> Р азл и ч аю тс я д ва вида этих морфоструктур: складч ато-ву л каноген ­
ные, представленны е крупными островами, и вулканические, со­
стоящие из цепей надводны х и подводных вулканов, насаж енных
на общий вал оо б разн ы й хребет. С кл адчато-вулкан оген н ы е струк­
туры о б разован ы поясами кайнозойской складчатости, схожими
с прибреж ны ми горными цепями активных континентальных о к р а­
ин. Кора здесь б ли зка по строению к континентальной. В улкан и ­
ческие структуры пред ставл яю т собой, очевидно, более раннюю ста­
дию развития островных дуг, где активно п роявляется вулканиче­
ская деятельность, тогда к а к процессы ск л адк о образо в ан и я еще
не начались. Б л а г о д а р я молодости этих структур и продол ж аю щ е­
муся тектоническому развитию они очень хорошо вы раж ен ы в со­
временном рельефе.
Блоковое строение островных дуг отчетливо видно в расчленен­
ности р ельеф а, резких колебан и ях гравитационны х и магнитных
аномалий, неравномерной мощности осадочного покрова. С опря­
женны е с островными дугами глубоководные ж е ло б а выделяются
характерн ы м и гравитационным и ан ом али ям и; в ряде случаев они
срезаю т полосовые магнитные аномалии океанического дна; ж е ­
лоба являю тся четко вы раж ен н ой границей м еж д у структурами
океанической коры и островных дуг. В ж е л о б ах происходит погру­
ж ение и поддвиг океанической плиты под островные дуги, чем и
обусловливается смещение осей минимумов гравитационных ано­
малий в сторону дуг и изостатическая неуравновешенность этих
районов.
З е м н а я кора океанических котловин и срединно-океанических
хребтов более однородна по своему строению, чем кора континен­
тальны х окраин и переходных зон. Это о т р а ж а е т с я зд есь и в морфоструктуре дна океанов, которая, несмотря на большое разнооб­
рази е средних и м алы х форм подводного рельефа, в своих общих
чертах довольно монотонна и симметрична относительно оси сре182
динно-океанических хребтов. Т а к а я ж е симметрия видна в струк­
туре океанической коры и осадочного чехла.
Вдоль оси хребтов протягивается зона минимальной мощности
литосферы , под которой р асп ол агается мантийный диапир р азу­
плотненного вещества, где происходит выплавление базальтов,
формирую щ их второй слой океанической коры, и о б разован ие ос­
новных, ультраосновны х и м етаморфических пород третьего слоя.
При этом в результате излияний б азал ьтов ы х лав, внедрения даек
и протрузий, а т а к ж е вследствие вертикальны х и горизонтальных
тектонических д виж ений формируется блоково-грядовый рельеф
поверхности ф ундамента, создаю щ ий основной фон рельефа дна
океана. В обе стороны от оси р азд в и ж ен и я об щ ая мощность лито­
сферы постепенно возрастает, а мощность коры достигает опреде­
ленного п редела (в среднем 7 км) и остается д ал ее практически
неизменной. С удалением от оси увеличиваю тся мощность и воз­
раст осадочного чехла и возраст пород фундамента.
Симметричность структуры океанического дна прослеживается
т а к ж е в распределении гравитационны х и особенно полосовых
магнитных аномалий. Вдоль оси срединно-океанических хребтов
протягиваю тся четко вы раж ен н ы е рифтовые аномалии, связанные
с формированием новой океанической коры и с процессами п одъе­
ма глубинного вещества. По обе стороны от оси симметрично р а с ­
п о лагаю тся остальные аномалии, причем к а ж д а я из них достаточ­
но хорошо коррелирует с л о кал ьн ы м и структурными
формами
рельефа. Отчетливо видны в простирании аномалий и многочис­
ленные тран сф орм ны е разломы , рассекаю щ и е срединно-океаниче­
ские хребты и п ротягиваю щ иеся в ряде случаев в пределы о кеани­
ческих котловин.
Л итосф ерны е плиты по мере удал ен и я от оси разд виж ен ия и
своего утолщения постепенно погруж аю тся, т а к ка к их плотность
несколько выше плотности подстилающ ей астеносферы. Это при­
водит к формированию океанических котловин по обеим сторонам
от срединно-океанических хребтов. Т а к как практически все п л а ­
нетарны е морфоструктуры л о ж а океанов изостатически у равн ове­
шены, следует полагать, что этот основной процесс образован ия
океанических котловин динамически стабилен.
Н а фоне относительно однообразного общего строения коры
л о ж а океанов вы деляю тся своими особенностями сводово-глыбо­
вые и вулканические поднятия (возвышенности, массивы, хребты).
М ощность коры под ними зам етно повышена, главны м образом
в р езультате утолщ ения второго слоя, сложенного вулканогенны ­
ми породами. Л инейность аномального магнитного поля океанов
здесь преры вается, т а к ка к п оявляю тся самостоятельны е ан о м а ­
лии, связан ны е с тектоническими наруш ениям и и вулканическими
образован иям и , приуроченными к этим структурам. В гр ав и тац и ­
онном поле поднятия, особенно вулканические, т а к ж е выделяю тся
значительным и аном алиям и.
Очевидно, в формировании к а к сводово-глыбовых, т а к и в у л к а ­
нических поднятий существенную роль играли массовые излияния
183
б азал ьто в ы х лав, создавш их утолщ ения второго слоя, и верти­
кальн ы е тектонические д ви ж ен и я с образо ван ием краевых сбросов,
приведшие к их неравномерному воздыманию . При этом в одной
группе поднятий определяю щ им был тектонический фактор, в д р у ­
гой — вулканический ф актор. То обстоятельство, что поднятия в
зоне срединно-океанических хребтов (например, Азорское плато
в Атлантическом океане или Ц ен траль н ы й массив в Индийском)
практически лиш ены осадочного чехла, а поднятия в океанических
котловинах перекрыты мощным чехлом ненарушенных осадков
различного в озраста, м о ж ет свидетельствовать об их зарож дении
в рифтовой зоне и о последую щей тектонической стабилизации в
процессе р азд в и ж ен и я литосферны х плит.
Глава 4
Э Н Д О Г Е Н Н Ы Е ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ
М О Р Ф О С ТР У К Т У Р Ы Д Н А О КЕ АН ОВ
Эндогенные ф ак торы являю тся определяю щ ими в ф ор м и ров а­
нии м орфоструктуры дна океана. Их внешние проявления в ы р а ­
ж а ю т ся в горизонтальны х и вертикальны х тектонических д ви ж е­
ниях, пликативны х и разры вны х дислокациях, в сейсмичности и
вулканической деятельности. Горизонтальны е и вертикальные тек­
тонические д ви ж ен и я оп ределяю т морфоструктурный план дна
океанов, взаимное располож ени е форм подводного рельефа, их вы­
соту и расчлененность. Сейсмичность, вулканизм и разлом ы при­
урочены к ослабленным зонам в земной коре, где тектонические
д ви ж ен и я со п ровож даю тся разры вны м и дислокациями, разрядкой
н ап ряж ени й и излияниям и магм атического вещества. Кроме того,
вулканические процессы играю т очень важ н у ю роль в ф ор м и р ова­
нии океанической коры. Все эндогенные факторы взаимосвязаны
н взаимообусловлены .
СЕЙСМОТЕКТОНИКА
К ак известно, зем летрясения на З ем л е распространены н ерав­
номерно; они сосредоточены в основном вдоль узких сейсмоактив­
ных зон, меж ду которыми р асп о л агаю тся обширные сейсмостабильные области, где зем летрясен ия редки. В последние годы
увеличение числа сейсмических станций, усоверш енствование при­
емной ап п ар атур ы и методики работ, повышение точности опреде­
ления координат эпицентров позволили составить новые карты
сейсмичности, изучить характер и сти ки очагов землетрясений, у ста­
новить закономерности их р аспределени я по морфотектоническим
зонам, выявить связь сейсмичности с процессами разд в и ж ен и я лито­
сферных плит в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов и
с процессами их поглощ ения вдоль активных континентальных
окраин и островных дуг [27, 35, 62].
П о д ав л яю щ е е большинство зем летрясений зарегистрировано
вдоль сейсмоактивных зон, являю щ ихся границами м еж д у лнтосферными плитами (рис. 49, в к л а д к а ) . О дна зона протягивается
вдоль гребней срединно-океанических хребтов и их ответвлений,
вклю чая и континентальны е рифты. Д р у г а я зона простирается,
р азв ет в л яя сь на р яд полос, вдоль альпийских структур С редизем ­
185
номорья, Ю ж ной Европы, Передней, Ц ентральной и Юго-Восточ­
ной Азии. Третья зона об р азует пояс вдоль активных континен­
тальны х окраин и островных дуг Тихого океана. Землетрясения
с магнитудой М ^ 5 (по ш к але Р ихтер а) распределены внутри
этих зон примерно поровну. О д н ако в р азн ы х океан ах доля к а ж ­
дой из зон различна.
В Северном Л едовитом океане почти все зем летрясен ия сосре­
доточены вдоль хр. Г ак к ел я и лиш ь н езн ачительн ая их часть встре­
чается на континентальны х окраин ах и дне котловин. В А тланти­
ческом океане в рифтовой зоне Атлантического хребта зарегистри ­
ровано 63 % всех зем летрясений, в рай он ах Антильской и
Ю ж но-Антильской островных дуг 2 4 % , остальны е разб росаны по
отдельным, районам континентальны х окраин и котловин. В И н ­
дийском океане вдоль срединно-океанических хребтов сосредото­
чено до 67 % зем летрясений, в районе Зондской островной дуги
21 %, на дне котловин 8 %.
В Тихом океане, наоборот, вдоль активных континентальных
окраин и островных дуг об наруж ен о 6 2 % всех зем летрясений,
t тогда к а к в рифтовой зоне срединно-океанических хребтов, в кл ю ­
чая Чилийское поднятие и Г ал ап агосски й рифт, их число не пре­
в ы ш а е т .3 5 % , а на дне котловин со ставляет только 3 %. Если же
р ассм атри в ать все зем летрясен ия дна океанов, вклю чая слабые
(с магнитудой менее 5), то их число на срединно-океанических
хребтах зам етно увели чи вается по сравнению с менее значитель­
ным ростом вдоль активных континентальны х окраин и островных
дуг, тогда ка к д ля наиболее сильных зем летрясений картин а пря­
мо п ротивополож ная. Это свидетельствует о большом различии в
энергетике рифтовых зон и активных континентальны х окраин п
островных дуг. В рифтовых зонах согласно расчетам сейсмическая
энергия составляет только около 5 % всей энергии, выделяемой при
зем летрясен иях на Зем ле, тогда как, например, по периферии
Тихого океан а она достигает 80 % [35].
Почти все эпицентры землетрясений, зарегистрированны х в пре­
д ел ах срединно-океанических хребтов, р аспо л агаю тся вдоль риф­
товых долин, а т а к ж е вдоль поперечных желобов, находящихся
меж ду смещенными о трезкам и рифтовых долин. Это подтверж дает­
ся непосредственными сейсмологическими наблю дениями на поли­
гонах при помощи донных сейсмографов, выполненными в Атланти­
ческом и Индийском океан ах на Н И С «А кадемик Курчатов». С р ав ­
нительный ан ал и з записей микросейсмических толчков показал,,
что сейсмичность рифтовых долин и поперечных ж елобов в десят­
ки и д а ж е сотни р аз выше сейсмичности соседних рифтовых гряд.
В рифтовых зонах срединно-океанических хребтов р аспростра­
нены только поверхностные зем летрясения. Глубины гипоцентров
большинства из них не превы ш аю т 30— 35 км и только в отдельных
случаях — в основном в р ай он ах тройных сочленений и вулканиче­
ских массивов (И слан ди я, Азорские острова, район о. Буве, Цент­
ральны й массив в Индийском океане, район о. П а с х и ) — достига­
ют 50— 60 км. П р е о б л а д а ю т слабы е зем летрясения с магнитудами
186
д о 6,9. В Северном Л едовитом океане более сильных зем летрясе­
ний практически не встречается.
В рифтовых зонах других океанов н аряд у со слабы ми отмеча­
ются относительно редкие сильные зем летрясен ия с магнитудами
7,0— 7,7, которые приурочены в основном к крупным поперечным
р а зл о м а м ; например, так ие зем летрясен ия бываю т в тропической
и экватори ал ьн ой частях Атлантического океана, на З а п а д н о -И н ­
дийском хребте, в северо-западной части Аравийско-Индийского
хребта, в А встрало-А нтарктической зоне нарушений, в районе р а з ­
л о м а Элтанин, вблизи о. Пасхи, а т а к ж е в К алифорнийском за л и ­
ве. Более сильные зем летрясен ия — с магнитудами до 8,5 — в р и ф ­
товых зонах срединно-океанических хребтов встречаю тся лишь
к а к единичные случаи.
Д л я рифтовых зон хар а к тер н ы и так назы ваем ы е серии зе м л е ­
трясений, пред ставляю щ ие собой последовательность почти непре­
рывно повторяю щ ихся толчков без главного сильного толчка. Счи­
тается, что они о т р а ж а ю т процессы внедрения магматических по­
р од или' вулканические и зверж ения. По имеющимся наблюдениям
т а к и е серии зем летрясений бы ваю т только в рифтовых долинах,
особенно в районах крупных вулканических сооружений, и практическй не регистрирую тся в поперечных ж е л о б ах [62].
И сследования механизмов в очагах землетрясений рифтовых
зон, выполненные различны м и авторам и [35 и д р .], свидетельству­
ют о сущ ествовании здесь процессов р астяж ен и я земной коры.
Установлено, что н ап ряж ени я, в озникаю щ ие в очагах, р а с п о л а г а ­
ются в основном в горизонтальной плоскости, причем рас тяги ва ю ­
щие усилия н ап равлен ы перпендикулярно к оси хребтов, а сж и ­
м а ю щ и е — вдоль оси. В большинстве очагов н аблю даю тся сдви­
говые подвиж ки по кру топ ад аю щ им плоскостям р азр ы ва, приуро­
ченные к поперечным трансф орм ны м р азл ом а м . Р е ж е о б н а р у ж и ­
ваю тся сбросовые подвижки, которые х арактер н ы д ля рифтовых
долин. П р е о б л ад ан и е очагов со сдвиговыми подвиж ками можно
объяснить тем, что и сследовались только сильные землетрясения,
которые значительно ч ащ е происходят в поперечных ж елобах.
Д л я активных континентальны х окраин и островных дуг х а р а к ­
терны значительно более вы сокая сейсмичность и наличие глубо­
кофокусных зем летрясений, очаги которых распол агаю тся по н а ­
клонным ф окальн ы м плоскостям (зонам З а ва р и ц к о го — Б ен ь о ф а),
уходящим от глубоководных желобов под континенты или остров­
ные дуги (рис. 50). Здесь, очевидно, происходит поддвиг океани­
ческих плит, вследствие чего возни каю т огромные напряж ения,
р а з р я д к а которых п роявляется в многочисленных сейсмических
толчках.
В Атлантическом океане зоны сейсмичности вдоль Антильской
и Ю ж но-Антильской островных дуг явл яю тся ответвлениями основ­
ного Тихоокеанского кольца. Зд ес ь прео б ладаю т часто Повторяю­
щиеся, относительно сл абы е зем летрясен ия с магнитудами до 6,9.
З н ач и т е л ьн о реж е регистрирую тся сильные зем летрясен ия с м аг­
нитудами до 8,5. Глубины гипоцентров в ж ело б ах не превышают
187
Тонга
Перуанский
Рис. 50. Р а с п р е д е л е н и е гипоцентров зе м л етр ясе ний в зо н а х З а в а р и ц к о г о — Беньофа в р а й о н а х г лу б о к о в о д н ы х ж е л о б о в (по Л . М. Б а л а к и н о й [1979 г.]).
60—70 км, а с внутренней стороны островных дуг они достигают
150— 200 км.
В восточной части Тихого океан а сейсмический пояс протяги­
вается вдоль активных континентальны х окраин Ю жной и Се­
верной Америки, з а х в а т ы в а я глубоководные ж е л о б а и горные цепи
Анд и К ордильер. Зд есь отмечается большое количество землетря­
сений с магнитудами 7,0— 8,5, причем бы ваю т и катастрофические.
Больш инство мелкофокусны х зем летрясений р асп ол агается вдоль
Чилийского и П еруанского глубоководных ж елобов и прибрежных
районов суши. Ф о к а л ьн ая плоскость здесь довольно неопределенна
и н аклонена под небольшим углом (20— 25°), она достигает глубин
200— 250 км. В интервале глубин 250—500 км гипоцентры почти
не встречаются, но на глубинах 500— 700 км располагается еще
одна зона очагов землетрясений. Она находится на более круто
188
падаю щ ей фокальной плоскости и свидетельствует, вероятно, об
изломе поддвигаемой океанической плиты при ее движении под
континент [10].
Вдоль северо-западной и зап ад н ой окраин Тихого океана сей­
смический пояс протягивается по островным дугам от Алеутских
островов до Новой З еланд и и, р а зв е т в л я я с ь в средней части на не­
сколько зон соответственно простиранию островных дуг. Сейсмиче­
ск ая активность здесь высока, особенно на островных дугах, не­
посредственно гран и чащ их с л ож ем океана. Н а р я д у со слабыми
часто регистрирую тся сильные зем летрясен ия с магнитудами 7,0—
8,5. Гипоцентры их р асп ол агаю тся по ф окальн ы м плоскостям, н а ­
клон которых под островные дуги достигает 50— 70° и более. П р е ­
дельные, глубины гипоцентров составляю т в различны х районах от
200—250 до 600— 700 км. Ф о кал ьн ы е плоскости имеют обычно на
определенных глубинах излом к более крутому падению. В боль­
шинстве районов хорошо вы р аж ен н ы е ф окальн ы е зоны достигают
глубин 200— 300 км, а гипоцентры с глубинами более 500 км р ас­
полагаю тся обособленно от этих зон.
Сейсмический пояс вдоль Зондской островной дуги является
соединительным звеном меж ду Альпийско-Гималайской и Тихо­
океанской сейсмическими зонами. Зд есь т а к ж е регистрируется
большое число сильных зем летрясений, среди которых случаются
катастрофические. Гипоцентры поверхностных зем летрясений р ас­
средоточены в широкой полосе под Зондским глубоководным ж е ­
лобом и островной дугой. Гипоцентры промеж уточных и глубоких
зем летрясений об разу ю т ф окальную зону, наклон которой до глу­
бин около 300 км составл яет 35°, а ниже — до 60°, т. е. здесь тоже
н аб лю д ается излом поддвигаемой океанической плиты [10].
И сследовани я механизм ов в очагах зем летрясений островных
дуг и активных континентальны х окраин [35] свидетельствуют о
существовании в земной коре однородного поля напряж ений, где
сж им аю щ и е усилия направлены , ка к правило, поперек простира­
ния основных тектонических структур. Н еобходимо т а к ж е подчерк­
нуть, что н ап р яж е н и я с ж а ти я в верхних 100 км литосферы х а р а к ­
терны д л я зон, н аходящ и хся под склоном островной дуги (или кон­
тинентальной окраины ) к глубоководному желобу, тогда ка к в зоне
внешнего склона ж е л о б а н аб лю д аю тся н ап р яж е н и я растяж ения,
связанные, по-видимому, с изгибом океанической плиты.
О риентация разры вов и п одвиж ек в сейсмических о ч агах ост­
ровных дуг довольно р азн о о б р азн а. Зд есь встречаю тся разрывы,
к а к нап равлен ны е вдоль структур, так и секущие их под разны ми
углами. Среди них могут быть взбросовые, надвиговые, сбросовые
и сдвиговые дислокации или их комбинации. Р я д землетрясений,
ка к п оказа л и специальны е исследования, был вызван взбросовыми
п одви ж кам и по круты м плоскостям разры вов, наклоненным в сто­
рону океана, т. е. по обратны м относительно к падению фокальной
зоны. Это свидетельствует, вероятно, о процессах тектонического
поднятия островных дуг, происходящ их одновременно с поддвигом
под них океанических плит.
189
С л о ж н а я сейсмотектоническая обстановка н аблю дается в С ре­
диземном море. В западной части моря сейсмические пояса про­
тяги ваю тся вдоль альпийских ск ла д ч аты х структур Северной Аф­
рики, Пиренейского полуострова, Ю жной Европы, Апеннинского
полуострова и Сицилии, о к р у ж а я кольцом сейсмостабильную об­
ласть А лж и ро-П рованской и Тирренской котловин. Д л я этих сей­
смических поясов х ар а ктер н о п реобладан ие слабы х поверхностных
зем летрясений с достаточно высокой повторяемостью. Только в
Ю жной И тали и (К ал аб р и и ) и на Сицилии отмечаю тся сильные
зем летрясения с м агнитудами до 7,7. Они свидетельствуют об а к ­
тивных тектонических п одви ж ках вдоль Калабрийско-С ицилийской
дуги, где возможен процесс поддвига А фриканской плиты под
Апеннинский блок. Единичные сильные зем летрясения с большой
глубиной гипоцентров зарегистрирован ы т а к ж е в районе Г и б ра л ­
тарского пролива.
В восточной части Средиземного моря сейсмоактивный пояс
протягивается по его северной периферии, вдоль Адриатического
побережья, П елопонесско-К рито-Родосской дуги и д ал ее в пре■> делы М алой Азии. Зд есь отмечается большое количество сильных
землетрясений с магнитудами 7,0— 8,5. Больш инство их мелкофо­
кусные, но в районе К рито-Родосской островной дуги наблю дается
и значительное число глубокофокусных, гипоцентры которых леж ат
с внутренней стороны дуги. Это у к а зы в а е т на сущ ествование на­
клонной фокальной зоны, по которой происходит поддвиг Афри­
канской плиты под структуры Юго-Восточной Европы.
О стальны е области дна океанов и морей являю тся в целом сейс.мостабнльными, по в отдельных рай он ах н аблю даю тся проявле­
ния сейсмической активности, свидетельствующие о тектонических
подвижках. В первую очередь следует отметить узкие зоны сей­
смичности, приуроченные к границам плит, где происходит, оче­
видно, их скольж ение относительно друг друга, в отличие от риф­
товых зон, где плиты н ар ащ и в аю тся, и островных дуг, где плиты
поглощаются.
Один из таких поясов сейсмичности протягивается вдоль Азоро -Г и бралтарского порога. Здесь н аряд у со слабы ми отмечаются
и сильные поверхностные зем летрясения. Д р уго й пояс прослежи­
вается вдоль системы р азл о м о в меж ду районом о. Буве и ЮжноСандвичевой островной дугой, где п р ео б ладаю т слабые, но часто
повторяю щиеся зем летрясения. Относительно сл аб о выраженный
пояс протягивается вдоль хр. М ерр ея от р а зл о м а Оуэн до альпий­
ских структур П а ки ст ан а. Зн ач ител ьн о лучш е прослеж ивается сей­
смический пояс вдоль хр. М аккуори, соединяющийся на севере с
сейсмической зоной Новой Зеланди и. З д есь регистрируется боль­
шое число сильных поверхностных зем летрясений с магнитудами
до 8,5.
Относительно редкие и сл абы е толчки отмечаю тся в районах
ряда океанических поднятий, особенно вулканических массивов и
хребтов (например, в районе островов К анарских, Зеленого Мыса,
Гаванских, М а р ш а л л о в ы х ). Единичные сл абы е землетрясения про190
исходят в зоне погребенного С ред ин н о-Л аб рад орского хребта, сви­
детельствуя об отголосках прежних рифтогенных процессов, и
вдоль некоторых участков континентальны х окраин (например, у
побереж ья Норвегии, в районе Больш ой Нью фаундлендской б а н ­
ки, в М озам бикском п роли ве), что говорит о продолж аю щ ихся
процессах их погружения.
В УЛ КАН ИЗ М
В улканические процессы играю т очень важ н ую роль в форми­
ровании океанической земной коры и рел ьеф а дна океанов. К ак
у ж е у к а зы в ал о с ь выше, второй слой земной коры состоит из в у л ­
каногенных пород, преимущественно б азальтов. Он об разует ф ун ­
дам ент океанических морфоструктур и выходит на поверхность дна
океанов в виде блоково-грядовы х форм р ел ьеф а срединно-океани­
ческих хребтов, а т а к ж е многочисленных подводных гор и в у л к а ­
нических островов.
Все многообразие форм подводного рельеф а, в создании кото­
рых существенную роль играю т вулканические процессы, можно
разд ели ть на несколько групп (рис. 51, в к л а д к а ) : 1) вулканиче­
ские подводные горы и острова; 2) вулканические островные дуги;
3) срединно-океанические хребты; 4) океанические сводово-глы ­
бовые поднятия, хребты и валы. Т а к а я последовательность о т р а ­
ж а е т степень участия вулканического, тектонического и экзоген­
ного ф акторов в формировании этих морфоструктур.
В У Л К А Н И Ч Е С К И Е П О Д В О Д Н Ы Е ГОРЫ И ОСТРОВА
На дне океанов имеется больш ое количество подводных гор и
островов, которые яв л яю тся верш инами крупных гор. К подвод­
ным горам относятся изолированны е поднятия округлой или о в а л ь ­
ной в плане формы, с круты ми склонами, остроконечными или сре­
занными вершинами. П о д ав л я ю щ е е большинство таких гор имеют
вулканическое происхождение. Исклю чение составляю т немногие
горы, располож енн ы е в основном в п ределах континентальных
окраин и пред ставл яю щ ие собой тектонические останцы. Н а вул­
каническую природу подводных гор у к а зы в а ю т м атери ал ы геолого­
геофизических исследований к а к самих гор, так и океанических
островов, являю щ ихся, за редким исключением (например, Сей­
шельские острова, сложенны е гр ан и там и ), либо действующими,
либо потухшими вулкан ам и .
Высота гор над дном океан а р азл и чн а — от 0,5 до 5 км, а в ы ­
сота крупных вулканических островов — д а ж е более б км. В отно­
шении небольших подводных гор (0,5— 1 км) необходимо учиты ­
вать, что такую ж е высоту обычно имеют блоки и гряды рельефа
океанического фундам ента, которые, хотя и сложены вулканоген­
ным м а тери алом , но об разо ван ы в результате тектонических д ви ­
жений по разр ы вны м дислокац иям , приведших к расчлененности
поверхности ф ун дам ен та и соответственно дна океана.
191
В улканические горы на дне океанов, ка к и на суше, имеют в
основном конусообразную форму и п редставляю т собой либо еди­
ничный вулкан, либо группу слившихся основаниями вулканов.
Последнее относится к многим крупным подводным горам и почти
ко всем вулканическим островам. К рутизна склонов в среднем со­
ста вл я ет около 20°, но в верхней части гор достигает более 30е и
заметно ум еньш ается книзу. Ч а щ е всего встречаются горы с остро­
конечными верш инами, тогда ка к плосковерхие горы (гайоты)
распространены значительно реже, особенно в Атлантическом, Ин­
дийском и Северном Л едовитом океанах. В Тихом океане, в его
центральной и зап ад н ой частях, где сосредоточено много подвод­
ных гор, гайоты более многочисленны. Вершины гайотов р ас п о л а­
гаю тся на глубинах от 40 до 2000 м. К плосковерхим горам следует
относить и атоллы , где к о р а лл о в ы е постройки покоятся на срезан ­
ных вершинах вулканических сооружений.
Очевидно, п лоская форм а вершин гайотов или вулканического
основания атоллов обусловлена воздействием абрази он но-аккум у­
лятивного вы равнивания, а разли чи е в их глубинах вы звано нерав­
номерным погружением гор в неоген-четвертичное время и подня­
тием уровня океана. Н а прежние — более низкие — уровни океана,
в частности, у к а зы в а ю т подводные береговые террасы , обнаруж ен ­
ные на верш инах и на верхней части склонов некоторых подводных
гор, а т а к ж е мощные толщи к ор алл ов ы х известняков на атоллах,
об р азо вавш и еся в мелководных условиях и погруженные в настоя­
щее время на значительны е глубины.
Согласно подсчетам, общ ее число вулканических гор в океанах
высотой от 1 км и выше, вклю чая острова и атоллы, составляет
около 6700, из них: в Тихом океане — 4600, в Атлантическом и Ин­
д и й с к о м — примерно по 1000, в Северном Л едовитом — около 100.
Количество небольших гор (менее 1 км) учесть труднее. Есть све­
дения, что таких гор в Тихом океане насчиты вается около 2200,
в Атлантическом — более 1500. О днако, учиты вая закономерное
увеличение числа гор с уменьшением их высоты по параболиче­
ской кривой (что установлено по распределению высот более круп­
ных гор), следует увеличить эти дан ны е в 1,5— 2 раза. Поэтому
не будет большим преувеличением оценить общ ее число гор высо­
той от 0,5 до 1,0 км в океан ах примерно в 8000, но не следует забы­
вать, что не все поднятия такой высоты яв л яю тся вулканическими
горами.
Из общего числа подводных гор не менее 300 являю тся плоско­
верхими, большинство их находится в Тихом океане. Вулканиче­
ских островов (изолированны х друг от д руга) насчитывается бо­
лее 120, из них в Тихом океане 60, в Атлантическом 45, в Индий­
ском 20. Кроме того, есть около 50 островов-спутников, находя­
щихся на одном цоколе с основными островами.
В распределении вулканических гор на дне океанов существу­
ют определенные закономерности. В п ределах срединно-океаниче­
ских хребтов распол агаю тся преимущественно небольшие горы
высотой до 2 км; исключением явл яю тся относительно редкие вул­
192
канические острова и отдельные горы высотой до 3— 4 км, которые
приурочены к зонам тран сф о рм ны х разломов. Встречаю тся группы
крупных гор, находящ ихся в п ределах флангов хребтов (например,
горы Атлантис, К рузер, Грейт-М етеор и другие на восточном ф л а н ­
ге Атлантического х р еб т а).
Н а дне океанических котловин, напротив, наряду со м н ож е­
ством небольших гор встречается значительное количество круп­
ных гор высотой до 4— 5 км и более. При этом надо учитывать,
что основания гор здесь захоронены, ка к правило, под осадочным
чехлом мощностью от 0,5 до 1,5 км. Поэтому истинная высота
вулканических сооружений на поверхности океанического ф ун да­
мента о ка зы в ае тся больше в среднем на 1 км. В пределах ак к у ­
мулятивных шлейфов, где горы в целом ниже, чем на дне котл о ­
вин, а осадочный чехол мощнее, наб лю д ается аналогичная картина
и высота гор от поверхности фундамента практически та же.
Р асп олож ен и е небольших гор на дне океанов большей частью
хаотичное, хотя местами можно зам ети ть приуроченность их к
структурным линиям, ориентированным по простиранию средин­
но-океанических хребтов. Крупные горы, к а к правило, сосредото­
чены вдоль зон тран сф орм ны х разл о м о в и других нарушений о к е а­
нической коры, протягиваю щ ихся на значительные расстояния.
К ним относятся Н овоан гл ий ск ая цепь подводных гор, группа гор
в районе А зоро -Г и б рал тарского порога, широтные цепи в у л кан и ­
ческих островов и гор у восточного п обереж ья Б рази л и и , цепь ост­
ровов и гор вдоль п родолж ени я К амерунского р азл ом а, подводные
горы вдоль разлом ов Буве, Оуэн, Вима, Арго, Пасхи, Г а л а п а ­
гос и др.
Кроме того, скопления вулканических островов, атоллов и под­
водных гор приурочены к сводово-глыбовым поднятиям и в у л к а ­
ническим массивам и хребтам, таким как Б ерм удское плато, воз­
вышенности С еара, Р иу-Гранди и С ьерра-Л еоне, хребты М аскаренский, М альдивский, Восточно-Индийский, Императорский, Г ав ай ­
ский, М ар к ус-Н еккер, валы К аролинский, М арш ал л о вы й , Лайн,
Туамоту и др. Эти поднятия пред ставл яю т собой, по существу, м ас­
сивные цоколи, на которые н аса ж ен ы вулканические конусы.
Хотя геолого-геофизические исследования проведены пока для
относительно небольшого числа подводных гор, однако имеющиеся
данные свидетельствую т о довольно однообразном их строении,
что п о дтверж дается м а тер и ал ам и геологического изучения в у л к а­
нических островов и р езу л ь татам и бурения. В аж н ое значение име­
ют геофизические данны е, которые показы ваю т, что вулканические
горы отличаю тся четко вы раж ен н ы м и магнитными и грави тац ион ­
ными аномалиям и.
В ы деляю тся два типа гор на дне океанов (не считая островных
дуг), р азл и чаю щ и еся структурой ан ом альн ы х геофизических полей,
что обусловлено особенностями их внутреннего строения. Н а сре­
динно-океанических хребтах горы хар актери зую тся небольшими
положительными ан ом али ям и Ф а я (около 50 м Г ал) и умеренными
магнитными ан ом али ям и (до 500 г а м м ), трудно различим ы м и на
13 З а к . 1344
193
фоне полосовых аномалий основного поля. Это связано, очевидно,
со слабы м развитием у этих гор вулканических корней в условиях
относительно тонкой литосферы. Н а л о ж е океанов горы отлича­
ются значительными ан ом али ям и Ф а я (до 300 м Г а л ), слабыми
ан ом али ям и Буге (около 30 м Г ал ) и сильными магнитными ано­
м алиям и (до 1000 г а м м ), источниками которых являю тся в основ­
ном хорошо разви ты е вулканические корни в условиях более мощ­
ной литосферы [10].
Н а основании геологического изучения подводных гор (вклю­
чая и подводные наблю дения) мож но считать установленным, что
горы сложены преимущественно толеитовыми и субщелочными ба­
зал ь там и , а верхние части наиболее крупных гор, в том числе и ост­
рова, обычно об разо ван ы щелочными б азал ь там и , трахитам и, фоно­
литами, гавайитам и, туфам и и другими породами этой серии [8,
72, 78]. Н а некоторых подводных горах, расположенны х в зонах
поперечных р азл о м о в (например, гора Г орри ндж западнее Гиб­
рал тар ского п р оли в а), встречаю тся ультраосновны е породы — серпентинизированные перидотиты и серпентиниты, представляющие
интрузивные тела.
О днако д л я подавляю щ его больш инства гор, находящихся на
достаточной глубине под поверхностью океана, состав слагающих
их вулканических пород удивительно однообразен и представлен
эффузивны ми толеитовыми б азал ь там и в различной степени раскри сталли зац и и. Эти породы обычно об н а ж аю тс я на вершинах п
крутых уступах склонов гор. Б олее пологие склоны покрыты осад­
ками, чащ е всего форам иниф еровы м и илами и алевритами. В ряде
случаев они о казы в аю тся сцементированными в результате воздей­
ствия тепла и ги дротерм альны х растворов, что свидетельствует о
поствулканических процессах.
Несомненно, что вулканические подводные горы возникают при
центральном типе извержений, приурочиваясь к ослабленным зо­
нам в земной коре и литосфере. Они формирую тся т а к ж е при тре­
щинных излияниях, об р азу я цепи вулканических куполов, что осо­
бенно х ар актер н о д ля рифтовых зон срединно-океанических хреб­
тов. Н а больших глубинах океанов, где гидростатическое давление
воды зам етно больше, чем внутреннее давлен ие растворенных в
м агм е газов, эксплозивный процесс маловероятен. Н а это указы­
в ает отсутствие или незначительное количество пирокластических
продуктов в составе вулканических пород подводных гор. Наибо­
лее благоприятны здесь условия д ля экструзивного процесса, ко­
торый в сочетании с медленными, спокойными лавовыми излияния­
ми приводит к созданию щитовых в улкан ов со склонами средней
крутизны.
