Материал: геотектоника
31
быстром
подъеме
базальтовой
магмы
обеспечивается
расклинивающий
эффект
,
который
оказывает
магма
на
породы
земной
коры
.
Застывшие
магматические
клинья
выражены
системами
параллельных
даек
в
ос
-
новании
океанической
коры
.
В
условиях
медленного
спрединга
важ
-
ную
роль
может
играть
деформационный
механизм
рифтогенеза
,
при
котором
растяжение
реализуется
разрывными
и
вязкими
деформациями
земной
коры
в
относительно
узкой
полосе
с
уменьшением
ее
мощности
.
Отмирание
зон
океанического
рифтогенеза
может
происходить
при
изменении
внешних
геодинамических
условий
.
В
результате
могут
формироваться
палеоспрединговые
хребты
.
Один
из
вариантов
такого
отмирания
–
это
резкое
смещение
,
перескок
(jumping)
оси
спрединга
.
После
того
,
как
скорость
спрединга
снижается
до
минимальных
значе
-
ний
,
растягивающие
напряжения
прекращаются
и
наступает
длитель
-
ная
пассивная
фаза
,
когда
литосфера
под
хребтом
охлаждается
,
нара
-
щивает
свою
мощность
снизу
за
счет
кристаллизации
астеносферного
материала
.
Это
сопровождается
изостатическим
опусканием
,
рельеф
хребта
сглаживается
,
он
все
больше
перекрывается
осадочным
чехлом
.
Абиссальные
равнины
по
площади
являются
преобладающим
эле
-
ментом
строения
океанического
ложа
.
Они
располагаются
между
сре
-
динно
-
океаническими
хребтами
и
подножиями
континентов
и
имеют
глубину
от
4
до
6
км
.
Кора
в
пределах
абиссальных
равнин
выдержана
по
толщине
,
за
исключением
того
,
что
осадочный
слой
в
направлении
к
континентальным
окраинам
увеличивается
по
мощности
за
счет
по
-
явления
все
более
древних
горизонтов
,
вплоть
до
верхов
средней
юры
.
Некоторые
равнины
(
особенно
в
Атлантическом
и
Индийском
океа
-
нах
)
обладают
идеально
плоской
поверхностью
дна
,
другие
,
преимуще
-
ственно
в
Тихом
океане
,
характеризуются
холмистым
рельефом
.
Сре
-
ди
равнин
возвышаются
подводные
вулканические
горы
.
Их
особенно
много
в
пределах
Тихого
океана
.
Особую
разновидность
подводных
гор
образуют
гийоты
–
плосковершинные
возвышенности
вулканического
происхождения
,
встречающиеся
на
глубине
около
2
км
.
Их
вершины
ра
-
нее
были
срезаны
морской
абразией
,
затем
перекрыты
мелководными
осадками
,
иногда
,
рифами
,
и
далее
погрузились
в
результате
охлажде
-
ния
коры
ниже
уровня
океана
.
Абиссальные
равнины
крупными
подводными
хребтами
и
возвы
-
шенностями
разделяются
на
отдельные
котловины
.
Среди
подводных
поднятий
выделяются
изометричные
возвышенности
овально
-
округлой
формы
(
Бермудское
в
Атлантики
),
плоские
возвышенности
за
счет
оса
-
дочного
чехла
–
океанские
плато
(
Онтонг
-
Джава
в
Тихом
океане
).
Дру
-
гие
–
линейные
,
протягивающиеся
на
тысячи
километров
при
ширине
32
сотни
километров
(
Мальдивский
и
Восточно
-
Индийский
хребты
в
Ин
-
дийском
океане
).
Все
эти
хребты
и
возвышенности
поднимаются
над
смежными
котловинами
на
2–3
км
.
Кое
-
где
их
вершины
выступают
над
уровнем
моря
в
виде
островов
(
Бермудские
острова
).
Для
большинства
поднятий
очевидно
вулканическое
происхождение
.
Для
Императорско
-
Гавайского
хребта
оно
доказывается
современным
вулканизмом
на
о
.
Гавайи
,
вулканической
природой
остальных
островов
Гавайской
цепи
.
Для
этих
и
других
островов
,
кроме
эффузивов
,
известны
интрузии
по
-
род
–
дифференциатов
щелочно
-
базальтовой
магмы
.
Практически
под
всеми
подводными
поднятиями
отмечается
утолщение
коры
,
которое
может
превышать
30
км
.
