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.