Геоморфология. Общие вопросы, часть II

1. Геоморфология

Общие вопросы, часть II

2. Геоморфологическая триада

Морфология
(облик) рельефа
Генезис
(происхождение)
рельефа
Возраст рельефа

3. Морфология

• Морфология = морфография (описание рельефа) + морфометрия (его измерение)
• Морфология изучается на разных масштабных уровнях: от планетарного до
локального на основании полевых исследований, обработки топографических,
геологических, геофизических данных, материалов дистанционных съемок,
картометрических методов
• Морфография излагается в обобщающих сводках и включает в себя, например:
описание по отдельности основных площадных элементов и форм, характера их
границ и взаимоотношения друг с другом, геологический субстрат форм и т.д.
• Морфометрические исследования включают в себя измерение:
• Площадей, линейных размеров, ориентировок и экспозиций
• Абсолютных и относительных высот, углов наклона и уклонов (тангенс угла наклона)
• Глубины и густоты расчленения
• Вертикальной и горизонтальной кривизны
• Симметричных отношений в рельефе
• Различных дополнительных параметров - на основе анализа вертикального и латерального
соотношения геоморфологических показателей
• Одинаковая форма не обязательно говорит об одинаковом генезисе и возрасте

4.

Север Западной Сибири:
низкая вертикальная
расчлененность (глубина
расчленения)
Кавказ: высокая
вертикальная
расчлененность
(глубина расчленения)

5.

Молдавские Кодры:
высокая
горизонтальная
расчлененность
(густота расчленения)
Ижорская
возвышенность: низкая
горизонтальная
расчлененность
(густота расчленения)

6.

Симметрия рельефа
• Заключается в обладающих тем или иным уровнем симметрии
рисунках рельефа и их закономерном повторении:
полигональная тундра, барханные пески, речные излучины и др.
• Анализ симметричных отношений в строении рельефа позволяет
выявить особенности рельефообразующих процессов

7.

Карты поливершинной и полибазисной поверхностей района рудного узла «Семенов», САХ

8.

Гипсографическая кривая и
гистограмма распределения высот и глубин
Глобальная
амплитуда
рельефа Земли –
около 20 км
Разница между
экваториальным
и полярным
радиусами –
более 21 км

9. Морфология суши (субаэральная)

• Низменности – аккумулятивные, до 200 м
• Возвышенные равнины (возвышенности) – денудационные, 200500 м
• Плоскогорья – до 3 км, «горы платформ»
• Плато - разновысотные, аккумулятивные и денудационные, часто
в составе плоскогорий и нагорий
• Горы, с преобладающей складчатой или глыбовой структурой, в
подвижных поясах
• Нагорья – тектонические и вулканические, на нерасчлененном
возвышенном цоколе, в местах самого интенсивного орогенеза

10.

Низменности: Окско-Донская,
Яно-Индигирская, Амазонская

11.

Возвышенные равнины (возвышенности): Предкарпатская,
Валдайская, Среднерусская, Приволжская

12.

Плоскогорья:
• Декан
• Ловозерские тундры
• Юкон

13.

Плато: Путорана и Устюрт

14.

Плато Канжол,
КабардиноБалкария
Плато Рорайма,
Венесуэла

15.

Горы
Горы – обширные территории со складчатой, складчатоглыбовой или глыбовой структурой земной коры, приподняты на
километры вследствие интенсивных тектонических движений.
Рельеф зависит от абсолютной
строения и географического положения.
высоты,
геологического
Характерны:
• высотная поясность ландшафтов,
• ярусность рельефа.
Протяженность – от n100 до n1000 км.
В плане часто вытянутые: линейные или дугообразные.
Граничат с прилегающими равнинами по линии подошвы.
Часто отделяются переходной зоной холмистых предгорий.

16.

Остров Ява:
горы преимущественно
вулканические
Остров Новая Гвинея:
горы преимущественно
тектонические

17.

