 |
Глава YI. Рельеф и строение дна океанов.
|
|
|
|
Районирование и морфоструктуры
Поверхность суши материков составляет только одну третью часть поверхности Земли. Площадь поверхности, занятая Мировым океаном, составляет 361,1 мл кв. км. На подводные окраины континентов (шельфовые плато и континентальный склон) приходится около 1/5 площади его поверхности, на т.н. “переходные” зоны (глубоководные желоба, островные дуги, окраинные моря) – около 1/10 площади. Остальная поверхность (около 250 мл кв. км.) занята океаническими глубоководными равнинами, впадинами и разделяющими их внутриокеаническими поднятиями.
Океанические пространства богаты различными минеральными ресурсами. Современные геологические процессы на площади океанических пространств позволяют понять многие явления из прошлого Земли, структуры дна океанов неразрывно связаны со структурами поверхности континентов и только последовательное изучение океанических областей позволит до конца понять строение и эволюцию континентальных блоков.
Планомерное изучение региональной геологии и тектоники дна океанов началось в середине 50-х годов двадцатого века благодаря развитию методов морской геофизики и глубоководного бурения, созданию специальных научных и производственных подразделений, занимающихся изучением геологии морей и океанов.
Важные научные обобщения, посвященные региональной геологии, геоморфологии, тектонике дна океанов в нашей литературе были опубликованы П.Н.Кропоткиным, В.В.Белоусовым, Г.Б.Удинцевым, Ю.М.Пущаровским, А.П.Лисицыным, А.В.Живаго, П.Л.Безруковым, Б.М.Чиковым и многими другими исследователями. Большой вклад в изучение дна океанов внесли американские и японские геологи и геофизики.
|
|
|
Впадины океанов резко отличаются от материковых массивов тем, что поверхность земной коры в их пределах опущена на 4-5 км относительно материков, а толщина земной коры уменьшена в 5-7 раз. Различия в строении земной коры материков и океанов по данным геофизических исследований рассмотрено ранее и здесь есть необходимость еще раз напомнить, что на большей части океанов "гранито-метаморфический " слой не установлен.
Как известно, континентальные массивы и океанические впадины характеризуются двумя типами сочленения окраин: атлантическими (пассивным) и тихоокеанским (активным). Первый тип распространен по обрамлению большей части Атлантического, Индийского, Северного Ледовитого океанов. Для этого типа характерно, что через континентальный склон той или иной крутизны с системой ступенчатых сбросовых уступов (т.н. листрические разломы) и относительно пологое континентальное подножье происходит смыкание материковых массивов с областью абиссальных равнин дна океанов.
Второй тип сочленения выражен по обрамлению Тихого океана, по северо-восточной окраине Индийского океана и на окраине Атлантического океана, примыкающей к Центральной Америке. В этих областях между материковыми массивами и абиссальными равнинами дна океанов расположена той или иной ширины зона с глубоководными желобами, островными дугами, впадинами окраинных морей. Эта т.н. "переходная зона” океанских (материковых) окраин характеризуется прерывистым распространением земной коры океанического типа и сокращенной по мощности корой материкового типа. По-видимому “переходная зона” тихоокеанского типа с глубоководными желобами, островными дугами, котловинами окраинных морей частично соответствует зоне континентального подножья в областях сочленения атлантического типа, где также известны системы глубоких прогибов, но полностью снивелированных мощными толщами рыхлых осадков.
|
|
|
Океаническое дно резко отличается по характеру сейсмичности. Можно выделить области с высокой сейсмической активности и области асейсмичные. Первые представляют собой протяженные зоны, занятые системами срединно-океанических хребтов, протягивающиеся через все океаны. Иногда эти зоны называют океаническими подвижными поясами. Подвижные пояса характерны интенсивным вулканизмом (толеитовые базальты), повышенным тепловым потоком, резко расчлененным рельефом с системами продольных и поперечных гряд, желобов, уступов, неглубоким залеганием поверхности мантии.
