ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МИРОВОГО ОКЕАНА

Мировым океаном называется непрерывная водная оболочка Земного шара, над которой выступают элементы суши – материки и острова и которая обладает единством, т.е. взаимосвязанностью частей и общностью солевого состава. Мировой океан как водная оболочка Земли, в отличие от суши, представляет собой единое, целостное природное тело. Единство океана как водной массы обеспечивается его специфическими особенностями (Физическая география Мирового океана, 1980):

– Океан обладает огромной поверхностью (361 млн. км²) и колоссальным объемом вод (1,3 млрд. км³);

– постоянством солевого состава и небольшим изменением плотности океанических вод;

– в толще вод океана вертикальные различия океанологических характеристик вполне сравнимы с пространственными;

– жизненная среда океана непрерывна;

– движение вод океана непрерывно;

– воды океана обладают соленостью;

– в океане нет резких природных границ;

– в Мировом океане осуществляется глобальный механизм трансформации энергии и обмена веществ.

Воды Мирового океана образуют основную часть гидросферы Земли – океаносферу. Общий объем воды на планете составляет 1386 млн. км³, из которых на воды океана приходится 96 %, т.е. 1338 млрд. км³. Мировой океан покрывает почти ¾ поверхности Земли, что составляет 361 млн. км² или 71% её территории. Относительно общих размеров нашей планеты Мировой океан – лишь тонкий слой воды, однако толщина этого слоя в 3,14 раза превышает среднюю высоту суши, а площадь распространения почти в 2,5 раза.

В отличие от земной поверхности, состоящей из отдельных разрозненных массивов различных размеров, Мировой океан представляет собой единое целое. Его воды имеют неравномерное распределение по поверхности Земли по полушариям и отдельным широтным поясам. Более водным является южное полушарие, где поверхность воды составляет 81 %. В северном полушарии на долю Мирового океана приходится уже 61 %. В отдельных широтных зонах суша преобладает над океаном – в северном полушарии на широтах 50-70°, а в южном - 75° и южнее.

Наибольший удельный вес суши в общей поверхности широтного пояса (72 %) приходится на параллель 70° с., а наибольшее преобладание водной поверхности (99,9 %) – на параллель 60° ю. ш. Земной шар делят иногда на так называемые океаническое и материковое полушария, граница между которыми проходит по большому кругу, пересекающему экватор вблизи меридианов 90° в. и 90° з. д.

В океаническом полушарии, «полюс» которого расположен в координатах 47°15′ ю.ш. и 177°30′ в.д., водная поверхность занимает 90,6 % всей площади. Здесь расположены Антарктида, Австралия, небольшая часть Южной Америки, а так же ряд крупных островов севернее и северо-западнее Австралии. В материковом полушарии («полюс» – 47°15′ с.ш., 2°30′ з.д.), где расположена основная часть суши, водная поверхность занимает 51 % территории всего полушария.

Часть Мирового океана, расположенная между материками, обладающая большими размерами, самостоятельной системой циркуляции вод и атмосферы над ней, существенными особенностями гидрологического режима, называется океаном. Вопрос о границах океанов и морей дебатируется уже более 150 лет. К сожалению, до сих пор нет общепризнанного подразделения Мирового океана и общепринятых границ океанов, морей, заливов и проливов.

Границы Мирового океана, принятые в 1953 г. Международным географическим обществом, делят его на четыре океана: Атлантический, Тихий, Индийский и Северной Ледовитый. Каждый из этих океанов рассматривается без входящих в него морей, а Атлантический и Тихий океаны разделены на северную и южную части по экватору.

На юге границы между Атлантическим, Индийским и Тихим океаном проведены по меридианам южных оконечностей Южной Америки, Африки и Австралии (о. Тасмания) до Антарктиды. Для удобства составления морских карт водные границы океанов и морей определяются по меридианам, параллелям и локсодромии (от греч. loxós – косой и dromos – путь; линии, пересекающие меридианы под постоянным углом), т.е. таким образом, чтобы на картах они были представлены прямыми линиями. Однако, границы, принятые Международным гидрографическим бюро, не нашли широкого признания.

В разных странах, и в научной литературе и в географических атласах, до настоящего времени приводятся существенно различающиеся между собой подразделения Мирового океана: он делится на три, четыре и даже пять океанов. Так, например, в Германии принято выделять лишь три океана. Северный Ледовитый океан включается под названием «Северное полярное море» или «Арктическое море» в состав Атлантического океана.

Границы этого океана так же проводятся по-разному: в одних случаях Норвежское и Гренландское моря относят к Северному Ледовитому океану, в других – к Атлантическому. Некоторые географы выделяют Южный океан (Антарктический океан, Южное море), состоящий из южных окраин Атлантического, Индийского и Тихого океанов и окружающий Антарктиду.

В отечественной географической литературе Мировой океан принято подразделять на четыре океана: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый.

Тихий океан, часто называемый Великим, – самый большой по площади и объёму вод и самый глубокий (и по средней, и по предельной глубине). Он покрывает более 1/3 поверхности Земли (181 млн. км²). Наибольшая глубина Тихого океана (и в Мировом океане в целом) 11 022 м; она измерена экспедицией советского исследовательского судна «Витязь» в 1957 году в Марианском желобе. Его средняя глубина примерно на 200 м превышает среднюю глубину Мирового океана, составляющую около 3700 м.

Тихий океан охватывает водные пространства между Азией и Америкой, от Берингова пролива до Антарктиды. На юго-востоке его граница с Индийским океаном проходит от п-ова Малакка (долгота 98° 18′ в.) через острова Суматра, Ява, Сумба, Тимор, Танимбар и Чут до Новой Гвинеи и далее до Австралии (11°05′ ю.ш., 142°03′ в.д.), от Австралии до о. Тасмания и от него по меридиану 146°55′ в.д. до Антарктиды.

Атлантический океан – второй по величине (94 млн. км²). Он представляет собой относительно узкий (шириной около 5 000 км) S-образный бассейн, протягивающийся от Арктики до Антарктиды. Атлантический океан самый протяжённый с севера на юг. Северная граница океана проходит от побережья Норвегии (на северной широте 61°) через Фарерские острова и о. Исландия до Гренландии (на широте 70°09′), далее по юго-восточному и юго-западному побережьям этого острова до параллели 70° с.ш., по этой параллели до Баффиновой Земли и по восточной границе Гудзонова пролива до п-ова Лабрадор. Южной границей служит побережье Антарктиды.

