И СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ (СОХ)

Рис. 31. Поперечный профиль Аравийско-Индийского хребта (а) и Восточно-Африканской рифтовой зоны (б). Крестиками показано положение рифтовых долин, треугольниками – рифтовых хребтов

Мегарельеф двух планетарных форм рельефа Земли– ложа океанов (талассократонов) и срединных океанических хребтов – целесообразно рассматривать совместно. Это связано главным образом с особенностями орографии каждого из океанов и Мирового океана в целом.

Напомним, что ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5–10 км) и отсутствием гранитного слоя. Срединно-океанические хребты характеризуются особым типом строения земной коры – рифтогенным, на основании чего они и выделяются в качестве особой планетарной формы.

Ложе океана соответствует в структурном отношении океаническим платформам, или талассократонам. При взгляде на батиметрическую карту дна любого океана бросается в глаза ячеис-тость его мегарельефа. Гигантские котловины с относительно ровным, чаще холмистым дном отделяются крупнейшими хребтами, валами, возвышенностями. Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин. На возвышенностях, как правило, мощность коры увеличивается, а в некоторых случаях под типичным базальтовым слоем обнаруживается слой повышенной плотности и поверхность Мохо выделяется нечетко.

Обращает на себя внимание большая глубина океанических котловин, что указывает прежде всего на преобладание отрицательных вертикальных движений на этих участках земной поверхности. Если материки со свойственными им положительными движениями являются преимущественно областями денудации, то океанические бассейны служат областями аккумуляции самого разнообразного осадочного материала, главным образом поступающего с суши.

Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном или субмеридиональном направлении вздутия земной коры, образующие как бы огромный (до 2000 км в ширину и до 6 км относительной высоты) свод со сложно расчлененным рельефом склонов и особенно его осевой зоны, где развиты асимметричные хребты, разделенные глубокими, резко выраженными ложбинами (рис. 31) с плоским дном и крутыми бортами, вытянутыми в соответствии с общим простиранием срединно-океанического хребта. Эти формы рельефа– результат разрывных нарушений земной коры типа рифта, поэтому осевые зоны срединных хребтов получили наименование рифтовых зон.

Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему (рис. 32). Одной из основных геолого-геофизических особенностей срединно-океанических 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. Все это, как и резкая расчлененность рельефа, указывает на то, что срединно-океанические хребты представляют собой области интенсивного современного тектоге-неза и, согласно концепции тектоники литосферных плит, представляют собой зоны спрединга,

В геологическом строении хребтов и рифтовых долин средин-но-окенических 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, смешиваются здесь с блоками основных пород, образуя так называемый меланж. Благодаря этому значительно увеличивается общая плотность коры под рифтовыми зонами.

Данные о морфоструктурах переходных зон, ложа океана и срединно-океанических хребтов, приведенные в гл. 10 и 11, можно изобразить в виде обобщенного профиля дна океана, изображенного на рис. 33.

Рис. 32. Планетарная система срединно-океанических хребтов: а – подводная окраина материков; б – переходные зоны; в – ложе океана; г – срединно-океанические хребты. Цифры На карте: 1 – хребет Гаккеля; 2 – хребет Книповича; 3 – хребет Мона и Кольбенсей; 4 – хребет Рейкьянес; 5 – Северо-Атлантический хребет; 6 – Южно-Атлантический; 7 – Африкано-Антарктический; 8 – Западно-Индийский; 9 – Аравий-ско-Индийскнй; 10 – Центрально-Индийский; 11 – Австрало-Антарктический; 12 – Южно-Тихоокеанский; 13 – Восточно-Тихоокеанский; 14 – хребты Горда и Хуан-де-Фука

Рис. 33. Обобщенный профиль дна Мирового океана

Рельеф ложа Северного Ледовитого океана. Арктические срединные хребты и поднятия. Еще тридцать лет назад на физико-географических картах ложе Северного Ледовитого океана (СЛО) в пределах его Арктического бассейна изображалось как единая котловина с плоским однообразным дном. Современное представление о строении рельефа дна этого океана благодаря многолетним советским и американским исследованиям совершенно иное. Теперь установлен целый ряд подводных хребтов и возвышенностей, разделяющих Арктический бассейн Северного Ледовитого океана на несколько котловин (рис. 34).

