Особую категорию составляют линейные вулканические цепи. Наиболее известные из них — Гавайский архипелаг и острова Лайн в Тихом океане; цепочка последних протягивается на 4,5 тыс. км. На концах таких цепей располагаются действующие вулканы (остров Гавайи с вулканами Килауэа, Мауна-Лоа и Мауна-Кеа), а по мере продвижения вдоль них действующие вулканы сменяются потухшими — атоллами и, наконец, гайотами. Продолжением Гавайского архипелага служит Императорский хребет
Самое большое пространство океанского ложа занимают абиссальные равнины. Настоящими равнинами являются те, которые затянуты сплошным плащом осадков, но среди них возвышаются отдельные вулканические постройки — вулканическая деятельность проявляется и за пределами срединных хребтов. Кроме множества отдельных, обычно сравнительно небольших вулканических центров есть и более крупные сооружения вроде острова Реюньон в Индийском океане. Часто они встречаются группами, причём наряду с действующими вулканами и даже чаще последних наблюдаются потухшие подводные вулканы со срезанными вершинами, покрытыми рифовыми телами. Они известны под названием гайотов и особенно многочисленны в центрально- и юго-западной частях Тихого океана. Здесь многие из них выступают над уровнем океана в виде атоллов. Их скопления образуют островные группы Микронезии и Полинезии, а погруженные ниже уровня океана — подводные горы.
Таким образом, за счёт новообразования океанской коры в осевых зонах срединных хребтов идёт расширение океанских впадин — процесс, получивший название спрединга. Но скорость спрединга оказывается различной в разных океанах и на разных этапах их развития: она колеблется от 1 до 16–18 см в год и от значения этой скорости зависит морфология срединно-океанских хребтов — не все эти хребты и не на всём их протяжении осложнены рифтовыми долинами. В частности, последние нехарактерны для такого крупного хребта, как Восточно-Тихоокеанское поднятие, отличающееся наиболее высокой скоростью спрединга. Вообще рифтовые долины типичны для медленноспрединговых хребтов, где раздвиг коры происходит со скоростью первых сантиметров в год, а их отсутствие свойственно именно быстроспрединговым хребтам — более широким и с менее расчленённым рельефом. Именно благодаря этому срединный хребет Тихого океана (самый широкий и пологий) именуется поднятием, а не хребтом. В основе образования всех хребтов лежит подъём под ними разогретой и частично расплавленной мантии — астеносферы. Под быстроспрединговыми хребтами она поднимается до уровня первых километров от дна океана, и здесь происходит практически почти непрерывное выделение базальтового расплава на поверхность. А под медленноспрединговыми хребтами магмовыделение идёт прерывисто и во времени и в пространстве и магматические камеры периодически опустошаются, что и создает условия для проседания рифтовых долин.
На большей части своего протяжения срединноокеанские хребты рассечены вдоль оси глубокими и узкими щелями — рифтами, на дне которых расположены извергающие базальты вулканические постройки и выделяющие горячую, насыщенную сернистыми соединениями металлов воду гидротермы. Вокруг них образуются рудные скопления, которые в перспективе явятся важным источником цветных и даже драгоценных металлов. Установлено, что именно в рифтах происходит рождение новой океанской коры из базальтового расплава, поднимающегося из мантии за счёт её частичного плавления при снижении давления, вызванного разрывом и раздвигом более древней океанской коры. Последняя постепенно отодвигается от оси хребта к периферии океана, давая место новообразованной коре. Таким образом возраст коры удревняется по мере удаления от оси хребта и приближения к окраинам океана. Это старение океанской коры сопровождается её уплотнением вследствие охлаждения (глубинный тепловой поток, наиболее высокий на оси хребтов) и залечивания трещин выпадающими из раствора минералами. В результате кора становится более тяжёлой и погружается в мантию, в её астеносферный слой. Соответственно возрастает глубина океана. Этот процесс происходил сначала (первые 30–40 млн лет) довольно быстро, а затем замедлился, когда глубина океана достигла 4,5–5,0 км. Так, на периферии срединных хребтов возникли окаймляющие их широкие абиссальные равнины, достигающие в ширину, особенно в Тихом океане, нескольких тысяч километров.
