Западная окраина Тихого океана резко отличается от восточной. От Аляски до Новой Зеландии на 25000 км протягивается то менее, то более широкая полоса глубоководных желобов, островных дуг и краевых морей. Большинство островных дуг здесь двойные; их структура осложнена междуговыми прогибами. В некоторых дугах на поверхность выходят офиолиты, находящиеся в аллохтонном залега­нии. В Филиппинском, Индонезийском и Меланезийском регионах глубоковод­ные желоба, представляющие собой резкие структурные разделы, существуют не только во фронтальной части островных дуг, но и внутри регионов, находясь в сложных взаимоотношениях с глубоководными впадинами краевых морей и системами островов. Соответственно, фокальные зоны землетрясений (зоны Заварицкого - Веньофа) не всегда наклонены в сторону материков, но иногда - в сторону океана. Более того, в ряде случаев фокальные зоны как таковые не про­слеживаются, а очаги землетрясений группируются в гнезда, находящиеся на разных глубинных уровнях.

Краевые моря, точнее их глубоководные впадины, обладают сложной внутрен­ней структурой. В их строении принимают участие как линейные поднятия, так и блоки изометричных или неправильных очертаний. Большинство этих позитивных структур имеет вулканическую природу. Однако некоторые блоки являются отторженцами более или менее древних складчатых сооружений (Ямато в Японском море, Бородино или Дайто в Филиппинском, Наньшацюндао в Южно-Китайском, Лорд-Хау среди меланезийских морей). Границы глубоко­водных впадин краевых морей обычно резкие. Ими могут быть разломы либо зоны утонения и выклинивания гранитно-метаморфического слоя в основании.

Происхождение глубоководных впадин краевых морей различное. В некоторых случаях, например в Филиппинском или Тасмановым морях, выявлены оси спрединга. Есть основания предполагать спрединг и в некоторых других впадинах, например в Командорской. В Японском, индонезийских, Коралловом морях глубоководные впадины возникли в результате большого растяжения коры с разрывом и раздвигом. Новокаледонская впадина образовалась в результате растяжения коры, но без разрыва. Алеутская впадина в Беринговом море образо­валась в результате значительного погружения части океанского ложа, отделен­ной Алеутской островной дугой.

Время образования глубоководных желобов, островных дуг и глубоковод­ных впадин краевых морей разное. Геологическое изучение Алеутской дуги показывает, что она, как и сопровождающий ее желоб, образовалась в палеоцене. Курильская дуга, глубоководный желоб и Южно-Охотская впадина возникли в олигоцене. Тогда же в результате раздвига начала образовываться глубоковод­ная впадина Японского моря. Сложная система Филиппинского моря формирова­лась на протяжении всего кайнозоя - от палеоцена (западные районы) до плиоцен-четвертичного времени (Марианский междуговой прогиб). Структура Восточной Индонезии - познекайнозойская. В Меланезийской области возраст тектони­ческих структур меняется от позднемелового (Тасманово море) и палеоценового (Коралловое море) до неогенового (Северо- и Южно-Фиджийская впадины). Желоб Тонга заложен, вероятно, в эоцене, поскольку на о. Эуа, входящем в архи­пелаг Тонга, развиты андезитовые, риолитовые и дацитовые лавы, а также осадочные толщи эоценового возраста.

Л Е К Ц И Я № 19

АТЛАНТИЧЕСКИЙ ОКЕАН

Атлантический океан лежит между Африкой и Европой на востоке и Ю. и С. Америкой на западе. Граница с Индийским океаном проходит по широкому проходу между Африкой и Антарктидой, но морфологического порога между ними нет - СОХ - Африкано-Антарктическое звено СОХ Индийского океана непрерывно продолжается в Атлантический. В районе о.Буве Африкано-Антарктический хребет соединяется с Американо-Антарктической ветвью и далее на север протягивается Срединно-Атлантический хребет. К югу от Африкано-Антарктического и Американо-Антарктического хребтов лежит Антарктическая Атлантика (котловины морей Уэддела и Лазарева, отделяемые от Тихого океана Антарктическим полуостровом и дугой Скотия). К северу располагается Южная Атлантика. Кроме того, выделяются Экваториальная и Северная Атлантика, к которой примыкают Средиземное и Карибское моря. Граница между Атлантическим и Северным Ледовитым океанами проходит по гребню гряды Британо-Гренландских порогов с расположенной на ней Исландией.

Северная Атлантика.