Вблизи полюса Арктический бассейн пересекает поднятие Ломоносова, начинающееся в американском секторе близ острова Элсмир и примыкающий к сибирскому шельфу севернее Новосибирских островов. От шельфа острова Элсмир отходит другое поднятие– плато Альфа, которое переходит в поднятие Менделеева. В сибирском секторе океана это поднятие примыкает к шельфу Восточно-Сибирского моря.

Между поднятиями расположены плоскодонные котловины Макарова и Толля с максимальной глубиной около 4 км. Между поднятием Менделеева и шельфом Аляски располагается самая крупная котловина океана – Бофорта, ее максимальная глубина 4680 м. Большая часть дна котловины занята плоской абиссальной равниной.

Рис. 34. Геоморфологическая схема дна Северного Ледовитого океана: / – подводные окраины материков; 2 – плоские абиссальные равнины ложа океана; 3 – холмистые абиссальные равнины ложа океана; 4 – хребты и возвышенности; 5 – срединно-океанические хребты; 6 – океанические разломы; 7 – зона рифтов осевой части срединно-океанического хребта. Цифры и буквы на схеме: 1 – поднятие Ломоносова, 2 – плато Альфа, 3 – поднятие Менделеева; котловины: Б – Бофорта, М – Макарова, Т – Толля, Л – Амундсена, Н – Нансена, Г – Гренландская, Нр – Норвежская; срединно-океанические хреО-ты: I – Кольбенсей, II – Мона, /// – Книповича, IV – Гаккеля

В Европейско-Сибирском секторе океана располагается хребет Гаккеля. Осевая часть хребта в отличие от поднятий Ломоносова и Менделеева имеет сильно расчлененный рельеф: ряд отдельных коротких хребтов, разделяется глубокими рифтовыми долинами, кулисообразно располагающимися вдоль оси хребта. Между хребтом Гаккеля и поднятием Ломоносова расположена котловина Амундсена (Северный полюс находится в пределах этой котловины, глубина океана под ним равна 4316 м). К югу от хребта Гаккеля лежит котловина Нансена. Ее максимальная глубина около 4000 м. 106

Кроме Арктического бассейна в Северном Ледовитом океане выделяется Норвежско-Гренландский бассейн. Здесь котловины Гренландского и Норвежского морей разделяют срединно-океанические хребты Книповича, Мона и Исландский. Максимальная глубина Гренландской котловины 5327 м, приурочена к рифтовой долине хребта Кииповича. Это максимальная глубина океана. Наибольшая глубина Норвежской котловины – около 4000 м. Рельеф дна обеих котловин осложнен подводными горами и холмами. Имеется также несколько небольших плоских равнин, образовавшихся благодаря накоплению толщ глубоководных осадков. На Исландском хребте выделяется действующий вулкан острова Ян-Майен.

Рельеф ложа Атлантического океана. Срединно-Атлантический хребет. Стержневым орографическим элементом рельефа дна Атлантического океана является Срединно-Атлантический хребет, который протягивается в его пределах от Исландии на севере до 65° ю. ш. на юге. Простирание хребта непостоянно, но в целом близко к меридиональному, за исключением экваториального участка, где оно на некотором протяжении становится субширотным. Ширина хребта достигает 2500 км в южной Атлантике, но к северу от Исландии сокращается до 300 км.

Относительная высота Срединно-Атлантического хребта до 4 км. Морфологически было бы правильнее называть его, как и другие срединно-океанические хребты, не хребтом, а горной страной или нагорьем, так как он состоит из отдельных хребтов, горных массивов, продольных долин и понижений. Наиболее расчлененный и контрастный рельеф свойствен рифтовой зоне хребта, представленной сложной системой еорстовых хребтов и узких грабенов – рифтовых долин, причем к последним нередко бывают приурочены глубины порядка 5–6 км. Максимальные глубины характеризуют обычно узкие поперечные впадины, связанные с секущими хребет зонами разломов. Примером такой впадины является впадина Романш (7730 м). Поперечные разломы еще больше усложняют рельеф как рифтовой зоны, так и флангов Срединно-Атлантического хребта.

