Рельефообразующая роль вулканических процессов

Вулканизм Земли (интрузивный и эффузивный) относится к числу распространенных и интенсивных факторов, формирующих и преобразующих рельеф ее поверхности. Возрастающие в резуль­тате интрузивного магматизма формы оказывают непосредственное внимание на рельеф, а также проявляются вследствие препарировки залегающих на глубине магматических тел, которые являются более стойкими по отношению к окружающим породам. Среди форм инт­рузивного вулканизма прежде всего выделяются батолиты и лакко­литы. Первые образуют крупные положительные формы, поверхность которых осложнена более мелкими, созданными экзогенными процессами. Нередко батолиты составляют высокие участки Кавка­за, гор Средней Азии (Зеравшанский хребет) и др.

Лакколиты распространены чаще в одиночку или группами. Они имеют характер округлых или слегка вытянутых поднятий или одиночных гор. Всеобщую известность получили Пятигорские лакколиты Северного Кавказа, горы Бештау, Машук, Железная, Змеиная и др. Магматические породы (бештаунит) на горе Бештау отпрепа­рированы экзогенными процессами и выходят на поверхность, а на горе Машук они покрыты мощным слоем известняков. Типичным лакколитом в Крымских горах является Аю-Даг (Медведь гора) близ Ялты.

От лакколитов нередко отходят апофизы (секущие жилы, дайки), образующие на земной поверхности узкие выступы, ступени с крутыми склонами, образованные в результате процесса препарирования магматических пород.

Вулканические извержения (эффузивный магматизм) разли­чаются по времени проявления — современные и древние, а также по способу выхода магмы на поверхность — площадные, линейные и центральные.

Площадные извержения были характерны для ранних этапов формирования земной коры, когда тонкие, неустойчивые ее слои лег­ко проплавлялись, разрывались, открывая пути магматическим расплавам. Выйдя на поверхность, расплавленная лава (чаще всего ба­зальтового состава) разливалась по поверхности и застывала, созда­вая слегка выпуклые или плоско-волнистые плато, так называемые траппы. Наиболее известные пермо-триасовые трапповые образова­ния известны на Восточно-Сибирском плоскогорье, где их площадь достигает 1,5 миллиона квадратных километров, на юге Бразилии (около 1 миллиона квадратных километров), они составляют основу плоскогорья Декан на полуострове Индостан, Колумбийского плато в Колумбии. Наиболее молодые (кайнозойские) трапповые образо­вания распространены на Армянском вулканическом нагорье.

Линейные извержения приурочены к тектоническим трещи­нам и глубинным рифтовым разломам, где жидкая лава образует своеобразную "лавовую реку" и изредка во время извержений из­ливается за ее пределы. Единственный в мире пример современно­го линейного вулканизма находится на острове Исландия — вулкан Лаки. В 1733 году из трещины Лаки изверглось 12,5 кубических километра лавы, которая разлилась на площади 565 квадратных ки лометров. Относительно молодые трещинные вулканы обнаруже­ны на Северном острове Новой Зеландии.

Центральные извержения получили наибольшее распростра­нение в современную геологическую эпоху. Они характеризуются тем, что из магматического очага расплав поступает вверх под дав­лением газов по каналу— жерлу и выходит на поверхность через кратер. Вынесенные вулканические продукты размещаются вблизи кратера и при неоднократных повторениях извержений образуют вулканические горы различной высоты и формы.

При извержении имеет место три типа процессов:

1) эффузивный, связанный со свободным истеканием магмы через подводящий канал;

2) эксплозивный, взрывной, обусловленный бурным, в форме взры­ва выделением газов;

3) экструзивный, заключающийся в выжимании магмы под давле­нием газов и вышележащих пород.

