Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
К числу линейных хребтов, параллельных трансформным разломам, относятся такие их крупнейшие представители, как Восточно-Индийский и Мальдивский хребты в Индийском океане, из которых первый имеет длину 4,5 тыс. км. В Восточно-Индийском хребте бурением установлено, что он первоначально представлял цепь вулканических островов, возраст которых систематически омолаживается с севера на юг от позднемелового до эоценового, а Мальдивский хребет и сейчас представляет цепочку коралловых атоллов.
Однако далеко не все вулканические хребты следуют направлениям трансформных разломов; некоторые ориентированы косо к ним. К таким относятся, в частности, Императорско-Гавайский хребет - классический пример хребта, связанного с горячей точкой, и параллельные ему хребты о-вов Маршалловых, Лайн, Туамоту, Кука. Все они простираются в соответствии с траекторией движения Тихоокеанской плиты.
Крупное скопление вулканических островов и гийотов в западно-центральной части Тихого океана, где вулканизм проявился особенно интенсивно в середине мела, было интерпретировано Л.П. Зоненшайном и М.И. Кузьминым уже не как горячая точка, а как целое горячее плато, связанное с мощной струей, поднимающейся от границы мантии и ядра. Современное положение этого пятна намечается юго-восточнее, в районе Французской Полинезии (о. Таити и соседние острова).
Хотя решающая роль магматизма в создании внутриплитных подводных хребтов и поднятий очевидна, нельзя исключить и значения тектонических процессов, в частности блоковых движений. Сейсмические профили через возвышенности Шатского, Хесса, Бермудскую, Китовый хребет показали, что они имеют блоковую структуру. Можно думать, что такое строение приобретено этими поднятиями после прекращения вулканизма, в процессе их охлаждения и опускания. Данные бурения свидетельствуют, что после прекращения вулканизма начинается погружение поднятий, которое подчиняется той же закономерности, которая была установлена Дж. Слейтером и О.Г. Сорохтиным для океанской коры, образованной на осях спрединга. Но отсчет должен вестись не от средней глубины срединно-океанских хребтов, а от уровня океана, так как все эти поднятия первоначально возвышались над этим уровнем.
Остается открытым вопрос о существовании чисто глыбовых, невулканических внутриплитных хребтов. К таким хребтам можно было бы отнести хребты Теуантепек, Карнеги и Наска в Тихом океане против берегов Центральной и Южной Америки, но отсутствие данных бурения и сейсмики не позволяет подтвердить или опровергнуть это допущение. Вполне возможно, что и эти хребты окажутся в своей основе вулканическими.
10.5. Микроконтиненты
Первоначально значительная часть внутренних поднятий океана с толстой корой относилась к категории микроконтинентов, но затем бурение и сейсмические исследования показали, что число настоящих представителей этой категории структур весьма ограниченно. В Атлантическом океане к ним относится плато Роколл близ Британских островов, банка Орфан близ Ньюфаундленда; в Индийском океане - плато Агульяс у южной оконечности Африки. Мадагаскар с его южным подводным продолжением, Сейшельские острова; в Тихом океане - возвышенности Лорд-Хау, Норфолк к востоку от Австралии, а также Новая Зеландия с Новозеландским подводным плато к востоку от нее; в Северном Ледовитом океане - хр. Ломоносова и под большим вопросом - хр. Альфа - Менделеева.
Микроконтиненты характеризуются плоским рельефом поверхности, лежащей на глубине до 2-3 км ниже уровня океана, но отдельные участки могут выступать в виде мелководных банок (Роколл) или даже островов, в некоторых случаях (например, Лорд-Хау) имеющих вулканическое происхождение. Особый случаи представляет крупный, гористый о. Мадагаскар. Подстилаются микроконтиненты типичной, но утоненной до 25-30 км континентальной корой.
Осадочный чехол несколько утолщен по сравнению с абиссальными равнинами и в нем могут присутствовать отложения, предшествующие раскрытию данного океана. Вулканические проявления наблюдаются неповсеместно и принадлежат бимодальной ассоциации, характерной для континентальных рифтов. Возраст фундамента может быть различным - от палеозойского к востоку от Австралии до раннедокембрийского, даже архейского, на плато Роколл и Мадагаскаре.
Происхождение микроконтнпентов представляется достаточно ясным - она откалывались от континентов обычно на ранних стадиях раскрытия океана; затем ось спрединга перескакивала в центральную часть современного океана. Начальной стадией обособления микроконтинентов является образование краевых плато (см. гл. 11), некоторые из них уже наполовину отделены от континента рифтовыми грабенами, в которых еще сохранилась утоненная континентальная кора. Примером может служить Квинслендское плато к востоку от Австралии. Следующая стадия - перерастание континентального рифта в зону спрединга - может быть проиллюстрирована примером трога Роколл, возникшего в конце мела и отделившего плато Роколл от материка Европы.
Оглавление | 11.1. Строение и развитие пассивных окраин
10.6. Возраст и происхождение океанов