П ервичны е формы за р о ж д а ю щ и х с я конических структур лаво­
вых экструзий были о бнаруж ены , например, при подводных иссле­
дованиях рифтовой долины Атлантического хребта ио проекту
ФАМ ОУС (рис. 52) и рифтовой зоны К расного моря экспедицией
Института океанологии АН С С С Р (проект П И К А Р ) . В процессе
дальнейш его роста щитовых вулканов и приближ ения их к поверх194
Зд°25'
J6W
3 8 °2 5 '
Рис. 52. С х е м а в у л к ан и ч е ск и х с о о р у ж е н и й и тектонических н а р у ш е ­
ний в риф тов ой зон е А т л ан тич ес к ого среди нно-океан ического х ребта
(по И. Р а м б е р г у и др. [1977 г .] ) .
/ — с б р о с о в ы е уст у п ы ;
в у л к а н и ч ес к и е конусы : 2 — зр ел ы е , ./ — м о л о д ы е ;
о сь р и ф то в о й д ол и н ы .
4 —
пости океана происходит смена состава лавовы х излияний от при­
митивных толеитовых до щелочных б азальтов. Это свидетельствует
об изменении условий кри сталли зац и онн ой дифф еренциации ве­
щества в магм атических очагах.
Очевидно, вн а ч а ле очаги н аходятся на относительно небольшой
глубине (10— 20 км) и здесь изливается толеи товая магм а. З атем
по мере роста в улкан ов увели чи вается н агру зка излившихся лав
и происходит частичное погружение гор. П ри этом в м агм ати че­
ск и й процесс вовлекаю тся более глубокие участки коры, где ге­
нерируется щ е л о ч н о б а зал ь то ва я магм а. В то же время п р о д о л ж а­
ю т действовать в ы ш ел еж а щ и е очаги, генерирующие толеитовую
магму. Таким образом, рост вулканов и миграция магматических
13*
195
очагов создаю т условия для более полной диф ф еренциации магмы,
особенно щ елочнобазальтовой, б л а го д а р я наличию промежуточ­
ных камер, которые магм а проходит. Это приводит к появлению
на островах и крупных подводных горах разн ообразн ы х щелочных
магматических пород, в отличие от монотонных толеитов на боль­
ших глубинах дна океанов.
П осле заверш ен ия вулканической деятельности слагаю щ ие под­
водные горы б азал ьты подвергаю тся вторичным изменениям, при­
чем интенсивность этого процесса в общем усиливается от оси
срединно-океанических хребтов к котловинам. П одводные горы,
располож енны е в рифтовой зоне (например, гора Миниа в зоне
р азл о м а Г иббс), сложены свеж ими и слабо измененными толеитовыми б азал ь там и с небольшой долей высокоглиноземнстых и субщелочных базальтов. П ри удалении от оси хребтов (например,
горы- Б а л д и Свэллоу, располож енн ы е на расстояниях соответст­
венно 100 и 1000 км от рифтовой долины Северо-Атлантического
хр ебта) роль щелочных б азал ь то в постепенно возрастает. Вместе
с тем увеличивается и измененность пород, в частности степень
выветривания. Об этом можно судить по повышенному содержанию
воды в б а за л ь т а х [78].
Несомненно, что степень вторичных изменений и выветривания
базал ь то в д о л ж н а зависеть н аряд у с другими ф акторам и от дли­
тельности их экспозиции на дне океана, т. е. от возраста подвод­
ных гор. Эти д анны е вполне у к л ад ы в а ю тся в общую схему раздви ж ени я дна океанов и увеличения возраста пород фундамента
в обе стороны от рифтовых зон. П одводны е горы, во всяком случае
больш ая их часть, очевидно, в озникаю т и формирую тся в рифто­
вых зонах, а затем вовлекаю тся в процесс р азд в и ж ен и я и посте­
пенно перем ещ аю тся на фланги срединно-океанических хребтов и
в океанические котловины.
Н аиболее древние из гор, об разов ав ш и еся на мезозойской коре,
в настоящ ее время в ряде случаев достигли глубоководных жело­
бов (например, горы на склонах Японского и К урило-Камчатского
ж е л о б о в ). Логично предположить, что при дальнейш ем движении
литосферных плит и их поддвиге под островные дуги подводные
горы д олж ны ка к бы срезаться с поверхности фундамента и «впе­
чаты ваться» в структуры островных дуг (или прибреж ны х струк­
тур активных континентальны х о к р а и н ). Есть предположения, что
такие «впечатанные» вулканические горы имеются в структурах
подводного склона К ам чатки.
Н аиб ол ее изучены вулканические об разов ан и я океанических
островов, многие из которых яв л яю тс я активными вулканами. Все­
го на срединно-океанических х ребтах и в океанических котлови­
нах н асчитывается около 20 вулканов-островов, действовавших в
историческое время, и до 10 вулканов-островов, находящихся в
сольф атарной стадии, т. е. и звергавш ихся в недавнем прошлом.
К ним относятся острова Ян-М айен, Азорские, К анарские, Зеле­
ного Мыса, Т ристан-да-К унья, Буве, Коморские, Реюньон, Сен196
Поль, Херд, Б ал л ен и , Гавайские, Ревилья-Хихедо, Галапагос, ХуанФернандес, Общ ества.
В некоторых районах, например в архипелаге Тубуаи, известны
подводные изверж ения. Есть т а к ж е вулканы, начавш ие извергать­
ся под водой и поднявшиеся затем выше уровня океана, например
вулкан Сюртсей у южного побереж ья Исландии и вулкан Капилиныбш в группе Азорских островов. О стальны е вулканические остро­
ва на дне океанов имеют различны й в озраст — от четвертичного
до позднемезозойского, однако повсеместно на них достаточно хо­
рошо сохранились типичные д ля вулканов о б разо ван ия [78].
Особенно хорошо изученными являю тся вулканы Гавайских ост­
ровов, где мож но проследить все стадии их развития: щитовую,
кальдерную, посткальдерную , а т а к ж е период омолож ения [8]Самой значительной по объему вулканических продуктов и дли­
тельности действия является щ итовая стадия, в течение которой
вулкан постепенно поднимается со дна океан а почти до его поверх­
ности. И зл и ваю щ и еся лавы жидкие, состоят из толеитовых б а­
зальтов от безоливнновых разностей до океанитов. Вблизи уровня
океана спокойные излияния сменяются взрывными, что обуслов­
лено образован ием большого количества газов и пара, быстрым
остыванием поверхности лавы и практическим отсутствием гидро­
статического д авления. О д н ако после подъема вул кан а над уров­
нем океана излияния снова становятся более спокойными (извер­
жения гавайского ти п а ).
В кальдерн ую стадию в теле вул кан а формируется приповерх­
ностная пром еж уточная м агм ати ческая кам ера, частичное опусто­
шение которой приводит к обрушению вершинной части вулканиче­
ской постройки. Н а р я д у с толеитам и в излияниях участвуют поро­
ды щелочной серии, повы ш енная газонасыщ енность которых я в л я ­
ется причиной того, что вместе с лавовы м и излияниями идут экс­
плозивные изверж ения. В посткальдерную стадию к а л ь д ер а и
верхняя часть щитовой постройки перекры ваю тся л ав ам и и пирокластическими породами щелочной серии. И наконец, период омо­
ложения наступает обычно после длительного (до нескольких мил­
лионов лет) перерыва в вулканической деятельности; в это время
осущ ествляется интенсивная эрозия. И зл и ваю щ и еся в период омо­
ложения лавы жидкие, но с высоким содерж анием летучих ком­
понентов, вследствие чего п реоб ладаю т эксплозивные извержения.
В озраст вулканических островов в целом постепенно увеличи­
вается от рифтовых зон срединно-океанических хребтов к перифе­
рии океанов, о т р а ж а я общую тенденцию изменения в озраста пород
ф ундамента в этом направлении. Отчетливо это видно на примере
Гавайских островов, где возраст вулканических пород в озрастает
в северо-западном направлении, со став л яя на о. М ауи 1,3 млн. лет,
на о. М олокаи — от 1,3 до 1,8, на о. О аху — от 0,1 до 3,3, на о. К ау ­
а и — от 0,6 до 5,6. В районе сочленения Гавайского и И мпера­
торского хребтов возраст в улкан ов достигает 41—43 млн. лет, а в
северной части последнего — около 70 млн. лет [8].
ш
О д н ако во многих случ аях возраст вулканических островов не
совпадает с возрастом фундамента, вычисленным по магнитным
ан ом али ям . Н априм ер, в озраст пород о. Ф ернанду-ди-Н оронья со­
ставл яет около 12 млн. лет, К ан арск и х островов — не более
32 млн. лет, тогда к а к в озраст этих участков литосферных плит
долж ен быть не менее 120 млн. лет. В озраст пород вулканических
островов в ар хи п ел агах К у ка и Тубуаи оценивается от 0,7 до
1,2 млн. лет, о. Таити — около 0,6 млн. лет, хотя возраст океани­
ческой плиты здесь превы ш ает 80 млн. лет. Следует отметить, что
вулканические острова практически нигде не бывают старш е соот­
ветствующих участков литосферны х плит и все отклонения наблю ­
д аю тся лиш ь в сторону ом ол ож ени я вулканов.
У казанн ы е ф акты свидетельствуют о том, что вулканическая
деятельность на островах происходила (или происходит сейчас) не
только в рифтовых зонах, но и в пределах океанических котловин.
У читывая сравнительно короткий период активного вулканизма, во
врем я которого в основном и создаю тся вулканические горы и ост­
рова, следует полагать, что многие из них возникли довольно д а ­
леко от рифтовых зон — либо на ф л ан гах срединно-океанических
хребтов, либо в котловинах. Н а это у к а зы в а ю т т а к ж е результаты
расчетов, уст а н а вл и в аю щ и е зависимость предельной высоты ву л ка­
нов от мощности литосферны х плит; они свидетельствуют, что
крупные горы и острова (высотой до 5 км и более) могут форми­
роваться на литосфере мощностью около 18—20 км [76]. Сходные
результаты получаю тся при ан ал и зе строения крупных гайотов в
океанических котловинах, вершины которых находятся вблизи
уровня океана. Если бы они сф орм ировались в рифтовых зонах,
то их вершины д олж н ы были бы погрузиться на значительно боль­
шие глубины, а д ал ьн ей ш ее н аращ и в ан и е гайотов в результате
вулканической деятельности привело бы к уничтожению плоской
вершины.
С ледовательно, кроме рифтовых зон, где в озникает и формиру­
ется большинство вулканических гор (относительно небольших),
ареной активного ву л к ан и зм а являю тся т а к ж е океанические котло­
вины, в которых за р о ж д а ю т с я и р азв и ваю тся в основном крупные
горы. Причиной этого могут быть региональны е и местные разломы
и трещины, в озникаю щ ие при горизонтальны х и вертикальны х дви­
ж ен и ях литосферны х плит и отдельных их блоков. Р азл и ч н а я мощ­
ность литосферы и р а з н а я глубина проникновения трещин в астено­
сферу, откуда поступает расплавлен н ое магматическое вещество,
по-видимому, обусловливаю т р азн о об р ази е морфологии вулканов
и состава сл агаю щ и х их пород.
М ас ш таб ы вулканической деятельности, приведшей к созданию
подводных гор и островов на дне океанов, чрезвычайно велики.
Н а основе д ан ны х о количестве и высоте вулканических гор рас­
считаны об щ ая пло щ ад ь и общий объем слагаю щ его их материала,
получено соответственно 2,35 млн. к м 2 и 3,5 млн. к м 3. Если же
учиты вать и основания вулканических сооружений, погребенные
198
ТАБЛИЦА
4
Размеры вулканических гор на л ож е океанов
В ид ы в у л к а н и ч е с к и х г о р
П о д в о д н ы е горы
высотой более I км
высотой менее 1 км
В улкан ически е ос тро в а
Все вул к ани че ск ие горы
с учетом погребенных
к ам и оснований
под о с а д ­
Ч и с л о гор
Площадь,
тыс. км2
Объем,
ты с. к м 3
6 700
8 000
125
14 8 2 5
14 8 2 5
1700
200
450
2350
3900
2300
70
1130
3500
6000
под осадочным чехлом, то у к а зан н ы е
3,9 млн. км2 и 6,0 млн. к м 3 (табл. 4).
цифры
возрастаю т
до
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
Активные континентальны е окраины и вулканические дуги я в ­
ляю тся зонами интенсивной вулканической деятельности. Здесь
сосредоточено большинство действую щих вулканов Зем л и, из ко­
торых на островных д угах — до 160, вдоль активных континен­
тальны х окраин — около 60. О д н ако на континентальных окраинах
и ск ладчато-вулкани ческих островных дугах р ел ьеф ооб р азую щ ая
роль вулканических процессов имеет подчиненное значение по
сравнению с тектоническими ф ак торам и , тогда как на дугах, со­
стоящих из островов-вулканов, в ул кан и ческая деятельность выхо­
дит на первое место.
Эти дуги п р едставляю т собой подводные валы, расчлененные
косопоперечными р а зл о м а м и на блоки, на которые н асаж ены мно­
гочисленные надводны е и подводные вулканические образован ия
(например, дуги островов М ал ы х Антильских, Ю ж ны х С ан дви че­
вых, Алеутских, К урильских, М арианских, Н овы е Гебриды, Тонга,
К ер м а д е к ). Согласно геофизическим данны м валы сложены слоем
вулканогенных пород мощностью 2— 3 км, зал егаю щ и х на более
плотном субстрате и образую щ их собственно морфоструктуру ост­
ровных дуг. Н а саж е н н ы е на них вулканы морфологически сходны
с вулканическими горами дна океанов, однако состав слагаю щ их
их пород зам етно отличается, что свидетельствует о других процес­
сах ф орм ирования [8, 78].
П о м а тер и ал ам геологических исследований на островах и по
данным д раги р ован и я на подводных склонах установлено, что
вулканические породы островных дуг относятся к известково-щ е­
лочной серии. Д л я них х а р а к т е р н а зн ач ительн ая диф ф ерен ц иаци я
при явном п реоб ладан ии андезитов к а к в пределах крупных вулкано-тектонических структур, т а к и в отдельных вулканических
ап п аратах. Эти породы об разую т т а к н азы ваем ы е андезитовые
199
яояса, протягиваю щ иеся вдоль островных дуг и активных конти­
нентальных окраин и четко отделяю щ иеся от толеитовых областей
океанического л о ж а и котловин окраинных морей. Кроме андези­
тов на островных дугах встречаю тся т а к ж е б азал ьты и кислые
вулканические породы. Сочетания их различны в зависимости от
местных условий.
Например, на островах К ерм адек п реобладаю т б азальты , на
островах Тонга, Н ам по и Ю ж ны х С андвичевых — базал ьты с отно­
сительно небольшой примесью андезитов и дацитов. Н а островах
К урильских, М ари ан ских и М алы х Антильских, наоборот, преоб­
л а д а ю т андезиты, а б азал ь т ы имеют подчиненное значение. На
Алеутских и Соломоновых островах наиболее широко распростра­
нены высокоглиноземистые андезиты, встречаются т а к ж е базальты
и интрузии габбро и гранодиоритов.
Д л я остальных островных дуг хар а кт ер н о наличие нескольких
зон вулканов с разли чн ы м составом пород, что о т р а ж а е т эволюцию
района во времени. Эта зональность в ы р а ж а е т с я в возрастании
общей щелочности пород в н аправлении от океан а к континенту,
что о бъясняется увеличением глубины за л е га н и я магматических
очагов по падению сейсмоф окальны х зон. С вязь вулкан и зм а ост­
ровных дуг, ка к и активных континентальны х окраин, с процесса­
ми поддвига океанических плит достаточно очевидна. Вулканы
распол агаю тся на краю н адви гаю щ ей ся плиты, а их корни нахо­
дятся либо в сейсмофокальной зоне, либо в в ы ш ел еж ащ ей верхней
мантии. Н а «сквозькоровое» питание в улкан ов островных дуг ука­
зы вает независимость их состава от мощности земной коры, какие
бы вариации ее ни н аблю дались.
Х арактер извержений, к а к известно, зависит от состава исход­
ного р асп л ав а, его газонасыщ енности, вязкости, температуры. Зна­
чительная ди ф ф ерен ц и ац и я р асп л ав ов в районах островных дуг
п о р ож д ает многообразие типов извержений: от спокойных излия­
ний гавайского типа до эксплозивных извержений пелейского типа
с выбросами кислых пирокластических продуктов. Значительное
присутствие пирокластического м а тер и ал а резко отличает вулка­
ны островных дуг от вулканов океанического л о ж а. В то ж е время
имеется оп ред елен н ая связь меж ду ними, позвол яю щ ая выстроить
эволюционный р яд вул кан и зм а от рифтовых зон океана через
внутриокеанические области к островным дугам и окраинным мо­
рям [78].
Таким образом, в формировании морфоструктур вулканических
островных дуг основную роль играю т вулканические процессы,
которые создаю т многочисленные острова и подводные горы, а из
слившихся их оснований — подводные валы и хребты. Тектониче­
ские процессы, в ы р а ж аю щ и е ся в верти кальн ы х подвижках, разло­
мах и р аздроблен ии хребтов на блоки, очевидно, л и ш ь осложняют
эти морфоструктуры. П оэтому их мож но считать вулкано-тектоническими структурам и с превалирую щ ей ролью вулканического
фактора.
зоо
С Р Е Д И Н Н О - О К Е А Н И Ч Е С К И Е ХРЕБТЫ
Ф ундамент хребтов о б разован слоем вулканогенных пород
мощностью от 1 до 3 км, о б н а ж аю щ и м с я в зонах разломов, на кру­
тых уступах рифтовых гр яд и блоков, а т а к ж е на подводных го­
рах и островах. Основную массу пород составляю т толеитовые б а­
зальты , широко распространенны е не только на срединно-океани­
ческих хребтах, но и вообще на л о ж е океанов. Значительно реже
встречаются субщ елочные и щелочные б азал ьты , которые зал ега­
ют, ка к у ж е отмечалось, на верш инах крупных гор и на островах,
а т а к ж е на склонах поперечных ж елобов и на ф л ан гах хребтов в
виде секущих тел в п ерекры ваю щ их осадках. Высокоглиноземистые
и п лаги ок л азо в ы е б азал ь ты встречаю тся тож е редко и слагают,
очевидно, отдельные купола и короткие мощные потоки. Вдоль зон
разлом ов местами развиты интрузивные тела габброидов н гипербазитов [8, 47, 72].
Судя по однородности состава толеитовых б азальтов, следует
полагать, Что они генерируются на дне океанов в определенных
активных зонах. Такими зонами явл яю тся системы рифтовых долин
вдоль осей срединно-океанических хребтов. Это подтверж дается
определениями во зр аста вулканогенны х пород и непосредственны­
ми геологическими наблю дениями из подводных ап п аратов. Б о л ь ­
шой м атери ал получен т а к ж е путем д р аги р овани я в различных
районах рифтовых зон. Н априм ер, во впадине Хесса, находящейся
в точке тройного сочленения Восточно-Тихоокеанского и Г а л а п а ­
госского рифтов, изучен р азр е з вулканогенной толщи, о б н а ж аю ­
щейся на большом протяж ении в бортах впадины с перепадом
глубин около 5 км [9]. В р азр е зе прослеж ена тол щ а п ереслаиваю ­
щихся эффузивны х и гипабиссальны х пород, относящ ихся к океа­
ническим толеитам, среди которых выделены: 1) б азал ь ты афировые и порфировые, 2) долериты, 3) габбро-нориты и габбро. П ер­
вый тип близок по среднему составу к океаническим б азал ь там
и, вероятно, аналогичен исходной магме. Д в а других являю тся ре­
зультатом диф ф еренциации базал ьто во й магмы в промежуточном
очаге. '
Необходимо отметить незначительную по м а сш табам дифферен­
циацию, приводящую к появлению различны х типов б азал ь то в без
образования более кислых разностей. П ри этом вариации состава
океанических толеитов тесно связан ы с процессами к р и ста лл и за­
ционной диф ф еренциации б азал ь то в ы х магм, а т а к ж е с глубиной
выплавки и реж им ом подъема глубинного вещества, из которого
генерируется магма. Согласно эксперим ентам [70] насыщенные
кремнеземом толеитовые магмы возникаю т при меньших д а в л е ­
ниях, чем недонасы щ енные щелочные магмы. Последние возника­
ют, вероятно, на больших глубинах, тогда ка к толеиты появляю тся
на меньших глубинах при оптим альны х скоростях подъема, что
осуществляется, очевидно, в рифтовых зонах. Высокоглиноземистые
базальтовые магмы возникаю т, по-видимому, из толеитовых и ще­
лочных в резул ьтате растворени я основных плагиоклазов.
201
П риведенны е дан ны е о м орфоструктуре срединно-океанических
хребтов и составе сл агаю щ и х вулканогенны х пород свидетельству­
ют о преимущественно трещ инном типе излияний, о дайковых, силловых и других внедрениях, приведших к формированию их фунда­
мента. К ак известно, при су б аэрал ь н ы х излияниях трещинного
типа б азал ьтовы е л ав ы на суше растекаю тся на большие площади
(до сотен и тысяч к в ад ратн ы х километров) и образую т потоки
примерно одинаковой мощности — т а к н азы ваем ы е платобазальты.
При подводных излияниях картина,' очевидно, другая. Здесь ба­
зал ьто вы е л ав ы быстро о х л а ж д а ю т с я и поэтому не успевают рас­
текаться па значительны е расстояния.
Они формируют, к а к п оказы ваю т подводные наблю дения, валообразны е нагром ож д ен и я вдоль эруптивных трещ ин или вокруг
микрократеров, состоящие из коротких потоков в виде труб, упло­
щенных подушек и вторичных форм (в виде отростков) с шаро­
видной отдельностью и хорошо развитой стекловатой коркой зак а­
ливания. Новые потоки л а в могут в зл ам ы в ать стары е покровы, а
ш ароо бр азны е обломки ск аты ваться вниз по склонам, образуя
хаотические россыпи. Таким путем формируется характерны й ми­
крорельеф рифтовых зон срединно-океанических хребтов, наблю­
даем ы й на подводных ф отоснимках и при подводных исследова­
ниях [27, 45, 74]. В рай он ах гидротермальной деятельности на
б а з а л ь т а х образую тся м арган цевы е корки, причем расчет скоро­
стей и продолж ительности их накопления согласуется с возра­
стом данного участка д н а океан а по палеомагнитным аномалиям.
О д н ако средние и крупные формы рел ьеф а срединно-океаниче­
ских хребтов, так и е к а к рифтовые долины и гряды, блоки, уступы
и ж елоб а, формирую тся, несомненно, б л а г о д а р я дифференцирован­
ным тектоническим д ви ж ен и ям с образован ием многочисленных
разл ом ов (сдвигов, взбросов, сбросов, трещ ин) в процессе раздви­
ж ени я литосферны х плит и п одъема глубинного вещества вдоль
оси разд виж ен ия. Р о л ь экзогенных ф акторов здесь незначитель­
на и в ы р а ж а е т с я в подводном выветривании б азальтового ложа и
В накоплении малом ощ ного, прерывистого покрова осадков, за­
полняю щего
м еж гряд ов ы е
депрессии.
По
своему
генезису
рельеф срединно-океанических хребтов является вулкано-тектоническим, причем ведущ ую роль играет тектонический фактор.
С В О Д О В О - Г Л Ы Б О В Ы Е П О Д Н Я Т И Я , Х РЕБТЫ И ВАЛЫ
Судя по геофизическим данны м, ф ундамент океанических под­
нятий, ка к и срединно-океанических хребтов, сложен утолщенным
по сравнению с дном котловин вторым слоем коры мощностью 2—
4 км. Ф ун дам ен т почти повсеместно перекрыт осадочным чехлом
переменной мощности, которая в общем увеличивается при удале­
нии от срединно-океанических хребтов, составляя от 0,5 до 2,0 км.
В ершинные поверхности многих поднятий осложнены подводными
горами или островами, строение которых было рассмотрено выше.
Р азл и ч аю тс я д ва типа поднятий: а) вулканические массивы, хреб202
ты и валы , увенчанные многочисленными вулканическими горами
(или островами) и пред ставляю щ ие собой слившиеся основания
этих гор; б) глыбовые возвышенности, плато и хребты, на которые
н асаж ен ы более редко встречаю щ иеся вулканические горы; в не­
которых случаях горы отсутствуют. Д л я ка ж д о го из типов х а р а к ­
терны определенный состав вулканогенны х пород и роль в у л к а ­
низма в рельеф ообразовании.
Ф ун дам ен т поднятий первого типа сложен фактически теми же
породами, что и зав ер ш аю щ и е их вулканические горы и острова,
но среди этих пород, к а к правило, не н аб лю д ается крайних дифференциатов. Одним из наиболее изученных так их поднятий является
хр. М аркус-Н еккер в Тихом океане. Он характери зуется д л и т е л ь ­
ной и сложной эволюцией м агм ати зм а, насчитываю щ ей три этапа.
Н а раннем этапе здесь ф ор м и р овал ся комплекс афировых оливиновых б азальтов, широко представленных в восточной части хребта
и близких к средним щелочным б а за л ь т а м Гавайских островов.
На следующем этапе происходило об р азован ие диф ф ерен ц ирован ­
ных щелбчных базальтои дов, разви ты х в зап ад н о й части хребта,
которые типичны д ля зр ел ы х стадий ву л кан и зм а океанических
островов. Н а последнем этап е ф орм и ро вал ся ком плекс роговообманковых щелочных базальтои дов, не свойственных вулканиче­
ским островам. Этот комплекс, возможно, свидетельствует о погру­
жении хребта в результате блоковых движений, сопровож давш ихся
многочисленными тектоническими наруш ениям и [8]. Н и ж н я я часть
вулканогенного ф ун дам ен та хребта, к а к и повсюду в океанах, сло­
ж ена обычными толеитовыми б азал ь т ам и .
Ф ундамент поднятий второго типа т а к ж е сложен толеитовыми
б азал ьтам и , которые, однако, отличаю тся от типичных толеитов
л ож а океанов. Одним из наиболее изученных в этом отношении яв ­
л яется Восточно-Индийский хребет [7]. Здесь выделено три р а з ­
новидности вулканических пород: а) толеитовые базальты , б ли з­
кие к океаническим толеитам и субщелочным б азал ь там , б) толеи­
товые б азал ь т ы с повышенной железистостью, в) океанические ан ­
дезиты (и слан диты ). Б а з а л ь т ы с повышенной железистостью , по­
лученные ка к при д р аги ро вани ях , т а к и в кернах глубоководного
бурения (скв. 214 и 216), относятся к сильно пузыристым лавовым
потокам и туфам , перекрыты м лигнитами, что свидетельствует о
субаэральной или мелководной обстановке при их излияниях.
Б о л ь ш а я степень дифф еренцированности б азал ь то в по сравн е­
нию с океаническими толеитам и у к а з ы в а е т на сущ ествование про­
межуточных магм атических кам ер; особенности химического соста­
ва п р и б л и ж аю т их к б а за л ь т а м И сланди и и некоторых других
океанических островов. Н еобходимо подчеркнуть, что состав вул­
канических пород на верш инах отдельных океанических поднятий
(возвышенности Р иу-Г ранд и и Хесса, Китовый хребет) согласно
данным глубоководного бурения т а к ж е свидетельствует об субаэральны х условиях их о б р азо в ан и я [61]. Вероятно, эти поднятия
начали ф орм и роваться в рифтовой зоне и их вершины поднимались
над уровнем океан а в виде островов, а затем в процессе раздвиж е203
ТАБЛИЦА
5
Размеры вулканогенного слоя на дне океанов
Площадь,
мл н. к м 2
Средняя
м о щ н о с т ь , км
С рединно-океанические хр ебты
Д н о океанических котловин
С в о д о в о -гл ы б о в ы е и в ул к ан и че ск и е п о д ­
нятия
62
192
15
2,5
155
2
3
384
Все м о р ф о с тр у к т у р ы
269
2,2
584
Д А о р ф о с тр у кт у ры
.f
О бъ ем ,
М Л Н . KV*
45
ния литосферных плит они погрузились до своего современного
положения.
М асш табы вулканической деятельности, приведшей к форми­
рованию' океанического вулканогенного фундам ента, распространенного по всему дну океанов, поистипе огромны. По нашим при­
близительным подсчетам, выполненным на основании измерения
площ адей различны х морфоструктур и средних мощностей второго
слоя океанической коры в п ределах этих морфоструктур, общий
объем вулканогенных пород, о б разов ав ш и х ся в результате трещин­
ных излияний, оценивается в 584 млн. к м 3 (табл. 5). П ри н им ая во
внимание, что породы вулканогенного фундамента имеют возраст
от позднеюрского до современного, мож но полагать, что средняя
интенсивность поступления магм атического вещества, образовав­
шего второй слой океанической коры, за последние 160 млн. лет
со став л ял а около 3,7 к м 3/год. Эта циф ра вполне сопоставима с
количеством ежегодного поступления вулканогенны х и интрузив­
ных пород в осевых зонах срединно-океанических хребтов, дости­
гаю щ его (согласно другим расчетам ) примерно 4 к м 3/год [8]. Та­
кое соответствие еще раз п о дтв ерж дает предположение о том, что
основная часть вулканогенного м а тер и ал а на дне океанов образо­
в ал ас ь именно в рифтовых зонах.
РАЗРЫВНЫЕ ДИСЛОКАЦИИ
В озникаю щ ие при тектонических д ви ж ени ях р азры вны е дисло­
кации и их внешние проявления в виде разл ом о в играют большую
роль в формировании рел ьеф а дна океанов. Геолого-геофизическими исследованиями установлено несколько систем разломов, рас­
секаю щ их срединно-океанические хребты, дно океанических котло­
вин, континентальны е окраины и переходные зоны (рис. 53). Наи­
более в аж н ы м и яв л яю тся тран сф орм ны е разломы , протягивающие­
ся на большие расстояния и имеющие в большинстве случаев пла­
нетарное значение. Д а н н ы е об их располож ении и простирании
используются д ля расчетов полож ения полюсов раскры тия океанов
и направлений д ви ж ени я литосферны х плит.
204
Р азл о м ы на дне океанов вы являю тся обычно по совокупности
геоморфологических, геофизических и геологических признаков.
К геоморфологическим относятся д анны е о наличии линейно вы тя­
нутых крутых уступов, узких и глубоких желобов, зон интенсив­
ного расчленения подводного рельефа. Геофизическую группу при­
зн аков составляю т данны е о строении земной коры, о наличии зон
смещений и разры в ов в отдельных ее слоях, зон характерн ы х м аг­
нитных и гравитационных аномалий, проявлений сейсмичности.
Геологическую группу признаков со ставляю т геологические д а н ­
ные, такие ка к продолжение известных разл ом о в суши в пределы
прилегаю щих участков дна океанов, наличие на дне океанов це­
пей вулканических гор, зон гипербазитовых внедрений, выходов
милоннтнзированны х и брекчированны х пород.
К ац у к а зы в ал о с ь выше, на срединно-океанических хребтах чет­
ко п рослеж и ваю тся две системы основных разломов: продольные
осевые (рифтовые) и поперечные (т р а п с ф о р м н ы е ). Продольные
фиксируются морфологически по узким и глубоким рифтовым до­
линам, рассекаю щ им гребневую зону хребтов в Атлантическом и
Индийском о кеан ах вдоль их оси, либо по осевым вулканическим
грядам , п ротягиваю щ имся вдоль осевых рифтовых зон в Тихом
океане.. П рактически повсеместно рифтовые разл ом ы представлены
в виде э.шелонированно или п оследовательно располож енны х от­
резков, к которым приурочены зам етны е магнитные и грави тац ион ­
ные аномалии, повышенный тепловой поток, активн ая сейсмичность
и проявления молодого вул кан и зм а. Эти разломы , по существу,
м арки рую т конструктивные границы р азд вигаю щ и хся литосферных
плит. Они появились, очевидно, на самы х ранних стадиях р ас к р ы ­
тия океанов и п р одол ж аю т оставаться активно ж ивущ ими и в н а­
стоящее время; вещество же, сл агаю щ ее р азд ел я ем ы е разл о м ам и
блоки коры, постоянно обновляется.
Поперечные разл ом ы срединно-океанических хребтов р а з д е л я ­
ют их на ряд сегментов, смещенных относительно друг д руга в ту
или иную сторону, й в то ж е врем я соединяют рифтовые структуры
и осевые разл ом ы в единую систему. В п ределах рифтовых зон
поперечные разл о м ы в ы раж ен ы глубокими ж елобам и, вдоль кото­
рых см ещ аю тся рифтовые долины и присущие им ан ом альн ы е гео­
физические поля. Н а склонах ж елобов обычно о б н а ж аю тс я выхо­
ды милонитов и брекчий, свидетельствую щие о тектонических д ви ­
жениях, а т а к ж е интрузии гипербазитов. В озраст гипербазитов, как
правило, о к азы в ается значительно более древним, чем возраст
окруж аю щ их б азал ьто в океанической коры (возраст гипербазитов
чаще всего п алеогеновы й). Очень древний возраст, достигающий
по некоторым определениям 2 млрд. лет, имеют гипербазиты скал
о. С ан -П а у л у на Атлантическом срединно-океаническом хребте
[66]. П редп о л агается, что эти гипербазиты являю тся поднятыми
штоками мантийного вещ ества и их возраст о т р а ж а е т собой воз­
раст верхней мантии. Вероятно, такие древние гипербазитовые
блоки, н аходящ иеся в рифтовых зонах срединно-океанических хреб205
Рис. 53. К а р т а р а зл о
/ — р и ф т ов ы е р азл ом ы ; 2 — ш овны е зоны З а в а р и ц к о г о — Б ен ь о ф а ; 3 —
тов, п редставляю т собой реликтовы е интрузивные структуры, час­
тично не вовлеченные в процесс разд в и ж ен и я дна океанов [47].
Н а ф л ан гах срединно-океанических хребтов поперечные разло­
мы вы раж ен ы зонами интенсивного расчленения подводного ре­
л ьеф а, линейными уступами и сопряж енны ми с ними ложбинами,
к которым приурочены магнитные аномалии. В рельефе фундамен­
та, как у ка зы в а л о с ь выше, эти разлом ы прослеж иваю тся и на дне
океанических котловин под осадочным чехлом, в ряде случаев они
достигают континентальных окраин. Н аиб олее крупными из них
являю тся великие разлом ы в восточной части Тихого океана, такие
ка к Мендосиио, Пионер, К ларион и др.
П риведенны е данные, несомненно, свидетельствуют об относи­
тельно древнем (по сравнению со срединно-океаническимн хребта­
ми) залож ени и поперечных разломов. Они служили и, очевидно,
продол ж аю т служ и ть контролирую щ ими ф акторам и при формиро­
вании морфоструктуры хребтов и рифтовых зон, обусловливая
раздроблен ие их на множество сегментов. По мере раздвижения
дна океанов и н ар ащ и в ан и я океанических плит вдоль осп хребтов
протяженность поперечных разл ом о в постепенно растет. Активны­
ми их частями оказы ваю тся поперечные ж елоба, находящиеся в
206
м о в д н а М и р о в о г о океана.
тр а н сф о р м н ы е р азл ом ы
с р е д и н н о -о к е а н и ч е с к и х х р еб т о в ; 4 — пр оч и е р а зл о м ы .
рифтовых зонах, а остальны е части разломов, выходя из пределов
рифтовых зон, отмирают, сохраняясь лишь в виде реликтовых
форм.