В результате центральных извержений образуются маары, щитовые и конусовидные слоистые вулканы. Маары представлены воронкообразными или цилиндрическими углублениями, возникаю­щими в результате одной эксплозивной фазы, при взрыве магмати­ческих газов без излияния лавы. Размеры в поперечнике 0,3 - 3,5 километра, глубина достигает 300 - 400 метров. Во влаж­ном климате маары заняты озерами. Маары известны на Цент­ральном Французском массиве, в Центральной Америке, Новой Зе­ландии, Южной Африке, Якутии. В последних двух районах это трубки взрыва до 800 метров в диаметре, заполненные ультраосновной породой (кимберлитом), с которой связаны месторождения алмазов.

Экструзивные купола — наиболее простой тип аккумулятив­ных вулканических построек с крутыми склонами различной высо­ты. Их образует вязкая малоподвижная кислая лава, которая выдавливается на поверхность давлением газов и быстро застывает. Наи­более известным является вулкан Мон-Пеле на острове Мартиника.

Щитовые вулканы сложены очень подвижной базальтовой лавой. Они имеют пологие (до 6 - 8°) склоны, и лишь вокруг самого кратера возникает кольцевой вал с более крутыми наружными скло­нами. Типичные районы распространения щитовых вулканов — Ис­ландия и Гавайские острова. Кратеры щитовых вулканов отлича­ются крупными размерами, достигающими сотен метров в диамет­ре. Между извержениями жидкая лава заполняет кальдеру подобно озеру, а извержение проходит спокойно, без взрывов (Мауна-Лоа).

Конусы, состоящие целиком из рыхлого материала, возникают чаще всего, в результате эксплозивного процесса накапливаются в основном твердые продукты вулканической деятельности — пе­пел, песок, лапилли, бомбы (рис. 12).

Слоистые вулканы, или стратовулканы — это конусовидные горы, которые формируются после нескольких извержений и чередо­вания эффузивного и пирокластического материала. К данному типу относятся Фудзияма, Кроноцкая и Ключевская сопки, Килиманджа­ро. За счет периодически повторяющихся извержений происходит рост вулканической постройки, вследствие чего магма уже не в состоянии подниматься по главному жерлу, а использует трещи­ны на склонах вулканической горы. Так возникают паразитические кратеры, характерные, например, для Этны, Ключевской сопки. Размеры и глубина основных кратеров различны и не связаны с раз­мерами самих вулканов. Например, кратер Этны, имеющий у основа­ния диаметр около 45 километров, составляет 527 метров в попе­речнике; вулкана Раоун на Яве — почти 2,3 километра при глубине 650 метров. Кальдерами (исп. кальдера — большой котел) называ­ют крупные кратеры, возникающие за счет удаления значительной части вулканической горы. Известный пример — озеро Крейтер в Каскадных горах (до 10 километров в диаметре); пример кальде­ры взрыва — Кракатау. В условиях влажного климата кальдеры часто заняты озерами и бухтами. Кальдера обрушения — бухта Львиная пасть на острове Итуруп Курильского архипелага. Иногда в кальдерах вырастают молодые действующие вулканические кону­сы, как у Везувия и вулкана Крашенинникова на Камчатке. Остатки древнего конуса образуют в этом случае подковообразную возвы­шенность — Монте-Сомма у Везувия.

Своеобразный микро- и даже мезорельеф образуют продук­ты извержения вулканов — лавовые потоки, стекающие по склонам гор. Обычно чем лава более кислая (содержание кремнезема 70 - 80%), тем быстрее и ближе к кратеру она застывает. Базальто­вые лавовые потоки достигают 60 - 70 километров. Застывая, лаво­вый поток покрывается коркой шлака, которая нередко разрывается, неостывшая лава вытекает из-под корки и на ее месте образуется полость — лавовая пещера. Потолок этой полости, остывая, обруши­вается, образуя отрицательную форму — лавовый желоб.

