Внутриплитные возвышенности и хребты

Эти поднятия океанского ложа имеют разнообразные формы – от изометричных до овальных с неправильными очертаниями и отчётливо линейных, протягивающихся в отдельных случаях на тысячи км при ширине около сотни км параллельно или косо по отношению к трансформным разломам. Возвышаются они над котловинами на 2-3 км и более, а вершины иногда выступают над уровнем океана. Для большинства внутриплитных поднятий очевидно вулканическое происхождение, т.е. они обязаны своим возникновением процессам магматизма. Проявление магматизма связывают с действием мантийных струй и горячими точками, для которых типичен щелочно-базальтовый магматизм. Крупные скопления вулканических островов и гийотов интерпретируются как «горячее плато». Определённая часть горячих точек приурочена к тройным сочленениям осей спрединга. Практически под всеми поднятиями фиксируется утолщённая кора (иногда до 30 км), сравнимая по мощности с континентальной. Но, в отличие от континентальной, она имеет трёхслойное строение, типичное для океанической коры. Мощность 2-го и 3-го слоёв увеличена за счёт вулканитов и интрузивных тел, как магматических образований горячих точек. Мощность осадочного слоя на поднятиях тоже бывает увеличенной, поскольку вершины поднятий находятся либо выше уровня растворения карбонатов или на такой глубине, где возможно образование биогермов. Все внутриплитные возвышенности и хребты асейсмичны.

Микроконтиненты

Микроконтиненты – структуры с плоским рельефом, расположенные на глубине 2-3 км ниже уровня океана, либо выступающих над уровнем океана в виде мелководных банок (Роколл), мелких (Лорд-Хау) и даже крупных (о. Мадагаскар) островов. Подсилаются микроконтиненты типичной, но утонённой континентальной корой, возраст которой может быть от архейского до палеозойского. Осадочных чехол гораздо мощнее, чем на абиссальных равнинах. Могут присутствовать осадки, предшествующие раскрытию океана. Микроконтиненты откалывались от континентов на ранних стадиях образования рифтовой зоны и раскрытия океана. В некоторых случаях континентальный рифт перерождался в зону спрединга (например, отделение в конце мела плато Роколл от материка Европы). Затем ось спрединга перескакивала в центральную часть современного океана (рис. 8.9).

Возраст и происхождение океанов

С позиций плейттектоники самые древние породы океанской коры должны находиться у краёв континентов. В Атлантическом океане наиболее древняя кора имеет возраст 165 млн. лет, такой же возраст имеет самая древняя кора и в Тихом океане, в Индийском океане – 158 млн. лет, а в Арктическом – около 100 млн. лет. Для всех океанов, кроме Тихого, этот возраст означает начало взламывания коры суперконтинента Пангеи и начала спрединга. Но, возможно, для Тихого океана этот процесс начался гораздо раньше, так как более древние породы океанической коры погружены в зонах субдукции, тем более что считается, что Тихоокеанская плита существовала, как минимум, последние 180 млн. лет в пределах. Распад литосферы суперконтинента Пангеи и океанской коры океана Панталасса на литосферные плиты, начавшийся около 200 млн. лет назад, и последующие их перемещения привёли к образованию современных океанов и материков.