Как и другим срединно-океаническим хребтам, Срединно-Атлантическому хребту присуща земная кора рифтогенного типа, характеризующаяся повышенной плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо. В рифтовой зоне хребта распространены наряду с базальтами ультраосновные породы – перидотиты, дуниты. Для осевой зоны и флангов характерно чередование положительных и отрицательных магнитных аномалий, причем наиболее резко выраженная положительная аномалия отмечена в центральной рифтовой долине. Гравитационные аномалии в редукции Буге (т. е. приведенные к уровню моря) над срединным хребтом обычно положительные, но для рифтовых долин нередко отрицательные.

К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений. Наибольшее сосредоточение эпицентров отмечено на участках хребта, пересекаемых широтными и субширотными трансформными разломами. Один из таких разломов пересекает хребет в районе Азорских островов. С ним связаны активные проявления современного вулканизма. Большое число параллельных друг другу поперечных разломов отмечено в приэкваториальной части хребта. Отдельные сегменты хребта, отсекаемые этими разломами, сдвинуты относительно друг друга на многие десятки и даже сотни километров (см. рис. 12). Этими сдвигами и обусловлено общее субширотное простирание Срединно-Атлантического хребта на его экваториальном отрезке.

Фланги хребта имеют также резко пересеченный горный рельеф и характеризуются проявлениями современного вулканизма центрального типа. Наиболее значительными современными действующими вулканами на крыльях и в рифтовой зоне хребта являются вулканы хребта Рейкьянес (отрезок срединного хребта, примыкающий к Исландии), экваториальной части хребта Тристан-да-Кунья. В южной части океана Срединно-Атлантический хребет переходит в Африканско-Антарктический подводный хребет.

Ложе Атлантического океана по обе стороны от срединного хребта сложено земной корой океанического типа. Наименьшая толщина земной коры отмечается под океаническими котловинами, разделенными подводными возвышенностями и хребтами, имеющими повышенную мощность земной коры. Названия некоторых котловин и возвышенностей приведены на прилагаемой схеме (рис. 35).

Рассмотрим в качестве примера строение одной из подводных возвышенностей ложа океана – Бермудского плато, расположенного в центральной части Северо-Американской котловины. Оно имеет вид горста-антеклизы с обрывистым юго-восточным и пологим северо-западным склонами. В строении плато ярко проявляется разломная тектоника. Крутой склон расчленен глубокими ложбинами типа подводных каньонов, представляющих собой узкие грабены, открытые в сторону котловины. Целая сеть разломов проявляется и в рельефе поверхности плато. На пересечениях разломов возвышаются подводные вулканы. Группа наиболее высоких вулканов образует фундамент Бермудских островов, сложенных коралловыми известняками.

Строение рельефа дна океанических котловин довольно однообразно. Почти в каждой котловине Атлантического океана выделяется два основных типа рельефа. Большая часть площади дна котловины имеет холмистый рельеф с вертикальным расчленением в среднем 250–600 м, в некоторых случаях – до 1000 м. Этот тип рельефа получил название «рельефа абиссальных холмов». Меньшая часть площади дна котловины почти идеально выровнена. Эти совершенно плоские пространства с ничтожными уклонами поверхности получили наименование плоских абиссальных равнин. Они обычно занимают не самые глубокие участки котловин, а те, которые расположены ближе к материковому склону и подножью. 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.

Рис. 35. Геоморфологическая схема дна Атлантического океана:

/-подводные окраины материков; 2 - глубоководные желоба; 3 - островные дуги- 4- котловины морей переходных зон; 5 - плоские абиссальные равнины ложа океана- 6- океаТичеТкие xoXTs "Т™ ^{ложа океана}: ⁷~ *Р'°™ и возвышенности; в-срединно-хпебтТ /urfm£^P? f.f,'_1KL7« ^{азломы;} {«-зона рифтов осевой части срединно-океанического хребта. Цифры и буквы на схеме: / – Угловое поднятие; 2 - Бермудское плато- 3 – возвышенность Демерара; 4- возвышенность Риу-Гранди, 5 - Йжно-Антильский хребе?- 6- возвышенность Сьера-Леоне; некоторые котловины ложа океана: Л - Лабрадорская СЛ - Северо-Американская, Г - Гайянская, Б - Бразильская, Ар – Аргентинская АА – е*«Гхребты ^{ТаРКТИЧеСКаЯ> КП} ~ ^{Капская}' ^ЗЕ ~ Западно-Европейская; срединно^океаниче-I – Рейкьянес, // – Срединно-Атлаитический, /// – Африканско-Антарктический