Сейсмически мало активные области выражены в рельефе крупными океанскими котловинами, равнинами, плато, а также подводными хребтами, ограниченными уступами сбросового типа и внутриокеаническими валообразными поднятиями, увенчанными конусами действующих и потухших вулканов. Внутри областей второго типа присутствуют подводные плато и поднятия с корой материкового типа (микроконтиненты). В отличие от подвижных океанских поясов, эти области, по аналогии со структурами континентов, иногда называют талассократонами. Рассмотрим пространственное размещение океанских структур во впадинах океанов.
Атлантический океан
Впадина Атлантического океана, вытянутая по меридиану, отделяет материки Северной и Южной Америки от Европы и Африки. На севере она смыкается с впадиной Северного Ледовитого океана, на юге - Индийского океана (рис.24).
Впадина Атлантического океана на большей части своего обрамления характеризуется пассивным типом окраин с многочисленными сбросовыми уступами на континентальных склонах, которые обрезают на юге докембрийские структуры древних Африкано-Аравийской и Южно-Американской платформ. На севере континентальные уступы разделяют разновозрастные области Средиземноморского и Северо-Атлантического поясов.
Центральное положение на дне океана занимает система Срединно-Атлантических хребтов, состоящая из нескольких сегментов, смещенных относительно друг друга и сопряженных под прямым углом. В результате вся система имеет дважды изогнутую S-образную форму в плане. Глубина океана в пределах срединных хребтов составляет около 1,5-2 км. На отдельных участках хребтов имеются острова (Тристан-де-Кунья, Сан-Паулу, Азорские, Исландия). Остров Исландия представляет особый интерес, так как в его пределах на поверхности можно изучать структуру хребта и его магматизм.
|
|
|
Рис. 24. Морфоструктурные элементы дна Атлантического океана.
1 - контуры континентальной суши; 2 - граница континентов и океанических впадин по основанию материкового склона; 3 - осевые зоны срединно-океанических хребтов с рифтовой долиной; 4 - тоже без рифтовой долины; 5 - контуры океанических котловин и крупнейших впадин; 6 - глубоководные желоба; 7- окраинно-океанические валы;
8 - крупные подводные горы вулканического и иного происхождения;
9 - вулканические хребты; 10 - погруженные блоки с континентальной корой;
11 - поднятия с утолщенной корой океанического типа; 12 - островные дуги;
1З – трансформные разломы.
К западу и востоку от зоны Срединно-Атлантических хребтов расположены цепочки глубоководных котловин с глубинами 5-6 км. По западному краю океана с севера на юг прослеживаются следующие котловины: Гренландская, Лабрадорская, Северо-Американская, Гвианская, Бразильская, Аргентинская; по восточному - Норвежская, Западно-Европейская, Канарская, Зеленого Мыса, Гвинейская, Ангольская, Капская. Котловины разобщены подводными возвышенностями (хр. Китовый, возвышенности Риу-Гранди, о-вов Зеленого Мыса и др.), имеющими разную природу.
В зоне Срединно-Атлантических хребтов установлено большое число поперечных уступов - разломов сдвигового типа (так называемые трансформные разломы), сеть которых особенно сгущена в приэкваториальной области. Многие трансформные разломы, пересекая дно океана, продолжаются на континенты (грабены Бенуэ, Амазонский и др.).
Установлено их продолжение в разрывы, разделяющие на континентах комплексы докембрия (Гвинея), что свидетельствует о древности сети разрывов, приспособлении многих современных разломов к древней планетарной сети разрывных нарушений. Зоны поперечных разломов местами сопровождаются глубокими трогами - узкими желобообразными прогибами, расположенными субширотно, поперек Срединно-Атлантического хребта. Наибольшая часть трогов находится в приосевой зоне хребта и на его склонах.
|
|
|
Субширотная ориентировка трансформных разломов изменяется на северо-западную и северо-восточную соответственно на северном и южном окончаниях хребта. Трансформным разломам также подчинены глыбовые и вулканические поднятия. Вулканизм приемущественно толеитовый, но местами – щелочно-базальтовый.