На юго-западе граница с Тихим океаном проходит от Южной Америки (на западной долготе 69°55′) через острова Хозисон и Смит (Бородино), входящие в архипелаг Южных Шетландских островов, до Антарктического полуострова в Антарктиде (на 61°12′ з.д.), а на юго-востоке граница с Индийским океаном – по меридиану м. Игольный (20° в.д.) от Африки до Антарктиды. Атлантический океан немного мелководнее (примерно на 200 м), чем Мировой океан. Его максимальная глубина – 8742 м зарегистрирована в глубоководном желобе Пуэрто-Рико.

Индийский океан– третий по своей величине океан (74 млн. км²). Он простирается между Австралией на востоке и Африкой на западе и от Азии до Антарктиды. Его водные границы с другими океанами были приведены выше. Средняя глубина Индийского океана 3840 м и приблизительно равна средней глубине Мирового океана, максимальная - 7729 м находится в Яванском желобе.

Северный Ледовитый океан представляет собой округлый, окружённый сушей, полярный бассейн небольших размеров (12 млн. км²) с центром около Северного полюса. Он мелководный – средняя глубина составляет всего 1 117 м, максимальная – 5 527 м в котловине Нансена. Почти круглый год океан покрыт льдами. Северный Ледовитый океан связан с Атлантическим только проливами между Гренландией и Исландией и между Исландией и Северной Европой.

Из общей площади водной поверхности Мирового океана существенную часть занимают моря и большие заливы – почти 1/6 его часть, около 60 млн. км² , из которых более 25 млн. км² приходится на Тихий океан, около 15 млн. км² – на Атлантический, около 10 млн. км² – на Индийский и около 8 млн. км² – на Северный Ледовитый океан. По удельному весу морей в общей площади океанов первое место занимает Северный Ледовитый океан (56%), далее следует Атлантический (16%), Тихий (14%) и Индийский (13%) океаны. Наиболее глубоко в материк врезаются моря Атлантического океана. Здесь находятся наиболее значительные внутренние моря (Средиземное и др.).

Море– это сравнительно небольшая часть океана, вдающаяся в сушу или обособленная от других его частей берегами материков, полуостровов и островов. Море обладает геологическими, гидрологическими и другими чертами, существенно отличающимися от соответствующих черт океана. Чем более замкнуто море сушей, тем в большей степени оно отличается от океана. Условно морем называют некоторые открытые части океанов, например, Саргассово море, некоторые заливы (Гудзонов, Мексиканский) или некоторые крупные озёра (например, Каспийское, Мёртвое).

По степени обособленности и особенностям гидрологического режима моря подразделяют на: внутренние (внутриматериковые и межматериковые), окраинные и межостровные.

Внутренние моря – это моря, глубоко вдающиеся в сушу и сообщающиеся с океаном или с прилегающим морем проливами. Внутренние моря имеют затруднённую связь с океаном, поэтому их гидрологический режим существенно отличается от гидрологического режима прилегающих районов океана. Межматериковые моря расположены между двумя или несколькими материками (например, Средиземное море, Красное море). Внутриматериковые морянаходятся внутри какого-либо материка. К морям этого типа относятся моря Азовское, Балтийское, Белое.

Окраинные моря отделяются от океана островами или полуостровами, или вдаются в материк и имеют относительно свободную связь с океаном, поэтому гидрологический режим этих морей имеет большое сходство с режимом смежных районов открытого океана. К числу окраинных морей относятся моря Баренцево, Чукотское и др. Они расположены обычно на шельфе.

Межостровные моряокружены кольцом островов или архипелагов, пороги между которыми препятствуют свободному водообмену с открытой частью океана (например, Яванское море, море Фиджи или Банда).

Выделение морей, их границ, размеров и даже названий не совсем ещё установилось; даже число морей по разным данным сильно отличается: от 17 (Маркус, 1930) до 89 (Вюст, 1936). По подразделению, принятому Международным гидрографическим бюро (МГБ) и Межправительственной океанографической комиссией (МОК) ЮНЕСКО в целях упорядочения международного обмена океанографическими материалами, насчитывается 59 морей. В океанах и морях выделяются также отдельные их части и районы, отличающиеся очертаниями, морфологией дна и гидрологическим режимом. Это – заливы, бухты, лиманы, лагуны, фиорды, проливы.

Залив– часть океана или моря, вдающаяся в сушу, но имеющая свободный водообмен с остальной частью открытого океана или моря (за исключением особых случаев одностороннего стока морских вод в залив, например, Сиваш). Вследствие свободного водообмена, залив по гидрологическому режиму мало отличается от прилегающего района океана или моря. В виде примеров можно назвать заливы Бискайский и Гвинейский в Атлантическом океане, Аляска в Тихом океане, Бенгальский в Индийском.

Иногда название залив даётся отдельным частям океана, которые по своему гидрологическому режиму являются морям. Так, например, Мексиканский, Персидский и Гудзонов заливы следует отнести к морям, а море Бофорта правильнее считать заливом. Однако традиционные названия довольно прочно укрепились и в практике, и в науке.Бухта(от нем. bucht) – небольшой залив, сильно отчленённый мысами или островами от основного водоёма (океана или моря). Бухты обычно хорошо защищены от ветров и часто используются для устройства портов. Примером таких водных объектов могут служить Цемесская бухта в Чёрном море (Новороссийский порт), Золотой рог в Японском море (Владивостокский порт), Находка (там же).

Лиман(от греч. limēn – гавань, бухта) – это залив с извилистыми невысокими берегами, отделённый от моря песчаной косой с узким проливом, соединяющим лиман с морем; образующийся при затоплении морем долин равнинных рек в результате относительного погружения прибрежных частей суши (например, Днепровский и Днестровский лиманы на побережье Чёрного моря). На гидрологический режим лиманов может сильно влиять впадающая в него река. Эти водные объекты часто относят к озёрам или устьевым областям рек.

Губа– распространённое на севере России поморское название далеко вдающихся в сушу морских заливов и бухт, в которые обычно впадают крупные реки (Чёшская в Баренцевом море, Обская в Карском море).

Фиорд(от норв. fjord) – узкие глубокие морские заливы с высокими крутыми и скалистыми берегами, возникшие в результате обработки древним ледником и последующим затоплением морем речных долин и тектонических впадин. Они имеют длину до 200 км. и более, и глубину свыше 1 км. Они наиболее распространены в Норвегии (Согнефиорд), Гренландии, Чили и др.

Фьёрд(от швед. fjärd) – мелководный залив с невысокими, но крутыми скалистыми берегами и множеством скалистых островов. Многочисленны в Швеции и Финляндии.