Тектонические горы Новой Гвинеи
(Хайлендс в Папуа)
Вулканы Явы, массив Тенгер:
извергаются вулканы Бромо –
на переднем плане - и Семеру

18.

Типизация гор по гипсометрии
∙ Низкогорье – <1000 м. Возвышенности, холмогорья, небольшие хребты. Часто –
предгорья более высоких гор. Мягкие, округлые формы, уплощенные водоразделы,
неглубокое расчленение. Долины часто широкие с пологими склонами.
∙ Среднегорье – 1000-3000 м. Мягкие округлые контуры, местами – скальные выступы.
Относительные превышения – 500-1000 м. Речные долины хорошо разработаны. Могут
образовываться при сравнительно медленных поднятиях. В межгорных впадинах –
аккумулятивный или эрозионно-аккумулятивный рельеф. В низких широтах не
достигают снеговой границы, в высоких – обычны ледниковые формы. В зависимости от
климатической зоны – 1-2 ландшафтно-климатических зоны.
∙ Высокогорье – >3000 м. Рельеф резко расчленен. Относительные превышения до n1000
м. Характерна высотная поясность. Выше снеговой границы – формы современного
оледенения.

19.

Низкогорье: бассейн р. Березовая (Северный Урал) и
Губерлинские горы (Южный Урал)

20.

Среднегорье: Хибины и Апеннины

21.

Высокогорье: Пиренеи и Анды

22.

Альпинотипный рельеф (рельеф альпийского типа)
Имеет резкие, иззубренные очертания, которые сформированы в основном деятельностью горных ледников, и
может наблюдаться как в высокогорье, так и среднегорье (где климат холоднее и снеговая линия ниже)
Хр. Бернские Альпы (Швейцария), макс. выс.
4 274 м - высокогорье
Хр. Дуссе-Алинь (Хабаровский край), макс. выс.
2 175 м - среднегорье

23.

Иерархия горных сооружений
Отдельные горы
Горные массивы
и
Горные хребты
Горные цепи
Горные системы
или
Горные страны
Массив Винсон
(Антарктида), 4892 м,
часть хребта Сентинел
в горной системе
Элсуэрт
Горная
система
(страна)
Тянь-Шань
23

24.

Гора (стратовулкан) Казбек, 5034 м,
последнее извержение в 750 г. до н.э.
Горный массив Безенгийская стена – часть
Главного Кавказского хребта, вид с
Безенгийского ледника, протяженность 13
км, макс. высота 5203 м (Шхара)

25.

Иранское нагорье –
тектоническая коллизия на
месте Неотетиса
Эфиопское нагорье –
вулканическое,
континентальный рифтогенез
Альтиплано – нагорье
вблизи старой зоны
субдукции

26.

Малоазиатское
нагорье
Тибетское
нагорье
Армянское
нагорье

27. Субаквальная (подводная) морфология

• Шельф – материковая окраина, примерно до -200 м, материковая кора
• Материковый склон, примерно до -3000 м, тектонически
раздробленная материковая кора
• Материковое подножие – переход к океанической коре
• Глубоководные желоба и другие элементы активных переходных зон
(конвергентные контакты литосферных плит)
• Абиссальные равнины – днища абиссальных котловин, крупнейшая по
площади форма рельефа земного шара
• Срединно-океанические хребты – дивергентные контакты
литосферных плит
• Другие возвышенности океанического ложа вулканической и
тектонической природы

28.

Дно Мирового океана
1 – шельф
2 – материковый склон
и материковое подножие
3 – котловины окраинных
морей
4 – островные дуги
5 – желоба
6 – котловины
океанического ложа
7 – горные хребты
океанического ложа
8 – поднятия
океанического ложа
9 – срединноокеанические хребты
10 – зоны крупнейших
разломов

29.

Пассивная континентальная окраина
и нефтедобыча на шельфе

30.

Море Лаптевых: пример пассивной континентальной окраины

31.