Первоначально
значительная
часть
внутренних
поднятий
океана
с
утолщенной
корой
относилась
к
микроконтинентам
.
Однако
последующие
исследования
показали
,
что
число
современных
представителей
этой
категории
структур
весьма
ограниченно
.
В
Атлан
-
тике
к
ним
относится
плато
Роккол
,
в
Индийском
океане
–
Мадагаскар
.
В
Тихом
океане
–
Новая
Зеландия
с
Новозеландским
подводным
пла
-
то
.
В
Северном
Ледовитом
океане
–
хр
.
Ломоносова
.
Микроконтинен
-
ты
обладают
плоской
поверхностью
,
лежащей
на
глубине
около
2
км
,
но
отдельные
их
части
могут
выступать
над
водой
в
виде
островов
.
По
сравнению
с
абиссальными
равнинами
осадочный
чехол
микроконти
-
нентов
обладает
увеличенной
мощностью
.
В
нем
могут
присутствовать
отложения
,
предшествующие
раскрытию
данного
океана
.
Возраст
фун
-
дамента
может
изменяться
от
палеозойского
до
архейского
.
Микрокон
-
тиненты
откалывались
от
континентов
на
ранних
стадиях
раскрытия
океана
.
Затем
ось
спрединга
перескакивала
в
центральную
часть
совре
-
менного
океана
.
Современный
Мировой
океан
состоит
из
нескольких
океанов
.
Из
них
Тихий
океан
–
самый
большой
океан
нашей
планеты
.
Он
занимает
около
трети
поверхности
земного
шара
и
почти
половину
площади
Ми
-
рового
океана
– 178,6
млн
км
².
Это
самый
глубокий
океан
,
его
средняя
глубина
более
4
км
,
а
максимальная
– 11 022
м
отмечена
в
Марианской
впадине
.
Ложе
океана
занимает
63 %
его
площади
.
Системой
поднятий
оно
разделяется
на
ряд
котловин
,
наиболее
крупные
из
которых
распо
-
ложены
по
центральной
оси
ложа
.
На
западе
для
котловин
характерна
холмистая
поверхность
,
в
восточной
части
океана
(
Северо
-
Восточная
,
Южная
котловины
и
др
.)
отмечается
грядово
-
холмистый
рельеф
.
Ложе
осложнено
вулканическими
хребтами
(
Императорский
,
Гавайский
хребты
и
др
.).
Характерны
также
многочисленные
(
около
7
тысяч
)
гий
-
оты
.
В
основном
они
расположены
на
сводовых
поднятиях
,
валах
,
а
также
вдоль
разломов
.
В
восточной
части
расположен
Тихоокеанский
33
срединный
хребет
,
смещенный
относительно
средней
линии
к
востоку
.
Площадь
его
– 13 %
общей
площади
океана
.
Значительная
часть
хребта
в
Северном
полушарии
уходит
под
Северную
Америку
.
Отличитель
-
ная
черта
–
его
сравнительно
небольшая
высота
(
от
1
до
2,5
км
),
зна
-
чительная
ширина
(
до
3
тыс
.
км
),
отсутствие
четко
выраженной
риф
-
товой
долины
.
Осевой
блок
здесь
часто
представлен
гребнем
высотой
в
несколько
сотен
метров
и
шириной
несколько
десятков
километров
.
Тихоокеанский
хребет
разделяется
на
несколько
звеньев
.
Среди
них
–
Южно
-
и
Восточно
-
Тихоокеанское
поднятия
,
хребты
Гордн
и
Хуан
-
де
-
Фука
.
Выделяются
также
две
большие
ветви
–
Галапагосская
и
Чилий
-
ская
.
Среди
наиболее
крупных
трансформных
разломов
,
рассекающих
хребет
на
сегменты
,
смещенные
друг
относительно
друга
в
широтном
направлении
выделяются
:
Элтанин
,
Галапагосский
,
Мендосино
,
Клари
-
он
,
Клипперон
.
Специфической
морфоструктурой
Тихого
океана
явля
-
ется
Новозеландское
плато
–
глыба
материковой
коры
,
не
связанная
с
окружающими
континентами
.
Атлантический
океан
составляет
около
четверти
Мирового
океана
(
площадь
90,5
млн
км
²).
Его
средняя
глубина
составляет
3844
м
.
Ложе
океана
(
около
35 %
его
общей
площади
)
характеризуется
сочетанием
глубоководных
котловин
(
Северо
-
Американская
,
Канарская
,
Западно
-
Европейская
,
Бразильская
,
Ангольская
,
Капская
)
и
подводных
подня
-
тий
.