Пролив – относительно узкое водное пространство, разделяющее какие-либо два участка суши и соединяющие смежные водные бассейны (отдельные океаны, моря или их части). Например, Берингов пролив, соединяющий Тихий и Северный Ледовитый океаны и разделяющий Азию и Америку; Гибралтарский, соединяющий Средиземное море с Атлантическим океаном и разделяющий Европу и Африку; Лаперуза между островами Сахалин и Хоккайдо, соединяющий Охотское и Японское моря.

Шириной пролива считают расстояние между разделёнными водой участками суши, длиной пролива – расстояние между основными водными объектами (между входным и выходным створами). Предельные величины проливов: длина около 1760 км (Мозамбикский), ширина 1120 км (Дрейка).

Происхождение впадин океанов.Множество гипотез о происхождении впадин океанов можно объединить в три основные группы (Физическая география Мирового океана, 1980):

– первичности океанов, т. е. образование их в период возникновения самой земной коры;

– вторичного образования впадин в пределах отдельных участков материковой коры;

– формирования океанов в процессе горизонтальных движений глыб земной коры.

Согласно первой гипотезе земная кора океанического типа сформировалась еще в архее, до образования кислородно-азотной атмосферы и покрывала весь земной шар. Вулканические и изверженные породы при охлаждении Земли явились основой базальтового слоя планеты, т. е. первичной базальтовой коры. Рельеф не был расчленен на впадины и выступы. Существовали лишь понижения, заполненные водой.

Первичная базальтовая кора представляла собой пленку пузырчатого силикатного вещества, напоминающего пемзу. Вулканическая деятельность приводила к образованию первичных возвышенностей. Вода размывала эти возвышенности, и в мелководных бассейнах начался процесс терригенного осадков накопления (из продуктов выветривания).

Накопленные вулканические породы (лавы и туфы), песчано-глинистые осадки и химические отложения в результате метаморфизма превратились в комплекс амфиболитов и гнейсов, которые явились древнейшими породами в первичных ядрах будущих континентов. Дальнейшее преобразование земной коры шло через геосинклинальный процесс.

В протерозое (следующие 2 млрд. лет) закладываются крупные прогибы. Их развитие сопровождалось вулканизмом и складчатостью. Осадочные и вулканические отложения подверглись уплотнению, перекристаллизации и гранитизации. Геосинклинальная область испытывала поднятие и консолидировалась. Все эти процессы привели к возникновению в конце протерозоя гранитно-метамор-фического фундамента, который «спаял» архейские массивы между собой, и к началу палеозоя образовался монолитный остов древних платформ.

Древние платформы занимали значительно меньшую площадь, чем в современное геологическое время. Примерно 85 % земной поверхности занимали пространства океанической коры. В мелководном океане с множеством вулканических островов объем воды был значительно меньше, чем сейчас. Его дальнейшее развитие сопровождалось углублением котловин и увеличением объема воды. По мере увеличения расчлененности рельефа суши и развития органической жизни возросли процессы терригенного и биогенного осадконакопления.

В последующие геологические эры (палеозой, мезозой и кайнозой) происходило наращивание площади материков и оформление их переходных зон. Геологические процессы приводили к изменению в соотношениях суши и акватории, размеров материков и океанов, их объединению или распаду. В частности, в результате альпийского орогенеза исчез океан Тетис, закрытие которого началось в мелу. В мезозой начали формироваться срединные океанические хребты.

Гипотеза о первичности Океана не объясняет существование микроконтинентов (Европы, Сибири, Казахстана и Китая) и распад Гондваны.

Гипотеза о вторичности океанических впадин возникла давно и имела большое число сторонников (начиная с Э. Зюсса). Суть ее заключается в следующих позициях. Образование океанических впадин происходит на месте материков. Так, Атлантический океан возник в результате «обрушения» части континента, существовавшего между Европой и Северной Америкой (Штиле, 1964). Интрузии основных изверженных пород настолько интенсивно проплавляют земную кору, что она теряет свои свойства, присущие ей под материками и превращается в кору океанического типа (Архангельский, 1941).

Дальнейшее развитие этой гипотезы принадлежит В. В. Белоусову (1968). Согласно его версии, образование океанов началось в конце палеозоя, когда расплавленный материал мантии начал подниматься вверх к поверхности в виде огромных диапиров, которые внедрялись в материковую кору и изливались на поверхность. Под тяжестью плотных метаморфических пород, слагающих этот тип земной коры, происходило опускание части материков и образование океанических впадин. Этот процесс назван «океанизацией» или «базификацией» земной коры. Океанические впадины всех океанов оформились в конце мела. В современное геологическое время «океанизация» земной коры продолжается в срединных океанических хребтах.

Превращение мощной материковой коры в тонкую океаническую у геофизиков (В.А. Магницкий и др.) не нашел объяснения: легкая кора не может погрузиться в плотное вещество мантии. Если это произошло, то переработке подвергся бы нижний базальтовый слой, а в океаническом типе коры сохранился бы верхний гранитный слой.

В последние годы наибольшей популярностью пользуется гипотеза формирования океанических впадин в результате дрейфа литосферных плит. Конвекционная ячейка существует 200-300 млн. лет (по оценкам Хесса, 1955). За это время мантийный материал, поднявшись в осевых частях срединно-океанических хребтов, двигаясь от хребтов к материкам, достигает зон, где он «всасывается» обратно в мантию.

Материки пассивно перемещаются на этом мантийном материале. Дно океана замещается новым мантийным материалом и обновляется каждые 300-400 млн. лет. Это объясняет наличие сравнительно маломощного чехла осадочных пород на дне океанов, отсутствие горных пород древнее юры (195-135 млн. лет назад) и малое количество вулканических подводных гор.

Геологическое строение океанической земной коры.Общая мощность океанической земной коры варьирует от 5 до 15 км, средняя составляет 6-8 км. По своему строению она принципиально отличает­ся от континентальной, так как полностью выпадает гранитный слой. Океаническая кора состоит из 3 слоев: осадочного, базальтового и габбро-серпентинитового.

Осадочный (первый) слой с поверхности покрывает дно океана. Его мощность колеблется от нескольких метров до 2 км вбли­зи континентов и на некоторых крупных подводных плато и возвышенностях, удаленных от ма­териков. На участках крутого уклона (уступы, склоны гор и др.) осадки соскальзывают, об­нажая породы второго и третьего слоев. Наименьшая мощность осадочного слоя наблюда­ется в пределах срединно-океанических хребтов. Дно рифтовой долины покрыто тонким (менее 1 мм) слоем органогенных осадков.