Магнитное поле дна Атлантического океана характеризуется наличием отчетливых полосовых магнитных аномалий в зоне Срединно-Атлантического хребта и на его склонах. Участки спокойного магнитного поля устанавливаются в пределах глубоководных котловин и материкового подножья.
В соответствие с моделью плейт-тектоники, дно западной части Атлантического океана занимает восточную часть Американской литосферной плиты; восточные котловины располагаются на Африканской и Евразиатской плитах. Границей плит западного и восточного полушарий является осевая зона Срединно-Атлантического хребта (осевая рифтовая долина). С последней связан процесс спрединга – процесс раздвигания литосферных плит и формирования молодой океанической коры.
Осевая зона Срединно-Атлантического хребта расположена между 3 и 4 аномалиями (плиоцен – плейстоцен); склоны хребта заняты магнитными аномалиями, датируемыми вплоть до раннего эоцена.
Верхний осадочный слой океанической коры в Атлантическом океане разновозрастный. Наиболее древние, верхнеюрские отложения установлены в Северной Атлантике, к востоку от побережья США и к западу от Алжира и Марокко. На большей части котловин осадочный слой имеет мел – палеогеновый возраст. В пределах Срединно-Атлантическогохребта на базальтах залегают осадки олигоцена – неогена. Местами в осевой зоне хребта осадочный слой отсутствует.
Общая схема омоложения возраста подошвы осадочного чехла от побережий континентов к осевой зоне Срединно-Атлантичес-кого хребта, основанная на оценке возраста полосовых магнитных аномалий, нередко нарушается в зонах поднятий океанического дна появлением более древних, чем должны были быть отложений (хр. Китовый, возвышенности Рио-Гранде, Бермудские острова и др.).
Базальтовое основание осадочного чехла полого погружается по обе стороны от Срединно-Атлантического хребта к континентальным подножиям, в результате чего глубоководным котловинам, выраженным по поверхности чехла и подошве, соответствуют асимметрично построенные прогибы с мощностями осадков до 7-6 км у подножья континентального склона. Эти прогибы В.Е.Хаин и Л.Э.Левин называют периокеаническими. Обычно зона максимальных мощностей приближена к континентальному склону и расположена параллельно ему. Строение некоторых прогибов (например, Северо-Американского и др.) осложнено наличием системы узких зон поднятий, разделяющих опущенные блоки. Глубоководным бурением вскрыты мелководные глины и алевролиты апта в Капском прогибе, субаэральные туфы эоцена на хр. Китовый, мелководные фосфориты апта-альба в Ангольском прогибе, дельтовые толщи киммериджа-титона в Канарско-Атласском прогибе, мелководные отложения верхней юры в Багамской котловине и др. Местами в периокеанических прогибах установлены мощные залежи каменной соли и толщи лигнитов, свидетельствующие о постепенном вовлечении в область океанских глубин пассивных континентальных окраин.
|
|
|
Индийский океан.
Индийский океан расположен в южной половине восточного полушария, разделяя материковые массивы Гондваны. Континентальный склон обрезает складчатые структуры, выраженные на материках. Только на северо-востоке край океана, вдоль которого протягивается Яванский глубоководный желоб и сопряженная с ним островная дуга, параллелен границе Средиземноморско-Индонезийского пояса. Для окружающих океан материковых массивов характерен крутой континентальный склон и узкая зона шельфа.
Индийский океан неоднороден по рельефу дна и строению (рис.25). В центральной части океана вблизи 70-го меридиана в.д. протягивается система подводных поднятий Аравийско-Индийского хребта. На севере он отгибается в сторону Аденского залива и затем продолжается в рифт Аденского залива и далее сочленяется с Красноморским рифтом. В этом районе наблюдается непосредственный переход рифтовой зоны срединно-океанического хребта во внутриконтинентальный рифт и его сопряжение с системой Восточно-Африканских рифтов.