К югу от разлома Чарли-Гиббса и до Экваториальной Атлантики протягивается северо-Атлантическое звено Срединно-Атлантического хребта. В южной части он оконтуривается изобатой 5500м, ширина 2000-2500км; к северу от Азорских островов контуры хребта по изобате 4000м, ширина вдвое меньше. Средняя высота хребта 2700м. Гребень на глубине 2800м (в среднем). Наиболее высоко гребень поднят в районе Азорского плато (гл.1800м). Хребет имеет грядово-желобовый рельеф. В рифтовой зоне осевой рифт углублён относительно гребней хребта в среднем на 1500м. К осевой части рифта приурочены современные излияния толеитовых базальтов и гидротермальная деятельность, характерны многочисленные скопления железо-марганцевых конкреций.

Осадочный чехол Северо-Атлантического хребта, в южной половине, составляет менее 100м, в северной, на склонах хребта, увеличивается до 300-600м.

Северо-Атлантический хребет пересекают многочисленные трансформные разломы: Вима, 15-го градуса, Кейн, Атлантис, Хейс, Ошеанографер, Пико, Восточно-Азорский (Глория, Азоро-Гибралтарский), Курчатова, Максвела, Фарадея, Чарли-Гиббса и многие др. более мелкие. Большая часть разломов пересекают хребет на всю ширину, а некоторые протягиваются от одного континента до другого.

Карта аномалий магнитного поля имеет сложный характер. Выделяются участки чётких линейных аномалий ориентированных параллельно оси хребта и участки, где аномалии имеют сложную конфигурацию (мозаичное расположение). Интерпретируется как результат дробления и вращения фрагментов плит.

В районе Азоро-Бискайского хребта известны находки пород континентального типа.

Восточный сектор Северной Атлантики. Восточный сектор образует окраины З.Африки и Европы. Окраина З.Африки к северу от Гвинеи-Биссау представлена узким шельфом (30-50км), континентальный склон пологий. Мощность осадков (MZ-KZ) шельфа достигает 8000м. Ширина континентального подножия до 500км, мощность осадков от 2000 до 700м.

Вблизи побережья З.Африки находится архипелаг Канарских островов вулканического происхождения (горячая точка, проявление внутриплитного магматизма).

Севернее у побережья Марокко залегает мощная толща осадков, до 4000м. Её протыкают соляные диапиры. Континентальное подножие здесь располагается на глубинах порядка 4000м. На его краю расположен вулканический центр с островами Мадейра.

Западнее континентального подножия расположены глубоководные котловины - Канарская и Зелёного Мыса, границы которых проводятся по изобате 5000м. Мощность осадков в восточной части котловин достигает 400м, к западу убывает до 100м. Котловины рассечены трансформными разломами, в которых глубина увеличивается до 6000м. Возраст осадков в восточной части котловин - J-K.

Континентальный склон Иберийского полуострова ещё более узкий и крутой (20°). У подножия склона залегает мощная толща осадков 3-4км. К континентальной окраине З.Европы примыкает Западно-Европейская котловина, включающая Бискайский залив. Южный фланг Бискайского залива имеет узкий шельф и крутой склон, которые постепенно расширяются в северном направлении. Юго-западнее Великобритании и Ирландии ширина шельфа достигает нескольких сот км. Мощность осадков в Бискайской котловине достигает 5000-7000м.

Западный сектор Северной Атлантики. Западное обрамление Северной Атлантики начинается от выступа островной дуги М.Антилл. Дуга имеет сложное строение. На юге располагается Барбадосский хребет, представляющий собой либо аккреционную призму либо гигантсякий оползень. Мощность осадков восточнее Барбадоса достигает 4000м. Осадки поступали с северной части Ю.Америки. Малая Антильская дуга окаймляется желобом Пуэрто-Рико. Желоб имеет крутые борта и по морфологии напоминает желоб трансформного разлома Романш, а не обычный глубоководный желоб связанный с погружением сейсмофокальной зоны. Здесь эта зона имеет очень крутое падение.

К северу от островной дуги Больших Антилл окраину океана образует Багамская платформа с грядой известняковых Багамских островов и банок, разделённых глубокими проливами. Багамская платформа продолжается на север в виде плато Блейк.

Шельф Флориды и весь остальной шельф восточного побережья С.Америки представляет собой аккумулятивную террасу на краю С.Американской платформы. Это типичная современная пассивная континентальная окраина. Фундамент плато Блейк и Багамской платформы сложен палеозойскими осадочными толщами, продолжающимися на континенте. Мощность коры достигает 30 км. Мощность осадков на Флоридском шельфе до 4км, Багамская банка и плато Блейк сложены 5-6 км толщей карбонатных и эвапоритовых осадков. В районе мыса Хаттерас уступ плато Блейк примыкает к континентальному склону, который полого опускается до глубины 4000м. Аккумулятивная терраса шельфа сложена толщей мелководных осадков, которые накапливались на погружающейся окраине континента, начиная с юры. Их мощность достигает 12-18 км. Пргибание сопровождалось постройкой рифа или известковой банки на внешнем краю шельфа, постепенно продвигавшегося в сторону океана. К северу от Нью-Йорка шельф расширяется, но в районе залива Мэн на континентальном склоне обнажаются породы древнего кристаллического фундамента. В районе о-ва Ньюфаунленд расположена Большая Ньюфаунлендская банка ограниченная одним их трансформных разломов. Толща осадков вдоль всего континентального шельфа составляет 6-16 км.