Х арактер д ви ж ен и я литосферны х плит в районах конструктив­
ных границ о бъясняет особенности морфологии, геологического
строения и геофизических полей поперечных разломов. Н а ф лан гах
хребтов соседние участки плит по обе стороны от р азл о м а д ви ­
ж утся в одном направлении, поэтому разл ом здесь пассивен, а в
рифтовой зоне соседние участки д ви ж у тс я в противоположных н а­
п равлениях, что приводит к об разован ию глубокого и относительно
широкого поперечного ж е л о б а с активным тектоническим сдвигом
(рис. 54). При этом см ещ аю тся н ар ащ и в ае м ы е литосферные плиты,
а рифтовые долины остаю тся практически в одном положении.
Кроме основных рифтовых и тран сф орм ны х разл о м ов на средппно-океанических хребтах н аб лю д ается большое количество ло­
кальны х тектонических нарушений в виде небольших разломов,
сбросовых уступов и трещин, сеть которых определяет общую бло­
ково-грядовую структуру рельефа. Обычно эти наруш ения на у ч а ­
стках меж ду трансф орм ны м и р азл о м а м и ориентированы, как и
гряды, по простиранию хребтов. Это отчетливо видно по р е зу л ь т а ­
207
\
\
\
\
\
\
\
\
N
\
\
\
Рис. 54. С х ем а д в и ж е ­
ния ли т о сф е р н ы х плит в
зоне т р ан с ф о р м н о г о р а з ­
лома.
чS
чч
Чч
ч\
чч
чч
чч
ч
там детал ьн ы х эхолотных съемок на полигонах и по материалам
исследований рифтовых зон с помощью локаторо в бокового обзора
(сонаров). Поперечно ориентированные наруш ения приурочены
почти исключительно к зонам тр ан сф орм ны х разлом ов и ло кал и ­
зуются в' непосредственной близости от них. М естами на срединноокеанических хребтах встречаются наруш ения и других простира­
ний, св язанны х с наличием л окал ьн ы х структур, осложняющих
хребты, например, к северо-востоку от Азорских островов. Однако
они достаточно редки и не п оказательны д ля морфоструктуры сре­
динно-океанических хребтов.
Н аиболее примечательными формами локальн ы х нарушений,
широко распространенны х в рифтовой зоне, являю тся трещины рас­
тяж ен и я шириной от нескольких сантиметров до нескольких мет­
ров и д а ж е десятков метров. Они были выявлены при подводных
исследованиях в рифтовой долине Атлантического хребта (проект
Ф А М О У С ), вдоль осевого гребня Восточно-Тихоокеанского подня­
тия (проект «С иам екс» ), в К расноморском рифте (проект П И ­
К А Р ). Весьма показательно, что вдоль оси разд в и ж ен и я , где раз­
виты свеж ие вулканические о б разов ан и я (лавовые конусы и экст­
рузии), трещ ины встречаю тся редко, ширина их минимальна.
С удалением в обе стороны от оси к периферии дна рифтовых до­
лин или по обеим сторонам от осевого вулканического гребня коли­
чество трещин и их ширина зам етно возрастаю т. Поэтому осевую
часть условно н азы ваю т вулканической зоной, а боковые части —
тектоническими зонами.
Д а л е е с обеих сторон распол агаю тся рифтовые гряды, склоны
которых об разован ы лестницами сбросовых уступов; у подножия
уступов часто протягиваю тся глубокие трещины. К рутизна уступов
достигает 50— 70°. М естами отмечаю тся отвесные стенки, иногда
д а ж е с отрицательны ми уклонами. М еж ду уступами располагаю тся
узкие структурные ступени, что придает склонам рифтовых долин
и рифтовых гряд характер н ы й ступенчатый облик.
Н а дне океанических котловин кроме трансф орм ны х разломов
прослеж иваю тся другие зоны тектонических нарушений, которые
маркируются либо цепями вулканических гор и островов, либо со­
208
п ряженны ми узкими ж елоб ам и и грядам и, либо протяженными
линейными уступами, окайм ляю щ и м и глыбовые хребты или сво­
дово-глыбовые поднятия. К первым относятся, например, разлом
К орнуолл вдоль Н овоанглийской цепи подводных гор, подводное
продолжение К амерунского разл о м а , серия субширотных р а зл о ­
мов к востоку от побереж ья Б р ази л и и , разлом М аврикий, разломы
вдоль цепей вулканических гор и островов в Тихом океане, таких
ка к К аролинские, Гилберта, Л ай н , Тубуаи и др. Эти разломы вы з­
ваны, скорее всего, сколовыми н ап р яж ени ям и при горизонтальных
дви ж ени ях литосферны х плит.
Во вторую группу входят р азл ом ы Кингс (вдоль хр. П а л м е р а ),
Д и а м ан ти н а , М аккуори, И мператорский, Н ова-К антон, СоролАйанте и.др. П о своей морфологии они напоминаю т крупные т р ан с­
формные разл ом ы , протягиваю щ иеся в пределы дна котловин, но
простирание их другое. Вероятно, эти разл ом ы образовали сь на
определенных этап ах р азви тия дна океанов в результате местных
растяги ваю щ и х усилий, возникш их при горизонтальны х движениях
литосферных плит. Третью группу составляю т краевы е и секущие
разломы , приуроченные к сводово-глыбовым поднятиям и глыбо­
вым хребтам , таким ка к Б ерм удское плато, возвышенности СьерраЛеоне, Р иу-Гранди, Ш атского, Хесса, Манихики, поднятие К ерге­
лен, хребты Китовый, М аскаренский, М альдивский, Восточно-Ин­
дийский; Н а ск а , К арнеги и др. Возникновение их связано,
очевидно, с д иф ф еренцированны м и вертикальны ми тектонически­
ми дви ж ени ям и, в резу л ьтате которых ф орм и р ов ал ась блоковая
структура этих поднятий.
Вдоль континентальны х окраин п рослеж и ваю тся системы к р а е ­
вых и секущих разломов, т а к или иначе связанны е со структурами
континентов. К рутые уступы континентальны х склонов, о б р а м л я ю ­
щие районы выходов к побереж ьям древних щитов или о м ол ож ен ­
ных горных массивов, несомненно, об разован ы по линиям р а зл и ч ­
ных нарушений, п редставляю щ их собой крупные сбросы или си­
стемы сбросов. З а л о ж е н и е и активное развитие этих краевых р а з ­
ломов связан о в основном с раскры тием океанов и начальны ми
стадиями р азд в и ж ен и я литосферны х плит. Н а более поздних э т а ­
п а х — после п ерекрытия континентальны х окраин осадочным чех­
л о м — к раевы е р азл ом ы зам етно снизили свою активность или
стали полностью пассивными, хотя отдельные подвижки местами
еще наблю даю тся.
Еще один тип краевы х разл ом о в п рослеж и вается в шельфовых
районах гляц иальн ы х областей в Северном Ледовитом океане и
вокруг Антарктиды . Зд есь разлом ы отделяю т массивы прибреж ной
суши, испытываю щей неотектоническое поднятие, от п огруж аю щ е­
гося внешнего ш ельфа, сложенного мощной толщей осадков. Р а з ­
ломы имеют вид краевы х желобов, отделенных от прибреж ной су­
ши крутыми уступами. С читается, что они сформ ировались во в р е­
мя неотектонических и последующих гляциоизостатических д в и ж е ­
ний континентальны х окраин в плейстоцене.
14 З а к . 1344
209
В зонах островных дуг четко видны две системы разломов:
а) продольные, ограничиваю щ ие структуры дуг и вы раж ен н ы е ли­
бо крутыми ступенчатыми уступами, либо ж елоб ам и, протягиваю­
щимися у их подножий; б) косопоперечные, расчленяю щ ие дуги на
ряд блоков и п рослеж и ваю щ и еся по проливам меж ду островами
или по седловинам меж ду приподнятыми блоками. В котловинах
кр аев ы х морей и на прилегаю щих континентальны х окраин ах про­
тягиваю тся системы р азл ом ов ортогональны х п диагональны х про­
стираний,. ограничиваю щ их или расчленяю щ их на блоки отдель­
ные морфоструктуры. С л о ж н а я сеть разл ом ов субмеридионально­
го и субширотного простираний, о б р ам л яю щ и х основные морфо­
структуры континентальны х окраин и котловин, наб лю д ается так­
ж е в Средиземном море.
Особое внимание следует обратить на наклонные глубинные
р азл о м ы по сейсмофокальны м зонам З а в а р и ц к о г о — Беньофа, вы­
ходящ ие на поверхность дна океанов в виде глубоководных ж ело­
бов, окайм ляю щ и х островные дуги или активные континентальные
окраины.' Судя по сейсмичности, эти разл ом ы являю тся активными
,л и в н астоящ ее время, а зал о ж е н и е их происходило на более раннем
этапе р азви тия дна океанов, когда н ачалось столкновение движ у­
щихся, плит и поддвиг одной плиты под другую.
В целом в р асполож ении сети р азл ом ов на дне океанов выяв­
л яю т с я определенные законом ерности (см. рис. 53). В р айонах рас­
пространения линейно вытянутых морфоструктур (срединно-океа­
нических и глыбовых хребтов, островных дуг) встречаю тся разло­
мы преимущественно продольных и поперечных простираний. Ази­
муты этих простираний меняю тся в соответствии с общим направ­
лением и изгибами линейных морфоструктур. К раевы е разломы,
о гран и чи ваю щ и е континентальны е массивы, ка к правило, секут
складч аты е структуры щитов, платф орм или омоложенных гор­
ных массивов под различны ми углами. Азимуты их простираний
большей частью северо-восточные или северо-западные, что согла­
суется с диагональной сеткой разломов, х арактерн ой д ля конти­
нентов.
О д н ако наиболее значительны м и и зам етн ы м и на дне океанов
оказы в аю тся субширотные разлом ы . К ним относятся большин­
ство трансф орм ны х р азл ом о в срединно-океанических хребтов и
прилегаю щ их котловин, ряд разл ом ов вдоль цепей вулкани­
ческих гор и некоторые разлом ы , рассекаю щ и е континентальные
ок р а и н ы и проникаю щ ие в пределы суши. Более того, многие
трансф орм ны е разл ом ы срединно-океанических хребтов явно на­
ходятся на продолж ении субширотных разл ом ов континентов и,
очевидно, генетически связан ы с ними, чему в ряде случаев име­
ю тся геолого-геофизические д о к аза тел ь ств а. Несомненно, что та­
кое простирание крупных р азл ом ов не случайно и обусловлено,
скорее всего (н аряду с прочими причинами), ротационными сила­
ми Земли, которые вы зы ваю т появление на ее поверхности так
н азы ваем ы х критических п арал л ел ей , где н аблю даю тся повышен­
ные н ап р яж ен и я в земной коре.
210
Г ОР И ЗО НТ А ЛЬ НЫ Е ТЕКТОНИЧЕСКИЕ Д В И Ж Е Н И Я
Вполне очевидно, что горизонтальны е тектонические движения
играют реш аю щ ую роль в формировании морфоструктуры дна
океанов. О причинах этих д виж ений известно пока мало, но ре­
зультаты их видны достаточно хорошо. Н аиболее приемлемой для
объяснения н аб лю д аем ы х явлений пред ставл яется идея о гр ав и ­
тационной конвекции в мантии З ем л и и возникаю щ их при этом
огромных н ап ряж ен и ях в литосф ере и земной коре [10]. По-видимому, процесс гравитационной д иф ф ерен ц иаци и приводит к ф ор­
мированию земного яд р а и к возникновению в мантии конвектив­
ных течений, которые в свою очередь вы зы ваю т движ ение лито­
сферных плит по поверхности астеносферы. Система конвективных
течений в мантии мож ет быть различной, и перестройки ее, вы зы ­
в аем ы е внутренними причинами, приводят к коренному изменению
морфоструктурного плана поверхности Земли.
Н аиб ол ее масш табны м и и отчетливо вы раж ен н ы м и на дне
океанов являю тся горизонтальны е д ви ж е н и я литосферны х плит, н а ­
правленны е в обе стороны от рифтовых разл о м о в срединно-океа­
нических хребтов. Их сущ ествование подтверж дается многими
ф актам и: симметричностью морфоструктуры дна океанов и поло­
сового магнитного поля относительно оси хребтов, закономерным
увеличением мощности и возр аста осадочного чехла и возраста
пород фундамента в обе стороны от оси р азд виж ен ия, наличием
растяги ваю щ и х усилий в очагах зем летрясений рифтовых зон,
сходством очертаний и геологического строения противолеж ащ их
континентальных окраин и другими данными.
К ин ем ати ка горизонтальны х движ ений достаточно полно р а з ­
р аб отан а в концепции тектоники литосферных плит [18, 64]. Н а
основании м атери ал о в о располож ении и простирании полосовых
магнитных аномалий, рифтовых и тран сф орм ны х разломов, а т а к ­
же сведений о возрасте пород фундамента (по данны м глубоковод­
ного бурения) определены н ап р ав л ен и я и скорости разд виж ен ия
литосферных плит за последние 180 млн. лет, выявлены периоды
ускорения и зам ед ле н и я горизонтальны х движений, установлена
их роль в формировании морфоструктуры дна океанов.
Необходимо т а к ж е учитывать, что п ерем ещ аю тся не только
плиты, но в какой-то степени и их границы, особенно конструк­
тивные (дивергентны е). Риф товы е разл ом ы пронизы ваю т лиш ь л и ­
тосферу, не проникая глубоко в астеносферу, и зап о л н яю тся отно­
сительно пластичным м а тери алом . П оэтому они могут частично
двигаться вместе с плитами, что и н аб лю д ае тся в ряде мест в о к е а ­
нах. Конвергентные границы (зоны поглощ ения) поддаются таким
перемещениям значительно хуже, т а к к а к здесь м атери ал плит бо­
лее прочный и он п огруж ается в процессе поддвига на большую
глубину в астеносферу. Обычно плиты ка к бы «заякори ваю тся»
в зонах поглощения и сохраняю т свое положение на поверхности
Зем ли в течение длительного времени, хотя эта стабильность т а к ­
ж е яв л яе т ся относительной.
14*
211
Т ак ка к д виж ение литосферны х плит происходит на сфериче­
ской поверхности Земли, то их взаимное перемещение фактически
п р едставляет собой вращ ение относительно друг друга вокруг
определенной точки — полюса вращ ения. П ри этом оказывается,
что д виж ения плит в обе стороны от оси срединно-океанических
хребтов направлены вдоль трансф орм ны х разломов. Д л я г л о бал ь ­
ной увязки движ ений всех плит на поверхности З ем л и важ н о иметь
в виду, что общее н ар ащ и в ан и е и общее поглощение литосферы
долж ны совпадать. Это п редопределяет необходимость анализа
взаимоотношений различны х плит при выяснении происхождения
и разви тия тех или иных конкретных морфоструктур.
Анализ глобальной картины мгновенного (на современный пе­
риод) д ви ж ен и я основных плит, выполненный различны ми а в т о р а ­
ми, позволяет выявить законом ерности их перемещений. Р е з у л ь т а ­
ты одной из. новейших увязок д л я основных плит (Тихоокеанской,
Евразийской, Северо-А мериканской, Ю ж но-А мериканской, Индий­
ской, Антарктической, Африканской, Аравийской, Н аска, Кокос,
Карибской, Филиппинской) свидетельствуют, что относительные
•угловые скорости их перемещения колеблю тся от 0,1 до 2° за 1 млн.
лет. Наименьш ие скорости имеют: А ф р и к а н с к ая плита относи­
тельно Евразийской, Антарктической и С еверо-Американской; Ю ж ­
н о -А м е р и к а н с к а я — относительно С еверо-Американской, А ф ри кан ­
ской и Антарктической; К ар и б с к ая — относительно С еверо-А мери­
канской и Ю ж но-Американской. М ак си м ал ьн ы е скорости х а р а к т е ­
ризуют в основном относительные д ви ж ени я малы х плит — Кокос,
Н аска, Филиппинской.
Л инейны е скорости д ви ж ени я плит от осей срединно-океаниче­
ских хребтов (полускорости относительного перемещ ения) такж е
меняются р т места к месту и во времени. Судя по данным магнит­
ных съемок, наименьш ие скорости отмечаю тся в Евразийском бас­
сейне Северного Л едовитого океан а — от 0,3 до 0,7 см/год. В Н ор­
веж ско-Г ренландском бассейне скорость р азд в и ж ен и я несколько
выше — около 1 см/год, причем в интервале времени 60— 42 млн.
лет н а з а д она дости гал а 1,1 см/год, а в и нтервале 42— 30 млн. лет
н а з а д у м е н ь ш а л а сь до 0,7 см/год. К югу от И сландии скорость р аз­
д ви ж ени я около 60 млн. лет н а за д состав л ял а примерно 1,7 см/год,
затем ко времени 30 млн. лет н а з а д ум еньш и лась до 0,7 см/год,
но в последние 10 млн. лет составл яет около 1 см/год.
Активное р азд в и ж ен и е Северной А тлантики началось, судя по
мезозойским магнитным аном али ям , около 180 млн. лет назад.
Скорость его состав л ял а около 4 см/год, затем в интервале вре­
мени 81—63 млн. л ет н а з а д — 3,4 см/год, в интервале 63— 39 млн.
лет — 2,4 см/год, в и нтервале 39—9 млн. лет — 2,0 см/год, в на­
стоящ ее в р е м я — 1,5 см/год. Д л я Ю жной Атлантики скорости дви­
жени я плит в течение мезо-кайнозойской истории разви тия были
более равномерны ми и составляли около 2 см/год, причем в за­
падном направлении скорости на 0,1— 0,2 см/год выше, чем в вос­
точном. Д е т а л ь н ы е исследования па полигонах т а к ж е свидетель­
212
ствуют о р азли чи ях скоростей по обе стороны от оси раздвиж ения
на одном и том ж е участке [10].
С л о ж н а я карти н а линейных скоростей д ви ж ени я плит наблю ­
д ается в Индийском океане. В п ределах Западн о-И н дий ского хреб­
та скорости невелики и не превыш аю т 1 см/год. Сходные скорости
отмечаю тся в Аденском заливе, а в К расном море — около
0,5 см/год. В центральной части океан а в период до 70 млн. лет
н а з а д скорости д ви ж ени я плит были велики: зап ад н ее АравийскоИндийского хребта — от 3,8 до 6,0 см/год, восточнее — от 5,7 до 8,8.
О днако после времени об р азов ан и я аномалии 22 (56 млн. лет
н азад ) разд в и ж ен и е плит сильно зам ед ли лось или д а ж е прекрати­
лось. После 35 млн. лет разд в и ж ен и е возобновилось и п р о д о л ж а­
ется со скоростями 1— 2 см/год в северной части А равийско-И н­
дийского хребта и 2— 3 см/год — в южной его части.
В восточной части океана по мезозойским ан ом али ям в ы я в л я ­
ется д рев н яя ось разд в и ж ен и я субмеридионального простирания.
Скорости, д ви ж ен и я плит составляли около 2,3 см/год. В интерва­
ле 80— 77 млн. лет н а з а д произошел перескок оси р азд в и ж ен и я к
северу с изменением ее простирания на субширотное. С этого вре­
мени И н дийская плита, п р и м ы к ав ш ая ранее к Австралийской, с т а ­
л а д вигаться к северу со скоростью около 17 см/год. Это движение
зам ед ли л о сь 56 млн. л ег назад . В период 45— 35 млн. лет н азад
происходило активное д виж ение Австралийской плиты от А н тарк­
тической со скоростью 2,5 см/год; до этого периода они были сое­
динены. В последние 10 млн. лет скорости в районе Австрало-Антарктического поднятия составляю т в северном направлении
4 см/'год, в южном — 3 см/год.
Н а Ю ж но-Тихоокеанском поднятии скорости р азд в и ж ен и я плит
составл яю т в среднем около 3,5 см/год, однако они т а к ж е менялись
во времени. Н апример, в миоцене скорости у величивались от 2,5
до 4,0 см/год, а в плиоцене — от 4 до 5 см/год. В зоне ВосточноТихоокеанского поднятия н ам ечается смещение оси разд виж ен ия
примерно 10 млн. лет н а за д (ан ом ал и я 5) к зап аду, после чего
у стан авл и в ается единая ось д ля восточной части Тихого океана.
Скорости д ви ж ен и я плит в обе стороны от оси в настоящ ее время
составляю т в южной части Восточно-Тихоокеанского поднятия
около 5 см/год, а в средней части (м еж ду островами П асхи и Г а ­
л ап агос) — до 8—9 см/год [18].
Скорости поглощения (поддвига) литосферны х плит в зонах
З а в а р и ц к о г о — Бен ьо ф а в целом соответствуют скоростям их р а з ­
движ ения. С огласно расчетам наибольш ие скорости поглощения
н аблю даю тся в северной части ж е л о б а Тонга, южной части Япон­
ского ж е л о б а и в ж е л о б ах М ари ан ском и Филиппинском — до
9 см/год. Скорость погружения Тихоокеанской плиты в районе К у ­
ри ло-К ам чатского ж е ло б а со ставляет от 7,5 см/год на севере до
8,5 см/год на юге. П л и та Н а с к а п огруж ается под континентальную
окраину Ю жной Америки со скоростью 9— 10 см/год. В Зондском
ж елобе скорость поддвига составляет около 6,5 см/год, в Южно213
Сандвичевом ж ело б е — не более 3 см/год, а в ж елоб е П уэ р т о -Р и ­
ко — ещ е меньше [10].
Н а наличие горизонтальны х движений, приводящих к раздвижению плит в рифтовых зонах, у к а зы в аю т т а к ж е некоторые геоло­
гические наблюдения. К ним мож но отнести, например, данны е о
распространении даек, пронизы ваю щ их толщ у б азал ьтов И с л а н ­
дии. Новейшие исследования и подсчеты, выполненные по м ате­
ри ал ам Советской геодинамической экспедиции, указы ваю т, что
здесь скорость р а зр а с т а н и я коры в голоцене составляет 1 см/год
и что возмож ное разд в и ж ен и е рифтовой зоны И сландии в плиоценчетвертичное время достигает нескольких десятков километров.
Р ас т я ж е н и е земной коры происходило неравномерно по всей зо ­
н е — в виде узки х пучков линейных разры вов — и сопровож далось
образованием сбросов и грабенов.
Подводны е н аблю дения из обитаемы х аппаратов, выполненные
в рифтовых зонах Восточно-Тихоокеанского поднятия, А тлан ти че­
ского хребта и К расного моря, т а к ж е свидетельствую т о процессах
рас тяж е н и я земной коры. Зд есь вы явлены многочисленные трещижы р ас тяж е н и я и сбросовые уступы, причем количество и разм еры
трещин у в ел и чи ваю тся в обе стороны от осевой вулканической зо ­
ны. В зоне трансф орм ного р азл о м а на Атлантическом хребте под­
водными наблю дениям и об нар уж ен ы признаки скольж ения и со­
ответствующих д еф орм аци й пород, что вполне согласуется с пред­
ставлениям и тектоники плит.
Р езу л ь таты ан а л и за горизонтальны х движ ений дна океанов,
приведших к формированию его современного морфоструктурного
плана, обобщены на схематических ка р тах , составленных в виде
изохрон, соответствующих положению раздвин увш и хся за опреде­
ленный п ромеж уток времени ты ловы х краев литосферных плит
(рис. 55). Исходными м а тер и ал ам и п ослуж или дан ны е о простира­
нии и возрасте полосовых магнитных аномалий и результаты глу­
боководного бурения. Н а п р а в л е н и я д виж ений определены в основ­
ном по простираниям тран сф орм ны х разломов.
В Атлантическом и Северном Ледовитом океанах картин а го­
ризонтальны х движ ений в целом наиболее простая, но в море Л а ­
б радор и Н ор веж ско -Г ренл ан д ском бассейне она осложняется
наличием побочных осей разд в и ж ен и я . Изохроны 10 млн. лет (ано­
м али я 5) ограничиваю т современные рифтовы е зоны и протягиваю т­
ся практически непрерывно от хр. Г ак к ел я через Н орвеж ско-Г рен ­
ландский бассейн и весь Атлантический океан вдоль гребней сре­
динно-океанических хребтов, р а зв е т в л я я с ь в районе о. Буве на два
направления. З а п а д н а я ветвь ко р о тк ая и ср езается трансформным
разлом ом К онрада, по которому она, очевидно, см ещ ается к ЮжноАнтильской переходной зоне. В осточная ветвь протягивается вдоль
А фриканско-А нтарктического хребта и п р о до л ж ается д ал ее в Ин­
дийском океане. Н епрерывность простирания изохрон 10 млн. лет
свидетельствует, что современное полож ение рифтовых зон устано­
вилось в миоцене и практически сохранялось с тех пор. Расстояние
214
Ри с
О си
р а зд в и ж ен и я F
/-с о в р е м е н н ы е .
2 -
55. К а р т а горизонтал ьны х д в и ж е н и й дн а М и ро вого океана.
д р е в ,ж е ; 3 - и зо х р о н ы , о т м еч а ю щ и е п о л о ж е н и е ты ловы х
м лн. лет; 4 — т р а н сф о р м н ы е р а зл о м ы .
кр аев
р а зд в и н у в ш и х ся
л и т о сф ер н ы х
плит,
215
между изохронами соответствует разм еру разд в и ж ен и я друг от
друга соседних литосферны х плит.
Изохроны 38 млн. лет (аном ал ия 13) практически повсеместно
прослеж иваю тся вдоль срединно-океанических хребтов Атлантиче­
ского и Северного Л едовитого океанов, проходя примерно по сред­
ней ступени ф ланговы х зон. Они отмечаю т сум марное раздвижение литосферных плит за неоген-четвертичное время, относящееся
к неотектоническому этапу р азви тия поверхности Земли. И склю че­
ние со ставляет район Н орвеж ского моря, где около 20 млн. лет
н а з а д произош ло смещение оси р азд в и ж ен и я от хр. Эгир к
хр. Колбейнсей. Поэтому более ранние изохроны, вклю чая 38 млн.
лет, распол агаю тся в Н орвеж ской котловине вдоль погребенного
в н астоящ ее время хр. Эгир. На юге Атлантического океана, вдоль
А фриканско-А нтарктического хребта, изохроны 38 млн. лет и бо­
лее древние не прослежены из-за отсутствия необходимых данных,
хотя разд в и ж ен и е А фриканской и Антарктической плит, несомнен­
но, происходило в это время, на что у к а зы в а е т ш ирина океана
меж ду континентами.
Изохроны 63 млн. лет (аном алии 25) т а к ж е распространены
по всему Атлантическому океану, по Н орвеж ско-Гренландском у
и Еврази й ском у бассейнам Северного Л едовитого океанов. В этих
бассейнах изохроны проходят вблизи континентальных окраин,
свидетельствуя о том, что в более раннее время окраины были сом­
кнуты и бассейнов не сущ ествовало. А налогичная картин а наблю ­
д ается в Северной А тлан ти ке севернее р а зл о м а Гиббс, где изо­
хроны протягиваю тся вдоль подножий континентального склона
Г ренландии и склона плато Р околл. К северо-западу от разлома
изохроны простираю тся вдоль окраин моря Л а б р а д о р с обеих сто­
рон от погребенного С ред ин н о -Л аб рад о рского хребта. Согласно
магнитным д анны м здесь происходило р азд в и ж ен и е дна океана в
период от 65 до 47 млн. лет н азад . Ю ж нее разл о м а Гиббс изохро­
ны 63 млн. лет протягиваю тся по океаническим котловинам при­
мерно меж ду абиссальным и холмам и и абиссальными равнинами.
Они отмечаю т сум марное разд в и ж ен и е литосферных плит за весь
кайнозойский период.
Изохроны 80 млн. лет (аном алии 32— 34) отмечаю тся в Атлан­
тическом океане только южнее р азл о м а Гиббс. Вблизи разлома,
а т а к ж е в тропической зоне океан а эти изохроны проходят вблизи
континентальны х окраин, что мож ет у к а зы в ать на сближение и
соединение континентов в середине мелового периода. В средней
части Северной Атлантики и в средней и южной частях Южной
Атлантики за пределами изохрон 80 млн. лет распол агаю тся обла­
сти мезозойских магнитных аномалий. Ф ундамент здесь сложен
ниж немеловым и и верхнеюрскими породами. Это свидетельствует
о существовании океанических бассейнов, которые возникли, судя
по магнитным ан о м али ям , в Северной А тлантике около 180 млн.
лет н азад, в Ю ж ной А тлантике — около 140 млн. лет назад.
В Индийском океане картина горизонтальны х движений лито­
сферных плит более сл ож н ая , так ка к она неоднократно менялась
216
в течение геологической истории района. Изохроны 10 млн. лет, как
и в Атлантическом океане, прослеж иваю тся здесь вдоль всей си­
стемы рифтовых зон от Аденского за л и в а до А фриканско-А нтарк­
тического хребта на ю го-западе и до Австрало-Антарктического
поднятия на юго-востоке. Это показы вает, что современный морфо­
структурны й план океан а у ж е сф орм ировал ся к концу миоцена.
Однако в более ранние периоды горизонтальные дви ж ени я р а з ­
личных районов Индийского океан а зам етно отличались от совре­
менных.
В северо-западной части океан а изохроны 38 млн. лет условно
протягиваю тся вблизи изохрон 10 млн. лет, так ка к здесь не вы яв­
лено соответствующих магнитных аномалий и предполагается, что
б ыло зам ед лени е или д а ж е приостановка процесса разд в и ж ен и я
А фриканской и Индийской плит в п ромеж утке после 56 млн. лет.
Д а л е е к юго-востоку, вдоль Ц ентральноиндийского хребта и
А встрало-А нтарктического поднятия, изохроны 38 млн. лет просле­
ж и в аю тся уверенно на зам етном расстоянии от изохрон 10 млн.
лет, свидетельствуя о нормальном р азд виж ен ии плит А нтарктиче­
ской с одной стороны, Индийской и Австралийской — с другой.
О д н ако вдоль З а падн о-И н д ий ск ого хребта эти изохроны не выде­
ляю тся. Б олее того, с обеих сторон от изохрон 10 млн. лет здесь
п рослеж и ваю тся более древние системы магнитных аномалий се­
веро-западного простирания, почти совпадаю щ его с простиранием
Ц ентральноиндийского и южной части Аравийско-Индийского
хребтов. Вероятно, эти участки дна океан а разд вигал ись ранее от
осей у ка зан н ы х хребтов, а ри ф то в ая зона Западно-И ндийского
хребта о к а за л а с ь наложенной на них начиная с позднего миоцена.
И зохроны 63 млн. лет протягиваю тся с обеих сторон северной
части Аравийско-Индийского хребта и с юго-западной стороны
южной части хребта (в районе М а д а г а с к а р а ) , свидетельствуя о
р азд виж ен ии А фриканской и Индийской плит в н ап равлен иях на
ю го-запад и северо-восток. О д н ако восточнее, меж ду хребтами
М альдивским и Восточно-Индийским,' изохрона 63 млн. лет имеет
субширотное простирание, у к а з ы в а я на дви ж ени е Индийской пли­
ты относительно Антарктической к северу. Ось р азд в и ж ен и я р а с ­
п о л а гал ас ь вдоль Ц ентральноиндийского хребта, но несколько не
с о в п ад ал а с современным его простиранием, что мож ет у казы в ать
на поворот Индийской плиты в более позднее время.
С противоположной стороны Ц ентральноиндийского хребта изо­
хрона 63 млн. лет протягивается согласно с ним, свидетельствуя о
стабильности д ви ж ени я Антарктической плиты относительно оси
р азд в и ж ен и я . Д а л е е к востоку, вдоль Австрало-Антарктического
поднятия, изохрона 63 млн. лет в ы д еляется лишь фрагм ентарно,
к а к бы ср езаяс ь континентальны ми окраин ам и Антарктиды и
Австралии, которые до этого соединялись в единый континент.
С ам о стоятел ьн ая субш и ротн ая система изохрон 63 млн. лет
в ы деляется к востоку от Восточно-Индийского хребта, р а с п о л а ­
гаясь с обеих сторон от оси р азд в и ж ен и я с возрастом около 32 млн.
л е т (ан ом ал и я 11). Н а востоке эта система поглощ ается Зондским
217
глубоководным желобом. Она у к а зы в а е т на д виж ение Индийской
плиты к северу от Антарктической и А встралийской плит. З а п а д ­
нее Австралии согласно мезозойским ан о м али ям прослеж ивается
еще одна ось р азд виж ен ия, ори ен тирован н ая в северо-восточном
направлении. Она, очевидно, свидетельствует об отделении И н дий ­
ской плиты от А встралийской либо .в конце юрского, либо в н а ­
чале мелового периода.
Изохроны 80 млн. лет в Индийском океане прослеживаю тся
вблизи М а д а г а с к а р а , зап ад н ее поднятия Кергелен и в Б е н г а л ь ­
ском заливе. Они отмечаю т сум марное р азд в и ж ен и е Африканской,
Индийской и Антарктической плит за весь кайнозой. История бо­
лее ранних движ ений плит из-за н едостатка д ан ны х менее ясна,
но можно полагать, что начались они в юрском периоде вместе с
распадом древнего м атери ка Гондвана.
В Тихом океане лиш ь в его южной части прослеж ивается неиз­
м енная в течение кайнозоя картина горизонтальны х движений
плит, тогда как на остальной площ ади происходили неоднократные
их перестройки. Только изохрона 10 млн. лет протягивается вдольсовременных рифтовых зон срединно-океанических хребтов от Ю ж 'йо-Тихоокеанского поднятия до хребтов Горда и Хуан-де-Фука,
вклю чая т а к ж е Галапагосский риф т и Чилийское поднятие. Она
показы вает, что соврем енная система горизонтальны х движений
установилась в конце миоцена.
Изохроны 38 млн. лет вдоль Ю жно-Тихоокеанского поднятия
протягиваю тся согласно его простиранию, но д а л е е к северу н а­
блю даю тся отклонения их от нап равл ен ия рифтовой зоны Восточ­
но-Тихоокеанского поднятия. Отклонения вы званы тем, что в П е ­
руанской котловине по магнитным д анны м вы является отмершая
ныне ось р азд виж ен ия, сущ ествовавш ая от 20 до 10 млн. лет назад
и п ро сти равш аяся вдоль Ю ж но -Г ал ап аго сск ого поднятия. В о зм о ж ­
ным ее продолж ением на севере б ы л а ось р азд в и ж ен и я вдоль под­
водных гор М атем ати ков, располож енны х с другой стороны от сов­
ременной рифтовой зоны. Это означает, что соврем енная ось р а з ­
движ ения н ал о ж и л ась на более древню ю и пересекла ее наискось.
В районе островов Г ал ап аго с изохрона 38 млн. л ет пересекает
молодую рифтовую зону, свидетельствуя, что в то время этой зоны
еще не сущ ествовало. Ю ж нее Чилийского поднятия эта изохрона
поворачивает к юго-востоку и достигает пролива Д р ей к а, где выде­
ляется еще одна ось р азд в и ж ен и я , б ы в ш а я активной т а к ж е в пе­
риод с 20 до 10 млн. лет назад. Севернее поднятия Альбатрос изо­
хрона 38 млн. лет п ро слеж и вается только с западной стороны от
оси р-аздвижения, так ка к восточная часть Тихоокеанской плиты
здесь поглощ ена под Северо-А мериканской плитой.