На широте южного тропика относительно узкий Аравийско-Индийский хребет под прямым углом сочленяется с поднятиями Западно-Индийского и Центрально-Индийского хребтов. Первый служит продолжением Южно-Атлантического хребта, второй на востоке переходит в широкое пологое Австрало-Антарктическое поднятие. Обычно хребты на 1,5-2 км возвышаются над дном смежных котловин. Сложная система Индийских срединно-океанических хребтов с тройным сочленением в центральной части океана на разных участках имеет неодинаковую ширину, выражена по-разному в рельефе дна и не везде имеет отчетливый осевой рифтовый грабен.
Рис. 25. Морфоструктурные элементы дна Индийского океана.
1 - контуры континентальной суши; 2 - граница континентов и океанических впадин по подножию материкового склона; 3 - область структур переходного типа (островные дуги, задуговые прогибы); 4 - глубоководные желоба и рвы; 5 - окраинно-океанические валы; 6 - контуры океанических котловин; 7 - вулканические горы; 8 - крупные подводные поднятия различного происхождения; 9 - погруженные блоки с материковой корой; 10 - поднятия с утолщенной корой океанического типа; 11 - осевые зоны срединно-океанических хребтов без рифтовой долины; 12 - то же, с рифтовой долиной; 13 – трансформные и прочие разломы.
Срединно-океанические хребты Индийского океана повсеместно пересечены параллельными трансформными разломами со сдвиговыми смещениями 50-100 км. Ориентировка разломов, поперечная простиранию хребтов, в различных частях океана имеет разное направление. Разломы, пересекая склоны хребтов, прослеживаются уступами в пределах океанических плит и нередко выходят на континенты. Особенно 'типична связь разломов Западно-Индийского хребта с разломами на Африканском континенте, на о-ве Мадагаскар и др. Многие из трансформных разломов сопровождаются узкими глубокими приразломными желобами.
Система срединно-океанических хребтов разделяет дно Индийского океана на три неравные части: западную, восточную и южную. Поскольку осевые зоны хребтов рассматриваются в качестве границ плит, каждый из указанных секторов океана принадлежит разным литосферным плитам - Африканской, Индо-Австралийской и Антарктической. Принадлежность к разным литосферным плитам не сказывается на общем строении океана как единой структуры.
Западный сектор, примыкающий к Африканскому побережью, характеризуется наличием относительно небольших глубоководных котловин (Сомалийская, Мозамбикская, Мадагаскарская), крупных поднятий типа микроконтинентов (Мадагаскар, Сейшеллы) и глыбовых хребтов (Маскаренский). Особое значение приобретают разломы, контролирующие общую структуру океанического дна.
Подошва осадочного чехла полого погружается в сторону континентального подножия. Мощность отложений у подножия континентального склона в Сомалийской котловине составляет около 10 км, в Мадагаскарской - 6 км. Возраст надбазальтового чехла Сомалийской котловины - поздняя юра - плейстоцен, Мозамбикской - мел-плейстоцен, Мадагаскарской - поздний мел-плейстоцен.
Для восточного сектора характерны наибольшие глубины дна (5-6 км). Система меридиональных разломов определяет структуру всей этой области. Протяженные меридиональные глыбовые поднятия Мальдивского и Восточно-Индийского хребтов разделяют Аравийскую, Центрально-Индийскую (Бенгальскую), Коксовую и Западно-Австралийскую глубоководные котловины. Последняя соединяется с Южно-Австралийской котловиной. По краям котловин развиты приразломные глубоководные желоба, примыкающие к глыбовым поднятиям. Система диагональных разрывов контролирует структуры, осложняющие строение котловин.
Вулканогенно-осадочный чехол, прогружаясь к материковому подножию, достигает мощности 12 км в Южно-Австралийской и Центрально-Индийской котловинах. Обычно его мощность не превышает 7-10 км в отдельных прогибах. В котловинах чехол представлен отложениями юры - плейстоцена и только в Южно-Австралийской котловине он сложен породами возраста до верхнего мела - плейстоцена.