Геоморфологическая схема дна моря Лаптевых (Ю.И.
Семенов, Е.П. Шкатов, 1971)
1-2 - денудационный рельеф: 1 - абразионноаккумулятивные равнины прибрежных мелководий и
банок; 2 - абразионная равнина подводного цоколя
Северной Земли; 3-7 — аккумулятивный рельеф; 3 унаследованная морская равнина основной части
шельфа; 4 - авандельты рек Лены, Яны и Оленёка; 5 аккумулятивная равнина желоба Вилькицкого; 6 материковый склон (зона турбидитово-пелагической
аккумуляции); 7 - абиссальная равнина Арктического
бассейна; 8, 9 - реликтовый субаэральный рельеф; 8 экзарационно-аккумулятивный рельеф подводной
периферии Таймыра; 9 - древние затопленные речные
долины. Дополнительные обозначения: 10 подводные террасы и их высота, м; 11 - границы
древних речных долин; 12 - предполагаемые границы
древних речных долин; 13 - тальвеги древних речных
долин; 14 - подводные каньоны; 15, 16 - границы
материкового склона: 15 - верхняя, 16 - нижняя.

32.

• Около 90% площади шельфа составляют затопленные равнины материковых платформ,
которые в различные геологические эпохи, в связи с изменением уровня океана и
вертикальными движениями земной коры, затоплялись то в большей, то в меньшей степени.
Например, в меловое время шельфы были распространены гораздо шире, чем сейчас. Во
время четвертичных оледенений уровень океана понижался более чем на 100 м по
сравнению с современным, и соответственно обширные пространства нынешнего шельфа
тогда представляли собой континентальные равнины.
• Рельеф шельфа преимущественно равнинный: средние уклоны поверхности от 30' до 1°. В
пределах шельфа широко распространены реликтовые формы рельефа, возникшие в
прошлом в континентальных условиях. Например, на атлантическом шельфе США к северу
от полуострова Кейп-Код дно представляет собой затопленную ледниково-аккумулятивную
равнину с характерными формами гляциального рельефа. Южнее полуострова Кейп-Код
последнее оледенение не распространялось, здесь прослеживается холмистая равнина с
округлыми «мягкими» водоразделами и четко выраженными затопленными речными
долинами.
• Наряду с реликтовыми субаэральными равнинами на шельфе встречаются абразионные
равнины, выработанные либо при прошлом, либо при современном уровне моря (бенчи
береговой зоны), а также аккумулятивные равнины, сложенные современными морскими
осадками.
• На шельфе нередко встречаются отдельные впадины, переуглубленные относительно
соседних участков дна. В большинстве случаев это грабены, днища которых выстланы
толщей современных морских отложений. Таковы, например, Кандалакшская впадина Белого
моря, глубина которой более чем на 100 м превышает глубину соседних участков, желоб
Святого Лаврентия на канадском шельфе Атлантического океана и др.

33.

• Средний угол наклона материкового склона 5-7°,
нередко 15-20°, иногда даже более 50°.
Материковый склон часто имеет ступенчатый
профиль, и большие уклоны приходятся как раз на
уступы между ступенями. Дно между уступами
имеет вид наклонной равнины. Иногда ступени
бывают очень широкими (десятки и сотни
километров). Их называют краевыми плато
материкового склона.
• Типичным примером краевого плато является
подводное плато Блейк, расположенное к востоку от
Флориды. Оно отделяется от шельфа на глубинах
100-500 м уступом и дальше простирается в виде
широкой наклонной к востоку ступени до глубины
1500 м, где заканчивается очень крутым уступом,
уходящим на большую глубину (более 5 км).
• У материкового склона Аргентины насчитывается до
десятка таких (но более узких) ступеней.

34.