В океаническом ложе мощность осадков не пре­вышает 500 м и закономерно увеличивается при движении от срединно-океанических хребтов к континентам. Аномально высокие мощности установлены по перифериям океанов (периокеанические прогибы), превышая 15 км, и в котловинах окраинных морей (Охотское, Японское).

Стратиграфический диапазон осадочного слоя океанской коры – от позднеюрского до голоценового. Распределение разновозрастных осадков на дне Мирового океана носит закономерный характер: в центральных районах (срединно-океанические хребты) распола­гаются наиболее молодые (современные) образования, а по мере приближения к континен­там все более и более древние покровы. Такое изменение в пространстве возраста осадочных пород океана свидетельствует о его последовательном раскрытии вдоль рифтовой долины и исчезновении древних отло­жений в зонах субдукции.

Базальтовый (второй) слой океанской коры сложен чередующимися базальто­выми лавовыми потоками, брекчией, вулканическим пеплом и долеритовыми дайками (интрузивный аналог базальта).

Верхняя часть базальтового слоя формировалась в условиях подводного вулканизма, проявляющаяся в виде гигантских поверхностей базальтовых потоков различной формы. Иногда потоки лав перекрывались донными осадками, образуя своеобразный «слоеный пи­рог». С глубиной количество и мощность базальтовых пластов увеличиваются, а слои оса­дочных пород исчезают.

В нижней части базальтового слоя располагаются долеритовые дайки, образующие систему субвертикальных трещин, которые ранее служили каналами для базальтовых лав, изливавшихся на океанское дно. Мощность базальтового слоя варьирует от 1,5-2,0 км (в районах под­водных поднятий) до 500 м (в наиболее глубоких впадинах).

Образование базальтового слоя происходит в зоне рифтовой долины срединно-океанических хребтов. Вулканизм хребтов связан с плавлением мантийных пород при сня­тии давления. Когда две смежные океанские плиты расходятся в стороны, горячие ман­тийные породы поднимаются и заполняют образующийся промежуток. В первую очередь плавится базальтовая составляющая мантии, так как имеет наиболее низкую температуру плавления. При этом происходит выплавление базальта, из которого формируется второй слой океанской коры.

Габбро-серпентинитовый (третий) слой называют истиннымфундаментомокеанской коры. Он прослеживается стабильно во всех частях океанов и характеризуется постоянством мощности (5-6 км) и скорости распространения сейсмоволн. Этот слой сложен в основном габброидами и серпентинизированным перидотитом – ультраосновной магматической породой мантийного происхождения, видоизмененной в результате контакта с океанскими водами.

Верхняя часть слоя представлена габбро, которые образовались при медленной кри­сталлизации базальтовых расплавов в магматическом очаге. Нижняя часть – состоит из серпентинитов, возникших при гидратации основных пород мантии по трещинам литосферы.

На материковых окраинах, в пределах шельфа, земная кора имеет строение типич­ное для материков, но это – так называемая субконтинентальная кора. Под осадочным чехлом здесь залегает гранитный слой. Под ним располагается базальтовый. Средняя мощность коры на шельфах составляет около 30 км. Осадочный чехол на материковых окраинах залегает на поверхности складчато-метаморфического фундамента, состоящего из гранитов, гней­сов, кристаллических сланцев, кварцитов, мраморов и других метаморфических пород.

В районах выхода к побережьям древних платформ фундамент имеет докембрийский возраст, а в зонах распространения палеозойской складчатости (каледонид, герцинид) – возраст от силурийского до пермского. Рельеф поверхности фундамента на шельфах большей частью не согласуется с современным подводным рельефом.

В связи с довольно большой расчлененностью рельефа фундамента осадочный че­хол материковых окраин имеет значительные изменения мощностей. Возраст их колеблется от триасово-юрского до кайнозойского, но в некоторых прогибах в основании осадочной толщи встречаются и нижнепалеозойские породы. На узких шельфах вдоль открытых по­бережий (например, шельфы Африки, Южной Америки, Австралии) пачки осадков залега­ют моноклинально, с наклоном в сторону океана, что обусловлено длительным погружени­ем материковых окраин в мезозое и кайнозое.

На широких шельфах (например, Северное и Охотское моря) чередуются прогибы с мощной толщей отложений и поднятия фундамента, где мощность осадков сокращена. В зоне материкового склона мощ­ность осадков повсеместно увеличивается книзу, достигая максимума в предматериковых прогибах, где за счет их накопления произошла инверсия рельефа от прогибов к наклон­ным равнинам.

В переходных зонах на островных дугах и подводных хребтах фундамент сложен мезозойско-кайнозойскими складчато-метаморфическим и вулканогенным комплексами пород, а на дне котловин краевых морей он образован, как правило, позднемеловыми и па­леогеновыми покровами базальтов. Рельеф фундамента здесь согласуется с современным рельефом, что объясняется геологической молодостью переходных зон.

На подводных склонах хребтов и островных дуг залегают осадки неогенового воз­раста. В котловинах краевых морей наблюдаются толщи кайнозойских, а местами и верхне­меловых, отложений от 1 до 12 км мощностью, заполняющих впадины фундамента.

На ложе океана поверхность фундамента образована кровлей второго слоя земной коры, сложенного толеритовыми базальтами различного возраста. На островах и вершинах подводных гор преобладают щелочные базальты, а в зонах разломов встречаются долериты, габброиды и ультраосновные породы (перидотиты, серпентиниты и другие). Возраст базальтов фундамента закономерно увеличивается в обе стороны от оси срединно-океанических хребтов – от неоген-четвертичных в рифтовых до позднеюрско-мелового вбли­зи материковых окраин. Основные черты рельефа фундамента совпадают с общим морфоструктурным планом ложа океанов. Осадочный чехол состоит здесь из рыхлых (терригенные и биогенные илы, глубоководные глины), полууплотненных (илы, мергели, вулканические пеплы, рыхлые известняки) и уплотненных (плотные известняки, кремни, песчаники) отложений.

Распределение мощностей осадочного чехла на ложе океа­на характеризуется четко выраженной симметричностью относительно оси срединно-океанических хребтов. На флангах хребтов осадки имеют гнездовое распространение, за­полняя межгрядовые долины мощностью от 100 до 300 метров. В рифтовой зоне осадки отсутствуют, залегая тонким слоем лишь в желобах поперечных разломов и некоторых продольных ложбинах.

В зонах абиссальных холмов осадки не только заполняют ложбины, но и облекают холмы и гряды, а также хоронят мелкие неровности рельефа фундамента. Мощность их 300-600 м, до 1 км в ложбинах. На абиссальных равнинах мощность осадочного чехла около 1 км и чуть более, а в предматериковых прогибах – 3-4 км, местами до 8-10 км и бо­лее.

