Геологическое строение дна Атлантического океана

Специалисты в области геотектоники считают, что Атлантический океан является самым молодым. Современные очертания он приобрел лишь в кайнозойскую геологическую эпоху.

В строении дна Атлантического океана выделяются подводная окраина материков, срединно-океанический хребет, ложе океана (рис. 27). Переходная зона выражена значительно слабее, чем в Тихом океане.

Подводная окраина материков. Существенная особенность подводной окраины Северной Америки — широкая шельфовая зона, занимающая 10,3 % всей площади дна океана. Шельф имеет значительное распространение на северо-западе — у берегов Гренландии, полуострова Лабрадор, Новой Шотландии, где его ширина достигает 300—400 км. Для шельфа в этом районе характерно развитие реликтовых форм ледникового рельефа, глубоко-водных желобов, каньонов, приподнятых банок, представляющих собой гигантские куэсты, сложенные породами мезозойского возраста. Бурением вскрыты и протерозойские породы, что дает право рассматривать эти банки как часть затопленной Северо-Американской платформы.

Южнее полуострова Кейп-Код, через который проходит граница последнего оледенения, поверхность шельфа представлена полого-волнистыми равнинами, пересеченными рядом затопленных речных долин. Самая значительная из них — долина реки Гудзон.

У восточных берегов Флориды к шельфу примыкает большое подводное плато Блейк, поверхность которого сложена крупно-зернистыми отложениями, обнаруженными на глубине 1000 м. Океанологи высказывают предположение, что это результат воздействия на морское дно течения Гольфстрим. Плато Блейк сложено породами, аналогичными породам прибрежных равнин. На плато хорошо выражен материковый склон, начинающийся с глубины 200 м и отличающийся большой крутизной, с многочисленными каньонами.

Самый значительный из них — каньон Гудзон, расположенный на глубине 600—700 м, шириной 500 м и длиной до 200 км.

Материковое подножие представлено широкой наклонной равниной, которая образована в результате накопления осадков, главным образом отложений мутьевых потоков, выносящих массы осадочного материала из береговой зоны и с поверхности шельфа по подводным каньонам.

К подводной окране Северной Америки к юго-востоку от Флориды относится группа Багамских банок и островов. Багамские банки сложены коралловыми известняками. Наиболее своеобразной чертой подводной окраины материка в районе Мексиканского залива является распространение известняковых шельфовых платформ. На всем протяжении шельфа Северной и Центральной Америки отчетливо выражены следы древних береговых линий, образовавшихся вследствие неоднократных изменений уровня океана в четвертичное время.

Северная окраина Южной Америки окаймлена довольно широким шельфом, на дне которого распространены отмершие коралловые постройки. У берегов Бразилии шельф узкий, поверхность выровнена. У берегов Уругвая и Аргентины шельф расширяется до 400 км. В шельфе отмечается ряд древних структурных впадин, заполненных осадками мезокайнозойского возраста. Материковый склон Аргентины имеет ступенчатую структуру и тоже расчленен каньонами. На всем протяжении подводной окраины Южной Америки хорошо выражена равнина материкового подножия, осложненная выступами вулканических хребтов, приуроченных к разломам широтного простирания. Особой структурой подводной окраины материкового подножия является Фолклендское подводное плато. По утверждениям многих океанологов, это опущенная часть шельфа, где преобладают денудационные формы рельефа, отмечаются крупные выступы дна. На севере плато ограничено крутым уступом, подножие которого лежит на глубине 6000 м.

Подводная окраина Европы по своему строению во многом отличается от североамериканской. Подводная окраина Скандинавии имеет сравнительно узкий норвежский шельф, прибрежная часть которого выровнена. Равнина характеризуется своеобразной поверхностью — стрендфлетом. Она образована в результате совместного действия морозного выветривания, приливов и волновых процессов. Поверхность стрендфлета осложнена рядом поперечных ложбин. Обширный шельф распространен вокруг Британских островов. В шельфе Северного моря чередуются пологие возвышенности (высота 50 м) и пологие впадины (глубина 300 м). В прибрежной части шельфа встречаются длинные песчаные гряды — следствие деятельности приливо-отливных движений.

К западу от Британских островов, Франции и Пиренейского полуострова шельф по геологическим структурам имеет тесную связь с геологией суши. Он четко ограничен материковым склоном. Шельф Бискайского залива узок и не имеет значительного покрова рыхлых отложений. Здесь господствуют денудационные формы рельефа, много скалистых банок и островов. Материковый склон залива расчленен каньонами.

Материковое подножие на всем протяжении Европы небольшой ширины и отличается значительной толщей осадочных пород.

Подводная материковая окраина Пиренейского полуострова включает узкий шельф, сложно построенный материковый склон и материковое подножие, во многом напоминающее калифорнийский бордерленд.

Шельф Африканского материка отличается малой шириной. Между Пиренейским полуостровом и Канарскими островами рельеф шельфа холмистый, много выступов, сложенных с поверхности коренными породами, нередки горные гряды, являющиеся подводным продолжением Атласских структур. Максимальной ширины шельф достигает у берегов Сьерра-Леоне, Гвинеи. Здесь четко выражены затопленные долины рек, лагуны, по которым прослеживаются древние береговые линии материка на глубинах до 90 м, шельф сложен мощной толщей мезозойских и кайнозойских осадочных пород. Шельф Гвинейского залива узкий и образован песчаными осадками. Его поверхность ровная. У устья реки Конго он прорезан глубоководной подводной долиной. К югу от Китового хребта шельф достигает глубины 400 м и вдоль всего побережья осложнен коралловыми выступами.

Материковый склон Африки почти всюду представлен крутым уступом, а к югу от экватора он сильно расчленен подводными каньонами.