На всей северной территории строение шельфа однотипно. Он представляет собой аккумулятивную террасу с докембрийским фундаментом в основании. Склон имеет ступенчатое строение и перекрыт толщей осадков мощностью до 10 км. Возраст осадков от юры до третичных.

Ложе океана в западной части Северной Атлантики делится на две котловины - огромную Северо-Американскую и небольшую Ньюфаунлендскую. Их разделяет выступ Ньюфаунлендской банки. Контуры С.Американской котловины проводятся по изобате 5000м. В с.з. части ложе покрыто мощным осадочным чехлом и представляет собой абиссальную равнину. Мощность осадков от 200-300 до 500м. В районе примыкающем к Б.Антиллам мощность осадков увеличивается до 1000м. В центре котловины находится Бермудское поднятие ограниченное с севера и юга трансформными разломами Атлантис и Кейн.

В С.Американской котловине есть две гр. подводных гор (севернее Бермуд) представляющих собой цепочку вулканов.

Дно Ньюфаунлендской котловины лежит на глубинах 4.5-4.6 км. Мощность осадков 1000м, возраст от нижнего мела.

Экваториальная Атлантика.

Срединно-Атлантический хребет. В экваториальной Атлантике САХ пересекается системой трансформных разломов, наиболее крупные из которых: Чейн, Романш, Первого градуса ю.ш., Сан-Паулу, Четвёртого Градуса с.ш., Сьерра-Леоне, Вима и целого ряда более мелких разломов. Разделяемые разломами сегменты хребта имеют протяжённость порядка 50-70 км при ширине 700 км. Ось САХ в пределах Экваториальной Атлантики ступенчато смещена к западу почти на 1800 миль. Почти все крупные разломы являются трансокеаническими и прослеживаются на континентах.

Африканский сектор Экваториальной Атлантики. Подводная окраина Африки в этом секторе представлена краевой частью Сахарской плиты. Шельф узкий, 6 км у побережья Либерии, но расширяется в Гвинейском заливе до 170-180 км. На шельфе Сьра-Леоне мощность осадков достигает 2-3 км, а на континентальном подножии 3 км и более. На шельфе Гвинейского залива мощность осадков увеличивается до 6 км. В основании разреза залегают домеловые отложения.

Подножие склонов переходит в глубоководные котловины - котловина Сьера-Леоне и Гвинейская котловина. Ложе этих котловин лежит на глубинах 4.5 -5 км. Мощность осадков достигает нескольких сот метров. В районах пересечения котловин разломами (Романш) глубины увеличиваются до 5.5 -6км.

Южно-Американский сектор Экваториальной Атлантики. От восточного выступа Ю.Америки край континента под прямым углом поворачивает на с.з. Шельф постепенно расширяется и в районе устья Амазонки его ширина достигает 300 км. Континентальный склон в верхней части крутой 5-6°, но постепенно выполаживается и переходит в широкое аккумулятивное подножие. Наиболее примечательной особенностью шельфа является крупнейший в Мировом океане конус выноса Амазонки. Это округлый выступ континентального склона, основание которого лежит на глубине 4800м. Этот выступ выдвинут в океан относительно шельфа почти на 700 км. Осадочная толща Амазонского шельфа является продолжением грабена Маражу (Амазонской синеклизы) связанной с западным окончанием зон разломов Романш и Сан-Паулу. Под внутренней частью шельфа континентальные осадки грабена сменяются морскими терригенными толщами мощностью до 12-16 км. Под внешней частью шельфа бурением установлено наличие барьера - в виде северного продолжения подводного хр. Белем. Эта седиментационная ловушка заполнилась к концу раннего миоцена, после чего осадки стали выноситься в область внешнего шельфа и континентального склона. Началось образование конуса выноса Амазонки, возраст которого составляет всего 22 млн.лет, а мощность осадков превышает 10км.

Западнее Амазонского шельфа расположено Гвианское плато с глубинами 800-1500м, покрытое 1.5 км толщей осадков. Шельфовая окраина переходит в глубоководную Гвианскую котловину, простирающуюся до САХ. На севере она ограничена разломом Вима, на юге разломом Романш. Глубина около 4.5км, тогда как в Северной и Южной Атлантике глубины более 5.5 км, что, вместе с САХ, создаёт геоморфологический барьер.