Существуют различия в общей мощности осадочного чехла котловины отдельных океанов, обусловленные их размерами и удаленностью от источников сноса терригенного материала. Наиболее значительные мощности наблюдаются в Северном Ледовитом океане, Северной Атлантике и северной части Атлантического и Индийского океанов, и отдельных районов Тихого океана. Наименьшие мощности (не более 400-500 метров) отмечаются на огромных просторах котловин Тихого океана.

В целом же закономерное увеличение мощ­ностей и возраста осадочного чехла относительно оси срединно-океанических хребтов, как и возраста пород фундамента, свидетельствует о формировании их в условиях последова­тельного раздвижения литосферных плит с образованием в рифтовых зонах новой, моло­дой океанической коры.

Рельеф дна.Несмотря на то, что морфологию дна Мирового океана изучают сравнительно давно, существуют различные точки зрения на выделение форм подводного рельефа и их размеры. Это объясняется пока недостаточно полной изученностью дна океанов. Наибольшее распространение получили глубины от 3 до 5 км (53,5 %). Они занимают 73,8 % всей площади океанов. Глубины от 3 км до 200 м – 16,5 %, и только 7,2 % поверхности – глубины менее 200 м. Средняя глубина Мирового океана равна – 3794 м.

В зависимости от глубины Мировой океан подразделяют на следую­щие батиметрические зоны: литоральную (прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров), неритовую (до глубины около 200 м), батиальную (до глубины около 3 км), абиссальную (от 3 до 6 км), гипабиссальную (глубже б км). С конца XIX века установилась традиция отожде­ствлять различные глубины Океана с основными формами рельефа его дна, выделяя материковую отмель (до 200 м), континентальный склон (от 200 м до 2-3 км), ложе океана (от 3 до 6 км) и глубоководные впадины (глубже 6 км).

Рельеф дна Мирового океана в основном горный и холмистый и по своей сложности и разнообразию не уступает рельефу суши. Его дно может быть подразделено на следующие геоморфологические структуры: геотектуры (планетарные морфоструктуры), региональные, локальные (морфоскульптуры) и микрорельеф.

К геотектурам относятся крупнейшие морфоструктуры, имеющие всеобщее рас­пространение и переходящие из одного океана в другой: подводные окраины континентов, переходная зона, океаническое ложе, срединно-океанические хребты. К региональным морфоструктурам (внутри геотектур) относят подводные хребты, островные дуги, возвышенности, валы, плато, котловины желоба. При более детальном расчленении рельефа выделяют локальные структуры (морфо­скульптуры): горы, холмы, уступы, террасы и др. Наконец поверхность всех указанных морфоединиц осложнена микрорельефом.

Рассмотрим каждую из геоморфологических структур. Подводные окраины континентовзанимают площадь 80,61 млн. км², что со­ставляет 22,4 % общей площади Мирового океана. В ее состав входятшельф, материковый (континентальный) склон, материковое (континентальное) подножие.

Шельф (от англ. shelf - полка, выступ, отмель) - подводная равнина вокруг мате­риков, простирающаяся от береговой линии до глубины, на которой резко увеличивается крутизна дна. Он является продолжением прибрежных материковых равнин. Углы наклона шельфа обычно не превышают 1°.

Ширина шельфов колеблется от 1 до 1 500 км, составляя в среднем 78 км. Наиболее широки шельфы Северного Ледовитого океана, а самые глубоководные (около 350 м) шельфы окружают Антарктиду. Общая площадь шельфов составляет 31,08 млн. км², т.е. 8,6 % поверхности Мирового океана.

Фундамент шельфов слагают континентальные геологические структуры, перекры­тые осадочным чехлом, маскирующим коренное ложе, что и обуславливает значительную выравненность рельефа (неровности обычно не превышают 20 м). Однако неотектонические движения и дислокации, хотя и в сгла­женном виде, находят свое выражение на поверхности шельфов, особенно прилегающих к прибрежным горным районам.

На шельфах имеются отрицательные формы рельефа – подводные каньоны, краевые впадины, линейные депрессии (U-образные каналы, межваловые низины, долины, ледниковые выемки, рифовые каналы). Все они являются транспортными артериями осадочного материала. Положительные формы рельефа – это банки и гряды структурного или аккумулятивного характера (гряды, песчаные валы и отмели, рифы, террасы, бровки, сбросовые уступы и др.).

Характер рельефа современных шельфов обусловлен множеством факторов, главными из которых являются: ширина шельфа, интенсивность поставки осадочного материала и его тип, гидродинамическая энергия, колебания уровня моря, климатический и палеоклиматический режим, деятельность живых организмов и химические процессы. Действие такого довольно большого количества факторов обусловило и достаточно большое морфологическое разнообразие шельфов. Выделяют два основных типа шельфов: гляциальные (ледниковые) и нормальные (внеледниковые).

Гляциальные шельфы приурочены к областям развития современных и четвертичных оледенений. Они расположены в Северном Ледовитом океане, северных частях Атлантики и Тихого океа­на, Антарктике. В пределах ледникового шельфа рельеф более расчленен - поднятия сменяются кот­ловинами, продольными и поперечными полостями глубиной 600-700 м (шельф Лабрадора, Гудзонова залива, Ньюфаундленда, Новой Шотландии).

Расчлененность объясняется до­полнительным воздействием тектонического фактора. Например, желоба являются про­должением крупных разломов, установленных на прилегающей суше (Лабрадорский), либо продолжением фиорда (Гренландский и Норвежский), в образовании которого определяющую роль играл тектонический фактор. Шельфы, расположенные южнее областей воздействия ледников, характеризуются широким распространением реликтовых затопленных речных долин (например, долины против устья реки Гудзон и подводный каньон Блок).

Нормальные шельфы внеледниковых областей имеют выровненный, террасовидный рельеф. Они широко распространены в Атлантическом и Индийском океанах, в восточной части Север­ного Ледовитого океана. Основным рельефообразующим фактором явилась речная эрозия в период низкого стояния уровня Океана.

В экваториальных широтах шельфы осложнены биогермами, возникшими в резуль­тате деятельности кораллов и известковых водорослей (подводные и надводные рифы). Обилие биогерм маскирует эрозионные и абразивные формы рельефа и создает новые морфоструктуры и морфоскульптуры поверхности дна. Такие шельфы называются карбонатными(Юкатанский, лагуна Большого Барьерного рифа).