Происхождение абиссальных холмов связывают с вулканическими процессами. При очень малой мощности океанической коры допустимо образование при ее прогибании сети мелких разломов, по которым осуществлялись вулканические проявления. После затухания магматического процесса происходило частичное погребение лакколитов или щитовых вулканов под толщей донных осадков, преобразование их в абиссальные холмы.

Рельеф ложа и срединных хребтов Индийского океана. В Индийском океане имеется несколько срединно-океанических хребтов: Западно-Индийский, Аравийско-Йндийский, Центрально-Индийский, переходящий к востоку от острова Амстердам в Австрало-Антарктический (рис. 36). Все хребты, за исключением Австрало-Антарктического, сравнительно хорошо изучены и обнаруживают большое сходство в строении со Срединно-Атлантиче-ским хребтом. Австрало-Антарктический хребет (поднятие) исследован слабее. Он отличается меньшим расчленением фланговых зон, меньшей высотой и слабой выраженностью рифтовой зоны.

Срединные хребты Индийского океана, как и в Атлантике, разбиты не только продольными разломами, придающими своду рифтовую структуру, но и поперечными. Однако преобладают разломы меридионального или (реже) субширотного, но не широтного простирания. С одним из таких субширотных разломов (разлом Вима), рассекающего южную часть Аравийско-Индийского хребта, связана максимальная глубина Индийского океана – 6400 м¹. Широкая зона тектонического дробления выявлена в средней части Австрало-Антарктического поднятия. Она выражена сложной системой коротких меридиональных гребней и впадин.

Наряду со срединными хребтами в Индийском океане имеется несколько крупных хребтов с океаническим типом строения земной коры и сбросово-глыбовой структурой. Самый крупный из них – Восточно-Индийский хребет, начинающийся в южной части Бенгальского залива и заканчивающийся близ Центральноиндийского хребта. Эта огромная горная система (по протяжению больше Урала) была открыта в начале 60-х годов.

Упомянем еще о двух крупных глыбовых хребтах – Мальдивском и Маскаренском, расположенных в западной части океана. Маскаренский хребет в северной части (район Сейшельских островов) имеет материковый тип коры. По мнению одних исследователей, это обломок некогда единого материка южного полушария – Гондваны, объединявшего еще в начале мезозоя все южные материки нашей планеты. По мнению других, это недоразвившийся материк. Мадагаскарский, Мозамбикский хребты и возвышенность Агульяс, расположенные в юго-западной части океана, сложены земной корой материкового типа и должны рассматриваться как элементы подводной окраины Африканского материка.

Рис. 36. Геоморфологическая схема дна Индийского океана: /– 10 см. рис. 35; 11 – гигантские конусы выноса мутьевых потоков. Цифры и буквы на схеме:

1 – хребет Чейн, 1а – хребет Меррей, 2 – Маскаренский хребет, 3 – Мальдивский хребет, 4 – Восточно-Индийский хребет, 5 – Кокосовое поднятие, 6' – Западно-Австралийское поднятие, 7 – плато Крозе и островов Принс-Эдуард. Котловины ложа океана; А –Аравийская, С – Сомалийская, М – Мадагаскарская, Кр – Крозе, Ц – Центральная, К – Кокосовая, ЗА – Западно-Австралийская, ЮА – Южно-Австралийская, АА – Австрало- Антарктическая. Срединно-океанические хребты: I – Аравийско-Йндийский, II – Западно-Индийский, /// – Центральноиндий-ский, IV – Австрало-Антарктическое поднятие

Из крупнейших орографических элементов Индийского океана упомянем также плато Крозе – типичное океаническое вулканическое образование, плато Кергелен, представляющее собой далеко выдающийся на север выступ Антарктической материковой платформы.

Для днищ котловин Индийского океана наиболее характерен, рельеф абиссальных холмов. Плоские абиссальные равнины занимают лишь небольшую площадь ложа океана.