Для застывшего потока лавы характерна глыбовая и кишко­образная поверхность. Первая характерна для кислой лавы и пред­ставлена хаотическим нагромождением глыб, изъеденных провала­ми, пещерами, трещинами. Внешне процесс подобен карстовому, тем более, что атмосферные осадки просачиваются на глубину, а поверх­ность в молодой стадии преобразования лавового потока почти лишена поверхностных вод. Кишкообразная лава отличается причуд­ливым рисунком застывших извилистых складок, гигантских скру­ченных канатов, кишок. Эти формы характерны для лав с высокой температурой и малым содержанием летучих компонентов. Интен­сивное выделение газов вызывает появление на поверхности гор-нито, которые имеют вид конусов из шлаков и лапиллей. При под­водных извержениях в условиях водной среды и значительного гидростатического давления формируется шарообразный или поду­шечный микрорельеф.

Вулканы заметно изменяют поверхность материков, но еще в большей степени — океанического дна. По современным данным действующие вулканы суши представлены 600 - 800 объектами. Несравненно больше вулканов на дне океана, только в Тихом океане их насчитывается около 3000.

Известно, что вулканические проявления иногда наблюдаются на глазах человека. В литературе описаны случаи появления в результате подводных извержений островов из вулканического туфа. Такой остров Фердинандеа возник в Средиземном море, а остров Иоанна Богослова — в группе Алеутских островов. Морские волны быстро разрушили молодые острова. 20 февраля 1943 года мексиканский крестьянин Динисио Пулидо заметил на своем поле трещину, из которой поднимался пар, выбрасывались горячие камни и пепел. К утру вырос 10-ти метровый конус твер­дых вулканических продуктов, а к 1952 году высота конуса достигла457 метров над уровнем плато, площадь, покрытая лавой, составила 24,8 квадратных километра.

Вулканическими породами сложены многочисленные острова и их группы в Океании: Маскаренские, Азорские, Гавайские, Трис-тан-да-Кунья и многие другие. Самым крупным вулканическим ос­тровом является Исландия. Все они располагаются по длинной оси срединно-океанических хребтов.

Изменения рельефа вулканическими процессами выражается также во внезапных, нередко катастрофических извержениях эксп­лозивного типа. В 1883 году извержение вулкана Кракатау в Зонд­ском проливе вызвало взрыв и разрушение большей части острова, на месте которого возникли морские глубины до 270 метров. Гиган­тские волны — цунами обрушились на побережье Суматры и Явы, смыли населенные пункты, погибли десятки тысяч жителей. Извер­жение вулкана Катмай на Аляске в 1912 году привело к разруше­нию конуса, образованию кальдеры диаметром 4 километра.

Вулканические процессы нередко оказывают существенное влияние на уже существующий рельеф. Например, в долине реки Замбези лавовый поток создал плотину, изменив, таким образом, режим рек и морфологию долины, создав условия для образования ряда водопадов, в том числе, водопада Виктория. Для вулканических районов характерно изменение формы береговой линии, образова­ние озер в кальдерах потухших вулканов, а также небольших цент­ров горных ледников. Известностью пользуются кальдерные озера на острове Ява, полуострове Камчатка (озеро Ксудач) и др. (рис. 13).

Своеобразные геоморфологические процессы преобразуют горы потухших вулканов. Талые и дождевые воды, временные пото­ки, двигаясь от вершин к подошвам, образуют радиальную систему глубоких долин — барранкосов, которые по мере разрушения вулка­нического конуса превращаются в радиальную сеть речных долин.

По мере денудации вулканического рельефа более стойкие скопления лавы отпрепарируются, образуя причудливые останцы, слепки жерла, получившие в разных странах собственные назва­ния: "Башня дьявола" — национальный природный памятник США в северо-восточной части Вайоминга высотой около 200 метров, сло­женный фонолитовым порфиром, преобразованным столбчатой отдельностью в результате выветривания. Такого же типа Драконо­вы скалы в рейнских горах, гора Исхарен в массиве Ахаггар.

В областях древних площадных извержений базальтовой и андезитовой лавы описаны, так называемые, мостовые гигантов, образованные в результате выветривания и денудации. Поверхность приобретает полигональный рисунок, напоминающий искусственно выложенные каменные мостовые.