Изохроны 63 млн. л ет т а к ж е протягиваю тся с обеих сторон от
Ю ж но-Тихоокеанского поднятия согласно его простиранию, тогда
как вдоль Восточно-Тихоокеанского поднятия вы является лишь з а ­
п адная изохрона, нап равлен ие которой несколько отличается от
ориентировки самого поднятия. К востоку от поднятия этой изохро­
ны нет, так ка к части плит того периода были поглощены под кон­
218
тинентами Ю жной и Северной Америки. П редп олагается, что на
месте современных плит Кокос и Н а с к а сущ ествовала обширная
плита Ф аралон, остаткам и которой они являю тся. Кроме того, изохрона 63 млн. лет п рослеж ивается в море Белли нсгаузен а, у к а зы ­
в а я на разд виж ен ие Тихоокеанской и Антарктической плит.
Изохроны 80 млн. л ет уверенно вы деляю тся лиш ь к зап ад у от
системы срединно-океанических хребтов Тихого океана. Н а востоке
они поглощены под континентами, а на юго-востоке намечается
участок этой изохроны вблизи континентальной окраины А нтаркти­
ды в море Белли нсгаузен а. Н а крайнем севере океан а изохрона
поворачивает к за п а д у и следует вдоль Алеутского глубоководного
ж елоб а. Этот поворот вызван, по-видимому, наличием здесь д р е в ­
ней точки тройного сочленения, ныне отмершей. Ещ е один участок
с изохронами 80 млн. л ет просл еж и вается в Тасмановом море, где
изохр'оны располагаю тся с обеих сторон от древней оси р а з д в и ж е ­
ния, ориентированной в северо-западном направлении и сущ ество­
вавшей, очевидно, в период до 60 млн. лет назад. Эта ось р азд в и ­
ж ени я обусловила возникновение Тасм ановой котловины.
Б о л ее древние горизонтальны е д ви ж ен и я литосферны х плит в
Тихом океане из-за недостатка данны х изучены хуже. В целом
мож но полагать, что об щ ая схема движений, судя по простираниям
мезозойских магнитных аномалий, бы ла аналогична той, которая
н аб л ю д ал а сь в более позднее время. Тихоокеанская плита по­
сто янн о н а р а щ и в а л а с ь на востоке и п о глощ алась на зап ад е. В н а­
стоящее время з а п а д н а я часть ее, н а зы в а е м а я плитой Феникс,
о к а з а л а с ь полностью поглощенной под островными дугами.
В переходных зонах горизонтальны е д виж ения имеют р а зл и ч ­
ную природу и направленность в зависимости от конкретной текто­
нической обстановки и истории разви тия района. В ы деляю тся три
типа взаимодействия плит в зонах островных дуг и активных кон­
тинентальны х окраин: 1) кон ти нентальн ая плита надвигается на
зону З а в а р и ц к о г о — Бен ьоф а и поддвигаемую океаническую плиту,
об р азу я активную континентальную окраину; 2) континентальная
плита отодвигается от зоны З а в а р и ц к о г о — Беньофа, где ф орм ирует­
ся островная дуга, в ты лу которой в озникает котловина о кр а и н ­
ного моря; 3) кон ти нентальн ая (субконтинентальная) плита сколь­
зит вдоль зоны З а в а р и ц к о г о — Б ен ьоф а или находится в относи­
тельно стабильном положении, тогда здесь возникаю т слож ны е
блоковые структуры без четко вы раж ен н ой котловины.
Больш инство переходных зон зап ад н ой части Тихого океана
об разо в ал и сь по второму типу. Расчеты , основанные на относи­
тельной неподвижности зон З а в а р и ц к о г о — Б еньоф а и островных
дуг, показы ваю т, что Е в р а зи я и А встрали я в целом отодвигаю тся
к северо-западу, по крайней мере за последние 10 млн. лет [18].
Котловины морей Охотского, Японского, Филиппинского и Фиджи
о б разо в ал и сь в резул ьтате р ас тяж е н и я и разры ва земной коры,
возможного подъема глубинного вещ ества и н ар ащ и в ан и я новой
коры. В котловине Охотского моря скорость отодвигания конти­
нентальной плиты со ставляет около 1 см/год, в тылу островной ду219
,
ги Тонга — до 3 см/год. В районе Алеутской островной дуги д ви ­
ж ение происходит вдоль нее, поэтому здесь наблю даю тся ск о л ь ж е­
ние и сдвиг относительно океанической плиты.
Котловина Берингова моря, судя по магнитным аномалиям,
имеет мезозойский возраст и является реликтом древней плиты
К ула, отшнурованной от океан а
островной
дугой.
А нало­
гичным образом ока зал о сь отш нурованны м и дно Филиппинского
моря, где распространена океаническая кора. О днако здесь в ре­
зультате отодвигания Е врази и возникла своя ось р аздвиж ения, ко­
т о рая дей ствовала, судя по магнитным аном али ям , в период от
60 до 33 млн. лет назад.
С кольж ение континентальных (субконтинентальных) плит вдоль
границ поглощения наб лю д ается в районах К амчатки, Зондской
островной дуги, Новой Гвинеи и д ал ее к востоку. Д виж ение Е в р а ­
зийской и Австралийской плит к северо-западу относительно зон
З а в а р и ц к о г о — Бен ьо ф а привело к созданию системы островных
дуг и глубоководных желобов, а котловины возникли лиш ь на от­
дельных 'участках, где структуры о ка зал и сь ориентированными поперек основного движ ения и испытывали местные вращ ения (на­
пример, в восточной части Зондской дуги или восточнее Новой Гви­
неи)
В К арибском море, судя по данны м геолого-геофизических ис­
следований, континенты Северной и Ю ж ной Америки, ранее сбли­
женные, начали расходиться в юрском периоде вместе с раскры­
тием Атлантического океана, а з а ж а т ы е м еж д у ними Юкатанский
и Г он дурас-Н и карагуан ский блоки стали испытывать вращение по
часовой стрелке. В меловом периоде, когда сф орм ировалась Ан­
ти льская геосинклиналь, ох в ати вш ая дугой К арибскую плиту, эта
плита н ач ал а д вигаться к востоку — навстречу океанической плите,
в результате чего за л о ж и л а с ь зона З а в а р и ц к о г о — Беньофа, вдоль
которой затем сф орм ировали сь ж елоб П у эрто-Р ико и Б арб ад ос­
ский хребет. Эти горизонтальны е д ви ж ени я продо л ж ал ись и в па­
леогене, но в неогене стали п р еоб ладать в ертикальны е тектониче­
ские движения.
С ходная картина горизонтальны х движ ений вы является также
в море С кош а, где перемещ ение древней плиты Алук шло от оси
разд в и ж ен и я в районе пролива Д р ей к а. Эта плита частично по­
глотилась под А нтарктическим полуостровом, частично сохрани­
л ась в море С кош а. Н а последних э тап ах разви тия района проис­
ходит, вероятно, схож дение континентов Ю жной Америки и Ан­
тарктиды [55].
С ложную мозаику микроплит пред ставл яет собой АльпийскоГ и м а л а й с к а я зона, сф о р м и р о в ав ш а яся в результате столкновения
двигавш ихся с севера и с юга крупных литосферных плит и закры­
тия древнего Океана Тетис. С редизем н ом орская область является,
по существу, реликтом этого океана. Зд есь на фоне общего сбли­
ж ени я А фриканской и Евразийской плит происходили перемеще­
ния и повороты отдельных микроплит и блоков, таких как п-ова
Пиренейский, Апеннинский, острова Корсика, С ардиния, Сицилия
220
и др. Вдоль северного кр ая С редиземноморского бассейна длитель­
ное время сущ ествовала зона поглощения, реликтом которой к н а­
стоящ ему времени остались К рито-Родосская островная дуга и
Эллинский желоб.
В Е Р Т И К А Л Ь Н Ы Е ТЕКТОНИЧЕСКИЕ Д В И Ж Е Н И Я
В ертикальны е тектонические дви ж ени я, в отличие от горизон­
тальных, не имеют таких огромных масш табов. Амплитуды верти­
кальных перемещений земной коры и змеряю тся не более чем не­
сколькими километрами, однако именно они определяю т о б р а зо в а ­
ние форм рельефа, их высоту и расчлененность. Одним из основных
методов выявления вертикальны х движ ений служит, ка к известно,
ан али з мощностей и фаций осадочных толщ. В сочетании с м а те­
ри ал ам и о рельефе дна океанов и рельефе фундамента он п о звол я­
ет получать сведения о направленности и амплитудах вертикальных
движений земной коры. Р езу л ьтаты такого ан ал и за отраж ены на
схематической карте верти кальн ы х движ ений дна океанов в позд­
нем мезозое и кайнозое (рис. 56, в к л а д к а ).
У читывая принципиальны е разли чи я в строении континенталь­
ной и океанической коры, расчеты вертикальны х движений вы пол­
нены раздельн о д ля л о ж а океанов (вместе со срединно-океаниче­
скими хребтам и) и д ля континентальных окраин (вместе с пере­
ходными зо н ам и ). Построения д ля л о ж а океанов сделаны на ос­
нове модели разд в и ж ен и я литосферных плит, согласно которой в
рифтовых зонах срединно-океанических хребтов идет практически
непрерывный процесс подъема и диф ф еренциации астеносферного
вещества, его о х л аж д ен и е и кр и ста л л и зац и я с образован ием новой
океанической коры и литосферы [10]. К р и с тал л и за ц и я силикатов,
как известно, со п ровож дается возрастанием их плотности. Т ак как
срединно-океанические хребты согласно гравиметрическим данным
в целом изостатически уравновеш ены , то следует полагать, что в
результате этих процессов осевые зоны хребтов д олж н ы находить­
ся на каком-то более или менее постоянном уровне, а фланги х реб ­
тов и океанические котловины д олж н ы постепенно погруж аться по
мере удаления от оси разд виж ен ия.
Т а к а я направленность верти кальн ы х движений дна океанов,
обусловленных разд виж ен ием литосферны х плит, в общем под­
тв ерж д ается данны ми глубоководного бурения. П рактически во
всех скваж и нах, пробуренных в глубоководных океанических кот­
ловинах, в основании осадочного р а зр е за обнаруж ены верхнемезо­
зойские и ниж некайнозойские карбон атн ы е отложения, тогда как
верхний слой п редставлен большей частью верхнекайнозойскими и
современными сл аб о карбон атн ы м и илами или бескарбонатны ми
красными глинами. Это у к а зы в а е т на то, что ранее дно котловин
находилось выше уровня критической глубины растворения к а р б о ­
натов (составляю щ ей в А тлантическом океане 4800— 5300 м, в И н ­
дийском 4600— 5000 м, в Тихом 4500— 4800 м ), а затем погрузилось
до современных глубин.
221
Кроме того, о погружении дна океанов в течение геологического
разв и ти я свидетельствую т д анны е о глубинах плосковерхих подвод­
ных гор, особенно в районе древнего поднятия Д а р в и н а в цент­
ральной части Тихого океан а, а т а к ж е наличие древних мелковод­
ных отложений и вулканических л ав на некоторых океанических
поднятиях (например, на возвы ш енностях Ш атского, Хесса, РиуГранди, хребтах Китовом, Восточно-Индийском и др.).
Поэтому в качестве отсчетного уровня, от которого определя­
лись амплитуды вертикальны х движ ений л о ж а океанов, включая
срединно-океанические хребты, принята средняя глубина гребней
этих хребтов, со с тав л яю щ а я сейчас почти повсеместно около 2,5—
2,7 км. Л и ш ь в отдельных районах она уменьш ается до 1,0— 1,5 км.
К ним относятся район И сландии, под которой распол агается очаг
аномально интенсивного подъем а мантийного диапира (своего ро­
да фокус расш ирения астен осф еры ), а т а к ж е Аденский и К ал и ф ор­
нийский зали вы , з а ж а т ы е м е ж д у континентальны ми блоками. Так
как вертикальны е тектонические д ви ж ени я обусловливаю т бати­
метрическое полож ение поверхности океанического фундамента, то
д ля расчетов п построений использовались карты рельефа фунда­
мента, которые сопоставлялись с батиметрическими кар там и океа­
нов. П ри этом частные д етал и рельефа, особенно созданные в ре­
зу л ьтате вулканической деятельности (например, подводные горы),
не принимались во внимание, хотя вулканические сооружения и
вы зы ваю т дополнительное прогибание земной коры.
Т ак как в озраст пород ф ун дам ен та законом ерно увеличивается
в обе стороны от оси р азд в и ж ен и я , выявленны е и отображ енны е на
ка р тах вертикальны е д ви ж ен и я являю тся суммарными с момента
о б разо в ан и я той или иной морфоструктуры , причем промежуток
времени, в который эти д виж ения осущ ествлялись, постепенно уве­
личивается по мере удал ен и я от рифтовых зон. Д л я наиболее древ­
них морфоструктур л о ж а океанов верти кальн ы е дви ж ени я отр аж а­
ют их развитие с позднеюрского времени.
Определение верти кальн ы х движ ений на континентальных
окраин ах, микроконтинентах и в кр аев ы х морях переходных зон,
созданных на коре континентального или субконтинентального ти­
па, проводилось на основании установленного геолого-геофизическими исследованиями ф ак та почти повсеместного погружения этих
рай он ов в позднем мезозое и кайнозое. В результате на континен­
тальны х окраин ах о б р азов ал и сь ф л ек су роо б разн ы е изгибы поверх­
ности ск ладчато-м етам орф и ческого фундамента, осложненные сту­
пенчато-глыбовыми сбросовыми уступами и перекрытые осадочным
чехлом переменной мощности. Н а дне котловин краевых морей на­
копились мощ ные толщи субгоризонтально зал егаю щ и х кайнозой­
ских отложений (местами более древни х ), что свидетельствует об
относительно спокойном реж им е прогибания. П оэтому в качестве
отсчетного уровня д ля определения ам пли туд вертикальны х движе­
ний здесь принят, ка к и на суше, современный уровень океана.
П р а вд а, в течение кайнозоя и в мезозое этот уровень менялся, но
2 22
не более чем на несколько сотен метров [8]. Такой величиной при
проведении изолиний через 1— 2 км мож но пренебречь.
По-иному обстоит дело с краевы м и морями, котловины кото­
рых зал о ж е н ы на океанической коре (например, моря Берингово,
Филиппинское, К оралловое, Ф и д ж и ). Зд есь за отсчетный уровень
условно принята, к а к и для океанического л о ж а , средняя глубина
гребня срединно-океанических хребтов, хотя в моменты о б р а з о в а ­
ния этих участков коры, в кл ю чая островные дуги, глубины океана
могли отличаться от современных, но не на очень значительную ве­
личину [34].
В Атлантическом океане х арактер н о е д л я континентальных
окраин погружение в различны х районах проявилось по-разному.
Н а окр аин ах докем брийских щитов (К анадско-Г ренландского,
Брази льского, С ьерра-Л еонского) ам плитуды погружений на ш е л ь ­
фе невелики, ф ун дам ен т здесь за л е га е т близко к поверхности дна.
Н а окраин ах палеозойских п латф орм , наоборот, н аблю дается з н а ­
чительное погружение складч атого ф ун дам ен та, особенно заметное
в предконтинентальных прогибах. Амплитуды вертикальных дви­
жений достигаю т здесь 3— 6 км и более, что соответствует средней
скорости погружения в позднем мезозое и кайнозое 0,02—
0,04 мм/год.
В котловинах Антильской и Ю ж но-Антильской переходных зон
амплитуды погружений т а к ж е велики, но здесь история тектониче­
ского развития была сложнее. П о м а т ер и ал ам изучения тектоники
островных дуг и прилегаю щ их континентальны х массивов установ­
лено, что в рай он ах морей К арибского и С кош а в кайнозое проис­
ходили н еоднократные тектонические перестройки со сменой погру­
жений и возды маний различны х структур. Ф ормирование ж е сов­
ременного морфоструктурного п лан а н ачалось с эоцена [42]. П о ­
этому средние скорости вертикальны х движ ений на неотектоническом этапе мож но оценить в 0,12— 0,15 мм/год. Неотектонические
движ ения в п ределах островных дуг были ещ е значительнее. Н а ­
пример, на о. К уба ам плитуды новейших движ ений достигаю т 3,0—
3,5 км, а скорости их — до 0,35 мм/год. Эти д ви ж ени я вы р а ж аю тс я
в основном сбросами, взбросами, надвигами.
Л о ж е океан а н аряд у с процессами р азд в и ж ен и я испытывает п
вертикальные дви ж ени я, преимущественно погружение. Р иф товая
зона Атлантического хребта в течение всего ц икла р азд в и ж ен и я
оставалась, по-видимому, почти на одном и том ж е уровне, испы­
ты вая лиш ь региональные, относительно небольш ие колебания.
Наприм ер, слабое в озды м ание (до 0,5 км) отмечается в районе
Азорского плато, а слабое погруж ение (менее 0,5 км) — на н екото­
рых участках рифтовой зоны в Ю ж ной Атлантике. В обе стороны
от рифтовой зоны дно океан а по мере разд в и ж ен и я погружается,
причем амплитуды п огруж ения законом ерно увеличиваю тся с при­
б лижением к континентальны м окраин ам . В предконтинентальных
прогибах они достигаю т 4 — 5 км и более. Н а фоне общего о п у ска­
ния океанического дна вы деляю тся л о кал ь н ы е относительные под­
нятия сводово-глыбовых морфоструктур. Они, очевидно, претерпе­
223
ли более или менее кратковременное возды мание до 1—2 км в
ранний период своего развития, а затем погрузились вместе с лито■сферными плитами до современного уровня. О слож няю т эту кар­
тину довольно многочисленные разлом ы и вулканические сооруже­
ния.
Учитывая возраст наиболее древних отложений осадочного чех­
ла по периферии л о ж а о кеан а, мож но оценить средние скорости
погружения океанической коры в позднем мезозое и кайнозое
в 0,03— 0,04 мм/год. Скорости относительного возды мания сводо­
во-глыбовых поднятий д олж н ы быть зам етно выше, так как ин­
т ерв ал их ф орм и рован ия был значительно короче, он сопоставим
с периодами горообразован ия на суше. То ж е следует сказать о
темпах верти кальн ы х движений в рифтовой зоне, скорости кото­
рых достигаю т 0,1 мм/год и более. Д л я остального пространства
л о ж а океан а в аж н о подчеркнуть, что с удалением от рифтовой зо­
ны амплитуды погружений растут одновременно с увеличением
в озраста пород фундам ента. Это приводит к тому, что средние ско­
рости вертикальны х движений по всему л о ж у океана сохраняются
примерно постоянными в течение всего цикла раздвиж ения.
Кроме описанных круп н ом асш табн ы х вертикальны х движений
на дне океан а отмечаю тся т а к ж е региональны е и локальн ы е дви­
жения,. п роявляю щ и еся в отдельных ф ор м ах подводного рельефа.
Н а континентальных ш ельф ах на фоне общего погружения про­
исходят л о кал ь н ы е относительные поднятия и опускания, что вы­
р аж ает с я в колебан и ях глубин затопленны х одновозрастны х бере­
говых террас и глубин перегиба внешнего к р а я шельфа. Н а кру­
тых уступах континентального склона в районах дифф еренциро­
ванных тектонических движ ений образую тся сбросовые поверхно­
сти и ступени, четко вы р аж ен н ы е в подводном рельефе. То же
можно с к азать и относительно подводных склонов островных дуг
и глубоководных желобов.
Н а л о ж е океан а л о кал ь н ы е подвиж ки земной коры проявляют­
ся на Атлантическом срединно-океаническом хребте, в зонах раз­
ломов, а т а к ж е на боковых уступах сводово-глыбовых поднятий.
М ож н о полагать, что блоково-грядовой рельеф Атлантического
хребта, ка к и других срединно-океанических хребтов, практически
целиком обусловлен наличием систем разл о м о в и трещин, по кото­
рым в процессе разд в и ж ен и я дна океан а происходят локальные
вертикальны е подвижки земной коры. По данны м детальных гео­
физических съемок (вклю чая эхолотирование, сейсмопрофилиро­
вание, сканирование л окатором бокового обзора и подводные на­
б лю дения) в рифтовой зоне повсеместно присутствуют результаты
новейших движ ений в виде взбросов и сбросов [27, 45, 74].
Ф ормирование блоково-грядового рельеф а происходит, очевид­
но, следующим образом. Вдоль оси разд в и ж ен и я б лагодаря по­
стоянному поступлению глубинного вещества непрерывно наращи­
вается новая океаническая кора с образован ием вулканических
форм. Р азд в и ж е н и е плит ведет к растрескиванию этих участков
коры, причем количество и разм еры трещ ин в обе стороны от оси
224
увеличиваются. Т ак как область подъема астеносферного днапира
под рифтовой зоной значительно шире, чем рифтовая долина, то
воздействие восходящих потоков на ф л ан гах долины ведет к диф ­
ференцированному возды манию блоков коры с образованием
взбросов. Д ал ьн ей ш е е р азд виж ен ие плит обусловливает наклон
поднятых блоков в стороны от рифтовой долины и формирование
лестниц сбросов, ограничиваю щ их блоки. Этот процесс, как и д р у ­
гие тектонические процессы, происходит неравномерно, по мере
разр я д к и возникаю щ их напряж ений. М ногократное его повторение
в условиях р азд в и ж ен и я плит привело в конечном счете к с о зд а­
нию характерн ого блоково-грядового рельефа.
В Индийском океане на континентальных окраин ах амплитуды
погружений повсеместно увеличиваю тся от суши к предконтйнентальным прогибам, достигая 4 — 7 км, а в Зондском глубоководном
желобе-'— более 8 км. Если считать возраст ф ормирования конти­
нентальных окраин совпадаю щ им со временем н ач ал а распада
Гондваны в области Индийского океана, т. е. около 160 млн. лет
назад, то -средние скорости погружения в позднем мезозое и кай ­
нозое со ставляю т 0,02— 0,05 мм/год. Естественно, что в течение
геологического разви тия скорости вертикальны х движений на от­
дельных э т ап ах могли существенно меняться, то убыстряясь, то
зам ед ля ясь, иногда д а ж е меняя свой знак. Однако о б щ ая тенден­
ция к погружению, несомненно, сохранялась, что и привело к об ­
разованию эпиконтинентальных платф орм, окаймленны х предконтинентальными прогибами.
Н а л о ж е океан а т а к ж е н аб лю д ается общ ее погружение поверх­
ности ф ун дам ен та от систем рифтовых зон срединно-океанических
хребтов к континентальны м окраин ам . Р иф товы е зоны находятся
примерно на одном уровне, испытывая лиш ь региональные к о л е б а ­
ния в ам плитудах, а местами — в направленности вертикальных
движений. Н апри м ер, восточнее о. Родригес, на плато Амстердам
п к югу от о. Т асм ан и я наб лю д аю тся полож ительны е амплитуды
до 0,5 км. В р айонах м еж д у котловинами М ад ага ск а р ск о й и Крозе,
ю го-западнее плато К розе и в широкой полосе А встрало-А н таркти ­
ческой зоны поперечных разломов, напротив, отмечается снижение
батиметрического уровня гребневых зон до — 0,5 км, а амплитуды
погружений в пр ед ел ах рифтовых зон здесь достигаю т 1,5 км и бо­
лее. Эти колебания глубин н ад гребнем срединно-океанических
хребтов и колебания ам пли туд вертикальны х движ ений в рифто­
вых зонах вызваны, несомненно, местными процессами усиления
или о слаблен и я подъема астеносферного вещ ества и соответству­
ющим нарушением изостатического равновесия формируемой
здесь новой океанической коры. Средние скорости вертикальных
движений составляю т от 0,05 до 0,15 мм/год, хотя в отдельные
кратковременны е периоды они могут быть значительно больше.
В океанических котловинах ам плитуды погружений постепенно
возр астаю т по мере удаления от рифтовых зон, составляя на боль­
шей их части около 3 км, а в предконтинентальных прогибах — до
4— 5 км и д а ж е более (например, в северной части Аравийской кот15 З а к . 1344
225
•>
ловины ). Н а этом фоне вы деляю тся п олож ительны е морфострук­
туры — хребты, возвышенности, плато, относительное отставание
в погружении которых достигает 2— 3 км. Несомненно, что они
имеют различное происхождение и возникли частично в рифтовой
зоне, переместившись затем до своего современного положения,
частично в пределах котловин в результате горизонтальных дви­
жении плит на их границах (столкновения или ск оль ж ен и я). Ско­
рости вертикальны х движений при формировании сводово-глыбо­
вых -поднятий могли достигать 0,1 мм/год и более. В то ж е время
погружение дна котловин было более равномерны м после удале­
ния от рифтовых зон. Средние скорости этого погружения в тече­
ние позднего мезозоя и кайнозоя составляю т 0,02— 0,04 мм/год,
причем они сохраняю тся примерно одинаковы ми по всему ложу
океана.
Реги ональн ы е и л о кал ь н ы е в ертикальны е движ ения дна Индий­
ского океана, ка к и Атлантического, в ы р а ж аю тс я в колебаниях глу­
бин подводных террас, в наличии сбросовых уступов и ступеней на
континентальных и других склонах, блоково-грядовом рельефе
океанического фундамента, зонах разл ом ов и других ф ормах подводного рельефа.
В Тихом океан е на континентальны х окраин ах и в переходных
зонах, возникших на континентальной или субконтинентальной ко­
ре, т а к ж е видно повсеместное увеличение ам плитуд погружения по­
верхности ф ун дам ен та от суши к предконтинентальным прогибам
или к котловинам краевы х морей до 4— 6 км. Учитывая мезо-кайнозойский в о зр аст осадочного чехла континентальных окраин,
мож но считать, что средние скорости вертикальны х движений в те­
чение этого периода состав л ял и 0,02— 0,04 мм/год. Несомненно,
однако, что в процессе геологического развития эти скорости не
оставались постоянными, меняясь от места к месту и с течением
времени. И зм ен ял и сь т а к ж е и знаки движений, что п одтверж дает­
ся наличием перерывов и зон р азм ы в а в осадочном чехле конти­
нентальных окраин и о т р а ж а е т с я в крупноглыбовом расчленении
поверхности ф ундамента. Тем не менее об щ ая тенденция к погру­
жению сохр ан я л ась практически повсеместно, что привело к созда­
нию эпиконтинентальных платформ, располож енны х вдоль побере­
жий па севере, за п а д е и юге Тихого океан а и окаймленны х либо
предконтинентальными прогибами, либо котловинами краевых мо­
рей.
В зонах островных дуг с континентальным или субконтинентальным строением коры, как свидетельствую т данные об их тек­
тонике, в ерти кальн ы е д ви ж ени я носили сложны й характер, а ам­
плитуды достигали 2— 3 км и более. Периоды воздыманнй сменя­
лись погружением, что сопро вож д ал ось о бразован ием многочис­
ленных разломов. Современный морфоструктурный план стал фор­
мироваться в неогене, со в п ад ая с альпийским орогенезом на суше.
Средние скорости вертикальны х движ ений при этом составляли
0,10—0,15 мм/год, но в отдельные кратковременны е периоды могли
увеличиваться в 2— 3 раза.
226
Котловины краевы х морей, зал ож енн ы х на океанической коре
(Берингово, Филиппинское, Ф и д ж и ), оказал и сь отшнурованными
от л о ж а океан а островными дугами. Амплитуды погружений их
относительно гребневой зоны срединно-океанических хребтов до­
стигаю т более 3 км, а средние скорости вертикальны х движений
сопоставимы со скоростями в океанических котловинах. Островные
дуги Б он ин -М арианская и Тон га-К ерм ад ек, к а к и сопряж енны е с
ними глубоководные ж е л о б а, сформ ировались, очевидно, в процес­
се поддвига одной океанической плиты под другую. При этом дуги
испытали в озды м ание на высоту 2— 3 км, а м еждуговы е бассейны
(лож бины ) остались примерно на том ж е батиметрическом уровне.
У читывая относительную кратковременность возды мания дуг, м о ж ­
но считать, что средние скорости вертикальны х движений здесь д о ­
стигали более 0,1 мм/год.
На. л о ж е океан а т а к ж е п рослеж ивается об щ ая тенденция к по­
гружению, на фоне которой видны локал ьн ы е и региональные воздымания. В рифтовых зонах срединно-океанических хребтов погру­
жение увеличивается в обе стороны от оси разд виж ен ия, достигая
более 1 км. В близи оси местами наб лю д аю тся полож ительны е ам ­
плитуды до 0,5 км, особенно на Ю ж но-Тихоокеанском поднятии.
Эти колебания, к а к и в других океанах, очевидно, связаны с нерав­
номерностью процессов подъема мантийного вещ ества на р азлич­
ных участках рифтовых зон, что приводит к наруш ениям изостатического равновесия океанической коры. У читывая в озраст пород
в рифтовых зонах, мож но полагать, что средние скорости верти­
кальн ы х движ ений здесь составляю т 0,05— 0,10 мм/год, но в от­
дельны е периоды они могли зам етно возрастать.
Н а ф л ан гах срединно-океанических хребтов и в океанических
котловинах повсеместно отмечаю тся нисходящие дви ж ени я, а м ­
плитуды которых постепенно увеличиваю тся от рифтовых зон, до­
стигая 3— 4 км вблизи континентальных окраин или краевы х глу­
боководных желобов. М ак си м ал ьны е амплитуды вертикальных
движений (до 5 км) наб лю д аю тся в С еверо-Зап адной котловине,
где в озраст пород ф ун дам ен та достигает 160— 180 млн. лет. Со­
поставление ам плитуд вертикальны х движ ений и возраста дна р а з ­
личных котловин приводит к выводу, что средние скорости погру­
жения в течение позднего мезозоя и в кайнозое были примерно
одинаковы ми и составляли 0,03— 0,04 мм/год.
П ол ож и тел ьны е м орфоструктуры на дне котловин, такие как
возвышенности Ш атского, Хесса, М анихики, хребты Гавайский,
М аркус-Н еккер, Кокос, Н а с к а и другие, возвы ш аю тся на 1— 2 км
над прилегаю щ ими частями дна океана. В то ж е время геологиче­
ские данны е, в кл ю чая м а тер и ал ы глубоководного бурения, п ока­
зываю т, что эти м орфоструктуры т а к ж е испытывали практически
непрерывное погружение вместе с литосферны ми плитами. Очевид­
но, их зар о ж д е н и е и относительно кратковременное возды мание
происходили в основном в рифтовых зонах одновременно с форми­
рованием новой океанической коры б ла го д а р я аномально высокой
интенсивности подъема мантийного вещества и активному вулка15*
227
^ 'Y '4
/
—
в
мантии;
2
ф
4
ft J
h5
Рис. 57. М о д е л ь тектонических дв и ж е н и й и
/ — конвективные
течения
тектонические
движения:
2
— горизонтальные, 3 —
осадочного
низму. З а т ем они были вовлечены в процессы р азд в и ж ен и я дна
океан а и постепенно п ерем ещ али сь до своего современного полож е­
ния, соответственно п огруж аясь и п ерекры ваясь осадочным чехлом.
Не исключено т ак ж е, что некоторые из сводово-глыбовых под­
нятий и вулканических массивов возникли вне пределов рифтовых
зон в результате какого-либо изменения горизонтальны х движений
плит, вы звавш его их растрескивание в определенных районах. Это
и нициировало местный подъем и излияние магмы, усиление при­
тока мантийного вещ ества и л о кал ь н о е возды м ание океанической
коры. Таким о бразом , видимое отставание ам плитуд погружения
подводных возвышенностей и хребтов на дне котловин на самом
деле свидетельствует не об отставании, а о том, что при своем
возникновении они испытали возды мание, поднявш ее их над уров­
нем гребня срединно-океанического хребта, после чего наступило
длительное погружение.
П одводя итоги изложенному, мож но отметить, что основным
типом вертикальны х движ ений на дне океанов является погруж е­
ние. Этот вывод по дтвер ж дается резул ьтатам и геоморфологических
наблю дений на п обереж ьях континентов и островов, материалами
о распространении погруженных древнебереговых террас на ш ель­
фах, континентальных и островных склонах, данны ми о наличии
и глубинах плоских вершин гайотов. П огруж ени е на л о ж е океанов
связан о с разд виж ен ием литосферны х плит, а на континентальных
о кр аи н ах и в переходных зонах — с вовлечением их в процессы
прогибания и поглощ ения периферийных частей плит.
Т а к а я направленность вертикальны х движений показы вает, что
океаны, окруж енны е пассивными континентальными окраинами
(Атлантический, Индийский и Северный Л ед о в и ты й ), в течение
позднего мезозоя и в кайнозое увеличивали свои разм еры не толь­
ко в результате р азд в и ж ен и я литосферны х плит, но и в результате
погружения континентальны х окраин. Ш ирокое распространение
зон поглощения литосферны х плит вокруг Тихого океана и надви­
гание с обеих сторон на него континентов Е врази и и Америки, на­
против, обусловили сокращ ение его разм еров в этот ж е период,
228
ф о р м и р о в а н и я осадочного чехла на дн е океанов.
вертикальные;
материала.
4— р а з н о с
терригенного
осадочного
материала;
5 — выпадение
биогенного
несмотря па постоянное возникновение новой океанической коры
вдоль осей срединно-океанических хребтов.
О писанная схема горизонтальны х и вертикальны х тектонических
д вижений вполне удовлетворительно о б ъясняет особенности рас­
пространения, мощностей и возраста осадочного чехла на дне о к е а­
нов (рис. 57). По мере р азд в и ж ен и я литосферных плит и их по­
груж ения терригенные о тлож ения зан и м аю т все большие площади.
Биогенные ж е ка рбон атн ы е осадки вы п ад аю т практически повсе­
местно, но при этом их сод ерж ан и е в составе отлож ений с у д а л е ­
нием от континентальных окраин зам етно увеличивается и на опре­
деленном расстоянии от них эти осадки становятся п р ео б л а д а ю ­
щими.
Глава 5
Р А З В И Т И Е М О Р Ф О С Т Р У К Т У Р Ы Д Н А ОКЕАНО В
В М ЕЗОЗОЕ И КАЙНОЗОЕ
Ф ормирование морфоструктурного плана земной поверхности
явилойь результатом длительного геологического развития начи­
ная с протерозоя, когда з а к л а д ы в а л и с ь яд р а континентов. В д а л ь ­
нейшем различны е горизонтальны е и в ертикальны е тектонические
движения, складчатость, об разован ие осадочного чехла, денудация
и другие процессы неоднократно меняли облик планеты, посте­
пенно п р и б л и ж ая его к современному. Основные черты сущ еству­
ющего сейчас морфоструктурного п лан а были зал о ж е н ы на геомор­
фологическом этап е р азви тия З ем л и в мезозое и кайнозое, а окон­
чательное его форм ирование произош ло на неотектоническом э т а ­
пе начиная с олигоцена, т. е. примерно за последние 40 млн. лет.
НА ПР АВ ЛЕ НН ОС Т Ь И П ОСЛЕ ДО ВА ТЕ ЛЬН ОСТ Ь РАЗВИТИЯ
МОРФОСТРУКТУРЫ Д Н А ОКЕАНОВ
Генезис форм подводного р ельеф а тесно связан с происхожде­
нием и развитием океанов в целом, что является, ка к известно,
одним из наиболее трудных вопросов геологии и геоморфологии.
С уществуют различны е в згл яд ы на решение этого вопроса, кото­
рые мож но свести к трем основным концепциям.
1. Океанические бассейны являю тся древними образованиями,
возникшими еще на начальны х стади ях геологического ф орм и рова­
ния поверхности планеты. Р азв и ти е идет в основном в н ап р ав л е­
нии постепенного р азр а с та н и я континентов путем геосинклинального п реоб разован ия периферийных частей океанов. Происходит
т а к ж е последовательное углубление океанических впадин и воз­
растание контрастов глобального рельеф а Земли. С рединно-океа­
нические хребты п ред став л яю т собой пояса горообразования,
оформивш иеся на неотектоническом этап е развития дна океанов
[25, 31].