Материковый (континентальный) склон начинается на глубине 200-600 м рез­ким перегибом дна. Склоны выражены в виде огромного простого уступа, либо в виде се­рии уступов, осложненных ступенями, террасами, глыбовыми расчленениями и каньонами. Средний угол наклона в его пределах равен 3-4º, местами до 45° и лишь в редких случаях угол достигает 90°. На участках резкого уклона осадки под воздействием силы тяжести со­скальзывают, обнажая скалисты породы.

Материковый склон – это сравнительно узкий участок океанического дна, его ширина меняется от 8 до 270 км. Площадь равна 24,5 млн. км², что составляет 6,8 % площади Ми­рового океана. Высота склона в среднем от 3 км (котловины окраинных морей) до 6 км (ост­ровные дуги), а иногда более 10 км (Марианская островная дуга).

Континентальный склон совместно с шельфом образует континентальную террасу.

В пределах материкового склона выделяют дветипичные формы рельефа: крутые уступы и поперечные подводные каньоны.

Череда крутых уступов не замаскирована осадками, а расположенные между ними субгоризонтальные ступени покрыты рыхлыми илами. Крупные ступени, шириной десятки и сотни километров, выделяют как краевые плато, которые представляют собой погруженные блоки континентальной окраины, перекрытые осадоч­ным чехлом (плато Блэйк, Гвинейское, Сан-Паулу, Фолклендское в Атлантическом океане; Чукотское, Норвежское, Исландское в Северном Ледовитом океане; Мозамбикское, Эксмути и Натуралиста в Индийском океане; Квинсленд и Новозеландское в Тихом океане).

Поперечные подводные каньоны – это глубоковрезанные V-образные долины эрозионно-тектонического происхождения, по которым с континентов поступает обломочный материал, перемещаемый мутьевыми (суспензионными) потоками. Часто подводные каньоны являются продолжением современных речных долин крупных рек (Гудзон, Конго, Амазонка, Нигер, Ганг, Миссисипи и др.). Протяженность каньонов достигает многих сотен километров.

Материковое (континентальное) подножие располагается между континентальным склоном и дном океанских котловин. Верх­няя граница проходит на глубине 2-4 км, нижняя – порядка 5 км. Это наклонная слабовол­нистая равнина шириной от 200 до 1000 км, имеющая форму вогнутой кривой, выполаживающейся в сторону океана. Углы наклона не выходят за пределы 10°. Площадь материко­вого подножия – 25 млн. км² , или 7 % площади Мирового океана. Континентальное подножие сложено толщей осадков мощностью несколько километров, накопившейся у основания континентального склона за счёт сноса с континентов. В осадочное тело подножия врезаны подводные каньоны и долины, которые служат путями переноса осадочного материала Важная особенность материкового подножия в том, что именно здесь интенсивно накапливается осадочный материал, сносимый с континента по подводным каньонам.

В устьях каньонов формируются мощные конусы выноса, в которых сосредоточены огромные массы терригенного материала. Один из наиболее круп­ных – Бенгальский, намытый рекой Ганг. Рельеф подножия выровненный, осложненный системой холмов высотой от 10 до 300 м (в среднем около 40 м). Предполагают, что это либо конусы выноса подводных кань­онов, либо результат оползания крупных блоков осадочных пород или намывающей дея­тельности придонных течений. Аккумулятивные формы континентальных подножий лучше всего развиты в Атлантическом и Индийском океанах с более интенсивным поступлением, по сравнению с Тихим океаном, в эти бассейны терригенного материала с континента.

Кроме того, в пределах подножий выделены крупные тектонические прогибы (периокеанические прогибы), протяженностью сотни и тысячи километров с амплитудой прогибания свыше 10 км. В рельефе прогибы практически не выражены, так как заполнены мощной толщей осадков. Аккумулятивные процессы почти полностью подавляют тектони­ческие формы рельефа, придавая им сглаженный характер. В связи с этим предлагается различать два типа рельефа материковых подножий: аккумулятивный и структурно-вулканический.

По морфологическому строению подводные окраины континентов можно разделить на следующие три типа (Физическая география Мирового океана, 1980).

1. Пассивные – дивергентные – асейсмичные – атлантические, состоящие из шельфа, материкового склона и матери­кового подножия. Этот тип окраин присущ Атлантике, Северно-Ледовитому океану и западному сектору Индийского океана. Дивергентные окраины отражают переход от океана к континенту внутри жёсткой литосферной плиты. Такие окраины не являются границами плит. Они образуются в результате раскола континентов и зарождения нового океана. Континент вместе со спаянным участком океанской коры составляют единую плиту.

Такие окраины формируются на границах плит в ходе первичного континентального рифтогенеза, а затем отодвигаются от этих границ в противоположные стороны, постепенно охлаждаясь и погружаясь. Со временем они становятся районами сильного прогибания и накопления мощных осадочных толщ, достигающих 15 км и более. В результате тектонической стабильности на пассивных окраинах образуются широкие континентальные шельфы, широкие холмистые прибрежные равнины (например, Мексиканский залив, Жёлтое море), широкие лагуны и барьерные острова, обширные эстуарии.

Дивергентные окраины окаймляют Тихий и Северный Ледовитый океан, Индийский океан (без Зондской дуги), Антарктиду (без дуги Скоша), частично окраины Средиземного моря. К ним относят Красное море и Аденский залив, Калифорнийский залив, Восточно-Африканскую рифтовую систему, окраину Южной Австралии, моря Лабрадор и Норвежское и др.

2. Активные – конвергентные – сейсмичные - тихоокеанские, в состав которых входят шельф, континентальный склон и глубоководный желоб. Шельфы активных окраин узкие и ограничены глубоководными желобами. Континентальное подножие характерно только для пассивных окраин, на конвергентных границах плит, отмеченных глубоководными желобами, континентальные подножия отсутствуют. Активные континентальные окраины развиваются на границах двух сходящихся плит в результате деформации или деструкции (от лат. destructio – нарушение нормальной структуры) земной коры, часто связанной с её пододвиганием (субдукцией) в глубины земли.

Этот тип характерен для побережья Тихого океана. В отличие от пассивных окраин, континент и соседствующее с ним океанское дно принадлежат разным плитам. На большинстве конвергентных границ океанская кора пододвигается под континентальную (например, западная окраина Южной Америки). В других случаях океанская кора пододвигается под преобразованную океанскую (Малые Антильские и Южные Сандвичевы острова), а иногда континентальная кора уходит под континентальную (например, в геологическом прошлом Тибет, в таких случаях кора имеет сдвоенную мощность). В связи с тем, что для этого типа окраин характерны землетрясения, их называют также сейсмичными окраинами. К конвергентным окраинам приурочены океанские желоба, а также прибрежные горные цепи или островные вулканические дуги в зависимости от того, сталкиваются ли океанская плита с континентальной или две океанские плиты.