• В пределах материкового склона широко распространены расчленяющие его подводные каньоны. Эти глубоко
врезанные ложбины иногда располагаются так, что придают в плане бровке шельфа облик бахромы.
• Глубина вреза многих каньонов достигает 2000 м, а протяженность наиболее крупных из них – сотен километров.
Склоны каньонов крутые, поперечный профиль нередко V-образный. Уклоны продольного профиля подводных
каньонов в верховьях в среднем 0,12, в средних отрезках – 0,07, в нижних – 0,04. Многие каньоны имеют
ответвления, встречаются каньоны извилистые, чаще прямолинейные. Они прорезают весь материковый склон, а
наиболее крупные прослеживаются и в области материкового подножия.
• В устьях каньонов обычно отмечаются крупные аккумулятивные формы – конусы выноса.
Атлантическая подводная окраина
Северной Америки

35.

Материковое
подножие сложено
слившимися конусами
выноса и шлейфами
мутьевых потоков,
отложениями обвалов
и оползней в сочетании
с осаждением взвеси

36.

Материковое подножие обычно представлено аккумулятивной
наклонной равниной, прилегающей к основанию материкового
склона и протягивающейся полосой шириной в несколько сотен
километров между материковым склоном и ложем океана.
Максимальный уклон равнины до 2,5° находится вблизи
основания материкового склона. В сторону океана она постепенно
выполаживается и заканчивается на глубинах порядка 3,5-4,5 км.
Поверхность равнины слегка волнистая. Местами она прорезана
подводными каньонами. Значительная часть поверхности равнины
образована конусами выноса, располагающимися в устьях
крупных подводных каньонов. В верхней части поперечного
профиля материкового подножия нередко отмечается характерный
холмисто-западинный рельеф, сильно напоминающий оползневой
рельеф суши, только представленный более крупными формами.
• Бенгальский конус выноса – крупнейший современный осадочный
бассейн объемом примерно 5 млн. куб. км, что превышает объем
Гималаев; мощность осадков – более 5 км
• Ганг и Брахмапутра выносят в год около 2 млрд. т твердого материала
• Конус выноса имеет протяженность около 3 тыс. км при ширине около
1 тыс. км
• Возле южной оконечности Индостана Бенгальский конус уже почти
сливается с конусов выноса Инда в Аравийском море

37.

Активные переходные зоны обоих основных типов
состоят из трех основных элементов:
• Глубоководный желоб – оба типа
• Островная дуга (дуги) – западно-тихоокеанский тип
или вулканический ороген – восточно-тихоокеанский
тип
• Котловина окраинного моря – западнотихоокеанский тип или тыловой прогиб – восточнотихоокеанский тип
а – восточно-тихоокеанский тип
Ь – западно-тихоокеанский тип
1 – океаническая литосфера
2 – континентальная литосфера
3 – глубоководный жёлоб
4 – вулканический пояс
5 – тыловой прогиб
6 – островная дуга
7 – окраинное море

38.

Активные переходные зоны западного и
северного обрамления Тихого океана
Окраинные моря и их бассейны: Бе - Берингово, ОхОхотское, Я - Японское, Ок - Окинава, Ф Филиппинское, А - Андаманское, Ба - Банда, Бм Бисмарка, СФ - Северо-Фиджийский, ЮФ - ЮжноФиджийский, ЮК – Южно-Китайское, К - Коралловое,
Т - Тасманово.
а - зоны субдукции и связанные с ними глубоководные
желоба и островные дуги: 1 - Алеутская, КурилоКамчатская, 3 - Японская, 4 - Идзу-Бонинская, 5 Марианская, 6 - Яп, 7 - Рюкю, 8 - Манильская, 9 Филиппинская, 10 - Новобританская, 11 - Соломон, 12
- Новогебридская, 13 - Тонга, 14 - Кармадек, 15 Новозеландская, 16 - Зондская
б - векторы конвергенции литосферных плит
в - крупные разломы и смещение по ним

39.