Для
котловин
характерен
абиссальный
холмистый
рельеф
.
Срединно
-
Атлантический
хребет
занимает
почти
половину
площа
-
ди
океана
.
Его
ширина
около
1400
км
при
превышении
над
дном
до
4
км
,
склоны
его
крутые
.
Рифтовая
зона
на
всем
своем
протяжении
от
-
четливо
выражена
.
Трансформными
разломами
хребет
разделен
на
не
-
сколько
фрагментов
:
северный
(
хребты
Книповича
и
Мона
)
доходит
до
о
.
Ян
-
Майен
;
далее
следуют
хребет
Кольбейнст
и
Большой
Исландский
грабен
(
о
.
Исландия
).
К
югу
он
продолжается
хребтом
Рейкьянес
и
до
Азорских
островов
имеет
строго
меридиональное
простирание
.
В
райо
-
не
экватора
,
трансформные
разломы
Романш
,
Вима
,
Сан
-
Паулу
,
Чейн
и
др
.
смещают
его
на
несколько
сотен
километров
.
Южно
-
Атлантический
хребет
сохраняет
субмеридиональное
положение
.
Средиземноморский
бассейн
в
океанологическом
отношении
при
-
надлежит
бассейну
Атлантического
океана
,
а
в
тектоническом
смысле
отличается
сложным
строением
,
отражающим
длительное
его
развитие
,
в
значительной
степени
унаследованное
от
полициклического
океана
Тетис
.
Средиземное
море
через
Дарданеллы
–
Мраморное
море
–
Бос
-
фор
соединяется
с
глубоководным
Черным
морем
.
В
пределах
Среди
-
земноморья
имеются
глубоководные
котловины
,
во
многом
сходные
с
34
океаническими
,
обширные
мелководные
плато
,
глубоководные
желоба
и
рифтовые
зоны
,
подводные
хребты
и
отдельные
вулканы
.
Восточная
часть
Средиземного
моря
одновозрастна
с
основным
океаном
Тетис
.
Она
представляет
собой
южные
глубоководные
бассей
-
ны
этого
океана
.
Западная
часть
Средиземного
моря
(
Западно
-
Средиземноморский
бассейн
)
возникла
на
неотектоническом
этапе
(
в
олигоцене
)
как
малый
океанический
бассейн
уже
после
закрытия
океана
Тетис
.
Индийский
океан
имеет
площадь
76,8
млн
км
² (
около
20 %
площади
Мирового
океана
).
Его
средняя
глубина
3963
м
.
Ложе
океана
состоит
из
24
глубоководных
котловин
из
которых
наиболее
крупные
:
Централь
-
ная
,
Западно
-
Австралийская
,
Мадагаскарская
,
Сомалийская
.
Ложе
ос
-
ложнено
меридиональными
разломами
.
В
пределах
котловин
выявлено
около
тысячи
гийотов
.
Котловины
разделены
подводными
поднятиями
(
хребтами
):
Мальдивским
,
Восточно
-
Индийским
,
Мадагаскарским
,
Мозамбикским
,
Маскаренским
,
Амирантским
и
др
.
Срединно
-
океанические
хребты
Индийского
океана
–
это
сложная
система
подводных
горных
цепей
,
в
которую
входят
:
Западно
-
Индий
-
ский
хребет
,
продолжающий
систему
Срединно
-
Атлантических
хреб
-
тов
;
Австрало
-
Антарктический
хребет
,
соединяющийся
с
хребтами
Тихого
океана
;
Центрально
-
Индийский
хребет
,
возникший
при
слиянии
первых
двух
хребтов
;
Аравийско
-
Индийский
;
хребет
(
Карлсберг
).
Сре
-
динно
-
океанические
хребты
осложнены
трансформными
разломами
.
Северный
Ледовитый
океан
–
самый
маленький
океан
.
Его
пло
-
щадь
15,2
млн
км
² (4,2 %
площади
Мирового
океана
).
Средняя
глубина
1300
м
.
Ложе
океана
составляет
40 %
его
площади
и
образовано
неболь
-
шими
глубоководными
котловинами
:
Амундсена
,
Нансена
,
Макарова
,
Толя
,
Бофорта
.
Они
разделены
подводными
поднятиями
–
погруженны
-
ми
блоками
континентальной
коры
,
выраженные
хребтами
:
Ломоносо
-
ва
,
Менделеева
,
Альфа
.