Проявления магматического рельефообразования известны также целым рядом поствулканических явлений, в частности, газо­выми и водными источниками. К первым относятся фумаролы, сольфа-тары, мофетты. Горячие газы, выделяемые газовыми источниками, вблизи выхода в атмосферу конденсируются, образуя скопления рыхлых продуктов конденсации — травертины, туфы. Наибольший интерес среди поствулканических явлений представляют термаль­ные и гейзерные источники. Места извержения горячих подземных вод окружены причудливой формы террасами, натечными образова­ниями, сложенными гейзеритом. Классическими областями распро­странения гейзеров является Камчатка (долина гейзеров), Новая Зеландия, Исландия, Иеллоустонский национальный парк в США.

Отрицательные последствия вулканической деятельности свя­заны с разрушением населенных пунктов и отдельных построек, уничтожением плодородных земель, лесов. Нередко в результате извержения погибают люди. В то же время вулканические явления дают возможность человеку изучить состав пород, слагающих глу­бинные зоны Земли.

Грязевые вулканы

По внешнему виду грязевые вулканы весьма сходны с насто­ящими, но отличаются от них гораздо меньшими размерами и про­дуктами извержения. В результате извержения выделяются глинис­тые породы, насыщенные водой и превращенные в грязь различной консистенции. В зависимости от причин возникновения грязевые вулканы можно разделить на: 1) связанные с выделением горючих газов; 2) приуроченные к областям магматического вулканизма и обусловленные выбросами магматических газов.

Грязевые вулканы первой группы располагаются в сводовых частях антиклинальных нефтяных структур (Апшеронский, Таманс­кий, Керченский полуострова). При извержении выделяются метан, углекислый газ, сероводород. Наиболее крупные грязевые вулканы достигают высоты 400 - 500 метров и имеют диаметр 5-6 кило­метров. Окружность основания вулкана Горелая Могила на берегу Таманского залива — около 3 километров. Крупное извержение этого вулкана произошло в 1794 году.

Другая группа грязевых вулканов при извержении выделяет вулканический пепел, насыщенный водой. Такие вулканы известны на Камчатке, на острове Сицилия, в Исландии, Центральной Америке и других районах.

ГЛАВА 5.

Мегарельеф подводных окраин

Материков и ложа океана

Рассматривая мегарельеф Земли, необходимо остановиться на проблеме рельефообразования ложа океана, его основных морфоструктурных категориях.

В последние десятилетия появились новые исследовании по геоморфологии, геофизике, геологии океанического дна, заставившие во многом пересмотреть сложившиеся ранее представления. Это касается, в первую очередь эндогенного рельефообразования. Кро­ме того, доказано, что на значительных глубинах океанов активно развиваются гравитационные, гидрогенные, биогенные геоморфоло­гические процессы.

Особую геолого-геоморфологическую категорию представля­ет рельеф подводных окраин материков, на долю которых приходит­ся около 35% площади материков. Отметим, что чем больше океан, тем меньшую долю от его площади занимает подводная окраина. У Тихого океана, например, она составляет 10%, а у Северного Ледо­витого —• более 60%. В пределах подводных окраин материков выделяется шельф, материковый склон, материковое подножие.

Шельф — прибрежная часть океанического дна с относительно равнинной или слабо покатой поверхностью, характерной для рельефа материковых платформ. Условная изобата 200 метров, ограничиваю­щая шельф, в зависимости от строения платформ и неотектонических движений, изменяется от 40 - 50 километров (Азиатское побережье Ледовитого океана) до 1000 километров (Охотское море). При общей равнинности основных морфоструктур для рельефа шельфа характер­ны реликтовые формы, связанные с деятельностью материковых оле­денений, вызывавших обнажение прибрежных равнин и межледнико­выми эпохами с характерными для них трансгрессиями океана.