Континенты:11 — 15 — горные хребты:11 — возникшие над зонами субдукции,12 — возникшие в зонах коллизии,13 — внутриконтинентальные телеколлизионного происхождения,14 — окраинно-континентальные,15 — рифтовые;16 — плоскогорья;17 — денудационные равнины;18 — низменности;19 — шельф и эпиконтинентальные моря;20 — покровы льда
Океаны: 1 — срединно-океанские хребты,2 — оси срединных хребтов,3 — абиссальные равнины и глубоководные котловины окраинных и внутренних морей,4 — крупные подводные поднятия ложа океана,5 — крупные подводные поднятия ложа океана, подстилаемые континентальной корой (микроконтиненты),6 — вулканические архипелаги,7 — вулканические архипелаги, погруженные ниже уровня океана,8 — глубоководные желоба,9 — островные дуги,10 — трансформные разломы
Главной чертой внутреннего рельефа океанов является система пронизывающих их подводных срединно-океанских хребтов. Эта грандиозная система общей длиной в 60 тыс. км, а с ответвлениями 80 тыс. км, шириной от нескольких сот до первых тысяч километров, возвышающаяся над абиссальными равнинами в среднем на 2,5 км, сопоставима по своему масштабу с горными системами суши. Не во всех океанах эти хребты занимают действительно срединное положение; последнее характерно для Атлантического и Индийского океанов, в то время как в Тихом океане хребет сильно смещён к его восточной окраине (рис. 3).Рис. 3. Основные черты рельефа поверхности Земли.
Рельеф дна океанов и его особенности
Но если кора современных континентов в основном древняя, в среднем не моложе 2 млрд лет, то кора океанов, как показали данные глубоководного бурения, нигде не старше 180 млн лет. Чем же это объясняется? Дело в том, что в океанах постоянно происходит процесс обновления коры и именно с этим связано образование основных черт рельефа океанского ложа.
Между первыми островками сиаля должны были обособиться пониженные участки рельефа, подстилаемые базальтовой корой, то есть океаны в геолого-геофизическом смысле этого понятия. Но были ли они океанами в географическом смысле, наполненными водой? На этот вопрос следует ответить утвердительно, так как жидкая вода появилась на Земле уже 3,8 млрд лет назад, судя по присутствию среди пород этого возраста в Гренландии разностей, отложенных в водной среде. Следовательно, к тому времени началась конденсация водяного пара, ранее содержавшегося в атмосфере. В дальнейшем атмосфера пополнялась за счёт выделения летучих из глубоких недр Земли вместе с вулканическими извержениями. Этот процесс должен был энергично протекать в течение архейской эры (4,0–2,5 млрд лет тому назад), и, стало быть, параллельно с дифференциацией коры на континентальную и океанскую и обособлением континентов и океанов шло заполнение океанских впадин водой. В следующие 2,5 млрд лет истории Земли шло, хотя и более медленно, разрастание континентальной коры и пополнение запаса воды в Мировом океане с соответствующим повышением его уровня и возрастанием глубины. К началу фанерозоя, то есть 540 млн лет тому назад, объём воды в океане и его уровень были уже близки к современным.
В этом вопросе ещё нет полной ясности. Достоверно установлено одно — подобная кора в соответствующем количестве не могла быть непосредственно выплавлена из мантии Земли, поскольку последняя сложена бедными кремнезёмом (< 45% SiO 2 ) породами — перидотитами. Поэтому необходимо допустить, что процесс континентального корообразования был двухступенчатым: сначала возникла путём прямого выплавления из мантии (астеносферы) базальтовая кора океанского типа, а затем уже в результате плавления последней — континентальная кора.