3. Трансформные окраины образуются в результате сдвиговых смещений плит относительно друг друга и могут пересекать как пассивные, так и активные окраины. Характеризуются слабо выраженными землетрясениями (Калифорнийский залив, зона разломов Хантер, Сан-Андреас, Королевы Шарлотты и др.).

Переходная зона является своеобразной межокеанической зоной дробления (крашинга) из-за необычности рельефа, состоящего из огромного количества островов, разделенных проливами и внутренними морями. Степень расчлененности рельефа этой зоны не имеет аналогов не только в пределах дна Мирового океана, но и на суше. Наиболее ярко она выражена вдоль северного и запад­ного побережий Тихого океана, от берегов Аляски до Новой Зеландии.

Ширина зоны достигает почти 4 тыс. км, протяженность – 12 тыс. км. Общая площадь пе­реходной зоны – 30,62 млн. км², или 8,5 % общей площади Мирового океана. Переходная зона включает в себя глубоководные котловины окраинных морей, островные дуги и глубоководные желоба.

Глубоководные котловины окраинных морей – это обширные депрессии с плоским или слаборасчлененным дном. Форма чаще овальная, изометрическая. Глубины составляют 3-5 км. Различают дватипа котловин окраинных морей:

–располагающиеся между материковой отмелью и островной дугой (Охотское, Южно-Китайское, Коралловое);

–ограниченные с внешней и внутренней сторон хребтами островных дуг (Филип­пинская).

Котловины представляют собой либо реликты океанического ложа, отшнурованные островными дугами и вовлеченные в процесс развития земной коры, либо новообра­зования в тылу этих дуг в результате местного растяжения и обрушения земной коры и из­лияния базальтовых лав. Например, серия котловин Средиземного (Альборанская, Алжиро-Прованская, Тирренская, Ионическая, Леванта) и Черного морей представляет собой ре­ликт древнего океана Тетис, западная часть которого еще не закрылась, а на месте восточ­ной сформировался Кавказско-Гималайский складчатый пояс. Дно котловин в основном выровнено, на некоторых из них возвышаются подводные плато, пороги и хребты, разделяющие котловины на ряд более мелких впадин (Японское море – возвышенность Ямато; Филиппинское море – хребет Кюсю-Палау).

В зависимости от проявления магматической деятельности различают активные ок­раинные моря с излиянием базальтов по разломам дна и неактивные.

Островные дуги - это система надводных и подводных горных хребтов, приуро­ченных к единому цоколю. Обычно хребты имеют дугообразную форму, иногда встречаются и прямолинейные (Тонга-Кермадек). Протяженность дуг – от 1000-2000 (Курильская, Марианская) до 3000-4000 км (Кюсю-Палау, Тонга-Кермадек).

Выделяют два типа островных дуг:

– молодые дуги, целиком сложенные вулканогенными породами (небольшие вул­канические острова);

– зрелые дуги, имеющие в основании континентальные или субконтинентальные складчатые структуры (крупные острова).

Кроме того, островные дуги подразделяют на одинарные (Идзу-Бонинская, Волкано), состоящие из двух-трех параллельных гряд (Курильская, Алеутская) и раздваивающиеся (Соломоновы острова). На островных дугах идет активная тектоническая деятельность, о чем свидетельст­вует их высокая сейсмичность и вулканизм. Считается, что именно здесь протекают наибо­лее важные метаморфические и магматические процессы, приводящие к формированию континентальной коры.

Глубоководные желобасопряжены с островными дугами и расположены с внешней стороны изгиба. Это своеобразные морфоструктуры, возникшие в результате ак­тивного, продолжающегося и в наше время, взаимодействия океанического ложа и дуг. В рельефе они выражены огромными прогибами длиной несколько тысяч километ­ров (Перуано-Чилийский желоб – более 6000 км) при ширине в пределах 20 км. Желоб имеет ассиметричную V-образную форму. Крутизна склонов различна: со стороны остров­ной дуги – 10-25°, а со стороны океана – 3-8°.

С глубиной крутизна возрастает, переходя порой в почти узкое ущелье (Тонга, Кермадек). Глубины в желобах почти в 1,5 раза больше, чем в прилегающих океанических кот­ловинах. При поступлении в желоб большого количества осадочного и вулканического ма­териала V-образная форма исчезает, и рельеф представляет собой плоскую или всхолмлен­ную равнину (часть Яванского желоба, южная часть Перуано-Чилийского желоба). Суще­ствование таких желобов устанавливается только по геофизическим данным.

В связи с тем, что переходная зона представляет комплекс элементов рельефа, выделяет несколько типов переходных зон: Витязевский, Марианский, Курильский, Японский и Средиземноморский (по Леонтьеву, 1974).

Витязевский тип представлен областью, включающий желоб Витязь. Для него характерно отсутствие четко выраженной островной дуги, малая мощность осадочного чехла в желобе и слабая сейсмичность.

ДляМарианского типа характерны четко выраженная островная дуга в основном в виде подводного хребта, очень глубокий желоб (глубже 11 км), интенсивная сейсмичность, малая мощность осадочного чехла в желобе и котловине (например, Марианская переходная зона).

Курильский типво многом сходен с Марианским, но отличается обособленностью морских котловин, субокеаническим типом земной коры, большими размерами островов, появлением участков субматериковой коры. Сейсмическая и вулканическая активность максимальны. Глубины желобов – 7,5-9,0 км.

Японскому типу характерно слияние островных дуг в единые мощные массивы суши в виде островов или полуостровов. Появляются крупные участки типичной материковой земной коры. Сейсмоактивность большая, однако вулканизм уже ослаблен. Глубина желобов от 6,5 до 8,5 км.Роль материковой коры в строении Средиземноморского типа переходной зоны нарастает. Субокеанические котловины представляют собой «окна», окруженные со всех сторон материковой корой. Бывшие островные дуги превратились в молодые горные сооружения, образующие край континента или полуострова. Вулканизм слабый. Глубоководные желоба с глубинами 5,0-5,5 км (Эллинский желоб в Средиземном море) сохранились в виде реликтов или отсутствуют вовсе. Сейсмичность остается достаточно высокой.

Океаническое ложепредставляет собой наиболее обширную по площади часть дна Мирового океана, занимающую 194,81 млн. км², или 54 % общей площади Миро­вого океана. В составе его рельефа выделяют глубоководные (абиссальные) равнины, подводные горы и океанские поднятия.