• Глубоководные желоба представляют собой узкие депрессии – прогибы в земной коре, с
характерной для них в плане дугообразной формой. В настоящее время известно 35
глубоководных желобов, из них 28 находится в Тихом океане. Глубина пяти желобов достигает 10
тыс. м, из них глубина Марианского превышает 11 тыс. м. Поперечный профиль глубоководного
желоба имеет V-образную форму, но всегда есть хотя бы узкая полоска плоского дна. На примере
Курило-Камчатского желоба видно, что крутизна склонов желоба нарастает по мере приближения к
его днищу: в верхней части склона она составляет 5-6°, а в нижней – 25°. Склоны ступенчаты и
изборождены подводными каньонами. Нередко склоны желобов резко асимметричны. Так, у
Курило-Камчатского и желоба Тонга западные склоны более высокие и крутые.
• Некоторые желоба выделяются сравнительно малой глубиной. Например, Яванский и Банда не
превышают 7500 м, Центральноамериканский, Витязя, Западно-Меланезийский и Новогвинейский
– 7000 м, Хикуранга, Тиморский и Кай – даже меньше 4000 м. Во всех этих желобах отмечаются
уменьшение крутизны склонов и возрастание мощности осадочного слоя на дне желоба - меньшие
глубины в желобах в значительной мере определяются накоплением в них мощного осадочного
слоя.
• Изучение силы тяжести в районе желобов показало, что им свойственны большие отрицательные
гравитационные аномалии. Глубокий прогиб и частичное заполнение желобов рыхлыми осадками,
более легкими по сравнению с кристаллическими породами земной коры, создают эффект
дефицита массы и как следствие – отрицательную аномалию силы тяжести.
• Характерными геофизическими особенностями глубоководных желобов являются также низкие
значения теплового потока, то есть количества тепла, поступающего из недр Земли к его
поверхности. К глубоководным желобам приурочено большое число эпицентров неглубоких, но
разрушительных землетрясений.

40.

Поперечные
профили южной
и северной
частей КурилоКамчатского
желоба
Схема расположения четвертичных вулканов Курильской островной дуги: I наземные вулканы: активные (а), потухшие (б); 2 - подводные вулканы; 2 вулканические хребты и цепочки вулканов, включая поперечные вулканические
зоны; 4 - фронт вулканической дуги; 5 - условная линия, разделяющая
фронтальную и тыловую части вулканической дуги: 6 - ось Курило-Камчатского
желоба

41.

• Островные дуги представляют собой огромные хребты, протягивающиеся вдоль внутренней стороны
глубоководного желоба. Глубинная структура островной дуги – вал базальтовой коры, на который
насажен слой вулканических и осадочных пород, а в случае зрелой стадии дуги – гранитный слой. Для
островных дуг характерны современные вулканы с андезитовым или риолитовым составом лав.
• Островные дуги обычно разбиты глубокими разломами с поперечным простиранием. На пересечениях
оси островных дуг с этими разломами располагаются крупнейшие действующие вулканы. Нередко
разломы выражены в рельефе морского дна в виде глубоких проливов (проливы Фриза, Буссоль в
Курильской дуге).
• В ряде случаев островные дуги бывают двойными, в которых различаются внутренняя и внешняя дуги,
параллельные друг другу, разделенные межгрядовой депрессией. Так, внутренняя гряда Курильской дуги
соответствует собственно Курильским островам и их подводному основанию. Внешняя представляет
собой невулканический подводный хребет и только на самом юге здесь имеются Малые Курильские
острова. Обе гряды продолжаются на суше на полуострове Камчатка.
• На примере Камчатки видно, что на определенной стадии развития островные дуги могут слиться друг с
другом, образовав единый массив суши. Японские острова, например, представляют собой крупный
массив суши, образовавшийся в результате слияния нескольких островных дуг разного возраста.
Типичным примером островного массива является также о. Куба, образовавшийся в результате слияния
трех разновозрастных островных дуг.
• Молодой островной дугой являются Малые Антильские острова, которые, как и Курильская островная
дуга, образуют две гряды – внутреннюю и внешнюю. Малоантильская дуга сочленяется с лежащим к
северу и северо-востоку от нее глубоководным желобом Пуэрто-Рико, к которому приурочена
максимальная глубина Атлантического океана.
• Островным дугам присущи высокие значения теплового потока, небольшие положительные аномалии
силы тяжести. Большинство островных дуг находится в зоне 9-балльных землетрясений.