2. Океанические бассейны пред ставл яю т собой н овообразова­
ния, возникш ие в мезозое в результате погружения крупных кон­
тинентальны х массивов или их частей с последующей переработкой
континентальной коры в океаническую путем «океанизации». Сре­
динно-океанические хребты и другие поднятия дна океанов явл я­
ются погруженными реликтовы ми структурам и [2, 38].
230
3.
Д н о океанов, ка к и океаническая кора в целом, формируется
в рифтовых зонах в р езультате п одъема и дифф еренциации астеносферного вещ ества и разд в и ж ен и я в обе стороны от осевого р а з ­
лома. С рединно-океанические хребты п редставляю т собой зоны
активного ф орм ирования новой океанической коры. Р а зд в и г а ю щ и е ­
ся части дна океанов вместе с континентами образую т л и тосф ер­
ные плиты, которые перем ещ аю тся по поверхности астеносферы.
Новая, континентальная кора формируется в зонах З а в а р и ц к о го —
Беньофа, где океан ическая кора поддвигается под островные дуги
или континенты. Эта концепция тектоники литосферны х плит п олу­
чила в н астоящ ее время широкое распространение и наиболее пол­
но, на наш взгляд, удовлетворяет имеющимся ф ак т ам [10, 64].
Существует т а к ж е точка зрения, что на последних этапах р а з ­
вития дна океанов, после цикла р аздвиж ен ия, происходит сжатие,
в результате которого возникаю т срединно-океанические хребты
(например, Атлантический) как сводообразны е ск ладч аты е соору­
ж ени я океанического л о ж а.
Н е в д а в а я сь в д етал и указан ны х концепций, отметим только,
что приведенные выше м атер и ал ы по морф оструктуре и глубинно­
му строению дна океанов, несмотря на некоторые спорные вопросы,
по наш ему мнению, достаточно хорошо ук л ад ы ва ю тся в рам ки кон­
цепции тектоники литосферны х плит. Если ж е говорить о главных
в о зр аж е н и ях против первых двух концепций, то с представлениями
о древности дна океанов не согласуются многочисленные данные
об относительно молодом возрасте пород ф ун дам ен та и п ер ек р ы в а­
ющего осадочного чехла, а гипотеза «океанизации» сталкивается
с таким и трудностями, ка к почти полное отсутствие (за некоторы ­
ми исключениями) реликтов погруженных континентальны х масси­
вов в пределах л о ж а океанов и м а л а я вероятность м ех ан изм а пол­
ного преоб разован ия континентальной коры в океаническую.
В то ж е время на континентальны х окр аин ах и в переходных зо ­
нах океанов имеются явные признаки крупных погружений конти­
нентальной коры и возмож ной частичной п ереработки ее в субконтинентальную. П оэтому вполне логично ограничить действие про­
цессов, происходящ их в р а м к а х гипотезы «океанизации», зонами
перехода от континентов к океан ам . В отношении же точки зрения
на ф орм и рован ие срединно-океанических хребтов в результате
сж ати я можно у казать, что с этой гипотезой не согласуется отсут­
ствие в пределах хребтов скла д ч аты х или надвиговых деформаций.
Зд есь распространены лиш ь сбросово-сдвиговые деформации, сви­
детельствую щ ие о процессах р ас тя ж е н и я земной коры.
П оэтому при рассмотрении вопросов происхождения и истории
р азви тия морфоструктуры д н а океанов за основу принята концеп­
ция тектоники литосферны х плит, в р ам ках которой ф о р м и р о в а­
ние периферийных частей океанов происходит в условиях погру­
ж ени я крупных блоков континентальной коры. Н еобходимо т ак ж е
учитывать, что развитие океанов и континентов согласно геологи­
ческим, палеомагнитны м и палеоклиматическим данны м было цик­
личным, что обусловлено, по-видимому, периодическими перестрой­
231
ками конвективных течений в мантии Зем ли [10]. В течение каж­
дого мегацикла, дливш егося несколько сотен миллионов лет, океа­
ны раскры вали сь и зак р ы в ал и сь в результате расхож дения и схож­
дения континентов, а на месте сомкнутых океанов формировались
складчаты е пояса.
Последний мегацпкл н ач ал ся во время каледонского орогенеза
(около 450 млн. лет н а з а д ) , происшедшего в результате столкно­
вения древних континентов. В это время стала ф ормироваться Пан­
г е я — огромный континент, объединивший разрозненные до этого
массивы суши [29]. Во врем я герцинского орогенеза формирование
Пангеи п родолж алось, но в конце триасового периода (около
200 млн. лет н азад ) она стал а расп а д а тьс я на отдельные конти­
ненты, . явивш иеся п рообразам и современных. С этого ж е времени
н ачал ф орм и роваться морфоструктурный план океанов, существу­
ющих ныне, что подтверж дается возрастом пород фундамента и
осадочного чехла на л о ж е океанов, который не превышает
180 млн, лет.
Д ал ьн ей ш ее развитие дна океанов можно разбить на ряд эта­
пов, представляю щ их собой своеобразны е ступени постепенного
приближ ения к современному облику подводного рельефа. Выде­
л яю тся следую щие основные этапы: 1) распад П ангеи и о б разов а­
ние мезозойского океан а Тетнс (поздний триас — ранняя юра);
2) раскры тие Атлантического и Индийского океанов, начало з а ­
крытия Тетиса (поздняя юра — ранний м е л ); 3) формирование ос­
новных морфоструктур Атлантического и Индийского океанов, со­
кращ ение площ ади Тихого океан а, зак р ы ти е океан а Тетис и откры­
тие Евразийского бассейна Северного Л едовитого океана (поздний
мел — ранний палеоген ); 4) неотектонический этап, завершение
ф орм ирования морфоструктур дна океанов, создание существую­
щей системы срединно-океанических хребтов п переходных зон
(поздний палеоген — современный период).
В ыделенные этапы о траж ен ы на обобщ енных палеопрофилях
(рис. 58, 59) и палеом орф оструктурны х схемах (рис. 60— 63). Они
основаны на палеогеодинамических реконструкциях, составленных
с помощью ЭВ М по палеомагнптны м и другим данным. Н а рекон­
струкциях показано в заи м н ое полож ение литосферных плит в раз­
личные моменты времени, соответствующие наиболее хорошо вы­
р аж ен ны м и легко р асп озн ав аем ы м магнитным ан ом али ям [19].
Н а всех реконструкциях в качестве репера и збрана Антарктида,
рас см а тр и в ае м ая как неп одви ж н ая плита, относительно которой
движ утся остальные плиты.
Эти реконструкции были уточнены автором по геоморфологи­
ческим и п алеогеографическим данны м и на их основе выполнена
морфоструктурная интерпретация приведенных выше материалов.
Н еобходимо подчеркнуть, однако, что береговые линии на палео­
морфоструктурных схемах показаны условно — д ля лучшей ориен­
тации в положении тех или иных океанов и континентов. Они не
соответствуют истинной конфигурации береговых линий прежних
геологических эпох, т а к ка к уровень океанов неоднократно менял232
Рис. 58. Э т апы разв ития рельеф а дн а А тла н ти ческого ок еана.
233
W W + f l ^ W V l irv
Рис. 59. Э т ап ы ра зв и ти я р ельеф а д н а Тихого океана.
ся, но точно восстановить его пока затруднительно. Впрочем, это
не ск азы вается на контурах основных морфоструктур дна океанов,
которые не зав и ся т от п олож ения береговых линий.
П О З Д НЕ Т РИ А СО В ЫЙ — РАН НЕ ЮРСК ИЙ ЭТАП
К ак свидетельствую т геологические, палеомагнитные и палеоклиматические данны е, в позднетриасовое время (более 200 млн.
л ет н азад ) сущ ествовал суперконтинент П ангея, заним авш ий Ат­
лантическо-И ндийский сегмент земной поверхности, тогда как
о стальн ая часть поверхности З ем л и п р ед став л ял а собой огромный
океан — предшественник Тихого, но более значительных разм еров
[8]. О м орфоструктуре дна этого океана сведений практически не
сохранилось, т а к ка к в процессе дальнейш его развития его дно
было, очевидно, полностью поглощено в зонах З а в а р и ц к о г о — Беньоф а по зап адн ой и восточной периферии океана.
В конце триасового периода начинается рас п а д Пангеи. В пер­
вую очередь она р а зд ел и л ась на д ва мегаконтинента — Л аврази ю
и Гондвану, меж ду которыми появился субширотно вытянутый
океан Тетис (рис. 60). В юрском периоде этот океан у ж е протяги­
в ал ся на месте будущего Альпийско-Гималайского складчатого по­
яса, в кл ю чая Средиземноморье, центральную часть Северной Ат­
л антики и район К арибского моря. Н а востоке и зап ад е Тетис сво­
бодно соединялся с Тихим океаном. О бласть распространения Тетиса в пределах современной суши фиксируется по офиолитовым
ком плексам А льпийско-Гималайского пояса, об разован ие которых
относится, к тр и асу — юре. Восточная часть Тетиса, по-видимому,
была более ш ирокая, а к за п а д у он су ж ал ся, о б р азу я проход м е ж ­
ду А фриканской плитой и Иберийским блоком.
П р едп ол агается, что этот древний океан состоял из нескольких
разнородны х бассейнов, на что у к а зы в аю т разли чи я в строении
офиолитовых комплексов. Срединно-океанический хребет р а з д е л я л ­
ся, вероятно, на несколько ветвей. Северные ветви отмечаются по­
ясом офиолитов от Альп до М ал о го К а в к а з а и Э льбурса, а южные
ветви — поясом офиолитов от Апеннин до Ю жного И рана. М еж ду
ними р аспо л агал ись отдельны е микроплиты, такие ка к И т а л ь я н ­
ская, Родопская, И р а н с к ая , которые соверш али собственные д ви ­
жени я и в ращ ения [18].
В раннеюрское время началось р азд в и ж ен и е плит в области
Северной Атлантики, связанное с образо ван ием Тетиса. Н а это
у к а зы в аю т дан ны е изучения зон спокойного магнитного поля вдоль
континентальных окраин Северной Америки и З ападн ой Африки,
где распространена о кеан ическая кора, созданная, очевидно, в
этот период. В результате д ви ж ени я С еверо-Американской плиты
относительно А фриканской к северо-западу произошло раскрытие
центральной части Северной Атлантики и, возможно, отделение
плато Р о ко л л от континента [69]. Вдоль оси возникшего узкого
бассейна н ач ал а ф орм и роваться риф товая зона, в которой генери­
ро в ал ась новая о кеан ическая кора, а периферийные части бассейна
235
236
Ри с
60
П а л е о м о р ф о с т р у к т у р п а я схема Мирового океана дл я позднего триаса.
об р азо в ал и сь в результате обрушения окраин раздвигаю щихся
континентальных плит. Это вы звало внедрение гранитовых интру­
зий по обеим берегам Атлантики.
П р едп ол агается так ж е, что в три асе и юре происходило рас­
крытие Амеразийского бассейна Северного Ледовитого океана. Н а
эго могут ук а зы в ать погребенные под осадочным чехлом континен­
тальной окраины рифтовые грабены, а т а к ж е широко развитые
трапповые поля. По-видимому, излияния б азал ьтов были связаны
с процессами погружения и р азд в и ж ен и я окраинных частей конти­
нентальных плит [23].
Одновременно началось разд виж ен ие в области Карибского
моря вследствие перемещения С еверо-А мериканской плиты к севе­
ро-западу, тогда к а к Ю ж но-А м ер и канская п р о д о л ж а л а быть еди­
ной с Африканской. В середине юрского периода, как свидетельст­
вуют геологические данные, здесь о бразовалось, вероятно, два субширотных прогиба — в районе М ексиканского зал и в а, который со­
единился с Атлантикой, и на месте К олумбийской и Венесуэльской
котловин,' где началось форм ирование океанической коры. Ю к а­
танский и Гондурасский блоки, испытывая вращ ение по часовой
стрелке, постепенно перем ещ ались к югу [27]. Р и ф то в а я зона, воз­
никш ая здесь, явилась, вероятно, продолж ением рифтовой зоны
Северной Атлантики, которая проникла д ал ее к зап ад у , соединив­
шись со срединно-океаническим хребтом Тихого океана. Это при­
вело к образован ию трех крупных океанических плит: К ула, Фаралон и Западно-Тихоокеанской.
В районе м еж д у Австралией и И ндокитаем, судя по широкому
распространению на островах Зондского арх и п ел ага мезозойских
морских отложений, в юрский период сущ ествовал, очевидно, глу­
боководный бассейн. Н а востоке он соединялся с Тихим океаном,
а на зап ад е — с океаном Тетис, явл яясь, возможно, его ответвле­
нием. Н али ч ие этого бассейна свидетельствует о начинаю щ емся
распаде континента Гондвана, который произошел на следующем
этапе развития.
Р азд ви гав ш и ес я плиты Тихого океан а (К ула, Ф ар ал он и З а ­
п адно-Тихоокеанская) п оглощ ались в зонах З а в а р и ц к о г о — Б ен ьо­
ф а ка к на зап ад е — вдоль активных континентальных окраин Е в р а ­
зии, т ак и на востоке — вдоль островных дуг Северной и Ю жной
Америки. Следы этих дуг сохранились в виде зон андезито-базальтового вул кан и зм а в горах Н евады , Калифорнии, З а п а д н ы х Анд,
в Новой Зеланди и, Новой К аледонии и на Антарктическом п олу­
острове [36].
К ак п оказы в аю т палеомагнитны е данны е, в конце триаса и н а ­
чале юры Л а в р а з и я полностью н аходилась в Северном полушарии,
океан Тетис зан и м ал эквато ри ал ьн ую зону, а больш ая часть Гондваны р ас п о л аг а л ась в умеренных широтах Ю жного полуш ария.
Это п о дтверж дается широким распространением триасовыхг извест­
няков в С редиземноморье и вдоль А льпийско-Гималайского пояса,
красноцветов и эвапоритов в Средней и Восточной Европе, зон
угленакопления в Ю ж ной Америке, А фрике и А нтарктиде [18].
237
Относительно конкретных форм подводного рельефа триасово­
юрских океанов с к а за т ь что-либо трудно, так ка к б ольш ая их
часть либо поглощена в зонах З а в а р и ц к о г о — Б еньоф а (в Тихом
ок е ан е), либо вовлечена в форм ирование складч аты х поясов (в зо ­
не Т етиса). По аналогии с современными океан ам и мож но пред­
полагать, что рифтовые зоны срединно-океанических хребтов в Ти­
хом океане находились на глубинах около 2,5— 3 км, а в отдельных
бассейнах Тетиса — менее 2 км. Глубины океанических котловин
в Тихом океане составляли 5— 6 км, т. е. несколько больше, чем
в настоящ ее время, что обусловлено более значительными р азм е­
рами древнего океана. В котловинах Тетиса глубины могли быть
различными, сопоставимыми с глубинами их реликтов — современ­
ных котловин Средиземного моря. Впрочем, в восточной части Те­
тиса, где ш ирина его значительно в о зр аста л а, глубины котловин,
по-видимому, п р и б л и ж ал и сь к типично океаническим — до 5 км.
П О З Д Н Е Ю Р С К И Й — Р АН НЕ МЕ ЛО ВО Й ЭТАП
Этот этап характери зу ется зар о ж д е н и ем современных А тлан ти ­
ческого и Индийского океанов, м акси м ал ьн ы м развитием и началом сокращ ения Тетиса. Н а ч ал о с ь т а к ж е разд р об л ен ие Гондваны
на р яд плит, соверш авш их сам остоятельны е движ ения. Это у сл о ж ­
нило морфоструктурный план поверхности Зе м л и в целом и о к е а ­
нов в частности. Р а с п а д П ангеи и затем Гондваны сопровождался
интенсивными трапповы ми излияниям и во многих районах конти­
нентальных плит [42— 44].
В позднеюрское время вслед за образо ван ием океанического
бассейна в Северной А тлантике произош ло раскры тие Ю жной Ат­
лантики, а в меловом периоде — Э кваториальн ой Атлантики, пос­
ле чего созд ался единый, хотя н узкий, Атлантический океан. Эти
события фиксирую тся мезозойскими магнитными ан ом али ям и в
Северо-А мериканской котловине
(последовательность
Китли),
вблизи континентальны х окраин З а п а д н о й и Ю ж ной Африки, а
т а к ж е позднею рско-раннем еловы м возрастом пород фундамента
и базал ьн ы х отложений осадочного чехла в ск ва ж и н а х глубоко­
водного бурения по периферии океана.
В поздней юре н ачалось т а к ж е раскры тие восточной и южной
частей Индийского океан а в резул ьтате отделения Африканской
и Индийской плит от Антарктиды и Австралии, составлявш их вме­
сте с Новой Гвинеей единый континент. Н апри м ер, плато Н а т у р а ­
листа, судя по геолого-геофизическим данны м, соединялось с райо­
ном плато Брю са в Антарктиде. Н аи б о л ее интенсивно в это время
д ви гал ась к северо-зап аду И н д и й ск ая плита, в результате чего
м еж д у ней и А встралией (с А нтарктидой) о б р азо в ал ся океаниче­
ский бассейн, о чем свидетельствую т мезозойские магнитные ано­
малии в котловинах к з а п а д у от Австралии и верхнеюрские отло­
жения в ск ва ж и н а х глубоководного бурения.
Вдоль осей возникавш их океанических бассейнов формирова­
лись рифтовые зоны, где ген ери ровалась новая океаническая кора
при одновременном р азд в и ж ен и и плит в обе стороны от осевого
238
разл ом а. П оследовательность разви тия подводного рельефа при
этом была, очевидно, следую щ ая. В начале после разры ва конти­
нентальной коры вдоль оси разд в и ж ен и я возникал грабен или си­
стема грабенов, окайм ленны х ступенчато погруж аю щ имися конти­
нентальны ми окраинам и. Д н о грабен а пред ставл ял о собой, по су­
ществу, ан ал ог рифтовой долины, где происходили активные вул­
канические процессы и о б р азов ы в ал и сь трещ ины растяж ени я и
сбросы. Глубины здесь могли быть различны ми в зависимости от
степени р азд в и ж ен и я континентальны х окраин, но заметно мень­
ше, чем в будущей океанической рифтовой зоне. Т а к а я стадия
разви тия наб лю д ается в н астоящ ее врем я в К расном море.
З а т ем в процессе дальнейш его разд в и ж ен и я плит происходило
более глубокое погружение внешних частей континентальных
окраин и р асп ол агавш ей ся м еж д у ними рифтовой зоны, пока глу­
бины н а д гребнями не достигали примерно 2,6 км и пока не у ста­
н авливалось изостатнческое равновесие поднимаю щ егося здесь ас ­
теносферного диапира и генерируемой океанической коры. В за в и ­
симости о т соотношения плотностей коры и подстилающ его д и а ­
пира могли ф орм и роваться либо рифтовые долины, либо осевые
'*■ поднятые блоки.
П осле этого осевая зона оста ва л ась на одном уровне, а р а зд в и ­
гаю щ иеся периферийные ее части в связи с остыванием, кр и ста л л и ­
зацией и уплотнением пород ф ун дам ен та начинали погружаться.
В результате п о явл ял ся первичный, слабо вы раж енны й сводооб­
разны й хребет, представляю щ ий собой фактически рифтовую зону
полной ширины (без ф л ан го в ). Т а к а я стадия развития н а б л ю д а ­
ется, например, в Аденском зал и в е или на хр. Колбейнсей. По
аналогии с этими м орф оструктурам и мож но полагать, что д ля об­
р азов ан и я первичного рифтового хребта после стадии грабена не­
обходима его м и н им альн ая ширина 150— 400 км при скоростях
разд в и ж ен и я 1— 2 см/год.
По мере дальнейш его разд в и ж ен и я плит и их погружения воз­
никали наклонны е поверхности ф ланговы х зон и в конечном итоге
ф орм и ровали сь срединно-океанические хребты как формы подвод­
ного рельефа. З а тем при удалении от границ хребтов вследствие
заметного ослаб л ен и я интенсивности погружения плит и н акоп ле­
ния осадочного чехла, нивелировавш его рельеф ф ундамента, по­
явились субгоризонтальны е поверхности дна океанов, послуж и в­
шие основой д л я ф орм и рован ия океанических котловин. По ан а л о ­
гии с хр. Р ейкьянес, пред ставляю щ им собой наиболее молодой о т­
резок срединно-океанического хребта в Атлантическом океане,
мож но полагать, что д ля возникновения хребта ка к формы рельефа
полного профиля требуется м и н и м ал ьн ая ширина дна океан а 750—
900 км. О днако при большей скорости р азд в иж ен ия литосферных
плит эта зона м ож ет увеличиваться до 1500— 1700 км, что н аб л ю ­
дается, например, на Восточно-Тихоокеанском поднятии.
П л ан ета р н ы е зоны разлом ов, рассекавш и е соединенные ранее
континенты, п р о д о л ж а л и сущ ествовать и разви ваться на вновь о б ­
разуемой океанической коре, я в л яя сь контролирующ ими ф актора239
ми при формировании рифтовых зон и в дальнейш ем — всей систе­
мы срединно-океанических хребтов. Р азл о м ы определяли возник­
новение отдельных отрезков рифтовых долин, смещенных относи­
тельно друг друга, и одновременно соединяли эти отрезки в еди­
ную систему. По мере развития и расш ирения океанов вследствие
созд ававш и хся нап ряж ени й в рифтовых зонах, очевидно, во зн и ­
кали новые поперечные разломы , которые еще более осложняли
морфоструктуру срединно-океанических хребтов.
' В результате почти постоянных (или с малой периодичностью)
процессов внедрения глубинных пород, излияний базальтовы х лав,
об разов ан и я взбросов и сбросов, сдвигов и трещин в рифтовых
зонах ф ор м и р овал ся (и п р о д о л ж а ет ф орм и роваться сейчас) х а ­
рактерный блоково-грядовы й рельеф поверхности фундамента. По
мере разд в и ж ен и я плит этот рельеф, сохраняя в целом свою струк­
туру, постепенно р асп р остран ял ся в обе стороны от рифтовых зон
и п одвергался некоторой тр ан сф орм ац ии , в ы р а ж ав ш е й с я в укруп ­
нении блоков и сгл аж и в ан и и склонов. Это было обусловлено
уплотнением океанической коры, закры ти ем трещ ин и возможными
финальны ми излияниям и б азал ьтов ы х лав, а т а к ж е постепенным
развитием процессов аккум уляти вного вы равнивания, особенно на
ф л ан гах хребтов.
Т а к а я последовательность разви тия рельеф а дна океанов от
первичного рас ко л а континентальны х плит до возникновения оке а­
нического бассейна, очевидно, сохр ан я л ась и в дальнейш ем — при
раскры тии других частей о кеан а в мезозое и кайнозое. Конечно, в
к а ж д о м районе были свои региональны е особенности, обусловлен­
ные первичной структурой коры и интенсивностью процессов подъ­
ема глубинного вещества, однако .общая тенденция оставалась
практически одинаковой.
Таким о бразом , в поздней юре и раннем мелу сформировалась
новая система рифтовых зон и срединно-океанических хребтов.
В Атлантическом океан е хребет протянулся от района Азорских
островов до точки тройного сочленения на юге, откуда на запад
протянулась риф товая зона м еж д у Ю ж ной Америкой и Антаркти­
дой, а на восток — м е ж д у Африкой и Антарктидой. Последняя
ветвь п р о д о л ж а л а с ь д а л е е к востоку м е ж д у д вигавш ейся к северу
Индийской плитой и А нтарктидой вместе с Австралией, затем пово­
рач и ва л а к северо-востоку и соединялась со срединно-океаническим
хребтом океан а Тетис.
В Тихом океане суб м ерид и ональн ая система срединно-океаниче­
ских хребтов п оворачивает на севере к северо-западу и р азв етв л я­
ется затем на две части — соответственно простираниям Гавайской
и Японской систем мезозойских магнитных аномалий и трансф орм­
ного р азл о м а м еж д у ними. Ю ж нее эк в ат о р а отходит к зап ад у субш иротная ветвь вдоль системы магнитных аномалий Феникс. Воз­
можно, что эта ветвь соединялась д ал ее со срединно-океаническим
хребтом океан а Тетис. Н а юге срединно-океанический хребет Ти­
хого океан а либо вы клинивался, либо соединялся с рифтовой зоной
моря Скоша. Р и ф тов ая зона в К арнбском море в связи с образо­
240
ванием субмеридионального срединно-океанического хребта в Ат­
лантическом океане, очевидно, прекратил а свое существование.
Во время н ач ал а раскры тия Атлантического и Индийского океа­
нов скорости р азд в и ж ен и я плит были невелики — не более 1 см/год,
но в меловом периоде они зам етно увеличились, достигнув в Ат­
лантическом океане 3— 4 см/год, в Индийском — около 2,5 см/год.
К середине мелового периода Атлантический океан представлял
собой вытянутый, сравнительно узкий бассейн, ширина которого
со став л ял а 750— 2800 км. Б о л ь ш а я часть его л о ж а была зан ята
структурам и срединно-океанического хребта, окаймленного по пе­
риферии предконтинентальными прогибаМи. Л и ш ь в центральной
части Северной Атлантики, наиболее древней и широкой, возникли
океанические котловины (С еверо-А м ериканская и К а н а р с к а я ) ,
где глубины достигали свыше 4 км.
Ш ири н а Индийского океан а меж ду Африкой и Антарктидой
была н е з н а ч и т е л ь н а — не более 180— 370 км, но в восточной части,
между Индийской плитой и А встралией с Антарктидой, она в се­
редине мелового периода достигла, по-видимому, около 1800 км.
Явно в ы раж ен н ы х океанических котловин, однако, здесь еще не
образовалось.
В позднеюрское время наибольш его разви тия достиг океан Те­
тис. Ш ирина его со с тав л ял а от 550— 900 км вблизи Иберийской
плиты до 3700 км меж ду И н доки таем и Австралией. И н д оки тай ­
ск ая плита к этому времени соединилась с Евразией. В резу л ь та­
те столкновения здесь о б р а зо в а л с я пояс киммерийской ск л а д ч а ­
тости. Вдоль ю жной части океан а протягивалась, по-видимому,
система рифтовых зон, следы которой видны в поясе офиолитов,
который просл еж и вается от Д и н а р и д через Анатолию в Ю жный
И ран. По северному краю Тетиса сф орм и р ов ал ась система зон
поглощения в виде островных дуг, положение которых может
быть намечено по эф ф узи вам М алого К а в к а з а , И р а н а , А фгани­
стана [18]. В западной части океан а его л о ж е было представлено,
скорее всего, серией относительно неглубоких котловин, а в вос­
точной части — глубокими и достаточно обширными океанически­
ми котловинами, впоследствии полностью поглощенными в р езу л ь ­
тате столкновения Индийской плиты с Евразией.
В Тихом океане р азв ет в л ен н ая система рифтовых зон срединно­
океанических хребтов р азд е л и л а несколько океанических плит: Кула, Ф аралон, Западн о-Т и хоокеан скую и Феникс. Глубины над
гребнями хребтов составляли, по-видимому, около 2,5—2,7 км, а
в котловинах достигали более 5 км. Несомненно, что на дне о к е а ­
на р ас п ол агал и сь т а к ж е разл и чн ы е сводово-глыбовые и в у л кан и ­
ческие поднятия, из которых к настоящ ем у времени остались не­
поглощенными и сохранились те поднятия, которые находятся в
северо-западной части океана: возвышенность Ш атского, з а п а д ­
ная часть хр. М арк ус-Н еккер, К аролинский вал и др. В -раннеме­
ловое время они были значительно бли ж е к рифтовым зонам и,
возможно, зароди лись в них, а затем переместились вместе с пли­
тами в пределы океанических котловин.
16
З а к . 1344
241
Р а зм е р ы позднеюрского Тихого океана зам етно превыш али сов­
ременные: по долготе — более чем на 3000 км, по широте — более
чем на 1000 км. О д н ако в меловом периоде в связи с раскрытием
Атлантического о кеан а и д виж ением Северной и Ю ж ной Америки
на зап ад , а Е в р ази и на восток площ ад ь океанического л о ж а начала
сок р ащ аться, что п р о д о л ж а ет ся и в настоящ ее время.
По обеим сторонам Тихого океан а (на за п а д е и востоке) в
поздней юре и раннем мелу п ро д о л ж а л и разви ваться зоны погло­
щения. Вдоль Евразийской плиты ф орм ировались активные кон­
тинентальны е окраины, следы которых видны, например, в вулкано-плутонических поясах Ю го-Востока К итая или в МонголоОхотской зоне м а гм ати зм а. Н а севере Е в р а зи я была отделена от
Северной Америки океаническим бассейном, на существование ко ­
торого у к а зы в а ю т офиолиты Ю жно-Ашойской зоны. Поэтому м о ж ­
но полагать, что Ч укотский блок в это время, ка к и раньше, был
присоединен к С еверо-А мериканской плите и отделился от нее
значительно позже.
В доль зап ад н о й периферии Северной Америки в результате
столкновения океанической и континентальной плит ф ормировался
п о я с . невадийской складчатости. Р ел и к ты океанического л о ж а со­
хранились здесь в виде офиолитов и глубоководных кремнистых
и турбидитовы х отложений в прибреж ной зоне К алифорнии. П р е д ­
п олагается, что в процессе столкновения были поглощены так ж е
островные дуги, сущ ествовавш ие р ан ьш е вдоль побереж ья С евер­
ной Америки. Вдоль зап ад н о го п обереж ья Ю ж ной Америки в юре
и мелу п р о д о л ж а ю т р азв и в а т ь ся островные дуги, на что ука зы в аю т
вулканические зоны в Андах [42].
В связи с распадом Гондваны и н ачавш и м ся расколом Л а в р а зии п оявляется большое число новых литосферны х плит, из кото­
рых н аиболее крупными были Е в р ази й ск ая , А ф р и канская, СевероА м ерик ан ская, Ю ж но -А м ери канская, Антарктическо-А встралий­
ская, И н дийская, З а п а д н о -Т и хоо кеан ская, К ула, Ф аралон, а т а к ­
ж е р яд микроплит. Существенно изменяется геометрия движения
плит. Н а месте Пангеи, окруж енной зонам и поглощения, возни­
к а ю т новые системы р азд в и ж ен и я и новые океаны — Атлантиче­
ский и Индийский. Зоны поглощ ения начинаю т концентрироваться
вокруг Тихого океана, хотя еще сохраняется субш иротная система
зон поглощ ения в океане Тетис. С удя по палеомагнитным данным,
С еверн ая А мерика и Е в р а зи я постепенно см ещ аю тся к северу, з а ­
н им ая в юре и н ач ал е мела в основном умеренны е широты. Тетис
и С еверн ая А ф рика находятся в экватори ал ьн о й зоне, а Ю ж н а я
А мерика, Ю ж н а я А ф рика, Индия, А встрали я и А нтарктида — в
умеренны х и полярных ш иротах Ю ж ного полуш ария [18].
П О З Д Н Е М Е Л О В О Й — Р АН Н Е ПА Л Е О Г Е Н О В Ы Й ЭТАП
В течение позднего мела, палеоцена и эоцена в основном сфор­
м и ро вал ся морфоструктурный план д н а существующих ныне океа­
нов (рис. 61, 62). Р а ск р ы л и сь полностью Атлантический и Индий242
Рис. 61. П а л ео м о р ф о с т р у к т у р п а я схема М и рового океана дл я позднего мела.
2—
3—
4—
/ — континентальные
окраины;
ложе
океана;
переходны е зоны;
сводоБО-глыбовыс и в ул кан и ческ и е
поднятия; 5 — срединно-океанические хребты;
— трапсф ор.м пы е р аз л о м ы ; 7 — р и ф то в ы е р а з л о м ы ;
— зоны с к о л ь ж е н и я
(« — у с т а н о в л е н н ы е ,
предполагаемые);
•— з о н ы З а в а р и ц к о г о —Б е н ь о ф а .
б
6—
9
8
Рис. 62. П а л е о м о р ф о с т р у к т у р п а я схема М и рового океана д л я почдиего эоцена.
У ел . о б о з н а ч е н и я см. на р ис . GI.
ский океаны и Е вразийский бассейн Северного Ледовитого океа­
на, Тихий океан н ач ал довольно интенсивно со к р ащ ать свои р а з ­
меры, а океан Тетис почти целиком исчез, оставив лишь реликты
в виде С редиземноморских бассейнов. С л о ж и л а сь б л и зк ая к сов­
ременной система срединно-океанических хребтов, и оформилось
Тихоокеанское кольцо зон поглощ ения в виде активных континен­
тальн ы х окраин и островных дуг. П озд н ем елов ая эпоха была вре­
менем наиболее интенсивного р азд в и ж ен и я литосферных плит,
скорости горизонтального перемещ ения которых достигли макси­
мальн ы х значений, но в палеогене они повсеместно стали умень­
ш аться и сохраняю т эту тенденцию практически до современного
периода.
АТЛАНТИЧЕСКИЙ ОКЕАН
Атлантический океан п р о д о л ж а л расш и р яться и к концу мело­
вого периода приобрел близкие к современным очертания, за ис­
ключением самой северной части, которая р ас к р ы л а сь в палеоге­
не. В эоцене ш ирина о кеан а д о ст и гал а у ж е от 2000 до 5000 км.
Атлантический срединно-океанический хребет после своего о б р а ­
зования к а к единой п ланетарной морфоструктуры в дальнейш ем
испыты вал лиш ь некоторые изменения в ширине и средних глуби­
нах вследствие колебаний интенсивности подъема астеносферного
вещ ества в рифтовой зоне и скоростей разд в и ж ен и я литосферных
плит на разли чн ы х его участках.
По обеим сторонам от хребта стали формироваться о кеан иче­
ские котловины вслед за создавш и м и ся ран ее С еверо-А м ери кан ­
ской и К анарской. К концу мелового периода, очевидно, о б р а зо ­
вали сь все котловины южнее р а зл о м а Гиббс вплоть до А ф ри кан ­
ско-Антарктической. Учитывая, что меловые отлож ения в котло­
винах по данны м глубоководного бурения представлены в основ­
ном карбон атн ы м и породами, следует полагать, что глубины их
в то время не превы ш ал и 4500— 4800 м. О д н ако в палеогене, судя
по резком у уменьшению карбонатности отложений, дно наиболее
крупных котловин, так и х ка к С еверо-А мериканская, Б р ази л ь ск а я,
Аргентинская, К а н а р с к а я , Ангольская, К ап ская, уж е пересекло
р у б е ж критической глубины растворения, достигнув уровня более
5000 м.
С водово-глыбовые поднятия и вулканические массивы на лож е
Атлантического океана, судя по структуре фундамента и составу
сл агаю щ и х пород, зарод и л ись и н ачали формироваться, скорее
всего, в рифтовой зоне. Очевидно, ак ти в и зац и я процессов подъема
мантийного д и а п и р а в некоторых рай он ах рифтовой зоны на р а з ­
личных э тап ах ее р азв и ти я приводила к возды манию океанической
коры с образован ием многочисленных разл ом ов и с массовыми из­
л ияниями б азал ь то в ы х лав. В резул ьтате возникали п л а т о о б р а з­
ные сводово-глыбовые морфоструктуры различной высоты и р а с ­
члененности, осложненные вулканическими горами, аналогично то­
245
му, что н аб лю д ается в настоящ ее время в районах Азорского п л а­
то или островов Тристан-да-Кунья.