Абиссальные равнины располагаются между материковым подножием (атланти­ческий тип) или глубоководными желобами (тихоокеанский тип) и системой срединно-океанических хребтов в пределах глубин от 4 до 6 км. Наиболее мелководные равнины Ат­лантического океана (2,6-3,1 км), глубоководные – в Тихом океане (до 6,9 км). В зависимости от особенностей рельефа различают плоские и холмистые равнины.

Плоские равнины имеют субгоризонтальную поверхность с углами наклона не более 2-5°. Они ха­рактерны для Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов. Холмистые равнины присущи Тихому океану (80 % площади его ложа). Они изобилуют хол­мами высотой не более 500 м и горами высотой до 4 км. Образование холмов связано с внедрением лакколитов (караваеобразный интрузив). Они чаще встречаются группами. Диаметр холмов – от 1 до 10 км, крутизна склонов – 1-15°.

Подводные горы в зависимости от происхождения могут быть вулканическими (гайоты или гайо) и глыбовыми.

Вулканические горы чаще выражены плосковершинными конусами с крутизной склонов 5-15º . Некогда они поднимались над уровнем моря. В тропических районах вокруг них вырастали коралловые рифы, образуя рифовые пояса. В дальнейшем в результате нис­ходящих тектонических движений вулканические горы опустились под воды океана, оста­вив на своем месте кольцевые коралловые атоллы. Наиболее многочисленны гайоты в Ти­хом океане. Сросшиеся вулканы образуют вулканические хребты или цепи, подобно Гавай­ской гряде.

Глыбовые горы имеют тектоническое происхождение и связаны вертикальными и горизонтальными движениями земной коры.

Океанические поднятия разделяют равнины на отдельные котловины с перепа­дом высот до 2 км. Они имеют различные формы, от изометрических (Бермудское поднятие, Шацко­го) до линейно-вытянутых (Восточно-Индийский, Мальдивский, Лайн), в зависимости от направления разломов.

Срединно-океанические хребты и поднятия– это единая система, представляющая собой непрерывную цепь горных хребтов и поднятий, протягивающаяся по дну океанов на расстояния более чем 60 тыс. км, занимающая площадь равную 55,8 млн. км², или около 15 % площади Мирового океана и опоясывающая почти весь земной шар.

Срединно-океанические хребты и поднятия характеризуются специфическими формами рельефа, ано­мальными геофизическими полями, проявлением новейшей тектоники, сейсмичностью и вулканизмом. Они занимают серединное положение в Атлантическом и Индийском океа­нах, а в Тихом они смещены на восток к берегам Америки. Начинается система хребтов в Северном Ледовитом океане в виде хребта Гаккеля, юго-восточным продолжением которого на суше является Момский континентальный рифт в Восточной Сибири. На юго-западе срединно-океанический хребет протягивается через Норвежское и Гренландское моря, пересекает о. Исландию и продолжается вдоль оси Ат­лантического океана в виде Срединно-Антарктического хребта. На юге он переходит в Африканско-Антарктический хребет, который огибает Африку и далее сливается с систе­мой срединно-океанических хребтов и поднятий Индийского океана.

Восточнее Мадагаскара, в рай­оне о. Родригес, располагается узел сочленения трех ветвей этих хребтов и поднятий. Юго-западная ветвь протягивается до соединения с Африканско-Антарктическим хребтом. Северная ветвь постепенно поворачивает к западу и входит в Аденский залив, достигая затем района Афар в Эфиопии, где сочленяется с рифом Красного моря и Восточно-Африканской конти­нентальной рифтовой системой. Юго-восточная ветвь протягивается в сторону Тихого океана между Австралией и Антарктидой и продолжается далее в виде Южно-Тихоокеанского и Восточно-Тихоокеанского поднятий.

На севере Восточно-Тихоокеанское поднятие приближается к Американскому континенту, входит в Калифорнийский залив и переходит на сушу. Однако севернее параллели 40 с.ш. небольшая ветвь срединно-океанического хребта снова появляется у западного побережья Северной Америки. Еще два ответвления от Восточно-Тихоокеанского поднятия в сторону Южной Америки в районах Галапагосских островов и о. Пасхи.

Все хребты имеют общие черты строения. Повсеместно в пределах хребтов выделяются две основные морфоструктурные зоны:

– основная (рифтовая) зона или зона гребня, включающая в себя рифтовую долину, рифтовые горы и высокое «раздробленное плато»;

– зона склонов (флангов) со ступенями погружения.

Рельеф срединно-океанических хребтов резко расчленен, причем по мере удаления от оси горные шпили сменяются зонами холмистого рельефа и еще более выполаживаются в районе сочленения с глубоководными равнинами. Хребты состоят из горных систем, раз­деленных долинообразными депрессиями, вытянутыми в соответствии с общим простира­нием. Высота горных вершин достигает 4 км, общая ширина колеблется от 400 до 2000 км. В осевой зоне высота гор максимальна.

Здесь в пределах всех хребтов прослеживается уз­кая расселина – рифтовая долина Мирового океана. Ее ширина 10-40 км, глубина – от 1 до 4 км. Крутизна склонов 10-40°. Рифтовая долина наиболее молодая и тектонически наибо­лее активная часть срединно-океанических хребтов. Ее центральная часть состоит из за­стывших базальтовых куполов и рукавообразных потоков, расчлененных гьярами – трещи­нами растяжения без вертикального смещения шириной от 0,3-3 м до 20 м и протяженно­стью десятки метров.

Фланговая зона имеет блоково-глыбовое расчленение.

Отличительной формой рельефа срединно-океанических хребтов являются попереч­ные ущелья – трансформные разломы, нарушающие непрерывность хребтов. Ущелья разделяют их на отдельные сегменты и сдвигают в широтном направлении. Амплитуда смещения составляет сотни километров. Максималь­ная величина (до 750 км) замерена в экваториальных частях Срединно-Атлантического хребта и Восточно-Тихоокеанского поднятия. Глубина их достигает 7-8 км (Элтанин, Романш). Совместно с рифтовой долиной, которая также яв­ляется крупнейшим разломом земной коры, трансформные разломы образуют глобальный сейсмоактивный пояс с частыми землетрясениями и активно действующими вулканами.

К микрорельефу относят мелкие формы океанского дна, не превышающие несколько метров. Изучают его по подводным фотографиям. Выделяют три основных типа микро­рельефа: эрозионный, биогенный и хемогенный.

Они содержат миллиарды тонн металлов и помимо марганца богаты никелем, медью, кобальтом и др. металлами. Например, содержание меди и никеля в конкрециях, образующих широкий пояс к югу от Гавай