42.

Схема эволюции активных переходных зон
А — Витязевский тип (имеется только глубоководный
желоб); Б — Марианский (желоб и островная дуга); В —
Курильский (двойная дуга со значительными по
размеру островами); Г — Японский (крупные островные
и полуостровные массивы; Д — Индонезийский
подтип—крупные островные массивы, серпообразно
изогнутые дуги; Е — Восточно-тихоокеанский подтип
(глубоководные желоба примыкают непосредственно к
молодым краевым поднятиям на континенте); Ж—
Средиземноморский (господствуют материковые
структуры, имеются реликты глубоководных желобов и
«окна» коры субокеанического типа (7):
1 - внешний вал; 2 - глубоководный желоб; 3 островная дуга; 4 - материковый склон; 5 - суша; 6 подводные горы: 7 – «окна» субокеанической коры

43.

• Котловины окраинных морей, располагающиеся между материком и островными дугами,
характеризуются более или менее изометричными очертаниями, четко выраженными материковым
склоном и довольно крутым противоположным бортом, образованным подводным склоном островной
дуги. Во многих котловинах дно плоское или волнистое, нередки также котловины со значительными
подводными горами и поднятиями. Так, на дне Японского моря находится подводная возвышенность
Ямато с относительной высотой до 2000 м. Некоторые крупные морские бассейны, например, Карибское
море, состоят из нескольких котловин, разделенных подводными хребтами. Максимальные глубины
таких морей колеблются от 2-3 до 4 км, реже до 5-5,5 км.
• Отмечается определенная закономерная связь между глубинами котловин и мощностью залегающих на
их дне отложений: обычно, чем глубже море, тем меньше мощность осадков. В Охотском море при
глубине до 3,5 км мощность осадочного слоя 5 км, а в Беринговом море глубиной 4 км мощность осадков
лишь 2,5 км.
• Характерной особенностью строения земной коры под котловинами является отсутствие гранитного
слоя. Лишь в редких случаях он появляется под крупными подводными поднятиями, например под
возвышенностью Ямато в Японском море. Все котловины окраинных морей отличаются большими
положительными аномалиями силы тяжести, пониженным значением теплового потока и значительной
сейсмичностью. К областям окраинных котловин обычно приурочены эпицентры среднефокусных и
глубокофокусных землетрясений.
• Некоторые поднятия в котловинах окраинных морей представляют собой непосредственные
продолжения складчатых горных сооружений прилегающей суши. Иногда здесь встречаются подводные
вулканы, вулканические хребты и острова (хр. Богорова в Японском море).

44.

Японское
море
Охотское море

45.

• Строение рельефа дна океанических котловин довольно однообразно. Почти в каждой
котловине выделяется два основных типа рельефа.
• Большая часть площади дна котловин занята холмисто-равнинным рельефом с
вертикальным расчленением в среднем 250-600 м, в некоторых случаях – до 1000 м. Этот
тип получил название рельефа абиссальных холмов, он занимает 40% площади дна
Мирового океана. Выявление ареалов распространения рельефа абиссальных холмов
имеет не только научный, но и практический интерес, так как к ареалам их развития
приурочены железо-марганцевые конкреции, объем которых только в Тихом океане
превышает 200 млрд. т.
• Меньшая часть площади дна котловин почти идеально выровнена. Эти пространства, с
ничтожными уклонами поверхности называют плоскими абиссальными равнинами.
Обычно они занимают не самые глубокие участки котловин, а только те, которые
расположены ближе к материковому склону и подножию.
• Сейсмические исследования показали, что на равнинах мощность осадочного слоя
достигает 1,5 км, а в пределах абиссальных холмов толщина осадочного слоя измеряется
несколькими сотнями или даже десятками метров.
• Происхождение абиссальных холмов связывают с вулканическими процессами. При очень
малой мощности океанической коры при ее прогибании образуется сеть разломов, по
которым осуществляются магматические проявления. После затухания магматического
процесса происходило частичное погребение куполовидных базальтовых построек под
толщей донных осадков, преобразование их в абиссальные холмы.