Срединно
-
океанический
хребет
продолжает
Срединно
-
Атланти
-
ческий
хребет
.
Он
начинается
хребтом
Гаккеля
,
который
обладает
не
-
значительной
шириной
,
редуцированными
флангами
.
В
сущности
,
он
образован
одной
рифтовой
долиной
.
Предполагается
его
продолжение
на
суше
в
дельте
Лены
в
системе
Момского
рифта
.
Возраст
океанов
,
ограниченных
пассивными
окраинами
,
опреде
-
ляется
возрастом
их
наиболее
древней
коры
,
соответствующей
нача
-
лу
раскрытия
океанов
.
Для
Атлантического
океана
–
это
170
млн
лет
(
батский
-
келловейский
века
средней
юры
).
Для
Индийского
океана
–
158
млн
лет
(
оксфордский
век
поздней
юры
).
Для
Северного
Ледовито
-
35
го
океана
– 120
млн
лет
(
ранний
мел
).
Для
Тихого
океана
,
окруженного
активными
окраинами
,
на
основе
палеогеографических
реконструкций
выделены
фрагменты
бывших
пассивных
окраин
с
возрастом
,
отно
-
сящимся
к
позднему
рифею
(
в
Северо
-
Американских
Кордильерах
),
позднему
рифею
–
раннему
кембрию
(
складчатая
система
Аделаида
в
Австралии
).
Таким
образом
,
современная
молодая
кора
Тихого
океана
является
лишь
обновленной
,
а
само
начало
существования
этого
океана
относится
к
позднему
протерозою
,
хотя
с
того
времени
его
площадь
и
конфигурация
претерпели
существенные
изменения
.
Приведенные
датировки
возраста
современных
океанов
относятся
к
наиболее
древним
их
частям
.
Однако
раскрытие
океанов
происходило
не
сразу
на
всем
протяжении
,
а
по
отдельным
сегментам
,
разделенным
магистральными
трансформными
разломами
.
В
конце
средней
юры
и
в
продолжение
поздней
юры
раскрылся
центральный
сегмент
Атлантики
между
Азоро
-
Гибралтарским
разломом
на
севере
и
Экваториальной
зо
-
ной
разломов
на
юге
.
В
течение
раннего
мела
процесс
распространился
к
северу
до
магистрального
трансформного
разлома
Чарли
–
Гиббса
.
В
кон
-
це
мела
спрединг
достиг
Гренландско
-
Фарерского
порога
,
проходящего
через
Исландию
.
На
этом
этапе
сформировалась
побочная
Лабрадорская
ветвь
спрединга
,
отделившая
к
концу
эоцена
Гренландию
от
Северной
Америки
.
В
конце
палеоцена
–
начале
эоцена
спрединг
распространился
из
Северной
Атлантики
в
Норвежско
-
Гренландский
бассейн
Арктики
,
затем
,
преодолев
Шпицбергенский
разлом
,
проник
в
Евразийскую
кот
-
ловину
Северного
Ледовитого
океана
,
сформировав
хребет
Гаккеля
.
В
Южной
Атлантике
процесс
пропагации
спрединга
также
проис
-
ходил
с
юга
на
север
.
В
поздней
юре
произошло
отделение
Африки
от
Южной
Америки
и
Антарктиды
и
к
началу
мела
раскрытие
дошло
до
Фолклендско
-
Агульясского
разлома
.
В
неокоме
оно
продвинулось
на
север
до
разлома
Риу
-
Гранди
.
В
конце
апта
–
Альбе
раскрылся
Анго
-
ло
-
Бразильский
сегмент
,
а
в
конце
сеномана
произошло
объединение
Южной
и
Центральной
Атлантики
.
В
Индийском
океане
в
поздней
юре
спрединг
распространялся
на
юго
-
запад
,
отделяя
Африку
от
Индии
,
Мадагаскара
и
Антарктиды
,
а
за
-
тем
с
севера
на
юг
и
юго
-
восток
,
отделив
в
конце
юры
–
начале
мела
Индию
от
Австралии
и
в
начале
сеномана
–
Австралию
от
Антарктиды
.
В
позднем
миоцене
спрединг
развивался
от
разлома
Оуэн
в
Аденский
залив
и
в
Красное
море
.
Сложнее
шло
развитие
Тихого
океана
,
где
происходила
перестрой
-
ка
плана
расположения
осей
спрединга
.
Современные
их
очертания
на
-
чали
формироваться
в
конце
мела
.