Рельеф ложа и срединных хребтов Тихого океана. В Тихом океане, площадь которого составляет почти половину всего Мирового океана, отмечается наибольшее разнообразие мегарельефа ложа. Срединные хребты Тихого океана (их два – Южно- и Восточно-Тихоокеанский) по строению напоминают Австрало-Антарктический: их широкие фланги имеют сравнительно слабо расчлененный рельеф, а рифтовая структура осевой зоны не так ярко проявляется, как в Срединно-Атлантическом или Аравийско-Индийском хребтах. В строении срединных хребтов Тихого океана существеную роль играют секущие их вкрест простирания мощные зоны океанических разломов. По разломам срединный хребет разбит на целый ряд сегментов параллелепипедальных очертаний, сдвинутых относительно друг друга по латерали¹. Геофизические черты строения срединных хребтов Тихого океана аналогичны описанным для других срединно-океанических хребтов.

Между 40 и 30° ю. ш. от Восточно-Тихоокеанского хребта на юго-восток отходит Чилийский хребет, имеющий рифтовую структуру и отличающийся сейсмичностью и вулканизмом, поэтому его можно считать ответвлением срединно-океанической системы. Заметим, что Восточно- и Южно-Тихоокеанские хребты, как и Австрало-Антарктический хребет в Индийском океане, а также Чилийский хребет, морфологически отличаются от остальных срединно-океанических хребтов большой шириной и сравнительно малой расчлененностью рифтовой зоны. Сторонники концепции тектоники литосферных плит связывают эти черты с большой скоростью спрединга. Но возможно, что эти морфологические особенности говорят о молодости названных морфоструктур. Благодаря такой морфологической специфике, их обычно (на картах, в литературе) называют не хребтами, а поднятиями.

Другие линейно вытянутые орографические элементы дна Тихого океана (рис. 37) характеризуются океаническим типом земной коры. Они имеют вид крупных валов, на сводах которых насажены вулканы, нередко образующие целые вулканические цепи. Наиболее грандиозен из них по протяженности, высоте и бурным проявлениям вулканизма океанического типа Гавайский хребет, увенчанный одноименными островами. Вулканы этих хребтов щитовые. Они извергают магму основного состава.

Рис. 37. Геоморфологическая схема дна Тихого океана:

штриховые обозначения /– 10 см. на рис. 35. Цифры и буквы на схеме: I – хребет Витязя, 2 – Северо-Западный хребет. 3 – возвышенность Шатского, 4 – Гавайский хребет, 5 –Горы Маркурс-Неккер, 6 – поднятие Маршалловых островов, 7 – поднятие Каролинских островов, 8 – Эауриапик, 9 – поднятие островов Самоа 10 – плато Манихики; // – поднятие островов Лайн, 12 – поднятие островов Туамоту. 13 – хребет Кокос, 14 – хребет Карнеги, 15 – поднятие Галапагос, 16 – хребет Сала и Гомес, 17 – хребет Наска. Котловины ложа океана: СЗ – Северо-Западная, СВ – Северо-Восточная, Ц – Центральная, М – Меланезийская Ю – Южная, Т – Тасманова, Б – Беллинсгаузена, "/ – Чилийская, Я – Перуанская, Ян– Панамская, Г – Гватемальская, Срединно-океанические хребты и поднятия: 1 – Южно-Тихоокеанское поднятие, // – Восточно-Тихоокеанское поднятие, /// – Чилийское поднятие, IV – Галапагосское поднятие. Глубоководные желоба: а – Алеутский, б – Курило-Камчат-ский, в – Японский, г – Нансей, д – Филиппинский, е – Бонинский и Волкано, ж – Марианский, з – Ян, и –Палау, к – Западно-Меланезийский, л – Восточно-Меланезийский, м – Витязь, к – Бугенвильский, о – Новогебридский, п – Тонга, р – Кермадек, с – Хьорт, т – Чилийский, у – Перуанский, ф – Центральноамериканский

В Тихом океане особенно многочисленны плосковершинные подводные горы – гайоты (рис. 38). Наиболее распространены на подводных горах Маркус-Неккер, которые протягиваются в широтном направлении от южной части Гавайских островов на запад к островам Бенин и Волькано. Глубина над вершинами многих гайотов достигает 2500 м (в среднем 1300 м). Как отмечалось выше, такая глубина, очевидно, указывает на погружение дна океана, так как предполагать столь значительное понижение его уровня в прошлом нет оснований.