Но как же и когда возникла кора континентов, которая собственно и определяет специфику земного рельефа? Породы континентального типа появились на Земле не позднее чем примерно 0,5 млрд лет после её образования 4,6 млрд лет тому назад. Правда, это ещё были не совсем типичные континентальные породы, но 2,5 млрд лет тому назад уже существовала вполне типичная континентальная кора, и она занимала не менее 70% современной площади такой же коры. Около 4 млрд лет тому назад появились первые островки протоконтинентальной коры — протосиаля (Si + Al) среди сложенной базальтами первичной коры, а затем в течение архейской эры происходило относительно быстрое разрастание этого протосиаля и его превращение уже в типичную континентальную кору, настоящий сиаль. Каков же был механизм континентального корообразования?
Главные черты рельефа Земли — континенты и океаны. Континенты возвышаются над ложем океанов в среднем почти на 6 км, а если учесть, что максимальная глубина океанов превышает 11 км, высота горных хребтов суши достигает почти 9 км, то оказывается, что размах земного рельефа составляет 20 км (рис. 2). Континенты сложены в основном гранитами и гнейсами, то есть горными породами, содержащими 65–70% кремнезёма — SiO 2 и значительное количество щелочей — калия и натрия. Рис. 2. Кривая распределения высот и глубин (а) и обобщённый профиль дна океана (б)Между тем ложе океанов подстилается базальтами — породами, содержащими 45–50% SiO 2 и богатыми магнием и железом. Таким образом, континенты оказываются построенными менее плотным, более лёгким материалом, чем дно океанов. К тому же кора континентов намного толще (в среднем 35–40 км), чем кора океанов (5–7 км). Благодаря этому континенты минимум на 5–6 км возвышаются над ложем океанов. На некоторой глубине, где в верхней мантии находится пластичный слой (так называемая астеносфера), лёгкие, но толстые континентальные глыбы и тяжёлые, но тонкие океанские плиты должны уравновешивать друг друга (закон изостазии, равновесия).
Континенты, океаны и их происхождение
Главные черты рельефа Земли — распределение на её поверхности континентов и океанов, горных хребтов и равнин, предопределившее размещение водных бассейнов и внутренних морей, рек, ледников и различной растительности, — обязаны действию внутренних (эндогенных) сил, источник которых лежит в глубинных недрах Земли: тех самых сил, которые наиболее наглядно проявляют себя землетрясениями и вулканическими извержениями, но гораздо менее заметно действуют постоянно, за миллионы лет приводя к коренным изменениям земной поверхности. И только детали рельефа, его тонкая скульптура выработаны действием поверхностных, внешних (экзогенных) агентов, таких, как размывающая деятельность водных потоков, ветра, ледников, морского прибоя и т. п. Поэтому речь прежде всего будет идти о роли эндогенных сил.
И тут естественно возникает вопрос: а какими силами, какими процессами, как и когда всё это разнообразие рельефа, водного, ледникового и растительного покрова было создано? На этот вопрос попытаемся коротко ответить в данной статье.
Наша планета Земля, несомненно, самая красивая планета Солнечной системы. Это не мертвенно-серый, изрытый оспинами метеоритных кратеров Меркурий, не окутанная сплошным и густым облачным покровом Венера, не красноватый Марс, не обвитые кольцами Юпитер и Сатурн. Рис. 1. Снимок Земли, сделанный из Космоса. В просвете между облаками видны контуры Северо-Восточной Африки, Аравийского полуострова, Юго-Западной Азии, Средиземное, Красное, Каспийское, Аральское моря, Персидский заливЗемля притягивает взор прежде всего голубизной океанских и морских просторов, сверкающими под лучами солнца ледяными шапками Гренландии и Антарктиды, разнообразием оттенков поверхности континентов: тёмно-зелёные моря тайги и более светло-зелёные тропических лесов, жёлтые пятна пустынь, коричневые морщины горных хребтов с покрывающими их вершины ледниками. Оценить эту красоту в её полноте дано лишь космонавтам, но благодаря сделанным ими фотоснимкам (рис. 1) мы также можем приблизиться к её пониманию.
академик РАН В. Е. ХаинСилы, создавшие неповторимый облик нашей планеты
