Рельєф серединних хребтів Індійського і Тихого океанів

Серединні хребти Індійського океану, як і в Атлантиці, розбиті не тільки поздовжніми розломами, що додають склепіння рифтовую структуру, але і поперечними. Однак переважають розломи меридіонального або (рідше) субширотного, але не широтного простягання. З одним з таких субширотних розломів (розлом Віма), що розтинає південну частину Аравійському-Індійського хребта, пов’язана максимальна глибина Індійського океану – 6400 метрів, якщо не брати до уваги максимальну глибину Яванского глибоководного жолоба. Широка зона тектонічного дроблення виявлена ​​в середній частині Австрало-Антарктичного підняття. Вона виражена складною системою коротких меридіональних гребенів і западин.

Серединні хребти Тихого океану (їх існує два – Південно і Східно-Тихоокеанський) за будовою нагадують Австрало-Антарктичний: їх широкі фланги мають порівняно слабо розчленований рельєф, а рифтовая структура осьової зони не так яскраво проявляється, як в Серединно-Атлантичному або Аравійському-Індійському хребтах. У будові серединних хребтів Тихого океану істотну роль грають січні їх навхрест простягання потужні зони океанічних розломів. По розломах серединний хребет розбитий на ряд сегментів, зсунутих відносно один одного по латералі. Геофізичні риси будови серединних хребтів Тихого океану аналогічні описаним для інших серединно-океанічних хребтів.

Між 40 і 30 °пд. ш. від Східно-Тихоокеанського хребта на південний схід відходить Чилійський хребет, який має рифтовую структуру і відрізняється сейсмічністю і вулканізмом, тому його можна вважати відгалуженням серединно-океанічної системи. Слід зазначити, що Східно-і Південно-Тихоокеанські хребти, як і Австрало-Антарктичний в Індійському океані, а також Чилійський хребет, морфологічно відрізняються від інших серединно-океанічних хребтів більшою шириною і порівняно малою розчленованістю рифтової зони.

Геоморфологічна схема дна Тихого океану (по O. K. Леонтьєву):

  • Цифри і букви на схемі. 1 – хр. Витязя, 2 – Північно-Західний хребет, 3 – височина Шатських, 4 – Гавайський хребет, 5 – Гори Маркус-Неккер, 6 – підняття Маршалових островів, 7 – підняття Каролінські островів, 8 – Еауріапік, 9 – підняття островів Самоа, 10 – плато Маніхікі, 11 – підняття островів Лайн, 12 – підняття островів Туамоту, 13 – хр. Кокос, 14 – хр. Карнегі, 15 – підняття Галапагос, 16 – хр. Сала і Гомес, 17 – хр. Наска.
  • Улоговини ложа океану: СЗ – Північно-Західна, СВ – Північно-Східна, Ц – Центральна, М – Меланезійська, Ю – Південна, Т – Тасманового, Б – Беллінсгаузена, Ч – Чилійська, П – Перуанська, Пн – Панамська, Г – Гватемальська.
  • Серединно-океанічні хребти і підняття. I – Південно-Тихоокеанське підняття, II – Східно-Тихоокеанське підняття, III – Чилійський підняття, IV – Галапагоські підняття.
  • Глибоководні жолоби: а – Алеут, б – Курило-Камчатський, в – Японський, г – Нансей, д – Філіппінська, е – Бонінскій і Волкано, ж – Маріанський, з – Ян, і – Палау, до – Західно-меланезийской, л – Східно-меланезийской, м – Витязь, н – Бугенвільскій, про – Новогебрідскій, п – Тонга, р – Кермадек, з – Хьорт, т – Чилійський, у – Перуанський, ф – Центральноамериканский

Прихильники концепції тектоніки літосферних плит пов’язують ці риси з великою швидкістю спредингу. Так, на гіпсометричні профілі Східно-Тихоокеанського підняття, в районі 18 ° пд.ш., рифтовая зона не виражена: швидкість спрединга тут перевищує 15 см / рік. Навпаки, на гіпсометричному профілі Серединно-Атлантичного хребта (в районі 38 ° с), де швидкість спрединга ледь перевищує 2 см / рік, рифтовая зона виражена доволі чітко.

Поперечні профілі СОХ з різними швидкостями (v) спрединга:

а – Східно-Тихоокеанське підняття (v> 15 см / рік), б – Серединно-атлантичний хребет (v = 2 см / рік). V-V – вулканічна зона; F – зони тріщинуватості; Про – вісь спрединга; ДП – кордони плити.

Інші дослідники морфологічні особливості серединно-океанічних хребтів пов’язують з їх віком. Так, згідно з даними, отриманими в акустичному Інституті Російської Академії Наук по Серединно-Атлантичного хребта, ширина рифту хр. Рейк’янес, вік якого близько 60 мільйонів років, дорівнює 2 км, висота схилів 180 м, а рифт у тропічній частині Серединно-Атлантичного хребта, вік якого близько 180 мільйонів років, має ширину 3,5 км і висоту схилів понад 350 м, то є параметри рифту залежать від їх віку.

Зі вище сказаного випливає, що морфологічні особливості серединно-океанічних хребтів можуть бути використані для судження про їх вік, характер і інтенсивності тектонічних рухів. Звідси виникає завдання подальшого вивчення цих своєрідних, виключно цікавих утворень, які разом з процесами і формами рельєфу в межах всього Світового океану можуть пролити світло на історію формування віку Землі в цілому.

Вище вже говорилося про те, що рифтогенні зони океанів мають продовження на материках і що причиною виникнення відроджених (епіплатформенні) гір є поширення процесу рифтогенезу, властивого серединно-океанічним хребтам, на материки.

На користь цієї точки зору свідчить ідентичність морфології цих утворень. Можливо, що ці морфологічні особливості говорять про молодість названих морфоструктур. Завдяки такій морфологічній специфіці, їх зазвичай (на картах і в літературі) називають не хребтами, а поднятиями.

Залишити відповідь

Ваша e-mail адреса не оприлюднюватиметься.