В дальнейш ем эти поднятия в овлекали сь в процессы р азд в и ­
жения литосферных плит и перем ещ ались вместе с ними в пределы
океанических котловин, соответственно п огруж аясь и перекрываясь осадочным чехлом. Судя по тому, что практически на всех
сводово-глыбовых поднятиях Атлантического океана осадочный
чехол слож ен ненаруш енны ми верхнемеловы ми и палеогеновыми
отложениями, мож но полагать, что после выхода из тектонически
активной рифтовой зоны поднятия стаби л и зировал и сь и не подвер­
гались затем существенным тектоническим перестройкам (напри­
мер, плато С еара, С ьер р а-Л е о н е ). О д н ако в ряде случаев л о к а л ь ­
ные д ви ж ени я и вулканические излияния п родолж ались довольно
долго, обусловив некоторые изменения очертаний и батиметриче­
ского полож ения отдельных поднятий. Н апри м ер, Берм удское п л а ­
то по данны м глубоководного бурения испытало в позднем пал ео ­
гене возды мание, сопро вож д авш ееся л о кал ьн ы м и р азлом ам и .
Б олее с л о ж н ая история р азви тия нам ечается д л я поднятия РиуГранди и Китового хребта. Согласно м а тер и ал ам бурения эти
структуры т а к ж е возникли в рифтовой зоне, но их вершины высту­
пали над уровнем океан а в виде вулканических островов. В д а л ь ­
нейшем обе морфоструктуры полностью погрузились под уровень
океана, но еще в позднем мелу и раннем палеогене испытывали
довольно интенсивные д иф ф ерен ц ирован н ы е вертикальные д в и ж е ­
ния, что привело к изменениям их формы и высоты и к перерывам
в осадочном чехле.
В районах, где рассек ав ш и е поднятия разлом ы проникали
сквозь литосферу, происходили поздние активные излияния б а ­
зальтовы х магм и ф орм и ровали сь вулканические массивы и остро­
ва, такие как К ан арские, Зеленого М ыса, Ф ернанду-ди-Норонья
и др. Поэтому по возр асту эти поднятия зам етно молож е тех участ­
ков плит, на которых они располагаю тся.
Заро д и в ш и еся еще на предыдущем этапе по периферии А тл ан ­
тического океан а предконтинентальные прогибы п родолж али ин­
тенсивно п огруж аться, в овл е кая в этот процесс окраинные части
континентов. П рогибы зап ол н ял и сь сносимым с суши осадочным
м атериалом , н агрузка которого приводила к дополнительному про­
гибанию земной коры. К началу п алеогена предконтинентальные
прогибы в океане были почти целиком заполнены осадками и на
их месте стали ф орм и роваться аккум уляти вны е шлейфы. О тчле­
ненные в ряде мест от континентальны х окраин блоки континен­
тальной коры яв л ял и сь своеобразны ми б арьерам и, зад е р ж и в а ю ­
щими осадочный м атери ал, в резу л ьтате чего здесь образовались
крупные ступени, ставш ие впоследствии краевы м и плато. Н а по­
груж аю щ и хся континентальны х окраин ах с накоплением терригенных отложений создались эпиконтинентальные платформы в виде
осадочного клина, ограниченного с внешней стороны флексурой
или системами сбросов. Эти п латф орм ы стали основой для совре­
менных шельфов.
246
В конце мелового периода рифтогенез стал развиваться в се­
верной части Атлантического океан а и в Северном Ледовитом
океане. В начале риф товая зона внедрилась в район между Грен­
ландией и Л а б р а д о р о м , где вдоль оси р азд в и ж ен и я сф орм ировал­
ся С ред ин н о-Л аб р ад ор ский хребет. Возможно, что риф товая зона
п ростиралась д ал ее на север через Б аф ф и н о в о море и соединялась
с хр. М енделеева в А меразийском бассейне, полностью отделяя
Г ренландию от Северной Америки. В юго-восточном направлении
от С ред ин н о-Л аб р ад орск ого хребта ветвь оси разд в и ж ен и я могла
протягиваться до континентальной окраины Европы, вследствие че­
го здесь произошло раскр ы тие Бискайского за л и в а при повороте
против часовой стрелки Иберийского блока, который перекрыл
западны й выход из океана Тетис.
В н ач ал е палеогена н ачалось раскры тие Н о рв еж ско -Г р ен л ан д ­
ского и Е вразийского бассейнов Северного Ледовитого океана, а
т а к ж е бассейна между Г ренландией и Европой. Здесь сформ иро­
в ал ас ь активн ая риф товая зона, прости р авш аяся примерно вдоль
современных осей р азд виж ен ия, за исключением Н орвеж ского мо­
ря, где она проходила по хр. Эгир в Н орвеж ской котловине. Оче­
видно, в связи с этим процессом развитие С ред ин н о-Л аб рад о рск о­
го хребта стало зату х а т ь и к середине эоцена полностью пр екр а­
тилось, после чего он нач ал отмирать, п огруж аться и п ерекры вать­
ся осадками.
В результате рифтогенеза в Н орвеж ском море сомкнутые ранее
И сландское и Н ор в еж ское к р а ев ы е плато, а т а к ж е Ф аре р ско -И с­
ландский порог раздвинулись, зав ер ш и в отделение Северо-Американской плиты от Е вразийской и р а с п а д Л а в р а зи и . С вя зь между
рифтовыми зонами Северной А тлантики и Н орвеж ской котлови­
ны осущ ествлялась в то время, по-видимому, через систему т р ан с­
ф ормны х разл о м о в в районе современной И сландии и через зону
сочленения ее с Ф арер ско-И сл ан д ски м порогом. В палеогене з а ­
верш илось полное раскры тие бассейна к югу от Исландии на ши­
рину 550— 650 км, а т а к ж е об р азо в ан и е Н орвеж ско-Г ренландского
и Е вразийского бассейнов в виде относительно узких вытянутых
водоемов шириной 370— 550 км.
Вследствие р азд в и ж ен и я Е врази й ской и Северо-Американской
плит Е в р ази й ск ая плита, д в и г а в ш а я с я до этого в восточном н а­
правлении, с та л а п ерем ещ аться к юго-востоку. Это привело к из­
менению х а р а к т е р а д виж ений вдоль А зоро-Ги бралтарской грани­
цы плит, возникш ей на месте древней рифтовой зоны. Р ан ее здесь
р азв и в а л ся правосторонний сдвиг, а позж е началось некоторое
с ж ати е, приведшее к о б разо в ан и ю взбросов океанической коры,
вы р аж ен н ы х в виде поднятия Хорсшу и других структур.
Одновременно с разд в и ж ен и ем о ке ан а в районе м еж д у Грен­
ландией и Европой происходило погружение континентальных
окраин, формирование предконтинентальны х прогибов и эпиконти­
нентальны х платформ. В конце мелового периода зав ерш и л ось от­
деление Ф ар ер ско -Р о к олл ского массива, его разд роб л ен ие р а з л о ­
мами и диф ф еренцированное погружение. В это ж е врем я или не­
247
сколько позже от континентальной окраины С кандинавии отде­
лился блок коры, послуживш ий основой д ля ф ормирования Н о р ­
вежского краевого плато. В раннем палеогене произошло погру­
жение И сландского плато и отделение его от континентальной
окраины Г ренландии предконтинентальны й прогибом. У казанн ы е
диф ф еренцированны е в ертикальны е д ви ж ени я вызвали, очевидно,
массовые излияния п ла то б азал ь то в, покрывш их сушу и дно о ке а­
на от Гренландии до Ш отландии.
В районе К арибского моря поздний мел и ранний палеоген
были временем бурного р азви тия Антильской геосинклинали. П е ­
риод погружений сменился орогенным периодом, который х а р а к т е ­
ризовал ся тангенциальны м и деф орм аци ям и, интрузиями гранитоидов и возды манием Антильского хребта. Р анний б азал ьто вы й вул ­
канизм сменился андезитовым. Д но котловин, созданных ранее,
п р о д о л ж а л о погру ж аться при одновременном р аздвиж ении плит
Северной и Ю ж ной Америки, что отмечено надвигам и в сторону
Багам ск о-Ф л орид ск о й платф ор м ы на севере и Ю ж но-А м ер и кан ­
ской на юге. С ф о р м и р о ва в ш ая ся при этом К а р и б с к а я плита испы­
т ы в а л а 'д в и ж е н и е к востоку — навстречу противоположно н а п р а в ­
ленного д ви ж ени я дна Атлантического океана. В результате по
восточной окраине Антильской дуги о б р а зо в а л а с ь зона З а в а р и ц ­
кого— Б ен ьоф а и за л о ж и л с я глубоководный ж ело б П уэрто-Рико.
В тылу Кубинского орогена р ас к р ы л а с ь Ю к а т а н с к а я котловина;
в эоцене при д виж ении дуги М ал ы х Антильских островов к восто­
ку в ее тылу п оявилась котловина Г рен ада. В целом ранний п а­
леоген в пред ел ах К ари бской плиты хар а ктер и зу етс я п р ео б л а д а­
нием горизонтальны х д виж ений [27].
С ходная ситуация с о зд ал а сь в районе моря Скоша. Вдоль
сф орм ировавш ейся ран ее геосинклинали в позднем мелу и раннем
палеогене проявились орогенные дви ж ени я, приведшие к возды ­
манию Ю ж но-Антильского хребта и к погружению котловины
моря. О бщ ее дви ж ени е дна моря к востоку при встречном пере­
мещении дна океан а обусловило возникновение зоны З а в а р и ц к о ­
го— Бен ьо ф а и Ю ж но -С анд вич ева глубоководного ж елоба. Р и ф то ­
в ая зона, су щ ествовавш ая здесь ранее, отм ерла, но граница меж ду
Ю ж но-А мериканской и Антарктической плитами сохранилась в
виде системы трансф орм ны х разл ом ов К онрада.
И Н Д И Й С К И Й ОКЕАН
В Индийском океане в позднем мелу н ачалось раскры тие его
западной части и быстрое д виж ение Индийской плиты к северсеверо -в осто ку — к своему современному положению, хотя до этого
она д ви гал ас ь к северо-западу. Т ак о е изменение д ви ж ени я было
вызвано перестройками рифтовых зон и возникновением новых осей
р азд виж ен ия. К югу от Индийской плиты произошел перескок оси
р азд в и ж ен и я от северо-восточной ориентировки к субширотной,
что заф и кси р ов ан о в простирании мезозойских магнитных ан о м а­
лий меж ду А встралией и Индией. М еж ду Индийской плитой и М а ­
248
дагаскар ом , который отделился от Африки глубоким предконтинентальным прогибом, появилась новая рифтовая зона — пред­
шественница современных Западн о -И н д ий ского и Аравийско-Ин­
дийского хребтов. Совместное действие этих осей раздвиж ения
вы звало изменение и, очевидно, значительное ускорение (до
17 см/год) перемещения Индийской плиты. С востока и запада
плиту ограничивали тран сф орм ны е разлом ы , вдоль которых она
скользила. Сдвиговые д еф орм аци и и блоковые д виж ения здесь
привели к ф ормированию в дальнейш ем глыбовых хребтов Восточ­
но-Индийского и М еррея.
Р и ф то в а я зона, п роходивш ая к югу от Индийской плиты, про­
д о л ж а л а с ь д ал ее к северо-востоку до системы трансф орм ны х р а з ­
ломов в восточной части океан а Тетис. А встралия в это время все
еще соединялась с Антарктидой, составляя с ней единую плиту.
О д н ако в н ачале эоцена они разделились; здесь сформировались
новая ось р азд в и ж ен и я и рифтовая зона, д а в ш а я начало развитию
А встрало-А нтарктического поднятия. П рои зош ло раскры тие юговосточной части Индийского океан а и соединение его с Тихим
океаном в этом районе. К концу эоцена ширина Индийского океа­
на меж ду Австралией и Антарктидой достигла более 500 км.
В связи с д виж ением А встралии к северу с та л а постепенно з а ­
тухать активность рифтовой зоны меж ду нею и Индийской пли­
той, хотя в конце эоцена эта зона еще п р о д о л ж а л а действовать,
так ка к Индия д ви гал ас ь к северу быстрее, чем А встралия. К это­
му времени И н д ий ская плита у ж е прибли зилась к Евразийской и
уд ал и л а сь от А нтарктиды более чем на 6500 км. Индийский океан
приобрел близкие к современным очертания, на его дне сформ иро­
вал ас ь система срединно-океанических хребтов, сущ ествую щ ая
ныне.
Гребни срединно-океанических хребтов, ка к и в других о ке а­
нах, р ас п о л агал и сь на глубинах около 2,5— 2,7 км, испытывая лишь
л окальны е колебан и я, вы званны е неравномерностью процессов
подъема глубинного вещ ества и генерации новой океанической
коры. В обе стороны от хребтов в соответствии с погружением л и ­
тосферных плит ф о рм и ровали сь ф ланги хребтов и океанические
котловины. В меловом периоде дно новообразованного Индийского
океана было зан ято в основном структурам и срединно-океаниче­
ских хребтов, но в палеогене здесь появились океанические кот­
ловины, особенно в центральной и зап ад н ой частях океана, где
глубины достигали 4000—4500 м; глубины вблизи континенталь­
ных окраин Африки и Антарктиды доходили до 5000 м. Это под­
твер ж д ае тся ка к расчетами темпов вер ти кал ьн ы х движений, так
и м а тер и ал ам и глубоководного бурения, особенно данны ми по
карбонатности палеогеновых отложений.
О дновременно происходило форм ирование сводово-глыбовых и
вулканических поднятий Индийского океана. Глыбовые хребты
М еррея и Восточно-Индийский, ка к отмечалось выше, возникли
вдоль трансф орм ны х разломов, н ап р ав л яв ш и х дви ж ени е Индий­
ской плиты к северу. М ощные излияния базал ьтовы х лав, д и ф ф е­
249
ренцированны е в ерти кальн ы е д ви ж ени я и сбросы обусловили глы­
бовое строение этих линейно вытянутых хребтов. М аскаренский и
М альди вски й хребты т а к ж е протянулись на значительное расстоя­
ние, р ас п ол ага ясь по обеим сторонам от Аравийско-Индийского
хребта. Вполне возможно, что они зароди лись в рифтовой зоне
в конце мелового периода к а к резу л ь тат интенсивных излияний б а ­
зал ьтов и вертикальны х глыбовых движений, а простирание их
было обусловлено наличием тр ан сф орм ны х разломов, тож е с в я ­
занных с д виж ением Индийской плиты. Впрочем, существует так ж е
предположение, что М аскар енски й хребет, выгнутый к востоку,
является реликтом позднемеловой или раннепалеогеновон остров­
ной дуги, возникш ей перед фронтом микроконтинентов М а д а г а с к а ­
ра и С ейшельской банки в резу л ьтате поддвига под них дна И н ­
дийского океана. О д н ако д о к аза тел ь ств этому пока не об н а р у ­
жено.
Ещ е одна п ара крупных глыбовых морфоструктур — поднятие
Кергелен и Западн о-А встр ал ий ск ий хребет — распол агаю тся с
обеих сторон от Ц ентральноиндийского хребта. У читы вая их струк­
туру, возраст и вулканогенную природу ф ундамента, можно п ола­
гать, что они, ка к и большинство других аналогичны х поднятий,
зароди лись и сф орм ировали сь в рифтовой зоне в н ачале п алеоге­
на, испытав при этом довольно значительное возды мание и о б р а ­
зовав . единую вулкано-тектоническую морфоструктуру. Затем
в процессе р азд в и ж ен и я дна о кеан а эта м орфоструктура р аскол о­
лась на две части, которые стали у д а л я т ь с я от рифтовой зоны, о д ­
новременно п огруж аясь вместе с литосферны ми плитами.
Вдоль континентальны х окраин р азд вигаю щ и хся Африканской,
Антарктической, А встралийской и Индийской плит в результате
погружений ф орм и ровали сь п редконтинентальные прогибы, кото­
рые в палеогене были выполнены мощной толщ ей осадков, преи­
мущественно терригенных. О тделивш иеся от окраин и перекры­
тые осадкам и блоки континентальной коры послужили основой для
со зд ан и я краевы х плато, таких к а к Эксмут и Н а ту р ал и с т а у з а ­
падного побереж ья Австралии, М озам би кское у юго-восточного по­
б ер еж ья Африки. Зн ач ител ьн о уд ал ил и сь от А фриканской плиты
микроконтиненты М а д а г а с к а р а и Сейшельской банки. Не исключе­
но, что эти микроконтиненты были увлечены интенсивным д ви ж е­
нием Индийской плиты. О б разов ан и е глубокого прогиба, отделив­
шего их от Африки, сопро во ж д ал ось р азл о м а м и и сопутствующи­
ми проявлениями вулканической деятельности, в результате чего
возникли острова Коморские, Е вропа и другие, а т а к ж е группы
подводных гор. О д н ако после появления рифтовой зоны Аравий­
ско-Индийского хребта и особенно вследствие н ар астан и я актив­
ности процессов р азд в и ж ен и я в раннем палеогене М а д а г а с к а р на­
чал снова сб л и ж ать ся с Африкой.
ОКЕАН ТЕТИС
Океан Тетис в позднем мелу и раннем палеогене последова­
тельно со к р а щ а л свои разм еры из-за сб лиж ен ия Африки и Индии
250
с Евразией. В доль северной периферии Тетиса сущ ествовала п р ак­
тически непреры вная цепь вулканических островных дуг и зон по­
глощения, которые п рослеж и ваю тся в н астоящ ее время по полям
развития андезитов, встречаю щ ихся на всем протяжении от Ю ж ­
ной Европы до Г и м алаев. По южной периферии Тетиса, напротив,
п ротягивались пассивные континентальны е окраины Африки и И н ­
достана, где н ака п л и в ал и с ь мощные толщи осадочного материала.
Восточная часть океана в позднем мелу бы ла еще достаточно об ­
ширна, а в зап ад н ой части при сближ ении Африки и Европы про­
изошли первые столкновения их с микроплитами, находившимися
внутри Тетиса. Это проявилось в формировании ск ладч аты х струк­
тур в Альпах, Апеннинах, на Б ал к ан ск о м полуострове и в Южном
Иране. Следы прежней океанической коры видны сейчас в офиолитах К ипра и О м а н а [18].
В раннем палеогене п ро до л ж ал ось сближ ение континентов и
постепенное закры ти е океана Тетис, хотя еще в конце эоцена его
ширина в районе И р а н а составл ял а около 450 км, а севернее И н ­
достана — до 1000 км. З а п а д н а я часть океана, подобно современ­
ному С редиземному морю, п р ед став л ял а собой р яд котловин, где
р а з м е щ а л а с ь ц е л а я система микроплит. Б о л ь ш а я их часть затем
соединилась с Евразийской плитой, о б р азо в ав п-ова Апеннинский,
Бал кан ски й , М а л а я Азия, но некоторые блоки, такие ка к Корсика,
Сардиния, Кипр, остались в п ределах котловин. В осточная часть
Тетиса, возможно, в это время имела аналогичную структуру, но
так к а к позж е она полностью зак р ы л ас ь, то восстановить ее мор­
фологию сейчас затруднительно.
На восточной границе Тетиса у ж е в меловом периоде в р езул ь ­
тате р азд в и ж ен и я дна океан а происходил поддвиг океанических
плит под континентальны е плиты А встралии (с Новой Гвинеей) и
И ндокитая. В палеогене в связи с движ ением Австралии к северу
риф то вая зона океан а Тетис отм ерла и дно его т а к ж е стало пере­
мещ аться в этом направлении, поглощ аясь в зоне З а в а р и ц к о г о —
Б ен ьоф а под системой островных дуг Зондского архипелага.
В конце эоцена океанический проход из Индийского океана в
Тихий к северу от А встралии еще п р о д о л ж а л сущ ествовать, хотя
зам етно сузился; связь ж е Индийского океан а с Тетисом практиче­
ски прекратил ась из-за сб л иж ен ия И н д остан а с Евразией.
Т И Х И Й ОКЕАН
Тихий океан п р о д о л ж а л со к р ащ а ть свои разм еры вследствие
н адвигания на него континентов почти со всех сторон. Рифтовы е
зоны и срединно-океанические хребты испытывали перестройки,
связанны е с изменением геометрии д ви ж ен и я литосферных плит.
В конце мелового периода ось главного срединно-океанического
хребта проходила с севера на юг примерно посредине океана.
Здесь сущ ествовали две точки тройного сочленения: одна на се­
вере, где соединялись плиты К ула, Т и хоокеанская и Ф ар ал он, и
вторая на юге, где с двум я последними соединялась За п а д н о -А н ­
251
тар к ти ч ес кая п л и та ,.о тд е л и в ш ая ся в то время от остальной части
Антарктиды. Н а севере ответвления рифтовых зон отходили в н а ­
правлении Японии и Аляски, а на юге — к оконечности Ю жной
Америки и в пространство м еж д у Антарктидой и Новозеландским
плато.
О ги бая плато, эта ветвь п р о д о л ж а л ась д ал ее в Тасмановом
море, где в конце мела, к а к п оказы ваю т полосовые магнитные
аномалии, началось разд в и ж ен и е океанического дна, которое от­
делило Н овозел ан д ско е плато вместе с хребтам и Л орд-Х ау и Н о р ­
ф олк от А встралии и Антарктиды [80]. П од влиянием этих осей
р азд в и ж ен и я Н ов озелан дское п лато двигалось к северу, переме­
стившись к середине палеоцена до своего современного положения.
В палеогене, к а к у к а за н о выше, началось отделение А встралии от
А нтарктиды и форм ирование рифгговой зоны А встрало-А нтаркти­
ческого поднятия; эта ри ф тов ая зона затем соединилась с южной
ветвью срединно-океанического хребта Тихого океана. В резул ь­
тате рифтогенез в Тасмановом море стал зат у х а ть и затем пре­
кратился. В конце палеоцена под действием оси разд в и ж ен и я Ти­
хоокеанского хребта Н овозел ан д ско е плато снова соединилось с
Австралией и, по-видимому, вместе с ней вошло в состав Тихо­
океанской плиты.
В связи с близостью А встрало-Н овозелан д ского района к Ан­
тар к ти д е и вследствие значительны х р азм ер ов плиты К ула, р а с ­
положенной в северной части океана, в позднем мелу Тихоокеан­
с к ая плита н аходилась зам етно южнее своего современного поло­
жения. Н апри м ер, возвышенность Ш атского согласно данным глу­
боководного бурения р а с п о л а г а л а с ь примерно на 15° с. ш. (про­
тив 40° с. ш. в настоящ ее в р е м я ), и здесь отл агал и сь теплолю би­
вые формы планктонны х ф орам инифер. П озднее плита К ула дви­
г ал ась к северу, п оглощ аясь под Чукотским и Аляскинским блока­
ми континентальны х плит. В след за ней п ерем ещ ались японская
ветвь оси р азд в и ж ен и я и Т и хоокеанская плита, у в л ек ая за собой
на юге Н овозелан д ское плато. П л и та Ф ар а л он , н ар ащ и в ая сь вдоль
оси разд в и ж ен и я , постоянно ш л а на восток и северо-восток, погло­
щ а я с ь под надви гавш и м и ся на нее плитами Северной и Южной
Америки. Т и хоо кеанская плита кроме перемещения к северу одно­
временно и сп ы ты вала д виж ение на зап ад , где п оглощ алась под
островными дугами Е вразии, так что результирую щ ее направление
ее д р ей ф а было северо-западны м .
К концу эоцена от плиты К ула в п ределах океана остались
только районы Аляскинского зал и в а и котловины Берингова мо­
ря. Зн ачительн о со к р ати ла сь в р а зм е р а х плита Ф аралон, особенно
около п-ова К али ф орни я. Она р ас кол о л ась на две части — плиты
Ванкувер и Гуадалупе, от которой в миоцене отделилась плита
Кокос. В связи со всем этим срединно-океанический хребет Тихого
о кеан а сместился с прежнего — действительно срединного — поло­
ж ени я и приблизился к континентам Северной и Ю жной Америки.
В течение всего периода своего р азви тия гребневые зоны сре­
динно-океанических хребтов Тихого океан а находились примерно
252
на одном и том же батиметрическом уровне (глубина 2,5— 3,0 км ),
испытывая локал ьн ы е возды м ани я или опускания в связи с нерав­
номерностью процессов подъема астеносферного диапира. В обе
стороны от гребневых зон поверхность дна океан а по мере р азд ви ­
ж ени я постоянно п о гр уж ал ась, о б разуя фланги хребтов и океа­
нические котловины. В следствие высоких скоростей разд в и ж ен и я в
позднем мелу, превы ш аю щ их современные примерно в 2 р аза, тем­
пы погружения дна были меньше. П оэтому дно котловин, создан­
ных в этот период, т а к ж е д о лж н о было находиться на меньших
глубинах, не превыш ающ их, по-видимому, 4500 м. О днако более
древние котловины в западной части океана, образовавш иеся
в юрском периоде и ещ е не поглощенные в зонах З а в а р и ц к о г о —
Беньофа, имели глубины более 5000 м.
В п ределах плит К ула и Ф арал о н, р азм ер ы которых с о к р ащ а­
лись из-за поглощения под континентами Северной и Ю жной Аме­
рики, глубины дна котловпп постепенно уменьшались. Эта тен­
денция стал а особенно заметной в раннем палеогене. К концу
эоцена глубины дна котловин на большей части плиты К ула и в
северной части плиты Ф ар а л о н стали менее 4000 м, а в районе
К алиф орнии — д а ж е менее 3000 м, чему способствовало (кроме
сближ ения с континентом) усиленное накопление осадочного м а ­
тери ала, сносимого с континентальной окраины.
Многочисленные сводово-глыбовые поднятия, вулканические
массивы и валы , р асполож енн ы е на дне Тихого океан а в пределах
мезозойско-палеогеновых частей плит, за р о ж д а л и с ь и ф ор м и ров а­
лись, ка к и в других океанах, в основном в рифтовых зонах. На
это у к а зы в а ю т структура, состав и в озраст пород фундам ента, з а ­
легание и в озраст ненарушенного осадочного чехла, положение
этих морфоструктур относительно осей разд виж ен ия. Одни подня­
тия, так и е ка к возвышенности Ш атского, Хесса, М аге л л ан а , Манихики, ф орм ировались в рифтовых зонах в виде обширных вулкано-тектонических плато в резул ьтате массовых излияний л ав и
вертикальны х движ ений над ано м альн о активными областям и р а с ­
ширения астеносферы. Д ру ги е — хребты Гавайский, Л а й н и, воз­
можно, з а п а д н а я часть хр. М а р к у с-Н е к к е р ,— вытянутые вдоль про­
стирания древних рифтовых зон, об р азов ал и сь в виде высоких
гребней (или систем гряд) на участках с повышенной интенсив­
ностью подъема астеносферного вещ ества, т. е. являю тся ан о м а л ь ­
но поднятыми отрезк ам и рифтовых зон. Третьи — хребты И м п ер а­
торский, Н а ска , М аккуо ри и, возможно, цепи вулканических гор
и островов Туамоту, Тубуаи, О б щ еств а,— протягиваю щ иеся вкрест
простирания рифтовых зон, сф орм ировали сь ка к вулкано-тектонические морфоструктуры вдоль тр ан сф орм ны х разломов.
П осле своего о б р азо в ан и я все сводово-глыбовые и в улкан и че­
ские поднятия стали перем ещ аться вместе с литосферными п ли та­
ми в обе стороны от рифтовых зон, одновременно погруж аясь и
п ерекры ваясь осадочным чехлом. Ч асть из них остались тектони­
чески пассивными м орфоструктурам и, но многие испытали неко­
торые перестройки, главным образом разд р об л ен ие системами
253
р азл о м о в . Это было связано, очевидно, с происходившими в тече­
ние позднего мела и п алеогена изменениями геометрии движ ения
литосф ерны х плит, что в ы зы в ал о возникновение и р азря д к у р а з ­
личных нап ряж ени й не только на границах, но и внутри плит.
П оявление дополнительны х р азл ом ов вело к обновлению вул кан и ­
ческой деятельности и к формированию многочисленных вул кан и ­
ческих гор, островов и целых массивов на дне Тихого океана, осо­
бенно широко распространенны х в п ределах меловой и р ан н еп а­
леогеновой частей Тихоокеанской плиты.
С л о ж н а я карти н а р азв и ти я морфоструктур намечается в об­
рам лени и Тихого океана. В мелу в резул ьтате встречного д в и ж е ­
ния произош ло столкновение Чукотки и Аляски, что вы звал о по­
явление мезозойских скла д ч аты х сооружений. В позднем мелу
вдоль всей восточной периферии Азии протягивалась активная
ко н ти н ен тал ьн ая окраина, следы которой видны в вулкано-плутонических поясах на Чукотке, в районе Охотского моря, в Японии,
К орее и Юго-Восточном Китае. Р асп о л агаю щ и е ся с внешней сто­
роны этих поясов прогибы являю тся, очевидно, рели ктам и позднемеловых глубоководных желобов. И звестково-щ елочные ву л кан и ­
ческие комплексы К орякского нагорья, К ам ч атк и и Хоккайдо у к а ­
зы в а ю т на сущ ествование в то время системы островных дуг, в ты ­
лу которых н аходилась, по-видимому, субокеаническая плита; ее
следы видны в оф иолитах С ах ал и н а и Х оккайдо [36]. В конце
мелового периода эта плита была поглощена в результате н ад ви ­
гания к востоку Е врази й ского континента.
В раннем палеогене сф ор м и р о в ал а сь в основном сущ ествую щая
д о настоящ его времени система зон поглощения на всем протя­
ж ении от К ам ч ат к и через Японию до Филиппинских островов, хотя
о тд ел ьн ы е изменения в процессе р азви тия дна океан а здесь проис­
ходили. В Беринговом море предпо л агается возникновение остров­
ных дуг, в ы р аж ен н ы х теперь подводными хребтам и Ш ирш ова и
Б ауэрс.
В ю го-западной части Тихого океан а в раннем палеогене явно
в ы раж ен н ы х зон поглощения, по-видимому, не было, так как
А в стра ли я вместе с Н овозелан дски м плато соединялись с Тихо­
океанской плитой. О д н ако вдоль северного к р а я А встралийско-Н о­
возеландского района сф орм ировали сь островные дуги, где про­
исходил поддвиг либо континентальной плиты с юга (например,
в Новой Гвинее и Новой К ал ед он и и ), либо океанической плиты
с севера (в районе островов Ф и д ж и ). Это у станавл и в ается по рас­
пространению эоценовых известково-щ елочных комплексов в Ме­
л ан ези и и по наклону зон З а в а р и ц к о г о — Б еньоф а в разны х райо­
нах [18].
Вдоль восточного о б рам л ен и я Тихого океан а в позднемеловое
врем я сф орм ировали сь активные континентальны е окраины, погло­
тившие прежние островные дуги. Они отмечаю тся вулканическими
поясами и гранитоидными интрузиями, развитыми, например, у
зап ад н ого п обереж ья США, Мексики, Чили. В озможно, что в это
врем я з а п а д н а я часть Северной Америки была отделена от осталь­
254
ной территории континента глубоким прогибом, где существовало
мезозойское море; на это у к а зы в а ю т соответствующие отложения
в С калисты х горах. Н а севере этот прогиб, вероятно, соединялся
с рифтовой зоной хр. М ен делеева. В раннем палеогене в резуль­
тате д ви ж ен и я континента к зап ад у и тангенциального сж ати я мо­
ре закры лось, здесь о б р азо в ал ся ск ладчаты й пояс С калисты х гор
и континент снова стал единым.
В то ж е время п род о л ж а л и р азв и ва ть ся активные континен­
тал ьн ы е окраины и зоны поглощ ения вдоль всего п ротяж ения з а ­
падных побережий обоих континентов. В Северной Америке н ач а­
ли ф орм ироваться палеогеновые известково-щелочные вулканиче­
ские комплексы Провинции бассейнов и хребтов Калифорнии. На
севере зона поглощ ения п р отяги вал ась к п-ову А ляска и д ал ее по
хребтам Б а у э р с и Ш ирш ова. В Ю жной Америке продол ж ал и внед­
р яться гранитные интрузии, слагаю щ и е огромный Андийский бато­
лит [42].
НЕОТЕКТОНИЧЕСКИЙ ЭТАП
С олигоцена наступает неотектонический этап р азви тия поверх­
ности Зем л и, во время которого создается современный морфо­
структурный план континентов и дна океанов, хотя основы его
зал о ж и л и сь на предыдущ ем этапе. Неотектонические движения,
к а к правило, являю тся ун аследован н ы м и от более древних, что
подчеркивает последовательное форм ирование и развитие дна оке­
анов в течение мезо-кайнозойского цикла р азд в и ж ен и я литосф ер­
ных плит. В неогене происходит окончательное создание и модели­
рование современного подводного рельефа, дал ьн ей ш ее рас ш и р е­
ние и углубление дна Атлантического, Индийского и Северного Л е ­
довитого океанов, а т а к ж е сокращ ение площ ади Тихого океана,
оформление сущ ествующих в настоящ ее врем я систем н а р а щ и в а ­
ния и поглощения плит — срединно-океанических хребтов, актив­
ных континентальны х окраин и островных дуг (рис. 63).
северный
ледовиты й
океан
В Северном Л едовитом океане окончательно сформ ировались
Еврази й ски й и Н орв еж ско -Г р енл ан д ски й бассейны со срединно­
океаническими хребтам и Г акк ел я, Книповича, М она и Колбейнсей.
В юго-восточной части Е врази й ского бассейна океаническая ри ф ­
тов ая зона вы ш ла на сушу и п р од ол ж и л ас ь д ал ее по Момскому
континентальному рифту в сторону Охотского моря. В районе
м еж д у Ш пицбергеном и Г ренландией в олигоцене континенталь­
ные окраины были сближ ены и океанического прохода не сущ е­
ствовало. С вязь м еж д у хребтам и Г ак к ел я и Книповича осущ е­
ств л ял ась через крупный тран сф орм ны й разлом, вдоль которого
Ш пицберген п ерем ещ ался относительно Гренландии на юго-вос­
ток. В миоцене континентальны е окраины раздвинулись, образо255
256
Рис. 63. П а л с о м о р ф о с т р у к т у р н а я схема Мирового океана д л я позднего миоцена.
У е л . о б о з н а ч е н и я см . н а р ис . 61.
вав проход с океанической корой из Евразийского бассейна в Норвсжско-Г ренландский.
В Н ор веж ском море в миоцене произошел перескок оси р а з ­
движ ения от хр. Эгир к зап ад у в район хр. -Колбейнсей, в резуль­
та т е чего И сланд ск о е плато полностью отделилось от континен­
тальной окраины Гренландии. Р и ф то в а я зона хр. Эгир стала от­
мирать, п огруж аться и п ерекры ваться осадочным чехлом. П роя ви ­
лись активные д ви ж ен и я и вулканические излияния вдоль тран с­
формного р а зл о м а Ян-Майен, приведшие к формированию ву л ка­
нического плато и вулканических гор в этом районе. Так как
хр. Колбейнсей лишь сравнительно недавно возник между двумя
континентальными глыбами, то его гребень еще не достиг обычных
д л я океанических рифтовых зон глубин и находится на глубине
около- 1,5 км. В то ж е время гребни хребтов Мона, Книповича,
Г акк ел я располагаю тся на обычных океанических глубинах, ис­
пыты вая региональные колебания от 2,0— 2,5 до 2,5— 3,0 км.
Соответствующим образом ф орм ировались океанические котло­
вины, причем в Е вразийском бассейне их глубины оказал и сь более
значительным и, чем в Н орвеж ско -Г р енл ан д ско м . Зам етн у ю роль
играло т а к ж е накопление осадочного м атери ал а, которое б лаго­
д а р я относительно небольшим р азм ер ам бассейнов и близости
областей сноса было весьма эффективным. Н акопление привело к
об разо ван ию наклонны х равнин аккум уляти вны х шлейфов на месте
прежних предконтинентальных прогибов и плоских абиссальных
равнин океанических котловин, где рельеф ф ун дам ен та о к азал ся
почти полностью погребенным.