Для рельефа шельфовой зоны характерны затопленные реч­ные долины, которые являются прямым продолжением материко­вых речных долин, по которым выносятся в океан продукты разрушения, а также затопленные фрагменты древних береговых линий: абразионные уступы, морские террасы, участки аккумулятивных рав­нин, сложенных морскими отложениями. Крупными геоструктурами шельфа являются также понижения (синеклизы) и возвышенности (антеклизы) с различной мощностью осадочных пород. Иногда по­нижения являются глубокими грабенами типа Кандалакшского за­лива и желоба Святого Лаврентия. Нелишне заметить, что осадки шельфовой зоны содержат запасы таких полезных ископаемых как нефть, а также рассыпные месторождения рудных полезных ископа­емых (железо-марганцевые конкреции)

Материковый склон начинается у бровки шельфа и углубля­ется под углом около 10°, а нередко 30 — 35° Сложен он породами материкового типа. О.К. Леонтьев отмечает, что материковый склон расположен между зоной поднятия — платформой и зоной погру­жения — ложем океана, что способствует формированию молодых сбросов и ступенчатости строения. Иногда ступени бывают очень широки (десятки километров) и называются краевыми плато мате­рикового склона. Примером может служить подводное плато Блейк к востоку от Флориды.

Геоморфологической особенностью материкового склона слу­жат подводные каньоны — глубоко врезанные поперечные ложби­ны, глубиной до 2000 метров, протяженностью в сотни километров. Каньоны буквально расчленяют крутые склоны материкового скло­на, образуя в его нижней части крупные конусы выноса. Проис­хождение этих удивительных образований до сих пор не ясно. Флювиальная теория рассматривает подводные каньоны как продолже­ние речных долин. Однако далеко не всегда каньоны имеют связь с материковыми эрозионными формами; кроме того, продольный про­филь каньонов намного круче профиля горных рек, не говоря уже о равнинных; большинство каньонов заканчивается на глубинах око­ло 3000 метров. Если принять флювиальную теорию, то требуется допустить, что уровень океана в четвертичный период был на 3 ки­лометра ниже современного, что не допускается данными геологии.

С современной точки зрения считается, что "материковый склон в своей основе — это система ступенчатых сбросов, образовавших­ся в пограничной зоне между областью с тенденцией к поднятию или слабому погружению — материковой платформой и областью с тенденцией к значительному погружению — ложем океана". Ска­лывание склона по направлению к ложу океана обусловили его сту­пенчатый профиль. Возникающие при этом гравитационные напря­жения выражались в образовании радиальных разломов, рассекаю­щих материковый склон вкрест его простирания в виде подводных каньонов. Таким образом, последние имеют тектоническое проис­хождение. Для некоторых районов материковый склон осложняет­ся бугристым рельефом соляной тектоники. Иногда отмечаются гря­зевые вулканы.

Насыщенные водой рыхлые морские отложения способны передвигаться по материковому склону при углах наклона менее 10°. Явление крипа — медленного оплывания на пологих склонах — вы­ражено в виде песчаных потоков, подводных оползней, возникаю­щих при небольших сейсмических толчках и даже при действии волн на шельфе или в верхней части склона. В некоторых районах Черного моря, у восточного берега Северной Америки (Блейк-Пур) отмечаются "структурные" оползни, при которых по склону сполза­ют целые блоки пород.

Гравитационные процессы выражаются также в мощных мутьевых потоках водной суспензии твердых частиц. Питаются эти потоки вблизи устьев крупных рек во время половодья, когда намного возра­стает взвешенный сток. Мутьевой поток на южном склоне Большой Ньюфаундлендской банки разорвал несколько подводных телеграф­ных кабелей, развив скорость до 120 километров в час при длине более 900 километров. Часто мутьевые потоки локализуются в под­водных каньонах, тогда их ширина сокращается, но скорость увеличи­вается, а в устье каньона возникают мощные кодусы выноса— турби-диты. Конус выноса подводного каньона Ганга занимает весь Бенгаль­ский залив и выдвигается в Индийский океан. Если подводный склон изрезан несколькими каньонами, то конусы выноса мутьевых потоков сливаются и образуют волнистую наклонную равнину материкового склона, которая продвигается и в пределы океанического ложа, эроди­руя его поверхность (абиссальные долины).