46.

Абиссальный рельеф в северо-восточной части
Тихого океана
1 — шельф; 2 — материковый склон; 3 — дно
глубоководного желоба; 4 — материковое подножие; 5
— плоские абиссальные равнины ложа океана; 6 —
абиссальные холмы; 7 — подводные горы; 8 —
абиссальные долины

47.

• Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в
меридиональном или субмеридиональном направлении вздутия земной коры, образующие огромный
(шириной до 4000 км и относительной высотой до 4-5 км) свод со сложно расчлененным рельефом
склонов и особенно его осевой зоны, где развиты асимметричные хребты, разделенные глубокими, резко
выраженными ложбинами с плоским дном и крутыми бортами, вытянутыми в соответствии с общим
простиранием срединно-океанического хребта. Этот комплекс форм представляет собой результат
рифтинга и спрединга.
• Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему протяженностью около 60 тыс. км
и прослеживаются во всех океанах. Одной из основных геолого-геофизических особенностей срединноокеанических хребтов, присущей только им, является высокое значение скоростей упругих волн в земной
коре. Другая существенная геофизическая особенность – высокое значение теплового потока. К числу
важных черт следует отнести также высокую сейсмичность срединных хребтов и приуроченность
многочисленных островных и подводных океанических вулканов к их гребням и склонам.
• В геологическом строении хребтов и рифтовых долин срединно-океанических хребтов участвуют
ультраосновные породы, главным образом различные перидотиты, которыми нередко сложены целые
блоки, образующие отдельные рифтовые хребты. Крупные отторженцы и штоки ультраосновных пород в
рифтовых зонах проникают в земную кору из верхней мантии и смешиваются здесь с блоками основных
пород. Благодаря этому значительно увеличивается общая плотность коры под рифтовыми зонами.
Осадочный покров наблюдается преимущественно на флангах хребтов, его мощность увеличивается по
мере удаления от их осевой зоны.
• Срединно-океанические хребты разных океанов сильно отличаются друг от друга.

48.

Срединно-океанические
хребты и возраст
океанической коры
Красным цветом обозначены самые
молодые участки коры, возникшие за
счет рифтинга и спрединга; далее
жёлтые, зелёные и самые старые —
обозначены синим.
Возраст этих участков доходит до 180
миллионов лет (северо-запад Тихого
океана), а самым древним - 280
миллионов лет (остатки коры Тетиса
в Средиземном море).

49.

Строение срединно-океанического хребта

50.

51.

Конвейерный механизм океанической коры:
(А) Океаническая кора возникает в результате эволюции магматических очагов, даек и лав, а
также последующей деформации и перемещения от оси срединного хребта. По сути, вся
океаническая кора состоит из компонентов этой системы. Новая кора удаляется от рифтовой
зоны, чтобы в конечном итоге субдуцироваться и позже сформировать магматические очаги
островных дуг. Океаническое осадконакопление, гидротермальная переработка с
образованием серпентинитов, вулканизм океанических островов и трансформных разломов
изменяют океаническую кору по мере ее движения.
(В) Магмодоминирующие (быстрые) хребты формируют кору, состоящую только из
компонентов системы подвода (дайки, силлы и продукты извержения), магмобедные
(медленные) хребты растягиваются за счет сбросов и эксгумируют нижние горизонты
литосферы. Кора в таких случаях представляет собой смесь нового магматического материала
и выведенной на поверхность мантии. Вулканизм на быстрых хребтах сосредоточен на оси,
тогда как на медленных хребтах он может быть сильно рассеян, и интрузии могут следовать
другими путями, формируясь на плечах рифта.
Быстроспрединговые СОХ – 11-18 cм/год
Среднескоростные СОХ – 4-10 cм/год

52.