А Т Л А Н Т И Ч Е С К И Й ОКЕАН
Атлантический океан р а зв и в а л с я в позднем палеогене и неоге­
не без сущ ественных тектонических перестроек. Р и ф то в ая зона
почти на всем протяж ении п р о д о л ж а л а оставаться на глубинах
около 2,5 км, местами несколько во зды м аясь или п огруж аясь из-за
неравномерности процессов подъема глубинного вещества. Осо­
бенно интенсивный подъем мантийного д иапи ра и массовые из­
л и я н и я б азал ь то в ы х л а в происходили в районе И сландии, где
р ас п о л ага л ся своего рода фокус расш ирения астеносферы. И зл и я ­
ния начались еще в палеогене и п родол ж ал и сь в неогене, об р азо ­
вав крупный вулканический массив, где риф то вая зона вы ш ла на
поверхность суши. В связи с общим подъемом дна океана вокруг
И сландии глубины гребня хр. Рей кьян ес зам етно меньше о ке ан и ­
ческих, они постепенно у величиваю тся к юго-западу от 1 до 2 км.
Д ругой крупной вулкано-тектонической морфоструктурой в пре­
д е л а х Атлантического срединно-океанического хребта, созданной
в неогене, яв л яется Азорское плато с многочисленными вул кан и ­
ческими островами и подводными горами, осложненное различно
ориентированными р азл ом ам и . В улканические плато меньших
масш табов, ф ормирование которых обусловлено теми ж е причи­
17 З а к . 1344
257
нами, распол агаю тся в районах островов Св. Елены и Тристанда-К унья.
Скорости разд в и ж ен и я дна Атлантического океана па неотектоническом этапе были почти постоянными или слегка увели чи ва­
лись к концу неогена. Согласно расчетам в настоящ ее время Е вро­
па уд ал яе тся относительно Северной Америки по азимуту 110°,
Африка от Ю жной Америки — по азимуту 70°, А фрика от А н тарк­
тиды — по азимуту 47°.
П р о д о л ж ал о сь формирование в рифтовой зоне блоково-грядо­
вого рельефа поверхности ф ун дам ен та с последующим перемеще­
нием его в обе стороны от оси р азд виж ен ия. П огруж ение лито­
сферных плит по мере у д ал ен и я от рифтовой зоны приводило к
углублению созданных ранее океанических котловин, но на этот
процесс н ак л ад ы в ал о сь накопление осадочного чехла, ограничи­
в аю щ ее пределы увеличения глубин. Судя по составу кайнозой­
ских отложений в ск в а ж и н а х глубоководного бурения, большинст­
во котловин Атлантического океан а южнее р азл о м а Гиббс в
олигоцене и неогене пересекли рубеж критической глубины раст­
ворения карбонатов и достигли глубин 5000—5500 м. Севернее р а з ­
лома Гиббс дно котловин р ас п о л ага ет ся на глубинах менее 4000 м,
что обусловлено геологической молодостью района и повышенны­
ми мощностями осадков в связи с близостью источников сноса.
С водово-глыбовые поднятия и вулканические массивы, создан ­
ные на предыдущем этапе, практически не подвергались значи­
тельным тектоническим перестройкам; происходили только ло­
кальны е подвижки и сбросы, а т а к ж е проявления вулканической
деятельности. Поверхность поднятий, ка к и дна котловин, пере­
к р ы в ал ась осадочным чехлом, преимущественно карбонатны ми от­
лож ениями. И х мощность к концу э тап а стал а достаточной, чтобы
почти полностью вы ровнять первичный блоково-грядовый рельеф
поверхности ф ундамента. Только отдельные вулканические горы,
в том числе и острова, проты кая осадочный чехол, продолжали
возвы ш аться над поверхностью океанических поднятий и дна кот­
ловин.
Н а континентальны х окраинах, где к н ачалу неотектонического
этапа о б разов ал и сь эпиконтинентальные платформы, п родолж а­
лись д иф ф еренцированны е в ерти кальн ы е движ ения, преимущест­
венно погружение различной интенсивности. Это привело к накоп­
лению олигоцен-неогеновых отложений, перекрывших эпиконтинен­
тал ьн ы е п латф орм ы и предконтинентальные прогибы. Последние
у ж е были целиком заполнены о садк ам и и поэтому не служ и­
ли, ка к раньше, препятствием д л я свободного переноса осадочного
м а тер и ал а с континентальных окраин на л ож е океана. В резуль­
тате здесь произош ла инверсия подводного рельефа от желобов
к наклонным равнинам ак кум ул яти вны х шлейфов.
П оверхность континентальны х склонов в зависимости от их кру­
тизны и степени воздействия экзогенных факторов (течения, ополз­
ни, мутьевые потоки) либо п р ед став л ял а собой область аккуму­
ляции осадков и постепенно вы п о л аж и в ал ас ь, либо подвергалась
258
р азм ы ву и приобретала долинно-глыбовое расчленение. Однако
первоначальной причиной сложного расчленения континентального
склона, несомненно, были диф ф ерен ц ирован н ы е тектонические дви­
жения и разры вны е дислокации. Н аиб о л ее интенсивно такие про­
цессы протекали в районах, где на фоне общего погружения кон­
тинентальны х окраин происходили ло кал ьн ы е дви ж ени я обратного
зн ака . К а к известно, диф ф ерен ц ирован н ы е поднятия прибрежных
районов суши, захв ати в ш и е частично и шельфы, отмечены в облас­
тях р азви тия докембрийской и каледонской складчатостей. Здесь
поверхность ф ун дам ен та на ш ельф е местами либо обнажается,
либо прикрыта тонким слоем осадков, а в зоне континентального
склона она о бры вается по сериям сбросов.
В плейстоцене ш ельфы гляц иальн ы х областей подверглись воз­
действию ледников, которые окончательно создали характерное
расчленение ш ельфов системами продольных и поперечных ж е л о ­
бов. О стальны е ш ельфовые районы океана в связи с колебаниями
его уровня прошли стадию субаэрального разви тия с формирова­
нием долинного расчленения речными системами, а т а к ж е подверг­
л ись аб р ази он но-акк у м у л яти вном у вы равниванию во время транс­
грессий.
В районе К арибского моря на неотектоническом э тап е явно ст а­
ли п р ео б ладать в ертикальны е тектонические движ ения, хотя гори­
зо н тал ьны е смещения п р о до л ж аю тся до настоящ его времени.
В олигоцене островная дуга испы тала энергичное воздымание, сме­
нившееся в миоцене периодом покоя, денудационного в ы р а вн и ва­
ния и отлож ения известняков. В конце миоцена н ач ал ась новая
ф а за поднятий, соп ровож д авш и хся интенсивным вулканизмом. На
ю го-западе К арибской плиты сф о рм иров ал ся П анам ски й перешеек,
отделивш ий ее от Тихого океана. П роисходило т а к ж е погружение
котловин моря, в которое были вовлечены хребты и пороги.
Одновременное поднятие прибреж ны х районов Ц ентральной и
Ю ж ной Америки привело к интенсивному сносу осадочного м ате­
р и а л а и к накоплению турбидитов в зонах краевы х прогибов.
В плиоцене заверш ил ось заполнение осадкам и ю жного продол­
ж ени я ж е ло б а П уэрто-Р ико, н ачавш ееся еще в конце мела. В ре­
зул ьтате тангенциального с ж а ти я здесь произош ла инверсия релье­
ф а и о б р азо в ал ся Б ар б ад о сс к и й хребет. Сходное развитие морфо­
структуры н аб лю д ае тся в Ю ж но-Антильской переходной зоне, точ­
нее — в ее восточной части. В зап ад н ой ж е части, в отличие от К а ­
рибского моря, не сф ор м и ро в ал ся переш еек суши в тылу д ви гав ­
шейся на восток плиты и сюда в торглась окраин н ая часть л ож а
Тихого океан а — плита Алук.
И Н Д И Й С К И Й ОКЕАН
В Индийском океане на неотектоническом этапе произошли
более существенные тектонические перестройки. В олигоцене н ако­
нец полностью отмерла ось р азд в и ж ен и я меж ду Индийской пли­
той и Австралией и они объединились в единую плиту, сущ еству­
17*
259
ющую до настоящ его времени. П рои зош л о столкновение Индии с
Евразией, в р езул ь тате чего в Ц ентр альн ой Азии об разовалось не­
сколько микроплит, начавш их взаим одействовать друг с другом с
формированием складч аты х поясов, из которых наиболее зн ач и ­
тельными являю тся Г и м ал аи и Тянь-Ш ань. А встралия вместе с
Новой Гвинеей вошла в тесное соприкосновение с районом З о н д ­
ской островной дуги, где происходило поглощение двигавш ейся к
северу плиты и формирование неогеновых деформаций.
Н ачал о сь разд в и ж ен и е в рай он ах Аденского зал и в а и Красного
моря с образован ием па их месте первичных прогибов п грабенов.
В р езу л ьтате Аравийский полуостров вы делился в сам остоятель­
ную плиту, двигавш ую ся к северо-востоку. П роизош ло залож ени е
Восточно:А фриканской рифтовой системы, соединившейся в точке
тройного сочленения Афар с р и ф там и Аденского залива и К р а с ­
ного моря. В неогене р азд в и ж ен и е в этих районах стало более ин­
тенсивным. Р а з р ы в континентальной коры и начало ф ор м и р ова­
ния океанических рифтовых зон в Аденском зал и ве относятся к
миоцену,-а в К расном море — к плиоцену.
В олигоцене и миоцене полностью определилась ныне сущ ест­
вую щ ая система рифтовых зон и срединно-океанических хребтов.
Н а большей части хребтов гребни рас п о л ага л и с ь на глубинах око­
ло 2,5 км, но местами вследствие усиленных притоков астеносферного вещества, сопутствующих вер ти кал ьн ы х тектонических дви­
жений и массового в ул кан и зм а о б разо в ал и сь приподнятые вулкано-тектонические плато и массивы, так ие ка к Ц ентр альн ы й массив,
плато Крозе и Амстердам. В других районах, наоборот, н аблю ­
д ал ся ослабленный приток глубинного вещ ества и понижение уров­
ня гребней хребтов, например ю го-западнее плато К розе или в
восточной части А встрало-А нтарктического поднятия.
Ф ормирую щ ийся в рифтовых зонах блоково-грядовый рельеф
поверхности фундамента все более р асп р остран ял ся в обе стороны
от оси разд виж ен ия, одновременно п огруж аясь вместе с литосферными плитами и п ерекры ваясь осадочным чехлом. В олигоцене и
миоцене большинство котловин, ка к свидетельствуют данные глу­
боководного бурения, пересекли р у б еж критической глубины раст­
ворения карбон атов; глубины их стали превыш ать 5000 м. М ощ­
ность осадочного чехла в котловинах, удаленны х от рифтовых зон
и находящ ихся вблизи континентальны х окраин, стала зн ачитель­
ной, так что первичный рельеф здесь о к а з а л с я почти полностью
захороненным. О д н ако крупные сводово-глыбовые поднятия, хотя
и перекрытые о садкам и, п родол ж аю т в ы деляться в подводном ре­
льефе, а вулканические подводные горы и острова, протыкающие
осадочный чехол, являю тся выступами фундамента, выходящими
на поверхность дна океана.
Н а континентальны х окраинах, как и в Атлантическом океане,
п родол ж ал и ф орм и роваться эпикоптинентальпые платформы, огра­
ниченные с внешних краев ф лексурам и или системами сбросов.
Первичное тектоническое расчленение либо нивелировалось в ре­
зу л ьтате усиленного осадконакопления, либо сохранялось и обнов­
л ял ось в условиях подводной эрозии под действием различных
экзогенных факторов. П редконтинентальны е прогибы оказались це­
ликом заполненны ми о садкам и, и на их месте формировались на­
клонные равнины аккум уляти вны х шлейфов.
ОКЕАН ТЕТИС
Океан Тетис в олигоцене практически п рекратил свое сущест­
вование. Его восточная часть полностью зак р ы л а с ь в результате
столкновения Индийской плиты с Евразийской, а т а к ж е сближ е­
ния Аравийской и Анатолийской микроплит. Здесь сформ ирова­
лись молодые ск л адч аты е пояса, поглотившие прежнюю океани­
ческую кору. З а п а д н а я часть Тетиса сильно сократи лась и из о к е а ­
на превр ати л ась в Средиземноморскую область отдельных субокеанических котловин, разделенн ы х микроплитами в виде остро­
вов, подводных порогов и глыбовых поднятий.
К концу олигоцена глубоководный бассейн с океанической (или
субокеанической) корой сущ ествовал, очевидно, лиш ь в восточной
части Средиземного моря, где под д авлен ием Африканского кон­
тинента дно его постепенно поддвигалось под Крито-Родосскую
островную дугу. Н а ч ал о с ь т а к ж е погружение дна Черного моря,
п р едставлявш его собой до этого мелководный бассейн. В западной
части Средиземного моря район гор Атлас (С еверн ая Африка)
сблизился с Пиренейским и Апеннинским полуостровами, так что
Сицилия, С ардиния и Корсика о к а зал и сь приж аты м и к побере­
ж ью Ф ранции, на что у к а зы в а ю т п алеомагнитные данные.
Н а месте А л ж и ро-П рованско го бассейна находились, вероятно,
небольшие котловины. О днако в миоцене, судя по данны м глубо­
ководного бурения, н ачалось р ас тяж е н и е земной коры и углубле­
ние А л ж и ро-П рованско го бассейна с отделением островов от кон­
тинентального массива Европы. Причиной р ас т я ж е н и я могли быть
восходящ ие мантийные потоки (к ак это происходит сейчас в
окраинных морях Тихого о к е а н а ). В результате о б разо в ал ся ныне
сущ ествующий глубоководный бассейн в западной части С редизем­
ного моря и произош ли надвиги в ск ладч аты х структурах Южной
Европы и Северной Африки. С ближ ение Пиренейского полуостро­
ва с Африкой привело к отделению Средиземного моря от океана,
к снижению его уровня из-за повышенного испарения и к накоп­
лению мощных миоценовых эвапоритовы х толщ, вскрытых при глу­
боководном бурении. В плиоцене связь Средиземного моря с о кеа­
ном через Г и бралтар ски й пролив восстановилась [17].
В позднем миоцене и плиоцене п р одол ж ал ось сближ ение Е в р а ­
зии с А фриканской, Аравийской и Индийской плитами. З а послед­
ние 10 млн. лет это сближ ение составило от 100 км на з ап ад е до
400 км на востоке. Н а за п а д е происходило поглощение А ф ри кан ­
ской плиты под К алабрийско-С ицилийской и Крито-Родосской
островными дугами и одновременное ф ормирование молодых
с к ладч аты х и надвиговых структур ка к в Европе, так и в Африке.
В тылу островных дуг формирую тся молодые котловины — Алжи261
ро-П рованский бассейн и ю ж н а я часть Эгейского моря. Идет а к ­
тивное погружение дна Черного моря и п ревращ ение его в глубо­
ководную котловину.
ТИХИЙ ОКЕАН
В Тихом океане на неотектоническом этапе т а к ж е осущ ествля­
лись довольно значительны е тектонические перестройки и с о зд а­
вались новые морфоструктуры, которые, п равда, не изменили его
общего плана. В олигоцене риф товая зона срединно-океанического
хребта непрерывно про тяги вал ась в восточной части океана от
зал . А л яска на юг до 50° ю. ш., где гл ав н а я ветвь п оворачивала
на ю го-запад, соединяясь с А встрало-А нтарктическим поднятием, а
д р у г а я ветвь н а п р а в л я л а с ь на юго-восток — в район пролива
Дрейка'.
С еверн ая часть рифтовой зоны в р езу л ь тате н адвигания конти­
нента Северной Америки приб л и зил ась к нему и в позднем олиго­
цене н а ч а л а постепенно поглощ аться. В миоцене весь отрезок ри ф ­
товой зоны севернее К алифорнийского за л и в а был перекрыт кон> тинентом; здесь сф орм ировались рифтовые структуры в виде
системы грабенов и горстов с проявлениями вул кан и зм а. Плита
К ула при этом полностью исчезла, за исключением ее реликта в
котловине Б ерингова моря. В конце миоцена севернее разл о м а
Мендосино, где сущ ествовала точка тройного сочленения, к з а п а ­
ду от края континента п оявилась новая ось разд виж ен ия, вдоль
которой возникли хребты Г орда и Хуан-де-Фука. Поэтому здесь
в это время, в отличие от предыдущ его периода, началось отодви­
гание Северо-А мериканской плиты от Тихоокеанской, вернее —
отставание ее при общем перемещении к северо-западу.
В экватори альн ой зоне происходили слож ны е перестройки риф­
товых зон и осей р азд в и ж ен и я , связан ны е с дифф еренцированными
д виж ениям и нескольких литосферны х плит, сочленяющ ихся в этом
районе [80]. В олигоцене возникли две тройные точки — одна на
экваторе, д р у гая несколько ю ж нее его, от которых протянулись
соответственно на восток и юго-восток Г ал ап аг о с ск а я и Ч и ли й ­
ск ая рифтовые зоны. П л и та Ф арал о н , северная часть которой о к а ­
за л а с ь полностью поглощенной под континентом Северной Амери­
ки, ю ж нее сохрани лась в виде плит Кокос и Н аска, разделенных
Г алапагосским рифтом. Темпы р азд в и ж ен и я от этого рифта, оче­
видно, во зр астал и к востоку, о чем свидетельствую т расходящиеся
веером вулкано-глы бовы е хребты Кокос и Карнеги, сф орм ировав­
шиеся в рифтовой зоне и затем переместившиеся до своего совре­
менного положения.
Ч и л и йская ри ф то вая зона в олигоцене и миоцене протягива­
лась вдоль современных Ю ж н о-Г ал ап агосск о го и Чилийского под­
нятий, а севернее, слившись с рифтовой зоной Восточно-Тихоокеан­
ского поднятия, она ш ла вдоль гор М атем ати ков и соединялась с
рифтом К алиф орнийского з ал и в а через трансформ ны й разлом.
В конце миоцена здесь возникла новая ось р азд виж ен ия, восточ­
262
нее прежней, н ап р ав л я в ш ая ся почти прямо из Калифорнийского з а ­
лива на юг, по простиранию современной рифтовой зоны Восточ­
но-Тихоокеанского поднятия. В связи с этим п реж н яя рифтовая
зона в районе гор М атем ати ков и Ю ж но-Галап агосского поднятия
стал а отмирать, а риф то вая зона Чилийского поднятия соедини­
лась с Восточно-Тихоокеанской через трансформ ны й разлом Челлен дж ер. Все эти перестройки рифтовых зон достаточно хорошо
о траж ен ы в располож ении и простирании полосовых магнитных
аномалий соответствующего возраста.
В юго-восточной части Тихого океан а с олигоцена действовала
ось р азд виж ен ия, п р отяги ваю щ аяся из моря Б елли нсгаузен а в про­
лив Д р ей к а, где через трансф орм ны й разл о м она соединялась с
Чилийской рифтовой зоной. Р а с п о л а г а в ш а я с я к востоку от нее пли­
та Алук частично п о глощ алась под Антарктическим полуостровом,
частично об условли вала д виж ение дна моря С кош а в восточном
направлении. С конца миоцена эта ось р азд в и ж ен и я начинает от­
мирать, и в настоящ ее время здесь наб лю д аю тся слабы е горизон­
тал ьн ы е д ви ж е н и я в сторону Антарктической плиты.
В ю жной части Тихого океана ри ф то в ая зона и Ю жно-Тихо­
океанское поднятие в целом, сф орм ировавш и еся ранее, на неотектоническом этап е практически не претерпевали тектонических пе­
рестроек и активно р азв и в а л и с ь вплоть до настоящ его времени.
Это обусловило непрерывное разд в и ж ен и е Тихоокеанской и Ан­
тарктической плит. С ущ ество в ав ш ая ранее Западн о-А н тарктич е­
с к ая плита у ж е в н ач ал е олигоцена соединилась с континентом и
п р ед ст ав л ял а д ал ее с ним единое целое. В связи с объединением
А встралийской и Индийской плит в миоцене вдоль молодых струк­
тур Новой З е л а н д и и и хр. М ак ку ори о б р азо в а л а с ь новая граница
скольж ения, отд ел и вш ая от них Тихоокеанскую плиту, к которой
теперь стало относиться только Н овозелан д ское плато.
Гребни срединно-океанических хребтов Тихого океана независи­
мо от перестроек осей р азд в и ж ен и я на неотектоническом этапе,
к а к и раньш е, находились в основном на глубинах около 2,5—
3,0 км, местами поднимаясь выш е этого уровня. Н аи б о л ее значи­
тельным поднятием, сф орм ировавш и м ся в плиоцене, явл яется вул­
канический массив Г ал ап агосски х островов, где вулканическая
деятельность п ро до л ж ается до сих пор. Аналогичное поднятие
меньшего м асш таба р асп ол агается в районе о. Пасхи.
Т ак к а к скорости р азд в и ж ен и я дна Тихого океана на неотекто­
ническом этапе зам едли ли сь, то погружение литосферны х плит
в обе стороны от рифтовых зон и углубление дна котловин осу­
щ ествлялись более значительными темпами. Кроме того, влияние
осадочного чехла по сравнению с другими океанами здесь было
заметно меньше вследствие больших разм еров океанического лож а
и барьерного э ф ф екта островных дуг и систем глубоководных ж е ­
лобов, зад ер ж и в аю щ и х осадочный м атериал, сносимый с суши.
Это видно по сравнительно небольшим мощностям осадков, в ос­
новном не более 0,5 км. В резу л ь тат е на огромных п лощ ад ях дна
океан а глубины в котловинах о ка за л и с ь примерно одинаковы ми —
263
от 5000 до 5500 м. Только в северо-западной части океана, где со­
х р ан и л ась кора домелового в озраста, глубины превыш аю т 6000 м.
Сводово-глыбовые поднятия по мере удаления от рифтовых зон
п родол ж ал и погруж аться и п ерекры ваться осадками. В ряде слу­
чаев мощность осадочного чехла на поднятиях о к а за л а с ь больше,
чем на прилегаю щ их участках дна котловин, так ка к поднятия
находились выше критической глубины растворения карбонатов,
что способствовало интенсивному накоплению карбонатны х о с а д ­
ков. В некоторых вулканических м ассивах про до л ж ал и действо­
вать или появлялись новые питаю щие ка н а л ы по разлом ам , воз­
никавшим из-за перестроек осей р азд в и ж ен и я и перемещения л и ­
тосферны х плит. Они обусловили активную вулканическую д е я ­
тельность на ряде островов и на некоторых подводных горах.
О стальн ы е вулканические горы, прекративш ие свое развитие, по­
груж али сь вместе с дном котловин, хотя п р о д о л ж а л и возвы ш аться
на их поверхности, п роты кая относительно малом ощ ны й осадочный
чехол.
Н а неотектоническом этапе окончательно сф о рм ировал ась си­
с т е м а островных дуг по зап ад н ой периферии океана и активных
континентальных окраин по восточной периферии. В олигоцене,
судя по возрасту сл агаю щ и х пород, были зал о ж е н ы островные д у ­
ги А леутская, К у р и л о -К а м ч а тск а я, Нампо, М ар и ан ск ая, окон ча­
тельно оформились Японская и Ф илиппинская, п родол ж ал и актив­
но р азви ваться зал о ж е н н ы е ранее островные дуги М еланезии, Тон­
га, К ермадек. А леутская дуга отдели ла мезозойскую Алеутскую
котловину и палеогеновые дуги хребтов Ш ирш ова и Б ау э р с от
л о ж а океана. В тылу возникш их островных дуг в' результате подъ­
ем а астеносферного вещ ества и р ас тяж е н и я коры начали ф орм и­
роваться молодые котловины Охотского и Японского морей, а
т а к ж е К о м ан д о рская котловина Берингова моря, что подтверж ­
дается данны ми глубоководного бурения.
В Филиппинской котловине в течение олигоцена действовала
сам остоятел ьн ая ось р азд виж ен ия, п р о д о л ж а в ш ая ся южнее — в
К аролинской котловине. Н али чие ее фиксируется соответствую­
щими полосовыми магнитными ан ом али ям и. Очевидно, это местное
р азд в и ж ен и е дна котловины вы звал о о б разов ан и е к востоку от нее
новой зоны поглощения и островных дуг Н ам по и М арианской с
сопряж енны ми глубоководными ж елоб ам и. Р асп о л агаю щ и й ся в их
тылу хр. К ю сю -П алау, по-видимому, яв л яется реликтом более д р ев ­
ней островной дуги. В миоцене р азд в и ж ен и е дна в Филиппинской
котловине прекратилось, однако олигоценовые события оставили
след в подводном рельефе в виде сильно расчлененной блоково-гря­
довой поверхности с малой мощностью осадочного чехла, типичной
д ля л о ж а океана. В конце олигоцена возникли островные дуги и
ж е л о б а Яп и П а л а у , которые отсекли Филиппинскую котловину от
К аролинской, при этом К а р о л и н с к ая остал ась в пределах Тихо­
океанской плиты.
В миоцене и плиоцене по всей зап ад н ой окраине Тихого о кеа­
на п ротягивались островные дуги и зоны поглощения; они сущ е­
264
ствуют до настоящ его времени. Происходили т а к ж е некоторые тек­
тонические перестройки и изменения, вызванные местными причи­
нами. В миоцене временно активи зировали сь дуги вдоль хребтов
Ш ирш ова и Б ауэрс, возникла и затем отм ерла островная дуга на
месте С ах ал и н а, под которую п оддвигалась плита Охотского моря.
Д у г а Т он га-К ерм ан дек соединялась с вулканической зоной за п а д ­
ной части Новой З еланд и и, тогда ка к восточная часть Новой З е ­
ландии, относивш аяся к Тихоокеанской плите', отстояла в то время
примерно на 300 км к северо-востоку. З а т е м в результате поддвига плиты обе части Новой З елан д и и соединились, о б разовав су­
щ ествую щие ныне острова, что п о дтверж дается палеомагнитными
данными.
В плиоцене уж е полностью были оформлены междуговые л о ж ­
бины в тылу островных дуг Н ам по-М арианской и Тонга-Кермадек.
В озможной причиной этого было внедрение Тихоокеанской плиты
вдоль границ скольж ения на южном ф ланге первой дуги и на се­
верном ф ланге второй д ал ек о за пределы их тыловых частей, что
в ы н уж д ал о Филиппинскую и Ф идж ийскую микроплиты смещаться
относительно дуг к зап аду. К этому ж е времени относится за л о ж е­
ние зоны поглощения глубоководного ж е ло б а Н ансей по северозап ад н о м у краю Филиппинской котловины, а т а к ж е оформление
Н овогебридской островной дуги и ж ело б а вдоль границы погло­
щения по зап ад н о м у краю С еверо-Ф иджийского плато.
П о восточной периферии Тихого океана вдоль побережья Се­
верной Америки созд ал а сь сл о ж н а я система континентальных
окраин, где чередуются зоны н ар ащ и в ан и я и поглощения литосфер­
ных плит, что обусловлено частичным перекрытием континентом
оси р азд в и ж ен и я срединно-океанического хребта. Н езависим о от
этого здесь, ка к и на других континентальны х окраинах, действо­
вали экзогенные факторы, что в ы р а ж а л о с ь либо в накоплении оса­
дочного чехла, либо в р азм ы в е и переотложении осадков, т. е.
в сохранении или обновлении расчлененного рельефа, особенно на
континентальном склоне. Вдоль поднож ия склона почти повсе­
местно сф орм ировались наклонны е равнины аккумулятивны х
шлейфов, перекрывш их п редконтинентальные или краевы е проги­
бы. О днако в зонах активного поглощения темпы осадконакопления были недостаточными д л я компенсации прогибов и здесь про­
д о л ж а л и сущ ествовать и р азв и ва ть ся созданные ранее глубоковод­
ные ж елоба. Н аиб ол ее резко вы раж ен н ой о к а за л а с ь зона погло­
щения вдоль побереж ья Ю ж ной Америки, где окончательно офор­
мился П еруанско-Ч илийский глубоководный желоб.
Таким образом, в р езул ь тате горизонтальны х и вертикальных
тектонических движений, разр ы вны х дислокаций, ву л кан и зм а и
воздействия различны х экзогенных факторов, из которых в аж н ей ­
шим является осадконакопление, к концу плиоцена было создано
вес многообразие форм подводного р ельеф а океанов и морей.
В плейстоцене практически никаких перестроек м орфоструктурно­
го плана, за исключением генерации новой океанической коры в
рифтовых зонах и поглощения ее в зонах островных дуг и актив­
265
ных континентальны х окраин, не происходило. Б олее или менее
существенные изменения р ел ьеф а н аб лю д ал и сь в районах в у л к а ­
нической деятельности.
Н а континентальны х о кр аин ах и верш инах крупных подводных
гор значительное влияние на р ел ьеф ооб р азо в ан и е о ка зал и процес­
сы абразионно-аккум улятивного вы равн и вани я при изменениях
уровня океан а во врем я оледенений. Усилившийся в это время вы ­
нос терригенного м а тер и ал а с суши и соответствующее повыше­
ние активности мутьевых потоков привели к образован ию новых и
к расчистке преж них подводных каньонов на континентальных
склонах. У подножий склонов, особенно в рай он ах конусов выно­
са крупных рек, сф орм ировали сь довольно мощные толщи плейсто­
ценовых отложений.
Н а л о ж е океанов н ар я д у с обычным осадконакоплением про­
исходило перераспределение осадочного м а т е р и а л а путем перено­
са его придонными течениями, которые проникали д а ж е в наибо­
лее крупные ж е л о б а (такие к а к В има и Р о м ан ш ) поперечных р а з ­
ломов срединно-океанических хребтов.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Выполненный морфоструктурный ан ал и з геоморфологических и
геолого-геофизических м атер и ал ов приводит к определенным вы ­
водам о законом ерностях строения и истории развития рельефа дна
океанов, а т а к ж е роли различны х факторов в его формировании.
Эти выводы в целом у кл ад ы ва ю тся в рам ки концепции тектоники
литойферных плит, я в л яя сь в то ж е врем я подтверж дением ее ос­
новных положений. В процессе о б работки и интерпретации мате­
ри ал ов составлены новые карты дна океанов (геоморфологическая,
рел ьеф а фундам ента, мощности осадочного чехла, вулканических
и вулкано-тектонических морфоструктур, разломов, горизонталь­
ных и вертикальны х тектонических д виж ений) и палеоморфоструктурны е схемы д ля р азли чн ы х этапов развития. Основные резуль­
таты работы зак л ю ч аю тс я в следующем.
1.
Н а б л ю д аетс я симметричность морфоструктуры и расчленен­
ности рел ьеф а дна океанов относительно оси срединно-океаниче­
ских хребтов независимо от того, распол агаю тся ли эти хребты
посредине океан а или смещены к континентальным окраинам . Ана­
логичная карти н а вы явл ена д л я рел ьеф а поверхности океаническо­
го ф ундамента. В нем, ка к и в современном рельефе, четко выде­
ляю тся рифтовые зоны и фланги срединно-океанических хребтов,
океанические котловины, сводово-глыбовые и вулканические под­
нятия, переходные зоны с островными дугами, глубоководными ж е ­
лобам и и котловинами краевы х морей, активные и пассивные кон­
тинентальны е окраины.
Н а л о ж е океанов и в переходных зонах крупные и средние
формы рел ьеф а поверхности ф ун дам ен та практически согласуются
с аналогичны ми ф ормами подводного рельефа, тогда к а к на кон­
тинентальны х окраин ах расчлененная, ступенчато-блоковая струк­
тура фундамента резко отличается от выровненной современной их
поверхности. Это мож ет быть объяснено тем, что л о ж е океана
сформировалось, очевидно, в течение последнего цикла раздвижения литосферны х плит при единой направленности рельеф ооб р а­
зующих процессов, а континентальны е окраины ранее прошли этап
длительного суб аэрал ьного р азви тия и затем были вовлечены в
процессы погружения периферийных частей океанов в результате
их раскры тия.
267
2. Н а основании морфометрических расчетов на ЭВ М и ан али за
м атери ал ов детал ьн ы х съемок на полигонах установлено сходство
общей структуры и морфометрии блоково-грядового рельеф а по­
верхности фундамента всех основных морфоструктур океаническо­
го л о ж а — от рифтовых зон до периферийных частей котловин.
Это свидетельствует о генетическом родстве блоково-грядового
рельефа, который ф орм и ро вал ся (и формируется сейчас) в основ­
ном в рифтовых зонах, расходясь затем вместе с литосферными
плитами в обе стороны от осей р азд в и ж ен и я и постепенно перекрываясь осадочным чехлом. В то ж е врем я по мере р азд в и ж ен и я этот
рельеф п ретерпевает некоторые изменения, в ы р а ж аю щ и е ся в
укрупнении блоков, уменьшении углов накл о н а и снижении мелко­
го вторичного расчленения. Очевидно, это связано с тектонической
стабилизацией земной коры и с возм ож ны м и финальными и зл и я ­
ниями б азал ьтов ы х л а в при удалении от тектонически активных
рифтовых зон.
3. И з эндогенных ф акторо в реш аю щ ее значение в ф о р м и р о в а­
нии морфоструктуры дна океанов имеют горизонтальны е и вертик альны е тектонические дви ж ени я, причем они в заи м освязан ы и
взаимообусловлены . Г оризонтальны е дви ж ени я, в ы раж аю щ и еся
п реж д е всего в разд в и ж ен и и литосферны х плит, определяю т о б ­
щий морфоструктурный план дна океанов, взаимное положение и
распределение форм подводного рельеф а. В ертикальны е д в и ж е ­
ния, соп ровож д аю щ и еся об р азо в ан ием разломов, ответственны за
создание конкретных форм подводного рельеф а, за их размеры,
высоту и расчлененность. Активную роль в формировании блоково­
грядового рельеф а на дне океанов, в о б разован ии подводных гор
и океанических островов играю т т а к ж е вулканические процессы.
В об разован ии океанического фундамента реш аю щ ее значение
имеют процессы подъема и д иф ф ерен ц иаци и астеносферного в е­
щ ества в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов с внед­
рением интрузий, д аек и с излияниям и б азал ь то в ы х лав. Здесь
формируется новая океан ическая кора и происходит н аращ иван и е
р азд в и гаю щ и хся литосферны х плит. В доль активных континен­
тальны х окраин и островных дуг, напротив, происходит поддвиг и
поглощение океанических плит и формирование новой континен­
тальной коры. Н а пассивных континентальны х окр аин ах в течение
всего ц икла р азд в и ж ен и я литосферны х плит наб лю д ается почти
постоянное их погружение и перекрытие осадочным чехлом с об­
р азованием эпиконтинентальных платформ.
4. Средние скорости р а зд в и ж е н и я литосферны х плит в океанах
в течение позднего мезозоя и в кайнозое менялись от 1— 2 до
15— 17 см/год, причем, наибольш ие скорости отмечаются д л я позд­
немелового времени. Средние скорости погружения литосферных
плит и дна океанов по мере уд ал ен и я от рифтовых зон в течение
этого ж е периода со ставляю т 0,02— 0,04 мм/год. Такой ж е порядок
имеют темпы погружений континентальны х окраин, тогда ка к вер­
ти кал ьны е д ви ж ени я в переходных зонах, особенно в неоген-четвертичное время, х ар актери зу ю тся более значительным и ам пл и туда­
268
ми и средними скоростями до 0,12— 0,15 мм/год. Повышенные ско­
рости вертикальны х движ ений н аблю даю тся т а к ж е в рифтовых
зонах.