Важнейший геоморфологический процесс на дне океана — аккумуляция осадочного материала — как кластогенного (терригенного), так и биогенного и хемогенного происхождения. Расчеты по­казывают, что реки земного шара ежегодно выносят в море около 20 миллиардов тонн твердых частиц и 3,2 миллиарда тонн раство­ренного материала; ледники доставляют в океан 1,5 миллиарда тонн, абразия — около 0,5 миллиарда тонн. Значительное количество терригенного материала приносится ветром, ежегодно в океан поступа­ет около 3 миллиардов тонн вулканических продуктов. Если присоединить к этим цифрам величину биогенных осадков (1,82 милли­арда тонн), то сумма всего осадочного материала, осаждающегося на дно океана, составит около 30 миллиардов тонн в год.

Распределение осадочных толщ в океане имеет свои законо­мерности. Обычно зона шельфа и материкового склона лишена мощ­ных аккумулятивных образований благодаря значительным уклонам, проявлению эрозионной волновой деятельности, выносу вещества мутьевыми потоками. Благоприятны условия накопления мощной серии осадков в пределах материкового подножия. За счет сползания материала с материкового склона и очень пологих поверхностей подножия возникают ловушки для накопления осадочных толщ и появляются условия для процесса аккумулятивного выравнивания ложа океана.

Материковое подножие как важнейшая часть подводной ок­раины материков выражено обычно наклонной волнистой равни­ной шириной в несколько сотен километров между материковым склоном и ложем. В сторону океана оно выполаживается, достигая глубин 3,5 - 4,5 километра. Основная часть подножия сложена рых­лыми породами конусов выноса подводных каньонов. В верхней части, примыкающей к материковому склону, нередко отмечается опол­зневый рельеф. В целом материковое подножие — аккумулятивное образование с мощной (3-5 километров) толщей осадочных пород, выносимых реками в пределы шельфа. Под слоем аккумулятивных пород залегает кора материкового типа.

На некоторых участках подводных окраин материка наблюдает­ся сильная раздробленность, нарушающая описанное выше строение. У берегов Калифорнии, например, переход от материка к ложу океана представлен сочетанием плосковершинных возвышенностей и глубо­ких впадин. Такой рельеф возникает в результате интенсивных совре­менных тектонических процессов и получил название бордепленда.

Ловушками для накопления осадочного материала являются также котловины окраинных морей в геосинклинальных областях, где в результате этого процесса формируются плоские абиссаль­ные равнины и идет выравнивание коренного рельефа. Эти же про­цессы наблюдаются и в той части глубоководных желобов, которые прилегают к вулканическим островным дугам, служащим источни­ком осадков.

В центральных частях океанического ложа, где количество терригенных осадков резко сокращается, большое значение приоб­ретают вулканические и биогенные отложения. Последние нередко имеют смешанное биохемогенное происхождение и связаны со спо­собностью некоторых морских организмов усваивать из воды кар­бонаты кальция и кремнезем, которые после их отмирания выпада ют на дно в виде кремнистых (диатомовые) и карбонатных (форамениферовые, птероподовые, глобигериновые) илов. Еще Н.М. Страхов отмечал, что образование карбонатных морских осад­ков — один из важнейших геологических процессов. Абиссальные осадки маломощные, они покрывают и слегка нивелируют неровнос­ти ложа, придавая ему волнистый характер.

Мегарельеф планетарных форм Мирового океана включает ложа океанов и срединно-океанические хребты. В структурном от­ношении ложе океана соответствует океаническим платформам (талассократонам), сложенным корой океанического типа. Они пред­ставлены гигантскими плоскими котловинами, разделенными высо­кими хребтами. Глубины океанических платформ превышают 3,5 — 4 километра, что характеризует их областями длительного по­гружения и аккумуляции.