Сравнение
морфологии
рифтовых зон
Поперечные профили срединно-океанических
хребтов с различными скоростями (v)
спрединга:
а – Восточно-Тихоокеанское поднятие (v > 15
см/год)
б – Срединно-Атлантический хребет (v = 2
см/год)
V-V – вулканическая зона
F – зоны трещиноватости
О – ось спрединга
ГП – границы плиты
Поперечный профиль Аравийско-Индийского хребта
(а) и Восточно-Африканской рифтовой зоны (б).
Крестиками показано положение рифтовых зон,
треугольниками – рифтовых хребтов.

53.

Исландия:
срединный океанический рифт на суше

54.

Срединно-океанические хребты разбиты системой
поперечных трансформных разломов. Смещения
СОХ по ним достигают сотен километров. Самые
длинные из трансформных разломов наблюдаются в
Тихом океане - до нескольких тысяч километров. В
рельефе дна соседних с СОХ котловин они выражены
в виде узких глыбовых хребтов-горстов и
сопровождающих их долин-грабенов.
Медианный хребет в
разломе Атлантис II
(Юго-Западный
Индийский хребет)

55. Подводные возвышенности вулканического происхождения за пределами СОХ

• В связи с малой мощностью и высокой проницаемостью (из-за разломов)
океанической коры на ней широко развиты разнообразные вулканические
постройки
• Крупнейшие из них – океанические базальтовые плато, вероятно, связанные
с «горячими точками» или точками тройного сочленения
• Со спредингом океанической коры над «горячей точкой» связывают и целые
вулканические хребты (Гавайский, Восточно-Индийский)
• Отдельные подводные вулканы – если их высота превышает 1000 м - относят
к подводным горам (seamounts)
• Некоторые подводные горы имеют плоские вершины, вероятно связанные с
абразией вершины исходного конуса. Их называют гайотами. Гайоты служат
основаниями для атоллов (кольцевых коралловых рифов), мощность
кораллового известняка в которых может достигать 1400 м. Последнее
указывает на значительное тектоническое опускание

56.

Плато Онтонг-Ява, площадь – около 2 млн кв. км.
«Горячая точка» 120-125 млн. л.н., когда было извергнуто
около 80 млн. куб. км лавы. В современную эпоху в
результате спрединга попало в зону субдукции, что привело
к новой активизации магматизма. Современная область
обдукции (?)
Кергеленское вулканическое плато, вытянуто на 2,2
тыс. км, на глубинах в среднем более 1 км, с
островами – раньше площадь суши была гораздо
больше. Образовано «горячей точкой» после распада
Гондваны с наибольшей активностью около 100 млн.
л.н. Современный вулканизм на о. Херд и Макдональд.

57.

Фарерские острова
представляют собой выступ
кайнозойского океанического
базальтового плато

58.

Лоихи – подводный вулкан
в 80 км на юго-восток от
вершины Мауна-Лоа,
отражающий современное
положение Гавайской
«горячей точки» (скорость
спрединга около 10 см/год)
Гайоты Президента
Джексона – цепь из 8
подводных
плосковершинных
вулканов западнее
Калифорнии
Восточно-Индийский хребет, длина 5 тыс.
км, высота 2-2,5 км – «горячая точка» мелпалеогенового возраста

59.

Микроконтиненты сложены материковой корой, но отделены
от материков обширными участками океанической коры.
Например, Сейшельские острова и их подводное основание –
Сейшельская банка. Еще более крупное образование – подводные
окраины Новой Зеландии, которые вместе с ней образуют массив
материковой коры мезозойского возраста площадью более 4 млн.
кв. км. Плосковершинные поднятия Зенит, Натуралиста и другие в
Западно-Австралийской котловине Индийского океана также
сложены материковой корой.
Микроконтиненты (Мадагаскар, Маскаренский,
Сейшельский, Чагос и др.), представляющие
собой осколки Гондваны, разорванные
рифтингом Индийского океана