В целом п реобладаю щ и м типом вертикальны х движений на дне
океанов явл яется погружение. Т а к а я их направленность показы­
вает, что р асш и ряю щ и еся океаны (Атлантический, Индийский, Се­
верный Л едовиты й) в течение позднего мезозоя и в кайнозое уве­
личили свои разм ер ы не только в р езультате разд виж ен ия лито­
сферных плит, но и вследствие частичного поглощения континен­
тальны х окраин при их погружении. Тихий океан, наоборот, в тече­
ние этого периода постоянно со к р ащ а л свои разм еры вследствие
н адвигания на него с з а п а д а и востока континентов Евразии, Авст­
ралии, Северной и Ю ж ной Америки.
5. С рединно-океанические хребты и океанические котловины
сф орм ировали сь к а к крупнейшие формы подводного рельефа в ре­
зу л ь тате р азд в и ж ен и я литосферных плит и постепенного их по­
груж ения по мере удал ен и я от рифтовой зоны. Гребни хребтов на­
ходились (и находятся сейчас) на более или менее постоянном
батиметрическом уровне, который оп ределяется изостатическим
равновесием поднимаю щ егося мантийного д и а п и р а и образую щ ей­
ся здесь новой океанической коры. Л о к а л ь н ы е тектонические дви­
жения, приводящ ие к возды манию или погружению отдельных уча­
стков хребтов и вызванные, вероятно, неодинаковой интенсивно­
стью подъема мантийного вещества, лиш ь ослож няю т рельеф хреб­
тов, не изменяя их общей морфоструктуры.
6. С водово-глыбовые поднятия и вулканические массивы на дне
океанов о б разов ал и сь в резул ьтате массовых излияний б азал ь то­
вых л а в и верти кальн ы х тектонических движений, соп ровож д ав­
шихся разры вны м и наруш ениями. З а р о ж д е н и е и формирование
этих морфоструктур происходило в основном в рифтовых зонах и
было обусловлено, вероятно, ан ом альн о интенсивным подъемом
мантийного диапи ра. З а т е м они тектонически стабилизировались
и переместились вместе с литосферны ми плитами до своего совре­
менного полож ения, соответственно погрузившись и перекрывшись
осадочным чехлом. О д н ако в ряде случаев вследствие изменений
геометрии перемещения литосферны х плит и л окал ьн ы х мантийных
возмущений происходили местные тектонические подвижки и р а з ­
дробление системами разлом ов, что приводило к некоторым изме­
нениям формы и батиметрического полож ения сводово-глыбовых
поднятий, а т а к ж е к активи зац ии вулканической деятельности, про­
явл яю щ ей ся иногда вплоть до настоящ его времени.
7. Системы островных дуг и сопряж енны х с ними глубоковод­
ных ж елобов ф ормирую тся в зонах поглощения, где происходит
поддвиг одной плиты под другую. Ж е л о б а являю тся морфологиче­
ским в ы раж ен и ем наклонны х сейсмофокальных плоскостей, по ко­
торым идет поддвиг, а хребты островных дуг — вулкано-тектоническими м орфоструктурам и, поднятыми в результате глубинных про­
цессов переработки земной коры, вулканических излияний, надви­
гов и вертикальны х тектонических движений. М олодые островные
269
дуги представлены цепями небольших вулканических островов,
зрел ы е дуги — складчато-вулканогенн ы м и структурами относи­
тельно крупных островов.
Котловины окраинных морей, располож енны е в тылу островных
дуг, либо являю тся реликтам и океанического л о ж а, отшнурованными от дна океана этими дугами, либо сформ ировались при р а с ­
тяж ении и возможном разр ы в е континентальной коры в р езу л ь ­
тате подъема мантийного д иапи р а б л а го д а р я разогреву и р азу п л о т­
нению мантии в зонах поглощения. П ри этом островные дуги ис­
пыты ваю т относительное перемещение от окраины континента в
сторону океанической плиты.
8.
Выделено четыре основных э тап а в формировании м орфо­
структуры дна океанов в позднем мезозое и кайнозое:
а) позднетриасовый — раннею рский, когда произошел распад
древнего суперконтинента П а н гея и возник мезозойский океан Те­
тис, который разд ел и л П ангею на Л а в р а з и ю и Гондвану, о б р а ­
зовав при этом вместе с древним Тихим океаном сплошной о к е а ­
нический пояс в экватори альн ой зоне Земли;
>
б) позДнеюрскнй— раннемеловой, во время которого произошло
раскры тие Атлантического и Индийского океанов, начался рас п а д
Гондваны и Л а в р а зи и , достиг м акси м альн ого разви тия и начал
з ак р ы в ать ся океан Тетис;
в)
позднем еловой— раннепалеогеновый, характери зую щ и й ся
формированием основных морфоструктур дна Атлантического и
Индийского океанов, раскры тием Северного Л едовитого океана,
закры ти ем океан а Тетис и зам етны м сокращ ением площ ади Ти­
хого океана в резул ьтате н адвигания на него с за п а д а и востока
континентальны х плит;
г) неотектонический (позднепалеогеновы й— современный), ко­
гда полностью сф орм ировал ся современный морфоструктурный
план дна океанов, сл о ж и л ас ь система существующих в настоящее
время срединно-океанических хребтов, океанических котловин, пе­
реходных зон и континентальны х окраин.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. А н о м а л и и гео м агни тно го поля и глубинное строение земной коры. М а ­
териалы- м е ж д у н а р о д н о г о с о в е щ а н и я /Р е д . А. Н. П у ш к ов . Киев, Н а у к о в а думка,
1981. 172 с.
-■ 2. Б е л о у с о в В. В. З е м н а я к о ра и в ер х н яя м ан ти я океанов. М., Н а у к а,
1968. 256 с.
3. Г а й н а н о в А. Г. Г рав им е три че ск ие и с сл едов ания зе мной кор ы океанов.
М., 1980. 240 с. (М Г У ).
А. Т е о л о г и ч е с к а я история Б е р и н г о в а м о р я / Р е д . В. Б. Курносов. В л ад и в о ­
сток, 1981. 116 с. ( Д В Н Ц А Н С С С Р ) .
5. Г е о л о г и я д н а о к еа н о в по да н н ы м г л у б о к о в о д н о г о б у р е н и я/Р ед . Н. А. Б о г ­
д а н о в , Ю. М. П у щ а р о в с к и й . М., Н а у к а , 1984. 174 с.
6. Г е о л о г и я дн а Ф илиппи нского
м о р я / Р е д . А. В. Пейве. М., Н аука,
1980. 261 с.
7 : Г е о л о г и я и гео ф и зик а дн а восточной части И н ди й с к ого океана/Ред.
П. Л . Б е з р у к о в , Ю. П. Н епро ч но е. М., Н а у к а , 1981. 256 с.
8. Г е о л о г и я ок еана.
1. О с а д к о о б р а з о в а н и е и м аг м а ти з м
о к еана/Ред.
П. Л , Б е зр у к о в . М., Н а у к а , 1979. 416 с. 2. Г еол о гическая история о к еана/Ред.
А. С. Монин, А. П. Л и сицы н. М., Н а у к а , 1980. 464 с.
9. Г е о л о г о -ге о ф и з и ч е с к и е и с сл е д о в а н и я в юго-восточной части Тихого ок еа ­
н а /Р е д . А. . П. Л и сицы н. О к е ан о ло гич ес к ие исследования. М., Н а у к а , 1976.
386 с.
10. Г е о ф и з и к а о к еана. 1. Г еоф и зик а о к еанск о го д н а / Р е д . Ю. П. Непрочной.
М., Н а у к а , 1979 470 с. 2. Г е о д и н а м и к а / Р е д . О. Г. С орохтин. М., Н а у к а , 1979.
416 с.
11. Г е р а с и м о в И. П. Н о в ы е пути в геом орф ол огии и палеогеограф ии. М ,
Н а у к а , 1976. 400 с.
12. Г л у б и н н ы е р а зл о м ы о к еа нс к ого д н а / Р е д . Ю. П. Н епрочное. М., Н аука,
1984. 224 с.
-13. Г рави т ац ионн о е пол е и рельеф д н а ок еа на /С . А. У ш аков, Ю. И. Г а ­
луш кин, Г. И. Г ап онен к о и др. Л ., Н е д р а , 1979. 295 с.
14. Д е м е н и ц к а я Р. М. К о р а и м ан ти я Зем ли . М., Н е д р а , 1975. 280 с.
15. Д и б н е р В. Д . М о р ф о с т р у к т у р а ш ел ьф а Б а р е н ц е в а м о ря Л ., Недра,
1978. 212 с.
16. Ж и в а г о А. В. М о р ф о с т р у к т у р а д н а ю го-восточной части Т их ого о к еа н а ,—
В кн.: М е т ал л о н о с н ы е ос адк и ю го-восточной части Т ихого океана. М., Н а у к а
1979, с. 8— 47.
'
’
17. З е м н а я к о р а и истор и я р а з в и т и я С ре ди зе м н ого м ор я/Я . П. Маловицкий,
И. С. Ч у м а к о в , К. М. Ш и м к у с и др. М., Н а у к а , 1982. 207 с.
18. З о н е н ш а й н Л . П., Савостин Л . А . Введение в геоди нами к у. М., Недра,
1979. 312 с.
19. З о н е н ш а й н Л . П., Савостин Л . А., С е д о в А. П. Г л обал ь н ы е палеогеодинам ические рекон струкции д л я последних 160 млн. лет.— Г еотектоника, 1984,
№ 3, с. 3— 16.
20. И л ь и н А . В. Г е о м о р ф о л о г и я д н а Атлантического о к еана. М., Наука,
1976. 232 с.
271
21. И с л а н д и я и с рединно-океанический хребет. Строени е дн а о к е а п а /Р е д .
В. В. Б е л оусов , Г. Б. Удинцев. М., Н а у к а , 1977. 206 с.
22. К а н а е в В. Ф. Р е л ь е ф д н а И н ди й с к ого о к еана. М., Н а у к а , 1979. 267 с.
23. К а р а с и к А. М. Е вр а зи й ск и й бассейн С е ве р но го Л е д о в и т о г о о к еа н а с п о ­
зиции тектоники плит.— В кн.: П р о б ле м ы геологии п ол ярн ы х областей Зем ли
Л., 1974. с. 23— 31. ( Н И И Г А ) .
24. Л е в и н Л . Э. Г еология о с адо ч н ог о чехла д н а морей и океанов. М., Н е д ­
ра, 1984. 251 с.
25. Леонтьев О. К ■ Д н о ок еана. М., Мысль, 1968. 320 с.
26. Л и с и ц ы н А . П. П р оц ессы океанической седим ентации. М., Н а у к а , 1978
392 с. ,
27. Л и т ви н В. М. М о р ф о с т р у к т у р а дн а А т л ан тич ес к ого океана и се р а з в и ­
тие в м езозое и кайнозое. М., Н а у к а , 1980. 126 с.
28. Магн итные ан о м ал и и о к еа н о в и н о в а я
глобальная
т ек т о н н к а /Р ед .
Е. Г. Мирлин. М., Н а у к а , 1981. 216 с.
29. М о н и н А. С. И с то р и я З е м л и . Л., Н а у к а , 1977. 228 с.
30. Н е п р о ч н о е Ю. П. Сейсм ические и с сл е дов а н и я в океане. М., Н а у к а , 1976.
178 с.
31. О р л е н о к В. В. П а л е о г е о г р а ф и я М и р о в о г о ок еа н а позднего ф а и е р о зо я .—
Т и х о о к е а н с к а я геология, 1983, № 4, с. 88— 100.
32. О с н о вн ы е проб лем ы пал ео г ео г р аф и и по зднего к ай н о зо я Арктики. Л.,
Н е д р а , 1983. 263 с. ( П Г О « С е в м о р г е о л о г и я » ) .
33. О с новн ы е черты гео логического
строения дн а Япон ского м о р я /Р е д .
И. К. Туезов. М., Н а у к а , 1978. 264 с.
'*■
34. Палеобатимет рия М и рово го о к е а н а в позднем м е л у /Л . А. С авостин,
Л . П. Волокитина, Л . П. З о н е н ш ай н и д р .— О к е ан о л о г и я, т. 20, 1980, № 5,
с. 871— 881.
35. П о л е упругих н а п р я ж е н и й З е м л и и м еханизм очагов зем л етр ясений /
Л . М. Б а л а к и н а , А. В. В в ед ен ск а я , Н. В. Г о л у б ев а и др. М., Н а у к а , 1972.
192 с.
36. П у щ а р о в с к и й Ю. М. В вед ен ие в т ек т он и к у Т и х оок еа н с к ого сегмента
Зем ли . М., Н а у к а , 1972. 222 с.
37. Р о д н и к о в А . Г. О с тр ов н ы е дуги з а п а д н о й части Т ихого океана. М., Н а у ­
ка, 1979. 152 с.
38 Р у д и ч Е. М. Д в и ж у щ и е с я м атерик и и эв ол ю ци я океани ческого лож а .
М., Н е д р а , 1983. 271 с.
39. Строение д н а О х о т ск о г о м о р я / Р е д . В. В. Б е л о у со в , Г. Б. Удинцев. М.,
Н а у к а , 1981. 176 с.
40. Строение дн а с е в е р о - з а п а д а Т ихого океана. Г еоф и зик а, м аг м а ти з м , тект с н и к а / Р е д . Ю. М. П у щ а р о в с к и й , Ю. П. Н епроч ное. М., Н а у к а , 1984. 232 с.
41. У д и н ц е в Г. Б. Г ео м о р ф о л о г и я и тек т о н и к а д н а Т ихого океана. М., Н а у ­
ка, 1972. 394 с.
42. Х а й н В. Е. Р е г и о н а л ь н а я г еотек тоник а. С е в е р н а я и Ю ж н а я Америка,
А н т а р к т и д а и А ф р и к а. М., Н е д р а , 1971. 548 с.
43. Х а й н В. Е. Р е г и о н а л ь н а я геотектоника. В н е ал ь п и й ск а я Е вро п а и З а п а д ­
н а я Азия. М., Н е д р а , 1977. 360 с.
44. Х а й н В. Е. Р е г и о н а л ь н а я геотекто ника. В н е ал ь п и й ск а я Азия и А в с т р а ­
лия. М., Н е д р а , 1979. 356 с.
45. B a ll a r d R. D., V a n A n d e l Т. Н. M o r p h o l o g y a n d tec to n ic s of the inner
r ift v a ll e y a t lat. 36°50' N on the M i d - A tla n tic R id g e .— Bull. Geol. Soc. Am.,
1977, v. 88, № 4. p. 507— 530.
46. B a r k e r P. F., B u rre ll J. The o p e n in g of D r a k e p a s s a g e . — M a r i n e Geol.,
1977, v. 25, № 1— 3, p. 15— 34.
47. B o n a i t i E. A n c ien t c o n ti n e n ta l m a n t l e b e n e a th ocean ic rid g es .— J . Geophys.
Res., 1971, v. 76, № 17, p. 3825— 3831.
48. B o s s h a r d E., M c F a r la n e D. J. C r u s t a l s t r u c t u r e of th e W e s te r n C a n a r y
i s l a n d s from se ism ic r e fr a c tio n a n d g r a v i t v d a t a . — J. G eophys. Res., 1970, v. 75,
№ 26, p. 4901— 4918.
49. C o x A.
P late
te c to n ic s a n d g e o m a g n e t i c r e v e r s a l .— S a n
Francisco,
F r e e m a n , 1973. 702 p.
272
50. D e la n e y J. R., J o h n s o n H. P., K a r s te n J. L. The J u a n de F u ca R idg e —
h ot s p o t - p r o p a g a t i n g ri ft sy s te m : new tectonic, geochem ical, a n d m a g n e tic d a ta .—
J. Geoph ys. Res., 1981, v. 86, № 12, p. 11 747— 11 750.
51. E a s t Pacific Rise a t 21 °N: the vo lcanic, tectonic, a n d h y d r o t h e r m a l p r o ­
c esses of the c e n t r a l axis/R . D. B a ll a rd , J. F r a n c h e t e a u , T. J u t e a u et al.— E a rth
a. P l a n e t . Sci. Lett., 1981, v. 55, № 1, p. 1— 10.
52. E m e r y К - О., U chupi E. W e s te r n N o r t h A t l a n t i c O c ea n: to p o g r a p h y , rocks,
s tru c tu r e , w a te r , life, a n d se d im e n ts. Am. Assoc. P e tro l. Geol. Mem., 1972, v. 17.
532 p.
53. E w i n g М., E it t r e im S., T r u c h a n М., E w i n g J. S e d i m e n t d istrib u tio n in the
I n d i a n O c e a n .— D e ep-S ea Res., 1969, v. 16, № 3, p. 231— 248.
54. E w i n g М.,
C a rp e n te r G., W in d is c h C., E w i n g J. S e d im e n t d istrib ution in
the oc ea ns: th e A t l a n t i c . — Bull. Geol. Soc. Am., 1973, v. 84, № 1, p. 71— 88.
55. F o r s y t h D. W. F a u l t p l a n e s o l u t io n s a n d tec to n ic s of the S o u th A tlantic
a n d Scotia S e a .— J. Geo phy s. Res., 1975, v. 80, № 11, p. 1429— 1443.
56. G e o lo g y of C o n t i n e n t a l M a r g i n s / E d . B u rk C. A., D ra k e C. L. New York—
Berlin, S p r in g e r , 1974. 1009 p.
57. G e o l o g y of th e N o r t h - W e s t E u r o p e a n c o n ti n e n ta l she lf/E d. N a y lo r D.,
M o n t e n e y S. N. L o n d o n ; G r a h a m T r o t m a n D u dley , 1975. 162 p.
58. H e e z e n В. C., T h a r p М ., E w i n g M. The F l o o r of the O c ea n s. 1. The North
A tlan tic. Geol. Soc. Am., spec, p aper, 1959, № 65. 122 p.
59. H e e z e n В.
C., F o r n a r y D. J. G e o lo g ic a l m a p of the P a c ific O cean .— In:
Init. R e p .'D e e p S e a Drill. P ro je c t, 1975, v. 30, p. 754.
60. H o u t z R. E., H a y e s D. E., M a r k l R. G. K e r g u e l e n P l a t e a u b a th ym e try,
se d i m e n t d i s t r ib u t i o n a n d c r u s t a l s t r u c tu r e . — M a r i n e Geol., 1977, v. 25, К» 1— 3,
p. 95— 130.
61. I n itia l R e p o r ts of the D eep S e a d r i ll i n g P r o je c t. W a s h in g t o n , U S Govt.
P r i n t . Office, 1969— 1983, v.
1— 71.
1187 p.
62. I s a c k s B., O live r J., S y k e s
L. R. S e i s m o lo g y a n d ne w g lo b a l tec ton ic s.—
J.
G e o phy s. Res., 1968, v. 73,
№ 18,
p. 5855— 5899.
63. K u m a r N. O r i g i n of „ p a i r e d " a se is m ic rises: C e a r a a n d S ie rr a L eone r ise s
in the E q u a t o r i a l , a n d Rio G r a n d e Rise a n d W a l v i s R id g e in the S o u th A t l a n ­
tic.— M a ri n e Geol., 1979, v. 30, № 3— 4, p. 175— 191.
64. L e P ic h o n X., F ra n c h e te a u J., B o n n i n J. P l a t e Tectonics. A m s t e r d a m —
L o n d o n — N ew York. E ls e v ie r Sci. P u b l. Com p., 1973. 302 p.
65. M a m m e r i c k s J., A n d e r s o n R. N ., M e n a r d H. W., S m i t h S. M. M orp h o lo g y
a n d tec to n ic s e v o lu tio n of th e E a s t - C e n t r a l P a c ific.— Bull. Geol. Soc. Am., 1975,
v. 86, № 1, p. 111— 118.
66. M e l s o n W. G., H a r t S. R., T h o m p s o n G. St. P a u l ’s rocks, E q u a t o r i a l A t­
lantic: p e tro g e n e s is , r a d io m e t r i c a g e s , a n d i m p lic a tio n s on s e a -flo o r s p re a d i n g .—
Mem. Geol. Soc. Am., 1972, v. 132, p. 241— 272.
67. M u r a u c h i S., L u d w i g W. J., D e n N. S t r u c t u r e of th e S u lu Sea and the
Ce le b es S ea.— J. G e op hys. Res., 1973, v. 78, № 17, p. 3437— 3447.
68. O c ea n B a s i n s a n d M a r g i n s . V. 1— 6./E d. N a i r n A. E. М., S te h li
F. G. New
York— L o n d o n , P l e n u m P re s s , 1973— 1982. 776 p.
69. P i t m a n W. C., T a l w a n i M . S e a - flo o r s p r e a d i n g in the N o r t h
A tla n tic .—
Bull. Geol. Soc. Am., 1972, v. 83, № 3, p. 619— 649.
70. R i n g w o o d A. E. C o m p o sitio n a n d p e tr o l o g y of the e a r t h ’s m a n tle . New
York, Me G r o w -H ill B ook Co., 1975. 618 p.
71. S c la t e r J. G., H e l li n g e r S., T a p s c o tt C. T h e p a le o b a t h y m e t r y of the A t l a n ­
tic O c e a n from th e J u r a s s i c to
the
P r e s e n t . — J. Geol., 1977, v. 85, № 5,
p. 509— 552.
72. The Sea . 4. N e w c o n c e p ts of S e a F l o o r e v o lu tio n /E d . M a x w e l l A. E.
N ew York— L on don , W ile y -In te rsc i. P u bl., 1970, p a r t 1— 2. 790 p.
73. S t r o u p J. B ., F o x P. J. G e o lo g ic i n v e s ti g a ti o n s in the C a y m a n T rough:
ev id e n ce for th in o c ea nic c r u s t a l o n g the M i d - C a y m a n Rise.— J. Geol., 1981, v. 89,
№ 4, p. 395— 420.
74. V an A n d e l Т. H., B a l l a r d R. D. The G a l a p a g o s rift a t 86 °W: vo lcanism ,
s t r u c tu r e a n d e v o lu tio n of th e r i f t va lle y .— J. G eop hys. Res., 1979, v. 84, № 10,
p. 5390— 5406.
18 3 a ir. 1344
273-
75. Vine F. J., M a t t h e w s D. H. M a g n e ti c a n o m a l ie s ov e r oceanic r id g e s .—
N a t u re , 1963, v. 199, № 4897, p. 947— 949.
76. V o g t P. R . V o l c a n o h e ig h t a n d p l a t e th ic k n e ss.— E a r t h a. P la n e t. Sci.
Lett., 1974, v. 23, p. 337— 348.
77. V o g t P. R ., S c h n e i d e r E. D., J o h n s o n G. L. The C r u s t a n d U p p e r M a n t le
b e n e a th the S ea.— In: G eophys. M o n o g r a p h . Am. Geophys. Un., 1969, № 13,
p. 556— 617.
78. V olc ano es a n d T e c to n o s p h e re /E d . Aoki H . , Iizu k a S. Tokyo, T okai Univ.
P re s s , 1976. 370 p.
79. W h i tm a r s h R. B. Axial in tr u s io n z o n e b e n e a th th e m e d ia n v a lle y of the
M id - A t l a n t i c R id g e a t 37 °N d e te cte d by ex p lo s io n se ism o lo g y .— G eophys. J. Roy.
A stro n. Soc., 1975, v. 42, № 1, p. 189— 215.
80. W h i t m a n J. М., H a r r is o n C. G. A ., B r a s s G. W. T ecto nic ev o lu tio n of the
P acific O c e a n since 74 M a .— T ec to n o p h y s ics, 1983, v. 99, № 2— 4, p. 241— 249.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введ ен ие
3
Глава
1. Р е л ь е ф д н а о к е а н о в ......................................................
Об щ ий м о р ф о с тр у к т у р н ы й план дн а о к еа н о в . . .
Па сс ив ны е конти н е н т ал ьн ы е о к р а и н ы ................................
Активны е к о н т и н е н т ал ьн ы е о к р аи ны и п ереход ны е зоны
Ложе
о к е а н о в .................................................
С рединн о-ок еанич еск ие х р е бты
. . .
.
.
7
8
13
29
43
62
Глава
2. Р е л ь е ф поверхности ф у н д а м е н т а и с т р у к т у р а осадочного чехла 79
О б щ а я с х е м а ........................................................
................................ —
К о н т и н е н т ал ь н ы е о к р а и н ы ................................................................ 84
П е р е х о д н ы е з о н ы ......................................................................................... 95
Л о ж е о к е а н о в и среди нно-о кеан ически е х ре бты
. . . .
104
С в я з ь р е ль еф а д н а о к е а н а с р е ль еф ом поверхности ф у н д а ­
м ен та и р о л ь о с а д к о н а к о п л е н и я
.
126
Глава
3. Глубинное строение ф у н д а м е н т а и а н о м а л ь н ы е геофизические поля
Л и т о с ф е р н ы е плиты и строение земной коры по сейсмическим д а н н ы м .........................................................................................................
Г еол о гическая п р и р о д а сейсмических слоев земной коры
.
А н о м ал ьн о е м агни тное поле
........................................................
А н о м ал ьн о е г р а в и т ац и о н н о е поле
........................................................
С в я з ь м о р ф о с т р у к т у р ы д н а о к еа н а со строением земной коры
и с а н о м ал ь н ы м и геофизическим и п о л я м и ............................... 180
131
—
153
160
172
Глава
4. Э ндогенны е ф а к т о р ы ф о р м и р о в а н и я м о р ф о с т р у к т у р ы д н а о к еа н ов 185
С е й см отекто ни ка .................................................................................................
—
В у л к а н и зм
............................................................................................................ 191
Р а з р ы в н ы е д и с л о к а ц и и ....................................................................... 204
Г о р и зо н та л ь н ы е тектонические д в и ж е н и я ............................... 211
В е р ти к а л ь н ы е т ектонические д в и ж е н и я ....................................... 221
Глава
5. Р а з в и т и е м о р ф о с т р у к т у р ы д н а о к еа н о в в м езозое и к ай нозо е 230
Н а п р а в л е н н о с т ь и п о с л ед ова т ел ьн ост ь р а зв и ти я м о р ф о с т р у к ­
т у ры д н а о к е а н о в .................................................................................—
П о з д н е т р и а с о в ы й — раннею рск ий э т а п .......................................235
П о э д н е ю р с к и й — ра н н е м ел о в о й э т а п ...............................................238
П о з д н е м е л о в о й — ра н н е п а ле о г ен о в ы й э т а п ...............................242
Н еотектон ически й э т а п ....................................................................... 255
.
.
Заключение
С писок л и т е р а т у р ы
.267
. 271
18»
М ОНОГРАФИЯ
В ладим ир М ихайлович Л итвин
МОР Ф ОС Т Р УК Т УР А
Д Н А ОКЕАНОВ
Р е д а к т о р и з д а т е л ь с т в а Л . Г. Е р м о л а е в а
Т ехнический р е д ак т о р Н. П. С т ар о с ти н а
П е р е п л е т х у д о ж н и к а В. М. И в а н о в а
К о р р е к то р ы И. Б. Б о г д а н о в а , Е. А. С т ер л и н г
ИБ № 6808
С д а н о в н а б о р 11.10.86. П о д п и с а н о в печ ать 21.01.87. М -20924.
Ф ор м ат 60X 907ie- Б у м а г а ти п . JV® 2. Г а р н и т у р а л и т е р а т у р н а я .
П е ч а т ь в ы сок ая . У ел . п еч . л. 1 7 ,2 5 + 1 ,3 5 у ел . печ. л . вкл.
У ел . к р .-от т . 18,6. У ч .-и зд . л. 21,89. Т и р а ж 940 эк з.
З а к а з 1344/751. Ц е н а 3 р. 60 к.
О р д е н а « З н а к П о ч ет а » и зд а т е л ь с т в о « Н е д р а » ,
Л е н и н г р а д с к о е о т д е л е н и е . 193171, Л е н и н г р а д , С -171,
ул . Ф а р ф о р о в с к а я , 18.
Л е н и н г р а д с к а я к а р т о гр а ф и ч еск а я ф а б р и к а В С Е Г Е И
%bCh'OJI Кот,
ПРИЛОЖЕНИЕ
Орографическая схема М ирового о ю
А
Рис. i. М о р ф о с т р у к т у р н а я
схем а д н а М и р овог о океана.
/ — ш ел ьф ; 2 — к он ти н ен тал ь н ы й склон; 3 — к о н т и н ен т а л ь н о е п о д н о ж и е ; 4 — остр ов н ы е д у ­
ги; 5 — гл ы бовы е х р еб т ы и п ор оги п ер ех о д н ы х зо н ; 6 — д н о к отл ов и н к р аев ы х м орей; 7 —
дно океан
динно-океа
— островные дуеаых морей; 7 —
д н о о к еа н и ч е ск и х котловин
д и н н о -о к еа н н ч е ск н е хребты ;
— гл ы бовы е и в у л к а н и ч еск и е п о д н я т и я и х р еб т ы ; 9 — ер е— гл у б о к о в о д н ы е ж е л о б а ;
I I — риф товы е доли н ы ,
12 —
р а зл о м ы .
Н а в р е зк е п ок а за н С еверны й Л е д о в и т ы й о к еа н .
10
Рис. 18. Карта рельефа п
I
— изолинии глубин поверхности фи
Рис. 18. К а р т а р ель еф а поверхности ф у н д а м е н т а М и р о во г о океана.
/ — изолинии
гл уби н
п о в ер х н о ст и
ф у н д а м е н т а (от
ж ел оба.
ур ов н я
о к е а н а ), км;
2
— гл у б о к о в о д н ы е
е ;/ в у л к а н и ч е с к и е п о д н я т и я п хребты ; 9 — среоиодные ж е л о б а ;
I I — рифтовые
долины, 12 —
'азломы.
Неверный Л е д о в и т ы й оке ан.
га Мирового океана,
кеана), км;
2 —
гл уб о ко в о дн ы е
Рис. 18. Карта рельефа поверхности ф у н д а м е н т а М и ро вого океана.
/ — изолинии глубин п овер хности
ф у н д а м е н т а (от ур ов н я
ж ел оба.
о к е а н а ), км;
2
— гл у б о к о в о дн ы е
Рис. 19. К а р т а мощности о садочного чехла М и р о во г о океана.
И зо п а х н т ы д ан ы
в к и л о м ет р а х .
|k^ J “« О
юнта Мирового океана,
i о к е а н а ) , км;
^ — глубоководна
" b J
“«С?
И:
Рис. 49. К а р т а эп ицентр ов
зем л етрясений земного ш ар а с магнитудой М > 5
1904 по 1960 г. (по Л . М. Балакиной и др. [1
С т р ел к а м и п о к а за н а ориентировка напряжений в очагах :
Рис. 19. К а р т а м ощ ности осадоч ного чехл а М и р о во г о океана.
И зо п а х и т ы д а н ы
ров
в к и л о м ет р а х .
землетрясений земного ш а р а с м агн и тудо й М ^ 5 и с разной глубиной оча гов И з а период с
1904 по 1960 г. (по Л . М. Б а л а к и н о й и др. [1972 г .]) .
Стрелками пок азан а ор иентир овка н а п р я ж ен и й в о ч а г а х зем л ет р я с ен и й .
вого океана.
i Н за период с
Рис.
47. К а р т а
пол осо вы х
/ — полосовы е
м агн и тн ы е
м агни тны х
аном алии
с
а но м ал ии
М ирового
пр и св оен н ы м и
нм
ном>
Рис.
47.
К арта
полосовых
/ — п ол осов ы е
м агни тн ы е
магни тны х
аномалии
ан ом ал и и
пр и св оен н ы м и
с
М и рово го
им
ок еа н а
н о м ер а м и ;
(по А. М. К а р а с и к у
2 —
р а зл о м ы ;
3 —
границы
и др.
[1981
г.], упро щ ен о).
зо н сп о к о й н о го м а гн и тн ого поля.
'B lf O U
O J O H IH H JB W
• (O H S tn o d iiA
‘ ["J
OJO H IJO M O U D
18 6 1 ]
'd tf
HOE
и
НПИНВ
Л яиг
Рис.
47.
1
—
К арта
полосовых
полосовые
магнитные
магнитных
аном алии
аномалий Мирового '
с при с во е нн ы м и
им
номер
Рис. 48. К а р т а аномалий Буге
И зоа!
Рис. 47. Карта по л осовы х
/ — по л о со в ы е
магнитные
м агнитны х
аном алий
аномалии
присвоенными
с
М и рового
нм
ок еа н а
номерами;
(по А. М. К а р а с и к у
2
—
разломы;
3
—
границы
и др.
[1981
г.],
у прощ ен о).
зон спок ойного м агн и тн о го поля.
Рис. 48. К а р т а аном алий Б у ге Мирового океана (по А. Г. Г ай н ан ов у [1980 г.]).
И зо а н о м а л ы даны в м и л л и га л а х .
Ьу
и др.
[1981 г.], упрощено).
рнцы зон спокойного магнитного ПОЛЯ.
I
Гайнанову [1980 г .]).
11 W
h [
//
'
\ \ i
Ж J I/ \ \ ) И
'*
.
-
\ h
)\)
t J l
Рис. 48. К а р т а аномалий Буге М
Пзоанох
Рис. 51. В у л к ан о -тек то ни ческ ие и в улканические морфоструктуры дна Ми
1
— ср ед и н н о -о к е а н и ч еск и е
х р еб т ы ;
2
— св о д о в о -гл ы б о в ы е
п о д н я т и я , х р ебты и валы;
п о д в о д н ы е горы.
3 —
островные д
>1
Рис. 48. К а р т а аномалии Б уге М и рово го о к е а н а (по А. Г. Г а й н а н о в у [1980 г .] ) .
И эо а н о м а л ы дан ы в м и л л и г а л а х .
:ано-тектонические и вулканические м орф острук тур ы дн а Мирового
2
— сводово-глыбовые поднятия, хр ебты и валы;
п одв одн ы е горы.
3
океана.
— остр ов н ы е д у г и ; 4 — в у л к а н и ч еск и е
ост р о в а ;
5—
- %
с
Рис. 51. В у л к ан о-тек тони ческ ие и ву л кани ческие м о рф ос тру к ту ры
1
— ср ед и н н о -о к е а н и ч еск и е
х р еб т ы ;
св о д о в о -гл ы б о в ы е
2 —
п о д н я т и я , х р еб т ы и валы ;
п о д в о д н ы е горы .
3 —
остр
Рис. 56. К а р т а вер
1
3 ак.
1344
— и зол и н и и
ам плитуд
вер тикальны х д в и ж е н и й , км;
л о ж е м о к еан а
[’лкано-тектонические и вулканические м о р ф о с т р у к т у р ы дна М и р о во г о
2 —
сводово-глы бовы е
подн я ти я , х р еб ты и валы ;
п о д в о д н ы е горы .
3 —
океана.
ост р ов н ы е дуги;.* 4 — в у л к а н и ч еск и е
о ст р о в а ;
5—
Рис. 56. К а р т а в ер т и к а л ьн ы х дв и ж е н и й д н а М и р о во г о ок еана.
] —
изолинии
ам плитуд
вер тикальны х
д в и ж е н и й , км; 2 — границы м е ж д у к о н ти н ен тал ь н ы м и о к р а и н а м и
л о ж е м о к еа н а ; 3 — р а зл о м ы ; 4 — г л у б о к о в о д н ы е ж е л о б а .
(вклю ч ая
п ер ех о д н ы е
зоны )
и
о океана.
и окраинами
)ба.
(вклю чая
п ер ех о д н ы е
зон ы )
и