Южная и Антарктическая Атлантика. Южная и Антарктическая Атлантика разделена СОХ Африкано-Антарктическим, Американо-Антарктическим и Южно-Атлантическим на три сектора - восточный (Африканский), западный (Южноамериканский) и Антарктический.

Система срединно-океанических хребтов. Хребты Южной Атлантики имеют наиболее сложное строение. Осевая зона Африкано-Антарктического хребта сильно раздроблена, поэтому осевые рифты и поперечные разломы часто ориентированы под углом 45° к общему простиранию хребта. Наиболее крупные трансформные разломы: Принц-Эдуард и Шака. Глубины в этих желобах превышают 5000м, относительные превышения бортов достигают 3000-4000м. Наиболее поднятым участком является точка тройного сочленения хребтов.

Американо-Антарктический хребет состоит из 6 звеньев ограниченных трансформными разломами. Крупнейшие из них Южно-Сандвичев, Вулкан, Вулларда, Конрада. Простирание хребта юз-св. Протяжённость отдельных сегментов хребта 50-100 км при ширине до 700 км. Смещение вдоль разломов 80-170 км, в отдельных случаях до 500км.

Южно-Атлантический хребет - это горное сооружение протягивающееся из района тройного сочленения до экваториальной зоны трансатлантических разломов. Хребет возвышается над абиссальной равниной на 2500-3000м, отдельные пики хребта возвышаются над уровнем моря (о.Вонесения). Средние глубины над хребтом 2000-2500м. Хребет имеет классическое симметричное строение. Рифтовая зона с современным вулканизмом без осадков, расчленённый рельеф, сейсмическая активность. Высокий тепловой поток, положительная аномалия магнитного поля. С удалением от осевой зоны увеличивается мощность осадков, уменьшается интенсивность магнитных аномалий и величина теплового потока, рельеф сглаживается. Осевая рифтовая зона раздроблена многочисленными трансформными разломами, средняя величина звеньев 80 км.

Восточный (Африканский) сектор Южной Атлантики делится на Гвинейскую, Ангольскую и Капскую котловины, разделённые Гвинейским поднятием и поднятием Китового хребта. Африканские берега Атлантики представляют типичную пассивную континентальную окраину. Ширина шельфа и мощность осадочной толщи варьируют в широких пределах. Континентальный склон представляет собой серию сбросов или флексур ориентированных вдоль континентальной окраины, что создаёт благоприятные условия для накопления мощных толщь осадков. Шельфовая зона осложнена мощным конусом выноса р. Конго, который вдаётся в океан почти не 170 км дольше бровки шельфа. Южно-Американское побережье Атлантики имеет симметричное строение с Африканским и различается лишь в деталях. Это доказывает, что Африканский и Ю.Американский континенты представляли единый континентальный массив.

Считается что раскрытие Атлантики началось в поздней юре или раннем мелу в экваториальной зоне путём заложения континентальной трёхлучевой рифтовой системы. В дольнейшем один из лучей прекратил своё развитие, однако вулканические породы с ним связанные обнаружены в Африке. Раскрытие Атлантики шло путём расширения континентального рифта, через стадию малого океанического бассейна и до настоящего океана. После экваториальной Атлантики началось раскрытие Южной Атлантики и позже всего -Северной Атлантики. Атлантический океан представляет собой типичную рифтогенную структуру прошедшую путь от континентального рифта до океана. Имеет признаки структурной симметрии. Строение западного и восточного побережий имеет черты сходства, прослеживаются однотипные структуры. Все континентальные окраины относятся к типу пассивных представлены шельфами, их фундамент имеет ступенчато-сбросовый характер.

Л Е К Ц И Я № 20

ИНДИЙСКИЙ ОКЕАН

Индийский океан находится в окружении четырех материков - Африки, Азии, Австралии и Антарктиды, которые в основном образуют его естест­венные границы. Граница с Атлантическим океаном проводится по меридиану от южной оконечности Африки; с Тихим - по меридиану от южной око­нечности о. Тасмания. Дно Индийского океана изобилует разно­образными морфоструктурами - это срединно-океанические хребты, гиган­тские линейные и изометричные в плане подводные возвышенности, множе­ство крупных и мелких островов, глубоководные котловины, окраины как атлантического, так и тихоокеанского типа.

Структура Индийского океана определяется тремя срединными хребтами, делящими ложе океана на три главных сектора - западный, или Африканский, юго-западный, или Антарктический, и северо-восточный, или Азиатско-Австралийский.