Материковое подножие Африки имеет сложное строение. К северу от Канарских островов расположен гористый рельеф с вулканическими хребтами самих Канарских островов. Здесь часты извержения вулканов. Вулканы насажены на складчатое основание, в тектоническом отношении являющееся продолжением Атласских гор альпийского и герцинского возраста. Для материкового подножия этого района характерно широкое развитие базальтовых лав. Подводное основание островов Зеленого Мыса представляет собой цепь действующих вулканов.

Таким образом, отличительной особенностью подводной материковой окраины восточной части Атлантического океана является то, что в ее строении участвуют вулканические породы.

Переходная зона. В Атлантическом океане переходная зона представлена двумя областями — Средиземноморской, Карибской.

Карибская (Антильская) область характеризуется серией раз-новозрастных островных дуг. Островные дуги имеют петлевидное строение, нередко желоба располагаются не только с внешней, но и с внутренней стороны дуг. В строении этой области принимают участие крупные массивы горной суши (Гаити, Куба). Рельеф дна очень сложен и состоит из ряда отдельных котловин (Юкатанская, Гренадская) с глубинами до 5000 м, разделенных подводными хребтами. В Карибской переходной области отмечены глубоководные желоба.

Средиземноморская область отличается от Карибской более простым строением и длительным развитием. В тектоническом строении ее преобладает материковый тип земной коры. Здесь нет глубоководных желобов, но сохранились их реликты (Эллинский желоб, 5121 м). Расположение островных дуг лишь угадывается по своеобразным очертаниям молодых горных хребтов (Балеарские, Ионические), часть которых остаются подводными. Глубоководные котловины разобщены подводными горами или крупными массивами суши. Самые крупные котловины — Балеарская и Тирренская. В котловинах широко распространены соленосные породы (эвапориты) верхнемиоценового возраста. Это свидетельствует о том, что Средиземное море в миоцене временно утрачивало связь с океаном и существовало как огромный бессточный бассейн. Сообщение с Атлантическим океаном возобновилось значительно позже (в понте). Вся Средиземноморская переходная область сейсмична. Здесь сохранились действующие вулканы (Стромболи на Липарских островах, Этна на острове Сицилия).

Срединно-океанический хребет. Характерной особенностью рельефа дна Атлантического океана является наличие Срединно-Атлантического хребта, простирающегося в центральной части океана от острова Исландия на севере до острова Буве на юге. На карте он имеет вид буквы S и состоит из северной и южной частей. От уровня поверхности океана хребет отстоит на глубинах 2000—3500 м. Кое-где он поднимается над уровнем океана в виде островов вулканического происхождения (Ян-Майен, Исландия, Азорские, Сан-Паулу, Вознесения, Тристан-да-Кунья, Гоф, Буве). Протяженность хребта достигает 17 000 км, ширина — несколько сотен километров. У острова Буве хребет поворачивается на восток, переходит в Африканско-Антарктический и соединяется с хребтами Индийского океана.

Срединно-Атлантический хребет молодой, его вулканическая и тектоническая жизнь продолжается. Для него характерны землетрясения и подводные извержения. В 1963 г. к югу от Исландии в пределах хребта образовался новый вулканический остров Суртсей. Вдоль осевой части хребта находится продольная глубокая рифтовая долина, шириной 30—60 км, врезанная на 2 км в поверхность хребта. Рифтовая долина на всем протяжении хребта совпадает с поясом эпицентров землетрясений. Сейсмические исследования свидетельствуют об исключительно высокой скорости упругих волн под рифтовой зоной хребта, а геотермические исследования — о высоких показателях теплового потока. В рифтовых зонах обнаружены ультраосновные породы и габбро, характерные для глубинных слоев Земли.

Хребет расчленен многочисленными поперечными разломами (Атлантис, Сан-Паулу, Святой Елены и др.) на отдельные глыбы-блоки, смещенные по линиям разломов относительно друг друга. С поперечными разломами связано происхождение вулканических островов вдоль хребта. К югу от экватора поперечных разломов меньше.

На севере, между островами Гренландия и Шпицберген, срединно-океанический хребет своим восточным склоном примыкает к материковому подножию и протягивается в виде узкого гребня, осложненного подводными вулканическими пиками. К югу от острова Исландия он носит название Рейкьянес и расширяется до нескольких сотен километров.

Ложе океана. По обе стороны от хребта простирается ложе океана с глубинами 4000—6000 м. Хребет делит ложе на два сектора — западный и восточный, различающихся своими глубинами. В западном секторе глубины достигают 8000 м и более, а в восточном секторе глубины свыше 7282 м пока не известны.

Как восточный, так и западный сектор пересекаются поперечными поднятиями, оказывающими влияние на придонные течения. Одно из этих поднятий — Китовый хребет — протягивается от островов Тристан-да-Кунья к северо-востоку, к берегам Африки на 20 ю. ш. Китовый хребет лежит на глубинах от 2000 до 3500 м. Другое крупное поднятие — возвышенность Риу-Гранди. Она простирается на запад от Срединно-Атлантического хребта, примерно между 30 и 35 ю. ш. В его пределах обнаружены банки с глубинами 600 м.

Поднятия дна делят ложе океана на глубоководные котловины (Лабрадорская, Северо-Американская, Ньюфаундлендская, Бразильская, Иберийская, Западно-Европейская, Канарская, Ангольская, Капская).

В северных же широтах Атлантического океана, где глубины значительно меньше, много банок глубиной 50—60 м. Такие районы распространены в тропических и субтропических широтах. В районе Азорских островов широко представлены гайоты и вулканические горные цепи.

Котловины и океанические поднятия характеризуются типично океаническим строением земной коры.

На большей части ложа мощность осадочного слоя достигает 1 км. Наиболее древние породы относятся к верхнеюрскому и меловому периодам.