Южный сектор включает две крупные широтно ориентированные Африкано-Антарктическую и Австрало-Антарктическую котловины, разобщенные поднятием хр.Кергелен с покровами толеитовых базальтов и массивами щелочных ультраосновных пород. Севернее расположена котловина Крозе, ромбическая форма которой подчинена разрывам. Подошва осадочного слоя коры на западе имеет юрский возраст, на востоке в Австрало-Антарктической котловине - меловой (?). Мощность осадочного слоя в центральных частях котловины не превышает 1 км и увеличивается к континентальному подножию Антарктиды до 5 км.
В целом дно Индийского океана характеризуется разным типом магнитных аномалий. Наряду с участками распространения полосовых магнитных аномалий, выделяются площади со спокойным магнитным полем. Часть полосовых магнитных аномалий оказывается поперечной простиранию системы срединно-океанических хребтов. Это позволяет предполагать неоднократные изменения осей спрединга в Индийском океане с позднего мела.
Северный Ледовитый океан
Впадина Северного Ледовитого океана - самая маленькая среди океанических впадин. Располагаясь в Арктической области северного полушария, она ограничивается Евразиатским и Северо-Американским континентальными массивами с очень широкой зоной шельфа (см. рис.1). Палеозойские и раннемезозойские складчатые сооружения Арктического, Урало-Монгольского и Северо-Атлантического поясов, протягивающиеся по побережью Евразии и Северной Америки, обрезаны континентальным склоном, имеющим преимущественно кайнозойский возраст.
Протяженное субмеридиональное поднятие подводного хребта Ломоносова делит впадину Северного Ледовитого океана на две области - Евразийскую и Амеразийскую, имеющие ряд особенностей рельефа и геологического строения. Евразийская область, меньшая по площади, но более погруженная (3-4 км), разделена подводным поднятием хр. Гаккеля на две вытянутые котловины - Амундсена, приближенную к хр. Ломоносова, и Нансена, примыкающую к подножию Евразиатского материка. Подводный хребет Гаккеля, возвышающийся над дном котловин на 1-2,0 км, служит северным продолжением Северо-Атлантического хребта. Амеразийская область, примыкающая к Канадскому архипелагу и шельфу Чукотского и Восточно-Сибирского морей, имееет большие размеры и меньшую глубину дна. Подводный хребет Менделеева, приближенный к полюсу и почти параллельный хребту Ломоносова, делит эту часть океана на две котловины - меньшую Подводников и большую Канадскую. С Канадской котловиной соединяется котловина моря Бофорта.
Строение Евразийской области обычно рассматривается в связи с хребтом Гаккеля, имеющим природу срединно-океанических хребтов (зона спрединга). Хребет Гаккеля выполаживается у подножия континентального склона шельфа моря Лаптевых. Зона хребта рассечена частой сеткой параллельных разломов с амплитудами сдвигов не более 20-30 км. Считается, что начало разрастания океанической коры в Евразийской области соответствует концу позднего мела - палеоцену. Океаническая кора имеет преимущественно палеогеновый возраст. Основание надбазальтового слоя погружается от хр. Гаккеля в сторону континентального подножия и хребта Ломоносова. Мощность осадочного слоя обычно составляет 1-2 км, но вблизи континентального склона котловины Нансена увеличивается до 7,5 км.
Амеразийская область характеризуется более сложным строением. Хребет Ломоносова, который также следует включать в эту область, отличается глыбовой природой и корой континентального типа. Предполагается, что в пределах хр. Менделеева, пересекающего центральную часть океана, кора также континентального типа. Континентальная кора свойственна Чукотскому поднятию, расположенному на юго-западе Канадской котловины. В то же время обширная Канадская котловина имеет кору субокеанического типа.
Подошва осадочного чехла в котловине Подводников (котловина Макарова - Толля) погружается к континентальному подножию Азиатского материка, где мощность осадков достигает 8 км. В Канадской котловине основание чехла погружается от хр. Менделеева к Аляске и о-вам Канадского архипелага до отметок -10 км. Главные особенности впадины Северного Ледовитого океана: небольшие размеры, наличие протяженных зон поднятий с континентальной корой в центре океана, приближенность срединно-океанического хребта к одному краю впадины, молодой возраст океанической коры.
Тихий океан
Впадина Тихого океана - крупнейшая отрицательная структура поверхности планеты. Она отделяет восточные окраины материков Евразии и Австралии от западных окраин Северной и Южной Америки. На юге впадина ограничена Антарктидой. Впадина океана окружена фанерозойскими складчатыми областями, составляющими окраины континентов и образующими в целом Тихоокеанский подвижный складчатый пояс, или Тихоокеанское кольцо (рис. 26). Возраст складчатых структур Тихоокеанского пояса последовательно омолаживается при приближении к океану. Наиболее молодая часть Тихоокеанского пояса соответствует зоне активной тихоокеанской окраины, рассматриваемой обычно в качестве современной геосинклинальной области.
Внешней границей впадины Тихого океана почти на всем протяжении служат глубоководные желоба, отделяющие тихоокеанские окраины от океана. Только на юге впадина ограничена пассивными окраинами вдоль побережья Антарктического материка. Около половины площади дна впадины Тихого океана располагаются на глубине 5-6 км, на юго-востоке имеются крупные участки с глубинами в 3-4 км.
Осевой линии дна океана соответствует система сводовых вулканических поднятий, протягивающихся в северо-западном направлении. Эта система включает Северо-Западный хребет, поднятия Гавайский островов, островов Центральной Полинезии, Туамото. На юге на широте о-ва Пасхи эта система смыкается с Восточно-Тихоокеанским поднятием (срединно-океаническим хребтом), которое смещено к юго-восточной части океана. В отличие от других срединно-океанических хребтов, в его осевой части отсутствует центральная рифтовая долина. Обладая большой шириной, поднятие воздымается над окружающими котловинами на 2-3 км.
Рис. 26. Морфоструктурные элементы дна Тихого океана.
1 - контуры континентальной суши; 2 - граница континентов и океанических впадин по подножию континентального склона; 3 - области со структурами океанических окраин (впадины окраинных морей, островные дуги, глубоководные желоба); 4 - внешние глубоководные желоба; 5 - глубоководные рвы; 6 - окраинно-океанические валы;
7 - контуры океанских котловин; 8 - вулканические поднятия; 9 - поднятия различного происхождения; 10 - погруженные блоки с корой материкового типа; 11 - поднятия с утолщенной корой океанического типа;!2 - осевые зоны срединно-океанических хребтов с рифтоовой долиной; 13 - то же, без рифтовой долины; 14 - древние срединно-океанические хребты; 15 – крупнейшие разрывы.
Восточно-Тихоокеанское поднятие подходит на севере к побережью Северной Америки и сменяется рифтом Калифорнийского залива. Калифорнийский залив, подобно Аденскому, относится к структуре, где океанический рифт переходит в внутриконтинентальный, тем самым, свидетельствуя об их генетической близости. Скорость раздвигания Калифорнийского рифта составляет 5 см/год.
Вблизи Южно-Американского побережья установлено два ответвления срединно-океанического хребта - Западно-Чилийское и Галапагосское поднятия, которые формировались как зоны растяжения в миоцене. На склонах Восточно-Тихоокеанского поднятия полосовые магнитные аномалии имеют кайнозойский возраст.
Трансформные разломы рассекают Восточно-Тихоокеанское поднятие, определяя его главные черты строения, и продолжаются далеко за пределы хребта в область океанических котловин. Многие трансформные разломы северо-западной ориентировки в южной части хребта пересекают также окраины континентов, ограничивают блоки континентальной коры в южной части океана и сопровождаются крупными приразломными глубоководными желобами. Протяженность многих разломов в Тихом океане составляет 1500-2000 км.
Восточно-Тихоокеанское поднятие и поперечная к его центральной части система осевых вулканических хребтов делят дно Тихого океана на три крупные области - западную, северо-восточную и юго-восточную. Западная и северо-восточная области расположены в пределах Тихоокеанской литосферной плиты, юго-восточная - объединяет плиты Наска, Кокос и часть Антарктической.
Западная область, примыкающая к Азиатско-Австралийской активной окраине, характеризуется наиболее сложным, разнородным строением и отличается наибольшей древностью осадочного слоя океанической коры. Она включает три крупных котловины - Западную, Центральную и Южную, а также многочисленные вулканические поднятия, валы и своды, осложняющие их строение. Возраст нижней части осадочного слоя в западной области юрско-меловой. Только на северном склоне Восточно-Тихоокеанского поднятия кора имеет кайнозойский возраст.
К восточной области относятся подводные «Великие равнины» с глубинами 5-6 км, разделенных широтными уступами дна вдоль разломов (Мендосино, Меррей, Молокаи, Кларион, Клиппертон и др.), которые рассматриваются как трансформные разломы с большими сдвиговыми перемещениями. Вдоль разломов установлены протяженные внутриокеанические глубоководные желоба, образование которых связано со сдвиговыми нарушениями. Возраст океанической коры этой области позднемеловой - кайнозойский. Омоложение происходит по направлению к побережью Северной Америки.
Юго-восточная область расположена к юго-востоку от осевой части Восточно-Тихоокеанского поднятия. Она состоит из нескольких глубоководных котловин (Беллинсгаузена, Чилийская, Перуанская и др.), разобщенных поперечными поднятиями - ответвлениями Восточно-Тихоокеанского поднятия и вулканическими хребтами. Возраст океанической коры преимущественно кайнозойский. Блоки позднемеловой коры наблюдаются только на юге области.
Судя по магнитному полю, земная кора в западной и северо-восточной областях к северу от Восточно-Тихоокеанского поднятия весьма неоднородна. Здесь выделяются участки с двумя типами полей - полосовым и спокойным магнитным полем. Зона полосовых магнитных аномалий прослеживается в обрамлении Восточно-Тихоокеанского поднятия и вдоль западного побережья Северной Америки до Алеутского желоба. Вторая зона полосовых аномалий пересекает центральную часть Тихого океана, следуя западнее Полинезии и Гавайских островов. Эти зоны разделяют участки спокойного выровненного магнитного поля. Предполагается, что магнитные аномалии восточной полосы имеют позднемеловой-эоценовый возраст, более западной – позднеюрско-раннемеловой.
Для западной области Тихого океана типично наличие многочисленных приподнятых блоков с утолщенной корой океанического типа, континентальной корой, многочисленных вулканических хребтов, линейных внутриокеанических глубоководных желобов. Особый интерес представляют многочисленные вулканические конусы, возвышающиеся над дном котловин на 2-3 км с плоскими вершинами, увенчанными рифовыми постройками мелового и палеогенового возраста (гайоты). Расположение гайот в западной части Тихого океана позволило Г.Менарду обосновать местоположение крупного океанического палеоподнятия юрско-мелового возраста, которое в кайнозое было раздроблено и погружено на большие глубины. В этом районе с помощью глубоководного бурения вскрыты мелководные отложения возраста от поздней юры до эоцена.
Мощность надбазальтового слоя во впадине Тихого океана обычно не превышает 1 км. Она увеличивается на поднятиях за счет вулканических образований, а также вблизи континентального подножия во впадине Беллинсгаузена (более 5 км), вблизи Чилийского желоба и в ряде других мест. Моноклинальное залегание надбазальтового слоя с пологим наклоном к западу и северо-западу в западной и северо-восточной областях осложнено наличием ступеней, отдельных поднятий и прогибов второго порядка.
|
|
|
