Внутриплитные возвышенности и хребты
Кроме срединно-океанских спрединговых хребтов в Мировом океане существует еще большое число крупных подводных возвышенностей и хребтов иного происхождения, разделяющих глубоководные котловины. Эти поднятия океанского ложа имеют разнообразную форму. Одни из них более или менее изометричные, овально-округлые, например, Бермудское — в Атлантическом океане, Крозе — в Индийском, Шатского и Хесса — в Тихом и ряд других. Некоторые из них за плоский рельеф, образованный осадочным слоем, называют плато, например плато Онтонг-Джава в Тихом океане. Другие — отчетливо линейные, протягивающиеся местами на тысячи километров при ширине порядка сотни километров; классические примеры — Мальдивский и Восточно-Индийский хребты в Индийском океане. Третьи имеют промежуточную форму — вытянутую, с несколько неправильными очертаниями, например Кергелен в Индийском океане, Китовый хребет — в Атлантическом. Все эти хребты и возвышенности поднимаются над смежными глубоководными котловинами на 2—3 км и больше; кое-где их вершины выступают над уровнем океана в виде островов — Бермудские, Зеленого Мыса в Атлантике, Крозе, Кергелен и Херд в Индийском океане и немногие другие. Линейные хребты, в отличие от срединно-океанских спрединговых, иногда называют асейсмичными, но это определение не всегда достаточно точно, например в Мальдивском и Восточно-Индийском хребтах известны очаги землетрясений.
Для большинства внутриплитных поднятий очевидно вулканическое происхождение. Для Императорско-Гавайского хребта оно непосредственно доказывается современным вулканизмом на о. Гавайи, вулканической природой остальных островов Гавайской цепи и вскрытием вулканических построек бурением на ряде гийотов Императорского хребта. Такие же древние вулканические аппараты вскрыты бурением на о-вах Лайн в Тихом океане, Восточно-Индийском и Мальдивском хребтах в Индийском океане. Действующие или недавно потухшие вулканы наглядно свидетельствуют о происхождении Канарских островов в Атлантике, Коморских в Индийском океане. На Бермудском, иу-Гранди, Китовом и других поднятиях и хребтах в Атлантике, Маскаренском в Индийском под осадочным чехлом вскрыты базальты, обычно повышенной щелочности, характерные для внутиплитных океанских островов. На о. Кергелен и о-вах Зеленого Мыса известны и интрузии пород — дифференциатов щелочно-базальтовой магмы. Все это не оставляет сомнений в том, что подавляющая часть внутриплитных поднятий океана, если не все эти поднятия, обязана своим образованием процессам магматизма.
С этим в общем согласуется и наблюдаемое практически под всеми поднятиями утолщение коры, мощность которой в отдельных поднятиях, например Шатского, Хесса, Онтонг-Джава в Тихом океане, может превышать 30 км, т.е. становится сравнимой с континентальной. Последнее дало повод относить эти поднятия к категории микроконтинентов (см. ниже), однако более детальное сейсмическое изучение строения их коры показало, что она имеет то же трехслойное строение, что и типичная океанская кора, с теми же скоростными характеристиками каждого из слоев.
Океанская природа коры поднятий подтверждается и составом вулканитов верхов 2-го слоя, вскрытых бурением. Увеличение общей мощности коры идет за счет возрастания мощности всех трех слоев в отдельности. Для 2-го и 3-го слоев это, очевидно, объясняется увеличением интенсивности магматизма по сравнению с нормальной для спрединговых зон, а также большей продолжительностью его проявления, в связи с чем нормальная океанская кора надстраивается позднее образованными вулканитами, а в некоторых случаях, как на Кергелене и о-вах Зеленого Мыса, и внедрением интрузий. Мощность осадочного слоя на поднятиях тоже бывает увеличенной, поскольку вершины поднятий находятся выше уровня растворения карбонатов или на столь небольшой глубине, что здесь возможно образование биогермов.
Возникновение внутиплитных поднятий обычно связывают с действием мантийных струй и горячими точками, для которых типичен свойственный этим поднятиям щелочно-базальтовый магматизм. Определенная часть горячих точек приурочена к тройным сочленениям осей спрединга. Рисунок магнитных аномалий севера Тихого океана позволяет предполагать такое происхождение для поднятий Шатского и Хесса; о. Буве на юге Атлантики снимает подобное положение. Другая, большая, часть поднятий расположена на пересечении спрединговых хребтов крупными трансформными разломами. Хороший современный пример дает Исландия, которая, по выражению французов, «сидит верхом» на Срединно-Атлантическом хребте, причем в том его месте, где он пересекается зоной разломов, создавшей весь Гренландско-Фарерский порог. Мощность коры Исландии составляет 40 км, что дало повод одно время относить ее к континентальной, но слагающие Исландию неоген-четвертичные вулканиты — это довольно типичные вулканиты 2-го слоя и сейсмическая структура коры отвечает океанской.
Затухание вуканической деятельности на горячей точке, расположенной на оси спрединга, и дальнейшее продолжение спрединга может привести к тому, что сооружение, подобное Исландии, окажется разорванным и обе его части отодвинутыми на какое-то расстояние от современной оси спрединга. Так объясняют происхождение парных поднятий, таких, как Сеара и Сьерра-Леоне, Риу-Гранди и Китовый хребет в Атлантике, Кергелен и Брокен в Индийском океане, Моррис-Джесуп и Ермак в Северном Ледовитом океане. Раздвиг таких поднятий идет вдоль полос, параллельных трансформным разломам, т.е. в направлении движения плит.
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.
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