В отличие от океанических платформ, срединно-океанические хребты представляют собой вытянутые в меридиональном и суб­меридиональном направлениях гигантские вздутия земной коры, высотой более 2000 метров, увенчанные вулканами щитового типа. Они образуют единую планетарную океаническую систему длиной более 60000 километров. Строение срединно-океанических хребтов сложно. Сводовая часть осевой зоны обычно разбита рифовой впа­диной с крутыми бортами и плоским дном. Склоны расчленены резко выраженными ложбинами, по линиям которых происходят тектонические смещения (трансформные разломы).

Высокая сейсмичность и вулканизм срединно-океанических хребтов, максимальные значения теплового и магнитного потоков, резкая расчлененность рельефа, молодость слагающих пород и их зеркальное повторение по обе стороны рифтовой впадины свиде­тельствуют о проявлении в этом типе мегарельефа интенсивного современного тектогенеза, свойственного процессам спрединга, субдукции. Современная теория тектоники литосферных плит доказы­вает, что процесс рифтообразования проявляется с конца мезозоя и продолжается в современный период со скоростью раздвижения плит до нескольких сантиметров в год.

Срединно-океанические хребты сложены обычно ультраос­новными породами, главным образом перидотитами, дунитами. Они проникают в земную кору из верхней мантии, чем и объясняется высокая плотность рифтогенной коры. Важно отметить, что процес­сы рифтогенеза, проявляются на некоторых материках, продолжаясь по линиям океанических рифтов: Калифорнийский залив, Восточно-африканский, Байкальский рифты, Красное море.

В качестве примера приводим характеристику рельефа ложа Атлантического океана (рис. 15). Срединно-Атлантический хребет составляет орографический стержень океана и протягивается от ост­рова Исландия на севере до 65° южной широты на юге. Ширина хреб­та от 2500 километров сокращается к северу от Исландии до 300 ки­лометров. В наиболее высоких участках относительные превышения достигают 4 километров, а сложно устроенная горная система состоит из отдельных горстовых хребтов, нагорий и узких грабенов — рифтов с глубинами до 5 - 6 километров (впадина Романш, 7730 метров). К центру рифтовой зоны приурочены эпицентры землетрясений и современный вулканизм (Азорские острова). Во фланговых частях рельеф приобретает горный характер и отличается проявлением цен­трального и линейного вулканизма (хребет Рейкьянес). По обе сторо­ны от срединного хребта расположены котловины ложа океана— Лабрадорская, Северо-Американская, Бразильская, Аргентинская и др. Сложенные маломощной корой океанического типа, они отличаются однообразием выровненной поверхности или распространением хол­мистого рельефа, для которого характерны небольшие амплитуды расчленения (250 - 600 метров) — "рельеф абиссальных холмов", про­исхождение которого связывается с вулканическими проявлениями.

В открытой части океанов иногда встречаются подводные или надводные возвышенности, сложенные материковой корой (Сейшель­ская банка, Западно-Австралийская котловина). Их принято назы­вать микроконтинентами.

В Тихом и других океанах над крупными плоскими впадина­ми возвышаются плоские округлые возвышенности — гайоты. Их денудированные поверхности считаются остатками древних ма­териков, опустившихся ниже уровня океана.

Таким образом, современные представления о геологическом развитии Земли сходятся на том, что тектоническая жизнь нашей планеты протекает очень бурно и ее преобразование связано с дву­мя основными направлениями, которые выражают общий процесс литосферного круговорота. Первое направление — глобальный рифтогенный процесс, обусловленный сверхглубинными разломами зем­ной коры, подъемом вещества мантии, рождением новой океаничес­кой коры. При этом образуются крупные горные сооружения на дне океана и подводные поднятия на платформах. Второе направление — процесс переработки океанической коры в материковую, сопровож­дающийся ее опусканием в геосинклинальных зонах, возникновени­ем глубоководных желобов, а на более позднем этапе — высоких горных систем с континентальным типом земной коры.

ЧАСТЬ 3.

ПРОЯВЛЕНИЕ В РЕЛЬЕФЕ

ЭКЗОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ

ГЛАВА 6.