Многие океанические сводовые поднятия имеют горные вершины, увенчанные коралловыми постройками – кольцевыми рифами, или атоллами. По данным геофизических исследований и бурения, горы, послужившие основаниями для коралловых рифов, также являются вулканическими образованиями. Интересно, что большая часть океанических сводовых хребтов и с вулканическими цепями, и с гайотами, и с коралловыми рифами приурочена к широкой полосе, пересекающей Тихий океан с юго-востока на северо-запад, от района острова Пасхи до Северо-Западной котловины включительно. По мнению Г. Менарда, эти океанические поднятия являются остатками древнего срединно-океанического хребта, который в конце мела – начале палеогена подвергся разрушению в результате мощных тектонических процессов. По глубоким разломам происходили бурные вулканические извержения, а затем крупные участки хребта испытали погружение. Возник лабиринт котловин, горных поднятий, вулканов, гайотов и коралловых атоллов – исключительно сложный рельеф центральной и северо-западной частей ложа Тихого океана. О масштабах вулканических процессов того времени свидетельствует общий объем выброшенного вулканического материала. Он, по подсчетам Г. Менарда, оказался в десятки раз больше, чем суммарный объем эффузивов, слагающих лавовые плато – Колумбийское и Декан. Вулканическим материалом сложены шлейфы у подножий подводных хребтов (остатки срединного хребта). Они имеют вид наклонных абиссальных равнин, получивших название «островных шлейфов» или апронов. Наклонные равнины – один из специфических типов рельефа окраинных частей котловин ложа Тихого океана.

Ложе Тихого океана почти всюду отделено от материков глубоководными желобами, поэтому поступление терригенного материала с суши в Тихий океан невелико. В результате в котловинах Тихого океана мощность осадков небольшая. Всюду преобладает рельеф абиссальных холмов. Только в пределах залива Аляски имеется обширная плоская равнина, образованная молодыми и древними конусами выноса мутьевых потоков (см. гл. 20). Над равниной возвышаются многочисленные гайоты. Обширнаяабиссальная равнина занимает большую часть приантарктическойкотловины Тихого океана – котловины Беллинсгаузена. Широкоеразвитие абиссальных равнин отмечается и в приантарктическихкотловинах Индийского и Атлантического океанов. Это связаносо значительным приносом терригенного материала плавучимильдами – айсбергами, образующимися благодаря стеканию льдас Антарктического ледникового щита.

Для ложа Тихого океана характерны зоны глубинных разломов широтного простирания, прослеживающиеся на протяжении нескольких тысяч километров. Они выражены в рельефе дна котловин в виде вытянутых с запада на восток узких глыбовых хребтов-горстов и сопровождающих их ложбин-грабенов. Разломы пересекают также Восточно-Тихоокеанское и Южно-Тихоокеанское поднятия, причем отдельные сегменты этих поднятий, как уже упоминалось, сдвинуты относительно друг друга на сотни километров. Таким образом, в Тихом и в Атлантическом океанах имеются бесспорные признаки значительных латеральных движений земной коры. Однако главное значение в развитии мегарельефа дна океанов вообще и Тихого в частности принадлежит, по-видимому, вертикальным движениям земной коры. Для срединных хребтов основную роль играют положительные, а для ложа океана-– отрицательные движения. Об этом свидетельствует нахождение гайотов на глубинах, в десятки раз превышающих возможный размах колебаний уровня океана, и большая мощность коралловых известняков, слагающих океанические атоллы. Бурение на некоторых атоллах Тихого океана показало, что общая мощность коралловых отложений, начиная с эоцена, достигает 1400 м, тогда как рифообразующие кораллы могут обитать лишь на глубинах до 50 м. Собственные колебания уровня океана за счет таяния ледниковых покровов не превышают 120 м. Данные глубоководного бурения также свидетельствуют о значительных вертикальных движениях (преимущественно отрицательных) дна океана. По-видимому, за кайнозой средняя величина погружения дна океана составила около 1 км

Поиск по сайту: